Circulation thermohaline -Thermohaline circulation

Un résumé du chemin de la circulation thermohaline. Les chemins bleus représentent les courants d'eau profonde, tandis que les chemins rouges représentent les courants de surface.
Circulation thermohaline

La circulation thermohaline ( THC ) fait partie de la circulation océanique à grande échelle qui est entraînée par des gradients de densité mondiaux créés par la chaleur de surface et les flux d'eau douce . L'adjectif thermohaline dérive de thermo- se référant à la température et -haline se référant à la teneur en sel , facteurs qui ensemble déterminent la densité de l'eau de mer . Les courants de surface poussés par le vent (tels que le Gulf Stream ) se déplacent vers les pôles depuis l' océan Atlantique équatorial, se refroidissant en cours de route et finissant par couler aux hautes latitudes (formant les eaux profondes de l'Atlantique Nord ). Cette eau dense s'écoule ensuite dans les bassins océaniques . Alors que la majeure partie remonte dans l' océan Austral , les eaux les plus anciennes (avec un temps de transit d'environ 1000 ans) remontent dans le Pacifique Nord. Un mélange important s'opère donc entre les bassins océaniques, réduisant les différences entre eux et faisant des océans de la Terre un système global . L'eau de ces circuits transporte à la fois de l'énergie (sous forme de chaleur) et de la masse (solides et gaz dissous) autour du globe. En tant que tel, l'état de la circulation a un impact important sur le climat de la Terre.

La circulation thermohaline est parfois appelée le tapis roulant océanique, le grand tapis roulant océanique ou le tapis roulant mondial, inventé par le climatologue Wallace Smith Broecker . À l'occasion, il est utilisé pour désigner la circulation méridienne de renversement (souvent abrégée en MOC). Le terme MOC est plus précis et bien défini, car il est difficile de séparer la partie de la circulation qui est entraînée par la température et la salinité seules par opposition à d'autres facteurs tels que les forces du vent et des marées . De plus, les gradients de température et de salinité peuvent également entraîner des effets de circulation qui ne sont pas inclus dans la MOC elle-même.

Aperçu

Le tapis roulant mondial sur une carte océanique continue (animation)

Le mouvement des courants de surface poussés par le vent est assez intuitif. Par exemple, le vent produit facilement des ondulations à la surface d'un étang. Ainsi, l'océan profond - dépourvu de vent - était supposé parfaitement statique par les premiers océanographes. Cependant, l'instrumentation moderne montre que les vitesses de courant dans les masses d'eau profonde peuvent être importantes (bien que bien inférieures aux vitesses de surface). En général, les vitesses de l'eau océanique vont de quelques fractions de centimètres par seconde (dans la profondeur des océans) à parfois plus de 1 m/s dans les courants de surface comme le Gulf Stream et le Kuroshio .

Dans l'océan profond, la force motrice prédominante est les différences de densité , causées par les variations de salinité et de température (l'augmentation de la salinité et l'abaissement de la température d'un fluide augmentent tous deux sa densité). Il y a souvent confusion sur les composants de la circulation qui sont entraînés par le vent et la densité. A noter que les courants océaniques dus aux marées sont également importants en de nombreux endroits ; plus importants dans les zones côtières relativement peu profondes, les courants de marée peuvent également être importants dans les profondeurs océaniques. Là, on pense actuellement qu'ils facilitent les processus de mélange, en particulier le mélange diapycnal.

La densité de l'eau océanique n'est pas globalement homogène, mais varie significativement et discrètement. Des limites bien définies existent entre les masses d'eau qui se forment à la surface et conservent par la suite leur propre identité au sein de l'océan. Mais ces limites nettes ne doivent pas être imaginées spatialement mais plutôt dans un diagramme TS où les masses d'eau sont distinguées. Ils se positionnent les uns au-dessus ou au-dessous des autres selon leur densité , qui dépend à la fois de la température et de la salinité.

