Circulation méridienne de renversement de l'Atlantique - Atlantic meridional overturning circulation

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Carte topographique des mers nordiques et des bassins subpolaires avec des courants de surface (courbes pleines) et des courants profonds (courbes en pointillés) qui forment une partie de la circulation méridienne de retournement de l'Atlantique. Les couleurs des courbes indiquent les températures approximatives.

La circulation méridienne de retournement de l'Atlantique ( AMOC ) est la composante zonale intégrée des courants de surface et profonds dans l' océan Atlantique . Elle se caractérise par un écoulement vers le nord de chaud, salé l' eau dans les couches supérieures de l'Atlantique, et un écoulement vers le sud des eaux plus froides et profondes qui font partie de la circulation thermohaline . Ces « membres » sont liés par des régions de renversement dans les pays nordiques et les mers du Labrador et l' océan Austral . L'AMOC est une composante importante du système climatique de la Terre et résulte à la fois des facteurs atmosphériques et thermohalines.

Général

Le flux de surface vers le nord transporte une quantité substantielle d'énergie thermique des tropiques et de l'hémisphère sud vers l'Atlantique Nord, où la chaleur est perdue dans l'atmosphère en raison du fort gradient de température. En perdant sa chaleur, l'eau devient plus dense et coule. Cette densification relie la chaleur, membre de surface avec le froid, membre de retour en profondeur au niveau des régions de convection dans le nordique et les mers du Labrador . Les membres sont également liés dans les régions d'upwelling, où une divergence des eaux de surface provoque une succion d'Ekman et un flux ascendant d'eau profonde.

AMOC se compose de cellules supérieures et inférieures. La cellule supérieure comprend le flux de surface vers le nord ainsi que le flux de retour vers le sud des eaux profondes de l'Atlantique Nord (NADW). La cellule inférieure représente le flux vers le nord des eaux denses du fond de l'Antarctique (AABW) - cela baigne l'océan abyssal.

L'AMOC exerce un contrôle majeur sur le niveau de la mer de l'Atlantique Nord, en particulier le long de la côte nord-est de l'Amérique du Nord. L'affaiblissement exceptionnel de l'AMOC au cours de l'hiver 2009-10 a été impliqué dans une élévation dommageable du niveau de la mer de 13 cm le long de la côte de New York.

Il peut y avoir deux états stables de l'AMOC : une circulation forte (comme vu au cours des derniers millénaires) et un mode de circulation faible, comme suggéré par les modèles de circulation générale couplée atmosphère-océan et les modèles de systèmes terrestres de complexité intermédiaire . Cependant, un certain nombre de modèles du système Terre n'identifient pas cette bistabilité.

AMOC et climat

Le transport de chaleur net vers le nord dans l'Atlantique est unique parmi les océans mondiaux et est responsable de la chaleur relative de l'hémisphère nord. L'AMOC transporte jusqu'à 25 % du transport global de chaleur atmosphère-océan vers le nord dans l'hémisphère nord. On pense généralement que cela améliore le climat de l'Europe du Nord-Ouest, bien que cet effet fasse l'objet d'un débat.

En plus d'agir comme une pompe à chaleur et un puits de chaleur à haute latitude, l'AMOC est le plus grand puits de carbone de l'hémisphère nord, séquestrant ∼0,7 PgC/an. Cette séquestration a des implications importantes pour l'évolution du réchauffement climatique anthropique - en particulier en ce qui concerne le déclin récent et futur prévu de la vigueur de l'AMOC.

