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Circulation thermohaline

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(Redirigé depuisCirculation océanique)
La circulation thermohaline mondiale correspond au couplage de plusieurscellules de convectionocéaniques et participe à laredistribution de la chaleur.
Animation de la circulation thermohaline.

Lacirculation thermohaline,appelée aussicirculation océanique profonde,est la circulation océanique engendrée par les différences de densité (masse volumique) de l'eau de mer,à l'origine decourants marins deprofondeur. Ces différences de densité proviennent des écarts detempératureet desalinitédes masses d'eau, d'où le terme de thermo — pour température — et halin — pour salinité.

À l'échelle de laplanète,lacirculation océanique de surfaceet la circulation océanique profonde forment une immense boucle de circulation que l’on nommeboucle thermohalineà l'origine d'un grand cycle qui brasse les eaux et convoie la chaleur à l'échelle de chaque hémisphère du globe.

Température, salinité et densité sont reliées par la fonction d'état[1]de l'eau de mer.Les eaux refroidies et salées plongent au niveau des hautes latitudes dans l'Atlantique-Nord (Norvège,Groenland,etmer du Labrador) et descendent vers le sud, à des profondeurs comprises entre 1 et 3km,formant l'eau profonde Nord-Atlantique. La remontée de ces eaux se fait principalement par mélange vertical dans tout l'océan. On estime qu'une molécule d'eau fait ce circuit entier en environ 1 000 à 1 500 ans. Il existe également des zones de formation d'eau dense dans l'océan Austral,au niveau desmers de Rossetde Weddell[2].Dans la réalité, il est difficile de séparer la circulation engendrée par les gradients de densité seuls des autres sources de mouvement des masses d'eau, telles que le vent ou les marées[3].Pour étudier cette circulation à grande échelle, les scientifiques préfèrent donc utiliser une notion mieux définie: la circulation méridienne de retournement (CMR[4]ou MOC pourMeridional Overturning Circulation)[3].

La circulation thermohaline a des conséquences encore mal estimées aujourd'hui sur leclimat.

Circulation méridienne de retournement[modifier|modifier le code]

La notion de circulation thermohaline est imprécise et il en existe plusieurs définitions[3].Si elle est majoritairement vue comme la circulation liée aux forçages thermique et halin qui lui donnent son nom, il est maintenant établi que ces seuls forçages ne sont pas suffisants pour maintenir cette circulation et que le mélange turbulent lié au vent et auxmaréesjoue un rôle primordial, notamment dans la remontée des eaux profondes[3],[5].Progressivement, la notion de circulation méridienne de retournement, ou MOC, s'est substituée à celle de circulation thermohaline[6].

Définition[modifier|modifier le code]

La MOC correspond à lafonction de courantméridienne. Elle s'obtient en intégrant la composante méridienne de la vitesse de courant suivant lalongitudeet la profondeur[7]:

oùdésigne la fonction de courant,xla longitude,ylalatitude,zla profondeur ettle temps. Son unité est leSverdrup(i.e. 106m3/s).

Contrairement à la circulation thermohaline, elle correspond à l'intégration de la vitesse, tous processus physiques confondus, et par conséquent, inclut la circulation liée au vent. L'intégration suivant la longitude peut être globale, ou être restreinte à un bassin, comme c'est le cas pour la circulation méridienne de retournement Atlantique, ou AMOC pour «Atlantic Meridional Overturning Circulation». Elle peut également être définie comme la valeur maximale de la fonction de courant, ou la valeur maximale à une latitude donnée. Ces définitions permettent de réduire l'information à une simple série temporelle, mais suppriment toute information sur la structure méridienne et verticale de cette circulation. L'utilisation de l'une ou l'autre définition dépend du problème posé. La MOC est beaucoup utilisée dans la communauté scientifique, car elle est bien définie et facilement calculable par lesmodèles d'océan[6],[8].

Circulation méridienne de retournement Atlantique (AMOC)[modifier|modifier le code]

Lorsque l'intégration zonale de la vitesse se limite au bassin atlantique, on parle d'AMOC pour «Atlantic MOC».