L'eau de mer chaude se dilate et est donc moins dense que l'eau de mer plus froide. L'eau plus salée est plus dense que l'eau plus douce parce que les sels dissous remplissent les sites interstitiels entre les molécules d'eau, ce qui donne plus de masse par unité de volume. Les masses d'eau plus légères flottent sur les plus denses (tout comme un morceau de bois ou de glace flotte sur l'eau, voir flottabilité ). Ceci est connu sous le nom de «stratification stable» par opposition à la stratification instable (voir fréquence Brunt-Väisälä ) où les eaux plus denses sont situées sur des eaux moins denses (voir convection ou convection profonde nécessaire à la formation de la masse d'eau). Lorsque les masses d'eau denses se forment pour la première fois, elles ne sont pas stratifiées de manière stable, elles cherchent donc à se positionner dans la bonne position verticale en fonction de leur densité. Ce mouvement s'appelle la convection, il ordonne la stratification par gravitation. Poussé par les gradients de densité, cela constitue la principale force motrice derrière les courants océaniques profonds comme le courant de frontière ouest profonde (DWBC).

La circulation thermohaline est principalement entraînée par la formation de masses d'eau profonde dans l'Atlantique Nord et l' océan Austral causées par les différences de température et de salinité de l'eau. Ce modèle a été décrit par Henry Stommel et Arnold B. Arons en 1960 et est connu sous le nom de modèle de boîte Stommel-Arons pour le MOC.

Formation de masses d'eau profonde

Les masses d'eau denses qui s'enfoncent dans les bassins profonds se forment dans des zones bien précises de l' Atlantique Nord et de l' océan Austral . Dans l'Atlantique Nord, l'eau de mer à la surface de l'océan est intensément refroidie par le vent et les basses températures de l'air ambiant. Le vent se déplaçant au-dessus de l'eau produit également une grande évaporation, entraînant une diminution de la température, appelée refroidissement par évaporation lié à la chaleur latente. L'évaporation n'élimine que les molécules d'eau, ce qui entraîne une augmentation de la salinité de l'eau de mer restante, et donc une augmentation de la densité de la masse d'eau avec la diminution de la température. Dans la mer de Norvège, le refroidissement par évaporation est prédominant, et la masse d'eau qui coule, les eaux profondes de l'Atlantique Nord (NADW), remplit le bassin et se déverse vers le sud à travers des crevasses dans les seuils sous-marins qui relient le Groenland , l'Islande et la Grande-Bretagne , connus sous le nom de Groenland. -Ecosse-Ridge. Il coule ensuite très lentement dans les profondes plaines abyssales de l'Atlantique, toujours en direction du sud. Le flux du bassin de l'océan Arctique vers le Pacifique est cependant bloqué par les hauts fonds étroits du détroit de Béring .

Effet de la température et de la salinité sur la densité maximale de l'eau de mer et la température de congélation de l'eau de mer.

Dans l' océan Austral , de forts vents catabatiques soufflant du continent antarctique sur les plates-formes de glace chasseront la glace de mer nouvellement formée , ouvrant des polynies le long de la côte. L'océan, n'étant plus protégé par la banquise, subit un refroidissement brutal et fort (voir polynie ). Pendant ce temps, la glace de mer commence à se reformer, de sorte que les eaux de surface deviennent également plus salées, donc très denses. En effet, la formation de glace de mer contribue à une augmentation de la salinité de l'eau de mer en surface ; la saumure plus salée est laissée sur place lorsque la glace de mer se forme autour d'elle (l'eau pure étant préférentiellement gelée). L'augmentation de la salinité abaisse le point de congélation de l'eau de mer, de sorte que de la saumure liquide froide se forme dans des inclusions dans un nid d'abeilles de glace. La saumure fait progressivement fondre la glace juste en dessous, finissant par s'égoutter de la matrice de glace et couler. Ce processus est connu sous le nom de rejet de saumure .

L' eau de fond de l'Antarctique (AABW) qui en résulte coule et s'écoule vers le nord et l'est, mais est si dense qu'elle dépasse en fait la NADW. L'AABW formé dans la mer de Weddell remplira principalement les bassins atlantique et indien, tandis que l'AABW formé dans la mer de Ross s'écoulera vers l'océan Pacifique.