Baisse récente

Les reconstitutions paléoclimatiques soutiennent l'hypothèse que l'AMOC a subi un affaiblissement exceptionnel au cours des 150 dernières années par rapport aux 1500 années précédentes, ainsi qu'un affaiblissement d'environ 15 % depuis le milieu du XXe siècle. Des observations directes de la force de l'AMOC ne sont disponibles que depuis 2004 à partir du réseau d'amarrage in situ à 26°N dans l'Atlantique, ne laissant que des preuves indirectes du comportement précédent de l'AMOC. Alors que les modèles climatiques prédisent un affaiblissement de l'AMOC dans les scénarios de réchauffement climatique, l'ampleur de l'affaiblissement observé et reconstitué est en décalage avec les prévisions des modèles. Le déclin observé au cours de la période 2004-2014 était d'un facteur 10 supérieur à celui prédit par les modèles climatiques participant à la phase 5 du projet d'intercomparaison de modèles couplés (CMIP5). Alors que les observations de l'écoulement de la mer du Labrador n'ont montré aucune tendance négative de 1997 à 2009, cette période est probablement un état atypique et affaibli. En plus d'une sous-estimation de l'ampleur du déclin, l'analyse de la taille des grains a révélé un écart dans le calendrier modélisé du déclin de l'AMOC après le petit âge glaciaire .

Une étude de février 2021 dans Nature Geoscience a rapporté que le millénaire précédent avait vu un affaiblissement sans précédent de l'AMOC, une indication que le changement a été causé par des actions humaines. Son co-auteur a déclaré que l'AMOC avait déjà ralenti d'environ 15 %, avec des impacts maintenant visibles : « Dans 20 à 30 ans, il est susceptible de s'affaiblir davantage, et cela influencera inévitablement notre temps, nous verrions donc une augmentation des tempêtes. et les vagues de chaleur en Europe, et le niveau de la mer s'élève sur la côte est des États-Unis."

Une étude d'août 2021 dans Nature Climate Change a analysé huit indices AMOC indépendants et a conclu que le système était sur le point de s'effondrer.

Impacts du déclin de l'AMOC

Les impacts du déclin et de la fermeture potentielle de l'AMOC pourraient inclure des pertes de production agricole, des changements dans les écosystèmes et le déclenchement d'autres points de basculement climatiques.

Régions de renversement

Convection et écoulement de retour dans les mers nordiques

Les basses températures de l'air aux hautes latitudes provoquent un important flux de chaleur de l'air marin, entraînant une augmentation de la densité et de la convection dans la colonne d'eau. La convection en haute mer se produit dans des panaches profonds et est particulièrement forte en hiver, lorsque la différence de température entre la mer et l'air est la plus importante. Sur les 6 sverdrup (Sv) d'eau dense qui s'écoule vers le sud sur le GSR (Groenland-Scotland Ridge), 3 Sv le font via le détroit du Danemark formant l'eau de débordement du détroit du Danemark (DSOW). 0,5 à 1 Sv s'écoule sur la dorsale Islande-Féroé et les 2 à 2,5 Sv restants reviennent par le canal Féroé-Shetland ; ces deux flux forment l'Islande Ecosse Overflow Water (ISOW). La majorité du flux sur la crête Féroé-Shetland traverse le canal Féroé-Bank et rejoint bientôt celui qui coulait sur la crête Islande-Féroé, pour s'écouler vers le sud en profondeur le long du flanc oriental de la crête de Reykjanes. Lorsque l'ISOW déborde du GSR (Groenland-Scotland Ridge), il entraîne de manière turbulente des eaux de densité intermédiaire telles que l'eau du mode subpolaire et l'eau de la mer du Labrador. Ce groupe de masses d'eau se déplace ensuite géostrophiquement vers le sud le long du flanc est de la crête de Reykjanes, à travers la zone de fracture Charlie Gibbs, puis vers le nord pour rejoindre DSOW. Ces eaux sont parfois appelées eaux de débordement des mers nordiques (NSOW). NSOW s'écoule de manière cyclonique en suivant la route de surface du SPG (gyre subpolaire) autour de la mer du Labrador et entraîne en outre l' eau de la mer du Labrador (LSW).