C'est dans l'océan Atlantique que la circulation méridienne de retournement est la plus intense et la plus étudiée. Elle est constituée de deux cellules convectives. Dans la cellule supérieure, les eaux chaudes et salées de surface sont transportées vers le nord, où elles se densifient sous l'effet de leur refroidissement[9].La perte de flottabilité de ce flux d'eau l'amène alors à plonger pour devenir l'eau profonde nord-atlantique(en)[9].Cette eau profonde est transportée vers le sud à une profondeur comprise entre 1 et 4km[9].Une partie finit par remonter en surface dans l'océan Austral,fermant ainsi la cellule[10].Le transport vers le sud de l'eau profonde nord-atlantique et sa remontée au niveau de la divergence antarctique forment également la branche supérieure de la seconde cellule convective. Cette cellule est alors fermée par la formation d'eau profonde et d'eau de fond au niveau de lamer de Weddell,qui tapissent le fond de l'océan Atlantique.

À26,5° N,les débits moyens des cellules supérieure et inférieure sont estimés à 18,7 ± 2,1 Sv[7]et 2 ± 0,5 Sv[11]respectivement.

Observations[modifier|modifier le code]

La très grande échelle de l'AMOC rend son observation difficile.

Les premières estimations étaient basées sur des sections hydrographiqueszonales,c'est-à-dire suivant unparallèle,à quelques latitudes choisies, majoritairement24,5° N,38° Net48° Ndans l'Atlantique Nord et24° Set34° Sdans l'Atlantique Sud[7].Ces mesures ont fourni une première estimation de la valeur de l'AMOC à un instant donné, mais doivent être longuement répétées pour estimer sa variabilité. En 2010, l'échantillonnage temporel reste faible, ce qui peut engendrer des erreurs liées au phénomène derepliement de spectre.Ainsi, la diminution d'AMOC identifiée à partir de sections hydrographiques répétées en1957,1981,1992,1998et2004à 26,5° N[12]était en2010suspectée d'être dominée par la variabilité intra-annuelle[13].

Depuis,dans le cadre du projet international Rapid Climate Change Program (RAPID), on mesure en continue (deux mesures par jour) l'AMOC à26,5° N,ce qui a amélioré l'évaluation de la variabilité de l'AMOC pour les échelles mensuelles à interannuelles. La série temporelle est cependant encore trop courte pour évaluer une variabilité décennale.

En2009un dispositif similaire à RAPID a été déployé dans l'Atlantique Sud à34,5° S:SAMBA pour «South-Atlantic MOC bassin-wide Array»[14].

Début2021,Nature Geosciencepublie une étude concluant au début de ralentissement (plus important que ceux qui se sont produits au moins dans les 1 000 ans précédents) et en,lesixième rapport d'évaluation du GIEC,en se basant sur les données et modélisations disponibles, estime que l'AMOC ralentira « très probablement » auXXIesiècle, asséchant ainsi l'Europe[15],[16].

Variabilité[modifier|modifier le code]

En2008,un cycle saisonnier de6,7 Svd'amplitude est décrit à26,5° Nsur ans (2004-2008), avec un maximum de transport en automne et un minimum au printemps[13].Mais ce cycle saisonnier n'est plus clairement identifiable sur les observations faites les huit années suivantes (2008-2016)[17].À cette même latitude, la variabilité journalière est élevée, atteignant30 Sv[18].

Il n'existe pas encore de série temporelle d'observation assez longue de l'AMOC pour décrire de manière fiable sa variabilité décennale à multidécennale, mais en2005,des études montrent que l'oscillation atlantique multidécennalede la température de surface est liée à l'AMOC. Ceci suggère des cycles à ces échelles de temps[19].Cette variabilité multidécennale était observée dans de nombreux modèles, mais au début desannées 2000il n'y a pas d'accord entre scientifiques sur les processus qui la contrôlent.

De2010à2021,un consensus se précise sur le fait qu'un ralentissement de l'AMOC est en cours, qu'il n'a jamais été aussi marqué depuis au moins 1 000 ans, et que sa continuation aurait des conséquences météorologiques néfastes à l’échelle de la planète[20]. Les chercheurs ont contourné le manque de séries longues de mesure en utilisant des données indirectes, résumées par une étude[21]publiée début 2021 dansNature Geoscience.Les auteurs s'y appuient d'une part sur les données de plus en plus précises acquises entre 1960 et 2015[22],et d'autre part sur l’observation de plusieurs facteurs indirects maintenant solidement documentés[23],[24],[25],[26],[27],[28],[29],[30]montrant que« la circulation thermohaline atlantique [Amoc] a été très stable depuis environ un millénaire mais qu'au cours du dernier siècle, il s’est produit une réduction marquée de ces courants atlantiques »[20]. Ce consensus est repris par lesixième rapport du GIECqui estime que l'AMOC ralentira « très probablement » encore auXXIesiècle, en asséchant l'Europe (Nature Geosciencea publié début 2021 une étude montrant un début de ralentissement, plus important que ceux qui se sont produits au moins dans les 1 000 ans précédents)[20].

