La circulation thermohaline
La Circulation Thermohaline
Introduction à la Circulation Thermohaline
La circulation océanique est bien connue depuis les années 1960. Les cartes représentent généralement les courants qui se déplacent en surface, comme le Gulf Stream dans l’Atlantique Nord ; puis au niveau du Groenland et de la mer de Norvège l’eau plonge vers les profondeurs pour ne ressurgir que dans l’océan Indien et le Pacifique et permettre des hivers plus doux en Europe, continent pourtant à la même latitude que le Canada !
Des échanges continus d’énergie thermique, d’eau et d’énergie mécanique se produisent entre l’atmosphère et l’océan qui sont constamment à la recherche d’un état d’équilibre.
Par ces échanges, l’océan joue un rôle important sur l’établissement du climat, car il stocke l’énergie solaire de la zone équatoriale, la transporte vers les moyennes et hautes latitudes où il la transfère à l’atmosphère. Il contribue ainsi à atténuer les contrastes climatiques : c’est un puissant régulateur thermique.
Ce sont ces phénomènes que nous tâcherons d’expliquer et d’illustrer, et dont nous exposerons également les conséquences sur cette circulation dues au réchauffement climatique.
1 – Approche physique
La dynamique de la circulation profonde des océans dépend majoritairement de gradients de température horizontaux (résultats d’une combinaison entre température surfacique et salinité). Ces variations de températures entraîne une différence de température entre le pôle froid et la surface chaude des mers équatoriales.
Ces effets entraînent une eau dense à haute latitude et moins dense dans les régions tropicales, et donc la salinité diminue lorsque les latitudes augmentent.
L’équation d’état approximative pour l’eau de mer est :
http://ddata.over-blog.com/xxxyyy/0/00/70/79/cours/formule.bmp
avec T la température
S la salinité
Donc en résumé les températures favorisent une eau plus dense à haute latitudes et moindre au niveau de l’équateur, et inversement pour la salinité qui est moins importante à haute latitude.
Ce sont ces résultats qui donnent les mouvements océaniques que l’on appelle plus communément la Circulation Thermohaline.
2 – Approche plus théorique
2.1 – Température et salinité gouvernent la distribution des eaux océaniques
Les eaux de surface ont une température qui décroît de 30°C dans les zones tropicales jusqu'à -2°C aux latitudes élevées. Ces variations ont pour origine l'inégale répartition du rayonnement solaire qui échauffe les eaux superficielles par le haut. D'autre part, la température décroît très fortement entre 0 et 1000 m de profondeur : l'eau est stratifiée verticalement en couches plus froides, remontant en surface au niveau des pôles. A partir d'une certaine profondeur (thermocline), la température est stable : près de la moitié du volume des eaux atlantiques est ainsi à une température voisine de 3°C.
La salinité des eaux océaniques, en moyenne voisine de 34,71 grammes de sels dissous par litre d'eau (= 34,71 pour mille), détermine également une distribution latitudinale et verticale de l'eau. L'augmentation importante de la salinité dans les 800 premiers mètres d'eau induit, en association avec la baisse de température, une augmentation de la densité de l'eau (de 1,024 g/cm3 en surface, à 1,027 g/cm3 à 1000 m de profondeur).
La circulation océanique profonde est gouvernée actuellement par le plongement d'eaux froides et sursalées aux hautes latitudes. Aux hautes latitudes, la congélation de l'eau douce en surface de l'océan, ou encore la formation de la banquise, provoque une augmentation de la salinité de l'eau de mer sous-jacente. A ce phénomène, qui prend place dans les régions polaires, s'associe des températures très basses de l'eau. Les eaux de surface deviennent denses et tendent à plonger, à 3000 m de profondeur environ. Ce sont ces phénomènes que nous allons voir dans les paragraphes suivants.
2.2 – La convection profonde des eaux polaires
Les échangent à l’interface océan-atmosphère , en modifiant la température et la salinité de l’eau provoquent des changements de masse volumique. La colonne d’eau devient alors instable. Les eaux de surface et de fond tendent à échanger leurs places respectives. Ainsi l’eau de surface s’enfonce jusqu’à 2000 m de profondeur dans la mer de Ross en raison de la présence de glace de mer (eau résiduelle froide sursalée).