Les masses d'eau denses formées par ces processus descendent au fond de l'océan, comme un courant dans le fluide moins dense environnant, et remplissent les bassins des mers polaires. Tout comme les vallées fluviales dirigent les ruisseaux et les rivières sur les continents, la topographie du fond contraint les masses d'eau profondes et de fond.

Notez que, contrairement à l'eau douce, l'eau de mer n'a pas de densité maximale à 4 °C mais devient plus dense en se refroidissant jusqu'à son point de congélation d'environ -1,8 °C. Ce point de congélation est cependant fonction de la salinité et de la pression et donc -1,8 ° C n'est pas une température de congélation générale pour l'eau de mer (voir schéma à droite).

Mouvement des masses d'eau profonde

L'eau de surface coule vers le nord et coule dans l'océan dense près de l'Islande et du Groenland. Il rejoint la circulation thermohaline globale dans l'océan Indien et le courant circumpolaire antarctique .

La formation et le mouvement des masses d'eau profonde de l'océan Atlantique Nord créent des masses d'eau descendantes qui remplissent le bassin et s'écoulent très lentement dans les profondes plaines abyssales de l'Atlantique. Ce refroidissement à haute latitude et le réchauffement à basse latitude entraînent le mouvement des eaux profondes dans un flux polaire vers le sud. Les eaux profondes traversent le bassin de l'océan Antarctique autour de l'Afrique du Sud où elles sont divisées en deux routes : une dans l' océan Indien et une après l' Australie dans le Pacifique.

Dans l'océan Indien, une partie de l'eau froide et salée de l'Atlantique - tirée par le flux d'eau océanique supérieure plus chaude et plus fraîche du Pacifique tropical - provoque un échange vertical d'eau dense et descendante avec de l'eau plus légère au-dessus. C'est ce qu'on appelle le renversement . Dans l'océan Pacifique, le reste de l'eau froide et salée de l'Atlantique subit un forçage halin et devient plus chaud et plus frais plus rapidement.

L'écoulement sous-marin d'eau froide et salée rend le niveau de la mer de l'Atlantique légèrement inférieur à celui du Pacifique et la salinité ou halinité de l'eau de l'Atlantique supérieure à celle du Pacifique. Cela génère un flux important mais lent d'eau océanique supérieure plus chaude et plus fraîche du Pacifique tropical à l' océan Indien à travers l' archipel indonésien pour remplacer l' eau de fond froide et salée de l'Antarctique . Ceci est également connu sous le nom de « forçage halin » (gain net d'eau douce à haute latitude et évaporation à basse latitude). Cette eau plus chaude et plus fraîche du Pacifique remonte à travers l' Atlantique Sud jusqu'au Groenland , où elle se refroidit et subit un refroidissement par évaporation et coule au fond de l'océan, fournissant une circulation thermohaline continue.

Par conséquent, un nom récent et populaire pour la circulation thermohaline, soulignant la nature verticale et le caractère pôle à pôle de ce type de circulation océanique, est la circulation méridienne de renversement .

Estimation quantitative

Des estimations directes de l'intensité de la circulation thermohaline sont réalisées à 26,5°N dans l'Atlantique Nord depuis 2004 par le programme UK-US RAPID. En combinant des estimations directes du transport océanique à l'aide de courantomètres et de mesures de câbles sous-marins avec des estimations du courant géostrophique à partir de mesures de température et de salinité, le programme RAPID fournit des estimations continues, complètes et à l'échelle du bassin de la circulation thermohaline ou, plus précisément, de la circulation méridienne de renversement.

Les masses d'eau profonde qui participent au MOC ont des signatures chimiques, de température et de rapport isotopique et peuvent être tracées, leur débit calculé et leur âge déterminé. Il s'agit notamment des rapports 231 Pa / 230 Th .