On sait que la convection est supprimée à ces hautes latitudes par la couverture de glace de mer. La glace de mer flottante « coiffe » la surface, réduisant la capacité de la chaleur à se déplacer de la mer vers l'air. Cela réduit à son tour la convection et le flux de retour profond de la région. La couverture glaciaire estivale de l'Arctique a connu un recul spectaculaire depuis le début des enregistrements satellitaires en 1979, représentant une perte de près de 30 % de la couverture glaciaire de septembre en 39 ans. Les simulations de modèles climatiques suggèrent qu'une perte de glace arctique rapide et soutenue en septembre est probable dans les futures projections climatiques du 21e siècle.

Convection et entraînement dans la mer du Labrador

Le LSW typiquement frais se forme à des profondeurs intermédiaires par convection profonde dans le centre de la mer du Labrador, en particulier pendant les tempêtes hivernales. Cette convection n'est pas assez profonde pour pénétrer dans la couche NSOW qui forme les eaux profondes de la mer du Labrador. Le LSW rejoint le NSOW pour se déplacer vers le sud en dehors de la mer du Labrador : alors que le NSOW passe facilement sous le NAC au coin nord-ouest, un peu de LSW est conservé. Cette dérivation et rétention par le SPG explique sa présence et son entraînement à proximité des débordements du GSR (Greenland-Scotland Ridge). La plupart des LSW détournés se séparent cependant avant la CGFZ (Charlie-Gibbs Fracture Zone) et restent dans le SPG occidental. La production de LSW dépend fortement du flux de chaleur de l'air marin et la production annuelle varie généralement de 3 à 9 Sv. L'ISOW est produit proportionnellement au gradient de densité à travers la dorsale Islande-Écosse et, en tant que tel, est sensible à la production de LSW qui affecte la densité en aval. toute simple extension d'une réduction des débordements individuels à une réduction de l'AMOC. La production de LSW aurait été minime avant l'événement de 8,2 ka, le SPG aurait existé auparavant dans un état affaibli et non convectif.

Upwelling de l'Atlantique

Pour des raisons de conservation de la masse , le système océanique global doit remonter un volume d'eau égal à celui qui est descendu. L'upwelling dans l'Atlantique lui-même se produit principalement en raison de mécanismes d'upwelling côtier et équatorial.

L'upwelling côtier se produit à la suite du transport d'Ekman le long de l'interface entre la terre et un courant entraîné par le vent. Dans l'Atlantique, cela se produit notamment autour du courant des Canaries et du courant de Benguela . L'upwelling dans ces deux régions a été modélisé comme étant en antiphase, un effet connu sous le nom de « bascule d'upwelling ».

L'upwelling équatorial se produit généralement en raison du forçage atmosphérique et de la divergence due à la direction opposée de la force de Coriolis de chaque côté de l'équateur. L'Atlantique présente des mécanismes plus complexes tels que la migration de la thermocline , en particulier dans l'Atlantique Est.

Upwelling de l'océan Austral

Les eaux profondes de l'Atlantique Nord sont principalement remontées à l'extrémité sud du transect atlantique, dans l' océan Austral . Cet upwelling comprend la majorité des upwellings normalement associés à l'AMOC, et le relie à la circulation globale. À l'échelle mondiale, les observations suggèrent 80% de remontées d'eau profonde dans l'océan Austral.

Cet upwelling fournit de grandes quantités de nutriments à la surface, ce qui soutient l'activité biologique. L'approvisionnement en nutriments à la surface est essentiel au fonctionnement de l'océan en tant que puits de carbone à long terme. De plus, l'eau de remontée a de faibles concentrations de carbone dissous, car l'eau a généralement 1000 ans et n'a pas été sensible aux augmentations anthropiques de CO2 dans l'atmosphère. En raison de sa faible concentration en carbone, cet upwelling fonctionne comme un puits de carbone. La variabilité du puits de carbone au cours de la période d'observation a été étudiée de près et débattue. La taille de l'évier aurait diminué jusqu'en 2002, puis augmenté jusqu'en 2012.