Ces phénomènes de convection profonde sont propres à l’océan Atlantique Nord, aux mers arctiques et à l’océan Antarctique. On note peu de convection de ce type dans le Pacifique Nord.
| EAF : Eau antarctique de fond | ESaS : Eau Subantarctique de surface |
| EAS : Eau antarctique de surface | EStS : Eau Subtropicale de Surface |
| EAI : Eau antarctique intermédiaire | |
La convection profonde des masses d'eau dans l'océan austral
(Document : G. Jacques, d'après Lutjeharms-1991
Expédition EREBUS - 1993)
Pour se convaincre il est toujours trivial de faire une petite expérience :
Le but est de faire l’analogie avec la circulation thermohaline.
Pour cela nous avons fait avec les moyens du bord : Une boîte en plastique transparent (on peut prendre une boîte de coton-tige par exemple ou un bassin plus grand) que l’on rempli d’eau à température ambiante, on dispose des glaçons d’un côté (ici nous les avons mis à droite) qui représentent les glaces de l’Arctique, de l’autre côté du bassin nous versons du colorant, de l’encre bleue, pour bien voir les mouvements de l’eau.
Résultats : On constate rapidement qu’un courant de surface se crée de la gauche vers la droite, comme si l’eau était « attirée » par les glaçons, puis au niveau de ces derniers on peut bien voir l’eau plonger en profondeur et une fois au fond, un courant de profondeur se crée de la droite vers la gauche pour enfin remonter en surface au point initial. Ce cycle facile à reproduire se crée systématiquement, si les glaçons se trouvaient de l’autre côté, à gauche du bassin, alors le même cycle se créerait mais en sens inverse, dans le sens antihoraire.
Photo de l'expérience faite avec un colorant rose, par le CNES:
Schématisation:
Explications : L’eau en surface à droite du bassin est refroidie par la présence de glace. Ce refroidissement se fait par conduction ( contact avec un corps froid) et par transfert de chaleur latente ( pour fondre, la glace doit recevoir de l’énergie de la part de l’eau).
L’eau ainsi refroidie est plus dense que l’eau environnante. Elle plonge le long de la paroi droite du bassin et va être remplacée par de l’eau située à la même hauteur. En effet, en minimisant le travail des forces de pesanteur, l’eau colorée située à la même hauteur va prendre la place de l’eau qui a plongée.
Il faut noter également que dans l’Atlantique Nord, très salé, la salinité des eaux est un facteur important de circulation océanique. Lors de la formation de glace par congélation de l’eau de mer, du sel est rejeté dans les eaux environnantes ; leur densité augmentent alors.
Cette petite expérience que nous avons testée personnellement et l’explication physique sont inspirés de travaux du CNES. Une vidéo est disponible (Collection Planète Océan 4 ,La Cinquième VIDEO, 1998).
Références : Vincent DANIEL, Laboratoire de Météorologie Dynamique, Commentaire scientifique d'un extrait du film, Le courant des profondeurs, Eisuke SEKI.
2.2 – La circulation des eaux profondes
En profondeur, les masses d'eau se déplacent sous l'effet de variations de densité dues aux modifications de la température et de la salinité en surface.
Figure 2 : La circulation thermohaline globale est gouvernée par les modifications de température et de salinité des eaux océaniques :
Cette circulation est mal connue car difficile à mesurer directement. Elle est surtout déduite de la distribution de "traceurs" tels que la température, la salinité, la teneur en oxygène. On suit également depuis peu l'évolution de nouveaux traceurs tels que les fréons (chlorofluorocarbones) rejetés depuis une cinquantaine d'années par les bombes aérosols et les réfrigérateurs, le tritium et le 14C injectés dans l'atmosphère lors des essais nucléaires des années 1960.
La vitesse moyenne des courants profonds est très faible (de l'ordre du mm.s-1). La durée du trajet de l'eau nord-atlantique profonde jusque dans les océans Pacifique et Indien serait de l'ordre de cinq cents ans. Un tel déplacement se mesure grâce à la datation à l'isotope carbone 14 (14C), fabriqué en permanence dans l'atmosphère par le rayonnement cosmique et présent sous forme de molécules de gaz carbonique. Ce gaz se dissout dans l'océan de surface, si bien que le 14C y est abondant et constamment renouvelé. En revanche, une fois que l'eau quitte la surface, la quantité du 14C décroît car ses atomes se désintègrent. La mesure de cette décroissance permet de dater les eaux profondes des océans en évaluant le temps qui s'est écoulé depuis qu'elles ont quitté la surface. On a ainsi montré que les eaux profondes de l'océan Pacifique ont environ mille cinq cents ans, tandis que celles de l'océan Atlantique n'ont que trente ans.
