Circulation thermohaline

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La circulation thermohaline mondiale correspond au couplage de plusieurs cellules de convection océaniques et participe à la redistribution de la chaleur.
Animation de la circulation thermohaline.

La circulation thermohaline est la circulation océanique engendrée par les différences de densité (masse volumique) de l'eau de mer. Ces différences de densité proviennent des écarts de température et de salinité des masses d'eau, d'où le terme de thermo — pour température — et halin — pour salinité.

Température, salinité et densité sont reliés 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, et mer du Labrador) et descendent vers le sud, à des profondeurs comprises entre 1 et 3 km, 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 1 000/1 500 ans. Il existe également des zones de formation d'eau dense dans l'océan Austral, au niveau des mers de Ross et de 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 ou MOC pour « Meridional Overturning Circulation »[3].

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

Circulation méridienne de retournement (MOC)

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 aux marées joue un rôle primordial, notamment dans la remontée des eaux profondes[3],[4]. Progressivement, la notion de circulation méridienne de retournement, ou MOC, s'est substituée à celle de circulation thermohaline[5].

Définition

La MOC correspond à la fonction de courant méridienne. Elle s'obtient en intégrant la composante méridienne de la vitesse de courant suivant la longitude et la profondeur[6] :

où désigne la fonction de courant, x la longitude, y la latitude, z la profondeur et t le temps. Son unité est le Sverdrup (i.e. 106 m3/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 supprime 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 les modèles d'océan[5],[7].

Circulation méridienne de retournement Atlantique (AMOC)

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 de surface sont transportées vers le nord où elles se densifient sous l'effet des flux intenses de chaleur et d'eau douce avec l'atmosphère. Dans certaines régions particulières, elles peuvent devenir plus denses que les eaux sous-jacentes et plonger, alimentant ainsi l'eau profonde nord-atlantique. Cette eau profonde est transportée vers le sud où une partie remonte en surface dans l'océan Austral fermant ainsi la cellule[8]. Le transport vers le sud de l'eau profonde nord-atlantique et leur remontée au niveau de la divergence antarctique forme 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 la mer de Weddell qui tapissent le fond de l'océan Atlantique.

À 26,5°N, les débits moyens des cellules supérieure et inférieure sont estimés à 18,7 ± 2,1 Sv[6] et 2 ± 0,5 Sv[9] respectivement.

Observations

La très grande échelle de l'AMOC rend son observation difficile. Les premières estimations sont basées sur des sections hydrographiques zonales, c'est-à-dire suivant un parallèle, à quelques latitudes choisies, majoritairement 24.5°N, 38°N et 48°N dans l'Atlantique Nord et 24°S et 34°S dans l'Atlantique Sud[6]. Ces mesures permettent d'obtenir une estimation de la valeur de l'AMOC à un instant donné et doivent être répétées pour obtenir une estimation de sa variabilité. Cependant, l'échantillonnage dans le temps est faible et peut engendrer des erreurs liées au phénomène de repliement de spectre. Par exemple, la diminution d'AMOC identifiée à partir de sections hydrographiques répétées en 1957, 1981, 1992, 1998 and 2004 à 26,5°N[10] est aujourd'hui suspectée d'être dominée par la variabilité intra-annuelle[11].

Il existe, depuis , un dispositif d'observation qui mesure l'AMOC à 26.5°N dans le cadre du projet international Rapid Climate Change Program (RAPID). Ces observations sont bi-journalières ce qui permet une bonne évaluation de la variabilité de l'AMOC sur les échelles mensuelles à interannuelles. La série temporelle est encore trop courte pour évaluer sa variabilité décennale.

Un dispositif similaire à RAPID a été déployé en 2009 dans l'Atlantique-Sud à 34.5°S : SAMBA pour « South-Atlantic MOC bassin-wide Array »[12].

Variabilité

Un cycle saisonnier de 6,7 Sv d'amplitude a été observé à 26.5°N sur la période 2004-2008, avec un maximum de transport en automne et un minimum au printemps[11]. Cependant ce cycle saisonnier n'est pas clairement identifiable sur les observations plus récentes[13]. La variabilité journalière peut atteindre 30 Sv[14] à cette même latitude.

S'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; des études montrent que l'oscillation atlantique multidécennale de la température de surface est liée à l'AMOC, ce qui suggère une forte variabilité de cette dernière à ces échelles de temps[15]. Cette variabilité multidécennale est observée dans de nombreux modèles, mais il n'y a pas de consensus sur les processus qui la contrôlent.

Moteurs de la circulation thermohaline

Convection profonde

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 (i.e. plus lourdes) au fond, et les eaux moins denses (i.e. 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 une cellule de convection locale, générant un mélange vertical des eaux. Ce mélange homogénéise les propriétés de l’eau sur la colonne (i.e. température, salinité, etc.), et engendre un flux de masse vers le fond[16].

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[16]. C’est ce paradigme qui value 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[13]. Le vent et les tourbillons jouent également un rôle important.

Rôle

La circulation océanique contribue de manière substantielle à la redistribution de chaleur sur le globe terrestre[17].

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 vers hémisphère 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 = 1015 watts), ce qui représente 25 % du transport total (transport océanique et atmosphérique) de chaleur vers le nord à ces latitudes[5]. 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 des gyres subtropicaux, 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[6]. Dans l'Atlantique-Nord, la variabilité décennale à multi-décennale de la température de surface, appelée oscillation atlantique multidécennale pourrait être reliée à la variabilité de l'AMOC selon les modèles. Ce lien ne peut pas encore être observé, du fait du manque 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[18], les sécheresses sur l'Amérique du Nord[19] et l'activité des cyclones tropicaux[20]. 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[6].