Gulf Stream

Le Gulf Stream , avec son extension nord vers l'Europe, la dérive nord-atlantique , est un courant océanique puissant, chaud et rapide qui prend sa source à la pointe de la Floride et suit les côtes orientales des États-Unis et de Terre- Neuve avant de traverser le Océan Atlantique. Le processus d' intensification vers l'ouest fait du Gulf Stream un courant qui s'accélère vers le nord au large de la côte est de l'Amérique du Nord . À environ 40°0′N 30°0′W , il se divise en deux, le courant nord traversant vers le nord de l'Europe et le courant sud recirculant au large de l'Afrique de l'Ouest . Le Gulf Stream influence le climat de la côte est de l'Amérique du Nord, de la Floride à Terre-Neuve, et de la côte ouest de l' Europe . Bien qu'il y ait eu un débat récent, il existe un consensus sur le fait que le climat de l'Europe occidentale et de l'Europe du Nord est plus chaud qu'il ne le serait autrement en raison de la dérive nord-atlantique , l'une des branches de la queue du Gulf Stream. Il fait partie du tourbillon nord-atlantique . Sa présence a conduit au développement de cyclones puissants de tous types, tant dans l' atmosphère que dans l' océan . Le Gulf Stream est également une importante source potentielle de production d'énergie renouvelable .  / 40.000°N 30.000°O / 40.000 ; -30.000

remontée d'eau

Toutes ces masses d'eau denses qui s'enfoncent dans les bassins océaniques déplacent les anciennes masses d'eau profonde rendues moins denses par le mélange océanique. Pour maintenir un équilibre, l'eau doit monter ailleurs. Cependant, parce que cet upwelling thermohaline est si répandu et diffus, ses vitesses sont très lentes même par rapport au mouvement des masses d'eau du fond. Il est donc difficile de mesurer où se produit l'upwelling à l'aide de la vitesse des courants, compte tenu de tous les autres processus entraînés par le vent qui se déroulent à la surface de l'océan. Les eaux profondes ont leur propre signature chimique, formée par la décomposition des particules qui y tombent au cours de leur long voyage en profondeur. Un certain nombre de scientifiques ont essayé d'utiliser ces traceurs pour déduire où se produit la remontée d'eau.

Wallace Broecker , utilisant des modèles de boîte, a affirmé que la majeure partie de l'upwelling profond se produit dans le Pacifique Nord, en utilisant comme preuve les valeurs élevées de silicium trouvées dans ces eaux. D'autres enquêteurs n'ont pas trouvé de preuves aussi claires. Les modèles informatiques de la circulation océanique placent de plus en plus la majeure partie de l'upwelling profond dans l'océan Austral, associé aux vents forts dans les latitudes ouvertes entre l'Amérique du Sud et l'Antarctique. Bien que cette image soit cohérente avec la synthèse observationnelle globale de William Schmitz à Woods Hole et avec de faibles valeurs observées de diffusion, toutes les synthèses observationnelles ne concordent pas. Des articles récents de Lynne Talley de la Scripps Institution of Oceanography et de Bernadette Sloyan et Stephen Rintoul en Australie suggèrent qu'une quantité importante d'eau profonde dense doit être transformée en eau légère quelque part au nord de l'océan Austral.

Effets sur le climat mondial

La circulation thermohaline joue un rôle important dans l'apport de chaleur aux régions polaires, et donc dans la régulation de la quantité de glace de mer dans ces régions, bien que le transport de chaleur vers les pôles en dehors des tropiques soit considérablement plus important dans l'atmosphère que dans l'océan. On pense que les changements dans la circulation thermohaline ont des impacts significatifs sur le bilan radiatif de la Terre .

On pense que d' importants afflux d'eau de fonte à faible densité du lac Agassiz et la déglaciation en Amérique du Nord ont entraîné un déplacement de la formation et de l'affaissement des eaux profondes dans l'extrême nord de l'Atlantique et ont provoqué la période climatique en Europe connue sous le nom de Younger Dryas .

Arrêt de la circulation thermohaline

Le ralentissement de l'AMOC ( circulation méridienne de renversement de l'Atlantique ) a été lié à l'élévation extrême du niveau de la mer dans la région .

En 2013, un affaiblissement significatif inattendu du THC a conduit à l'une des saisons d'ouragans atlantiques les plus calmes observées depuis 1994 . La principale cause de l'inactivité a été causée par une poursuite du régime printanier à travers le bassin atlantique.

Voir également

Références

Autres ressources

Liens externes