Conséquences du ralentissement[modifier|modifier le code]

Selon Didier Swingedouw (CNRS,université de Bordeaux) interrogé en février 2021: « dans la région duSahel,une diminution de l’Amoc entraînerait une baisse importante des précipitations, avec des répercussions humaines importantes dans cette région très peuplée »[15].Selon Jean-Baptiste Sallée (chercheur, laboratoire LOCEAN;université Paris-Sorbonne) « en Europe du Nord, une diminution de l’Amoc a comme conséquence une augmentation de la fréquence des tempêtes et une augmentation du niveau des mers en Amérique du Nord et en Europe. Elle produira aussi une baisse importante de la production biologique marine ». Pour Didier Swingedouw (CNRS, université de Bordeaux) « il est aussi possible qu’en Europe, le contraste entre les saisons soit plus marqué, avec des hivers plus rigoureux et des étés très chauds »[15].Pour Didier Swingedouw, la question n'est plus de savoir si le ralentissement est certain, il est « très probable. La question est plutôt de quantifier l’amplitude de cette baisse et son horizon temporel. »[15].

Le ralentissement de l'AMOC pourrait entraîner la libération d'hydrates de méthanedans certaines eaux peu profondes de l'Atlantique. Les eaux profondes ne seraient plus refroidies par les eaux arctiques, et en se réchauffant libéreraient le méthane[31].

Moteurs de la circulation thermohaline[modifier|modifier le code]

Convection profonde[modifier|modifier le code]

L’eau de mer est d’autant plus dense que sa température est basse et sa salinité élevée. La colonne d’eau océanique est généralement stratifiée de manière stable, avec les eaux les plus denses (c.-à-d.plus lourdes) au fond, et les eaux moins denses (c.-à-d.plus légères) en surface. À la surface, les échanges de chaleur et d’eau douce avec l’atmosphère modifient la densité de l’eau. Dans certains cas, ces modifications peuvent créer une instabilité avec des eaux en surface plus denses que les eaux sous-jacentes. Il se créé alors unecellule de convectionlocale, générant un mélange vertical des eaux. Ce mélange homogénéise les propriétés de l’eau sur la colonne (c.-à-d.température, salinité, etc.), et engendre un flux de masse vers le fond[32].

Ce processus, responsable de la formation d’eau dense dans l’Atlantique Nord, a longtemps été considéré comme le moteur principal de la circulation thermohaline ou de l’AMOC. Une production importante d’eau dense augmenterait l’intensité du transport de ces eaux vers le sud en profondeur. Cette anomalie de transport de masse vers le sud est compensée par une augmentation du transport vers le nord en surface, ce qui revient à une augmentation de l’intensité de l’AMOC[32].C’est ce paradigme qui a valu à l’AMOC le nom de circulation thermohaline. Cependant, l’amélioration des observations et de l’échantillonnage, ainsi que l’amélioration des modèles, ont progressivement mis en évidence que la variabilité de la formation d’eau dense n’est pas directement reliée à la variabilité de l’AMOC[17].Le vent et les tourbillons jouent également un rôle important.

Rôle[modifier|modifier le code]

La circulation océanique contribue de manière substantielle à la redistribution de chaleur sur le globe terrestre[33].

La MOC est responsable d'une large part du transport méridien de chaleur. Ce transport méridien diffère d'un bassin à l'autre. Dans l'océan Atlantique, l'AMOC transporte de la chaleur vers le nord à toutes les latitudes, y compris au sud de l'équateur, engendrant un transport net de chaleur de l'hémisphère Sud vershémisphère Nord.Ce transport de chaleur vers le nord dans l'océan Atlantique est de 0.5PW au niveau de l'équateur[3],et atteint son maximum à 24-26°N avec un transport de 1.3PW (1PW = 1015watts), ce qui représente 25 % du transport total (transport océanique et atmosphérique) de chaleur vers le nord à ces latitudes[6].Cette particularité de l'océan Atlantique est attribuée à la cellule supérieure de l'AMOC incluant la formation d'eau dense au nord. Dans l'océan Pacifique, la MOC est principalement liée à la circulation desgyressubtropicaux, sans formation d'eau dense au Nord. Le transport de chaleur y est dirigé vers les pôles de part et d'autre de l'équateur, ce qui revient à un transfert de chaleur de l'équateur vers les pôles.