La convection océanique joue aussi un rôle important dans le cycle du carbone. En effet, en plongeant les eaux marines entraînent une grande quantité de dioxyde 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[21].

Le modèle à boites de Stommel

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 par Henry Stommel en 1961[22] 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 E1 et E2 coexistent, 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[23],[24] et dans un modèle de climat basse résolution[25]. En revanche, les modèles de climat plus sophistiqués sont plus stables et ne font pas apparaître d'hystérésis[26]. La question de l'existence d'un cycle d’hystérésis de la circulation méridienne de retournement reste encore posée aujourd'hui.

Notes et références

  1. ↑ (en) The intergovernmental oceanographic commission, The international thermodynamic equation of seawater--2010 : Calculation and use of thermodynamic properties, UNESCO, (lire en ligne).
  2. ↑ Michèle Fieux, L'océan planétaire, Paris, ENSTA, , 421 p. (ISBN 978-2-7225-0915-3).
  3. ↑ a b c d et e (en) Carl Wunsch, « What Is the Thermohaline Circulation? », Science, vol. 298,‎ , p. 1179–1181 (ISSN 0036-8075 et 1095-9203, PMID 12424356, DOI 10.1126/science.1079329, lire en ligne, consulté le ).
  4. ↑ (en) Carl Wunsch, « Oceanography: Moon, tides and climate », Nature, no 405,‎ (ISSN 0028-0836, lire en ligne).
  5. ↑ a b et c (en) Sybren Drijfhout, Ocean circulation and climate : a 21st century perspective. Part IV. Ocean Circulation and Water Masses. 11. Conceptual models of the Wind-Driven and Thermohaline circulation, Amsterdam, International Geophysics series volume103, , 868 p. (ISBN 978-0-12-391851-2), p264.
  6. ↑ a b c d et e (en) Martha W. Buckley et John Marshall, « Observations, inferences, and mechanisms of the Atlantic Meridional Overturning Circulation: A review », Reviews of Geophysics,‎ , p. 2015RG000493 (ISSN 1944-9208, DOI 10.1002/2015RG000493, lire en ligne, consulté le ).
  7. ↑ (en) Peter Gent, Ocean Circulation and Climate : a 21st century perspective. Part V. Modelling of the Ocean Climate System. 23. Coupled models and Climate projections., Amsterdam, International Geophysics series volume 103, (ISBN 978-0-12-391851-2, lire en ligne), p615.
  8. ↑ John Marshall et Kevin Speer, « Closure of the meridional overturning circulation through Southern Ocean upwelling », Nature Geoscience, vol. 5,‎ , p. 171–180 (DOI 10.1038/ngeo1391, lire en ligne).
  9. ↑ Harry L. Bryden, Hannah R. Longworth et Stuart A. Cunningham, « Slowing of the Atlantic meridional overturning circulation at 25° N », Nature, vol. 438,‎ , p. 655–657 (DOI 10.1038/nature04385, lire en ligne).
  10. ↑ Harry L. Bryden, Hannah R. Longworth et Stuart A. Cunningham, « Slowing of the Atlantic meridional overturning circulation at 25° N », Nature, vol. 438,‎ , p. 655–657 (DOI 10.1038/nature04385, lire en ligne).
  11. ↑ a et b T. Kanzow, S. A. Cunningham, W. E. Johns et J. J-M. Hirschi, « Seasonal Variability of the Atlantic Meridional Overturning Circulation at 26.5°N », Journal of Climate, vol. 23,‎ , p. 5678–5698 (ISSN 0894-8755, DOI 10.1175/2010JCLI3389.1, lire en ligne, consulté le ).
  12. ↑ (en) Christopher S. Meinen, Sabrina Speich, Renellys C. Perez et Shenfu Dong, « Temporal variability of the meridional overturning circulation at 34.5°S: Results from two pilot boundary arrays in the South Atlantic », Journal of Geophysical Research: Oceans, vol. 118,‎ , p. 6461–6478 (ISSN 2169-9291, DOI 10.1002/2013JC009228, lire en ligne, consulté le ).
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  14. ↑ (en) Stuart A. Cunningham, Torsten Kanzow, Darren Rayner et Molly O. Baringer, « Temporal Variability of the Atlantic Meridional Overturning Circulation at 26.5°N », Science, vol. 317,‎ , p. 935–938 (ISSN 0036-8075 et 1095-9203, PMID 17702940, DOI 10.1126/science.1141304, lire en ligne, consulté le ).
  15. ↑ (en) Jeff R. Knight, Robert J. Allan, Chris K. Folland et Michael Vellinga, « A signature of persistent natural thermohaline circulation cycles in observed climate », Geophysical Research Letters, vol. 32,‎ , p. L20708 (ISSN 1944-8007, DOI 10.1029/2005GL024233, lire en ligne, consulté le ).
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  25. ↑ (en) E. Hawkins, R. S. Smith, L. C. Allison et 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 (ISSN 1944-8007, DOI 10.1029/2011GL047208, lire en ligne, consulté le ).
  26. ↑ (en) M. Vellinga, « Processes Governing the Recovery of a Perturbed Thermohaline Circulation in HadCM3 », Journal of Climate, no 15,‎ .

Voir aussi

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