Après l'upwelling, l'eau est censée emprunter l'une des deux voies suivantes : l'eau qui surgit près de la glace de mer forme généralement des eaux de fond denses et est engagée dans la cellule inférieure de l'AMOC ; la surface de l'eau aux latitudes inférieures se déplace plus au nord en raison du transport d'Ekman et est engagée dans la cellule supérieure.

Stabilité AMOC

Le renversement de l'Atlantique n'est pas une caractéristique statique de la circulation mondiale, mais plutôt une fonction sensible des distributions de température et de salinité ainsi que des forçages atmosphériques. Les reconstructions paléocéanographiques de la vigueur et de la configuration de l'AMOC ont révélé des variations significatives au cours du temps géologique complétant les variations observées à des échelles plus courtes.

Les reconstitutions d'un mode « shutdown » ou « Heinrich » de l'Atlantique Nord ont alimenté les inquiétudes quant à un futur effondrement de la circulation de renversement dû au changement climatique mondial. Bien que cette possibilité soit décrite par le GIEC comme « peu probable » pour le 21e siècle, un verdict en un mot dissimule un débat et une incertitude importants quant à la perspective. La physique d'un arrêt serait étayée par la bifurcation de Stommel, où un forçage accru d'eau douce ou des eaux de surface plus chaudes entraînerait une réduction soudaine du renversement à partir duquel le forçage doit être considérablement réduit avant que le redémarrage ne soit possible.

Un arrêt de l'AMOC serait alimenté par deux rétroactions positives, l'accumulation d'eau douce et de chaleur dans les zones de downwelling. L'AMOC exporte de l'eau douce de l'Atlantique Nord, et une réduction du renversement aurait pour effet de rafraîchir les eaux et d'inhiber les downwellings. Semblable à son exportation d'eau douce, l'AMOC répartit également la chaleur dans l'océan profond dans un régime de réchauffement climatique - il est possible qu'un AMOC affaibli entraîne une augmentation des températures mondiales et une stratification et un ralentissement supplémentaires. Cependant, cet effet serait tempéré par une réduction concomitante du transport d'eau chaude vers l'Atlantique Nord sous un AMOC affaibli, une rétroaction négative sur le système.

En plus de la reconstruction paléoocéanographique, le mécanisme et la probabilité d'effondrement ont été étudiés à l'aide de modèles climatiques. Les modèles terrestres de complexité intermédiaire (EMIC) ont historiquement prédit qu'un AMOC moderne aurait des équilibres multiples, caractérisés par des modes chaud, froid et d'arrêt. Cela contraste avec les modèles plus complets, qui privilégient un AMOC stable caractérisé par un seul équilibre. Cependant, le doute est jeté sur cette stabilité par un flux d'eau douce modélisé vers le nord qui est en contradiction avec les observations. Un flux non physique vers le nord dans les modèles agit comme une rétroaction négative sur le renversement et fausse faussement la stabilité.

Pour compliquer le problème des rétroactions positives et négatives sur la température et la salinité, la composante éolienne de l'AMOC n'est toujours pas entièrement contrainte. Un rôle relativement plus important du forçage atmosphérique conduirait à une moindre dépendance vis-à-vis des facteurs thermohalines énumérés ci-dessus et rendrait l'AMOC moins vulnérable aux changements de température et de salinité sous le réchauffement climatique.

Alors qu'un arrêt est jugé « improbable » par le GIEC, un affaiblissement au cours du 21e siècle est évalué comme « très probable » et des affaiblissements antérieurs ont été observés dans plusieurs dossiers. La cause de l'affaiblissement futur des modèles est une combinaison du rafraîchissement de la surface dû à l'évolution des régimes de précipitations dans l'Atlantique Nord et à la fonte des glaciers, et le réchauffement induit par les gaz à effet de serre résultant d'un forçage radiatif accru. Un modèle suggère qu'une augmentation de 1,2 degré au pôle affaiblirait très probablement l'AMOC.

Voir également

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