Ce rôle important de la MOC dans le transport méridien de chaleur suggère que des variations d'intensité de la MOC peuvent engendrer des variations du contenu de chaleur océanique et en particulier de la température de surface[7].Dans l'Atlantique Nord,la variabilité décennale à multi-décennale de la température de surface, appeléeoscillation atlantique multidécennalepourrait être reliée à la variabilité de l'AMOC selon les modèles. Ce lien ne peut pas encore être observé, faute d'observation de l'AMOC suffisamment longue dans le temps. L'oscillation atlantique multidécennale exerce une forte influence sur le climat des régions environnantes, notamment sur les pluies au Sahel[34],les sécheresses sur l'Amérique du Nord[35]et l'activité des cyclones tropicaux[36].L’hypothèse selon laquelle elle serait en partie contrôlée par la circulation à grande échelle est une des raisons pour lesquelles l’AMOC est considérée comme une possible source de prévisibilité pour le climat à l’échelle interannuelle à décennale dans la région Nord-Atlantique[7].

La convection océanique joue aussi un rôle important dans lecycle du carbone.En effet, en plongeant, les eaux marines entraînent une grande quantité dedioxyde de carbone(CO2) qui a été capturé de l'atmosphère et qui y est dissous. Ce dioxyde de carbone est restitué en partie à l'atmosphère lorsque les eaux profondes refont surface[37].

Le modèle à boites de Stommel[modifier|modifier le code]

alternative à l'image
Représentation schématique du modèle de Stommel. La circulation représentée sur ce schéma (flèches bleues) est la circulation haline, mais une circulation thermique, de sens opposé, est également possible.
Article détaillé:Arrêt de la circulation thermohaline.

Le concept de circulation thermohaline a été étudié parHenry Stommelen 1961[38]sur un système à deux boites. Dans ce modèle simple, les deux boites représentent respectivement les eaux de surface des régions équatoriale (eau chaude et salée) et polaire (eau plus froide et moins salée). Le forçage atmosphérique est modélisé, pour chacune des boites, par un réservoir de température et de salinité constante. Les boites sont reliées en profondeur par un capillaire représentant la circulation profonde, et par un trop plein permettant le retour des eaux en surface. Chacune des boites est équipée d'un mélangeur permettant de considérer les propriétés T, S comme homogènes.

Dans ce modèle simple, les forçages thermique et halin s'opposent. En effet, dans le capillaire, le gradient de température seul engendrerait un mouvement allant des pôles vers l'équateur avec un retour en surface de l'équateur vers les pôles. Au contraire, le gradient de salinité seul engendrerait un mouvement allant de l'équateur vers les pôles dans le capillaire, avec un retour en surface des pôles vers l'équateur. Dans son article, Stommel montre que, pour un même forçage (valeurs T, S dans les réservoirs), il peut exister deux équilibres stables correspondant respectivement à une circulation haline et thermique. Dans la gamme de forçage pour laquelle deux états d'équilibre E1et E2coexistent, l'état du système sera déterminé par son histoire, on parle de phénomène d’hystérésis.

De nombreux processus, comme la circulation zonale, ou le couplage avec l'atmosphère ne sont pas pris en compte dans ce modèle simple. L'existence de cette hystérésis a été retrouvée dans des modèles de climat de complexité intermédiaire[39],[40]et dans un modèle de climat basse résolution[41].En revanche, les modèles de climat plus sophistiqués sont plus stables et ne font pas apparaître d'hystérésis[42].La question de l'existence d'un cycle d’hystérésis de la circulation méridienne de retournement reste encore posée aujourd'hui.

Notes et références[modifier|modifier le code]

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  41. ↑(en)E.Hawkins,R. S.Smith,L. C.Allisonet J. M.Gregory,«Bistability of the Atlantic overturning circulation in a global climate model and links to ocean freshwater transport»,Geophysical Research Letters,vol.38,‎,p.L10605(ISSN1944-8007,DOI10.1029/2011GL047208,lire en ligne,consulté le).
  42. ↑(en)M. Vellinga, «Processes Governing the Recovery of a Perturbed Thermohaline Circulation in HadCM3»,Journal of Climate,no15,‎.

Voir aussi[modifier|modifier le code]

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