Figure 3 : Age des eaux profondes (3000 m de profondeur) exprimé en années et déterminé à l’aide du carbone 14 :
Les flux d'eau profonde sont plus difficiles à évaluer que ceux des courants de surface, mais ils sont du même ordre de grandeur. On admet actuellement que le transport d'eau nord-atlantique profonde vers le sud est de
18 Sv. Le transport d'eau antarctique intermédiaire dans les trois océans serait de l'ordre de 30 Sv. Quant à celui de l'eau antarctique de fond, il semble beaucoup plus faible (environ 5 Sv).
Figure 4 : Principe de datation des eaux profondes
3 – Conséquences d’un réchauffement planétaire
De nombreuses études s’intéressent au réchauffement climatique, nous allons examiner ici quelques conséquences que prévoit l’IPCC, mais avant nous devons nous intéresser au système climatique et à sa composition.
3.1 Le système climatique
Le système climatique terrestre est défini selon Peixoto et Oort [1992] comme un système thermo hydrodynamique composé, non isolé (échange de l’énergie), et fermé (n’échange pas de la matière).
Les systèmes simples du climat, appelés également sous-systèmes, sont tous non isolés et ouverts. Ils sont au nombre de cinq et sont généralement appelés : atmosphère, hydrosphère, cryosphère, lithosphère et biosphère.
Figure 1 : Le système climatique et ses différentes composantes. Vue schématique inspirée de Peixoto & Oort [1992].
L'atmosphère est la couche d'air qui entoure le globe terrestre.
L'hydrosphère englobe l'ensemble de l'eau en phase liquide sur la Terre. Elle comprend non seulement les océans, mais aussi les mers intérieures, les lacs, les cours d'eau et les eaux souterraines. Toutefois, les océans constituent l'élément principal de ce sous-système puisqu'ils couvrent plus de deux tiers de la surface terrestre, environ 360 millions de km2 qui concourent à l'absorption d'énergie solaire et à l'émission d'énergie infrarouge. En raison de leur masse et de la chaleur spécifique de l'eau, les océans représentent un important réservoir d'énergie. Le stockage est réalisé par la couche d'eau en surface, dont l'épaisseur varie suivant les saisons et l'intensité des vents. Cette couche, d'une profondeur moyenne de cent mètres, est appelée couche de mélange océanique car, soumise à l'action du vent, elle est très homogène en température et en salinité, mais aussi très turbulente. Sa température dépend de l'énergie absorbée par l'océan, elle est particulièrement élevée dans les régions intertropicales, due à l'intense rayonnement solaire incident.
La "cryosphère", est formée de l'ensemble des glaces continentales et marines: glaciers alpins, calottes glaciaires, Groenland et Antarctique, mais aussi glaces de mer et neige.
3.2 Les conséquences d’un réchauffement
3.2.1 La montée du niveau des mers
En effet le premier événement auquel on peut penser est la montée du niveau des mers suite à la fonte des glaciers. On a pu observer des retraits importants de glaciers dans les Alpes durant les deux derniers siècles et plusieurs glaciers des Andes retraitent rapidement présentement. Mais d’autres éléments entrent aussi en jeu : la dilatation thermique.
Un réchauffement de 0,5 °C des eaux de surface (depuis 1880) a entraîné, par dilatation, une élévation de 5cm.
3.2.2 L’impact sur les écosystèmes
Les différents types de plantes ont différents mécanismes de fixation du carbone, certaines utilise la photosynthèse C3 et même la C4. Au sein même du monde des plantes C3, différents types de plantes répondront de façons différentes aux changements de température et de taux d’humidité qui accompagneront les variations de teneurs en CO2.
Dans le monde marin, un réchauffement des eaux de la tranche de surface peut affecter la vie benthique, les coraux avec la fameuse maladie blanche en sont un bon exemple.
La migration des espèces pourra aussi se voir perturbée suite aux déplacements des limites entre les zones de température. Et certaines des ces espèces pourraient ne pas avoir la rapidité de réaction suffisante (reproduction, colonisation) pour suivre le changement et carrément disparaître.
3.2.3 L’impact sur la circulation thermohaline
Une étude menée par deux océanographes, Sirpa Hãkkinen (NASA Goddard Space Flight Center) et Peter Rhines (université de Washington, Seattle) - et que Science publie en ligne à la date du 15 avril (www.sciencexpress.org) -, a mis en évidence un ralentissement de cette circulation au cours de la décennie 1990. En particulier dans un courant subpolaire de l’Atlantique nord, entre 50 et 65 degrés de latitude nord. Plus grave encore, dans cette région où existent "d’intenses interactions entre l’océan et l’atmosphère" et où les eaux froides plongent pour former le North Atlantic Deep Water, ce ralentissement se "prolonge" jusque vers 2 800 m de profondeur.
Sirpa Hãkkinen et Peter Rhines ont détecté le ralentissement de ce courant marin subpolaire en passant en revue les données altimétriques fournies pendant les décennies 1980 et 1990 par le satellite franco-américain Topex-Poséidon, mais aussi les informations collectées par d’autres satellites (ERS-1 et 2, Seasat, Geosat) et celles fournies par des instruments de mesure des courants marins.
"Cette étude, réalisée par des scientifiques connus pour leur sérieux, montre néanmoins que la circulation thermohaline s’affaiblit dans cette région. L’océan perd moins de chaleur et la convection océanique y est moins profonde", analyse Alain Colin de Verdière. "Une étude menée actuellement sur les données altimétriques au Laboratoire de physique des océans (unité mixte CNRS/Ifremer/université de Rennes) corrobore cette tendance", ajoute le chercheur.
Un ralentissement, ou à la limite un arrêt, dans le transport des masses d’eau océaniques aura certes une influence néfaste sur les ressources halieutiques (qui concernent la pêche) et les climats en général pouvant entraîner une baisse de température de 4 à 5 °C en Europe et sur l’Est des USA. L’effet El Niño est un bon exemple de l’interrelation climat-circulation océanique-ressources marines. Un tel ralentissement peut être causé, au point de départ de la boucle, par un réchauffement des eaux de surface dans l’Atlantique -Nord et par une diminution de leur salinité par la fonte des glaces (cf : 3.1) du Groenland et de l’Arctique entraînant un apport d’eau douce plus important.
« La circulation profonde des Océans est déjà restée bloquée dans le passé de la Terre, mais il n’est pas facile d’extrapoler à la situation actuelle », explique Edouard Bard, professeur au Collège de France.
Une équipe scientifique menée par J. F. McManus (Woods Hole Oceanographic Institution, Massachusetts, Etats-Unis) démontre, dans la revue Nature du 22 avril, que la circulation thermohaline s’est presque totalement arrêtée il y a 17 500 ans, au début d’une période de déglaciation rapide de la région. A cette époque, la fonte des icebergs a amené de l’eau en grande quantité dans les mers nordiques. Les chercheurs sont parvenus à ce résultat après avoir analysé des carottes de sédiments vieux de 20 000 ans, correspondant à une période où les glaces couvraient une grande partie du nord des continents. Leur étude indique aussi que cette circulation méridionale de renversement de l’Atlantique est devenue de nouveau active pendant les périodes les plus chaudes de cet épisode interglaciaire. Ce qui montre le rôle important qu’elle joue lors des changements climatiques rapides.
Le graphique qui suit montre, à partir de plusieurs modèles, que déjà la circulation décline depuis quelques décennies et que, sauf pour deux modèles, cette diminution ira en s’accentuant. Le zéro de base correspond à la moyenne des années 1961-1990.
Certains modèles vont même jusqu’à prévoir qu’une augmentation de 1% par an de la teneur atmosphérique en CO2 pendant 100ans entraînera une coupure nette de la circulation thermohaline. Un autre modèle conclut qu’avec une augmentation de 1% par an, la coupure se produira lorsque la teneur atteindra 4 fois la teneur de bas (280 ppm). Rappelons-nous que le taux d’augmentation de la teneur en CO2 atmosphérique a été en moyenne de 1,5 ppm (0,4%) par année durant les deux dernières décennies.
Conclusion
Nous avons donc vu dans cet exposé que l’océan, puissant régulateur thermique, joue un rôle très important sur l’établissement du climat. La circulation thermohaline qui permet d’adoucir les températures, en Europe notamment, est indispensable à notre planète. Un réchauffement climatique entraînerait de nombreuses perturbations au niveau marin, animal et même humain, mais également sur cette circulation pouvant peut-être s’arrêter et multiplier alors les dégâts.
Pour savoir si un changement est réellement amorcé, il nous faudra faire des mesures à plus grandes échelles : c’est pourquoi, à la surface des océans, le projet Argo (Array for Real Time Geostrophic Oceanography) déploie des milliers de bouées qui mesureront la salinité des eaux jusqu’à 2000 m de profondeur. Mais la vraie surveillance de la circulation profonde débutera en 2007 avec le satellite SMOS qui pourra déterminer la moindre variation de salinité. Toutes ces données nous permettront de savoir si les prédictions des spécialistes sur l’avenir climatique sont si inquiétantes que ce qu’ils prétendent….
