Etude multi-échelle de la convection océanique profonde en mer Méditerranée

La circulation thermohaline 

Définitions

 La circulation thermohaline désigne la circulation globale de l’océan qui est forcée par les flux de chaleur et d’eau en surface. Ces flux de surface créent des anomalies de densité de l’eau de mer qui mettent en mouvement l’océan. Cette définition fait donc référence à un mécanisme de forçage physique plutôt qu’à une réalité observée (Wunsch, 2002). En effet, dans la nature, tout courant océanique est mis en mouvement à la fois par les échanges de chaleur, d’eau et de quantité de mouvement. On associe donc généralement la circulation thermohaline à un concept complémentaire qui est la circulation méridienne de retournement (MOC). En effet, la circulation thermohaline se caractérise par une circulation moyenne en fonction de la latitude et de la profondeur. Le flux de volume associé est relativement faible en comparaison de la circulation superficielle : il atteint environ 20 Sv (1Sv = 106m3/s) en Atlantique Nord (Kieke et Yashayaev, 2015), soit un temps de renouvellement des eaux profondes d’environ 2000 ans. La Fig.1.1 montre un schéma de la circulation thermohaline globale. Elle s’organise en quatre branches (Srokosz et al. (2012); Lozier (2012)) : les sites de convection profonde sont le siège de la plongée des eaux de surface qui forment des eaux profondes. Les courants profonds advectent ces masses d’eaux profondes dans tout l’océan abyssal. Des processus advectifs et diffusifs génèrent un flux de masse qui transfert les propriétés des eaux profondes vers la surface. Enfin, les courants superficiels advectent l’eau vers les sites de convection. Les flux de chaleur et d’eau en surface peuvent mettre en mouvement ou réduire la circulation thermohaline. On distingue donc deux régimes en fonction du type de flux qui domine cette circulation : le régime thermique et le régime halin (Huang et al. (1992)). Les zones de convection profonde de l’océan global sont toutes situées aux hautes latitudes, zones de refroidissement et de flux d’eau douce en surface. Par conséquent, les deux régimes s’opposent, les flux de chaleur en surface activant la circulation thermohaline et la convection profonde, alors que les flux . Le régime thermique domine dans les océans Atlantique, Arctique et Austral où sont présents plusieurs sites de convection profonde. En revanche, le régime halin domine le bassin Pacifique qui ne présente pas de site de convection océanique profonde. 

Les forçages 

Plusieurs paradigmes se sont succédé pour expliquer le moteur de la circulation thermohaline : celui historique (Wust (1935)) affirmant qu’elle est ’poussée’ par l’intensité de la convection profonde, donc plutôt par le forçage thermohalin, celui plus récent (Munk et Wunsch (1998); Wunsch (2002); Kuhlbrodt et al. (2007)) affirmant qu’elle est ’tirée’ par l’intensité de sa branche ascendante, donc plutôt par le forçage dynamique, et celui (Tailleux, 2009; Tailleux et Rouleau, 2010; Hughes et al., 2009) affirmant que c’est le couplage entre forçages thermohalin et dynamique qui met en mouvement cette circulation. D’un point de vue énergétique, la boucle décrite par la circulation thermohaline est une machine thermodynamique, c’est-à-dire qu’elle nécessite une source d’énergie pour être activée. En effet, la source et le puits de chaleur de l’océan sont tous les deux situés en surface. Ce constat expérimental est qualifié de ’théorème de Sandstrom’ (Sandström (1908)), et bien qu’il ait été contredit par des travaux plus récents (Coman et al. (2006)), deux éléments restent corrects : plus la source de chaleur est haute par rapport à celle de froid, moins la circulation thermohaline est vigoureuse ; et il est nécessaire de transmettre la chaleur vers le bas pour que le cycle thermodynamique soit moteur. Une série d’études ont identifié le vent et les marées comme étant la principale source de mélange permettant de transmettre en profondeur la source de (Munk et Wunsch, 1998; Wunsch, 2002; Kuhlbrodt et al., 2007). Elles en concluent que la circulation thermohaline est principalement mise en mouvement par le forçage mécanique. Toutefois, une série d’études récentes ont appliqué à l’océan le concept d’énergie potentielle disponible (APE) de Lorenz (1955) pour déterminer la source de la circulation globale de retournement. Le concept d’APE permet permet de séparer les sources adiabatiques d’énergie potentielle (échanges avec l’énergie cinétique) des sources diabatiques (mélange, chauffage). Les arguments théoriques développés par Tailleux (2009, 2010); Tailleux et Rouleau (2010) montrent que le mélange nécessaire à la mise en mouvement de la circulation thermohaline peut être fourni par le ’chemin barocline’. Le forçage de flottabilité en surface, bien que de moyenne nulle à l’état stationnaire, est source d’APE puisqu’il maintient un gradient de densité, donc d’énergie potentielle, entre les eaux tropicales qui sont chauffées et les eaux des hautes latitudes qui sont refroidies. Cette APE peut ensuite être convertie en énergie cinétique par conversion barocline (le travail des forces de flottabilité), qui pourra elle-même être source de mélange par dissipation. Plusieurs expériences numériques confirment ces arguments théoriques. Hughes et al. (2009) montrent que le mélange irréversible est équilibré par les flux de flottabilité en surface, et non par la tension de vent, ils en concluent que ces premiers sont une source potentielle majeure de mélange diapycnal. Saenz et al. (2012) montrent par un bilan énergétique à partir d’un modèle bidimensionnel de circulation méridienne qu’un équilibre s’établit entre les deux forçages qui rétroagissent positivement pour mettre en mouvement l’océan. Gregory et Tailleux (2011) diagnostiquent la structure spatiale de l’apport d’énergie cinétique par le travail du vent et celui des forces de pression. Ils déduisent du fort travail des forces de pression au voisinage des zones de convection que c’est le forçage thermohalin qui met en mouvement la circulation thermohaline. Enfin, von Storch et al. (2012) calculent le cycle énergétique de Lorenz dans un modèle ’eddy-resolving’ et ils établissent que l’océan est mis en mouvement à 60% par le travail du vent en surface, et à 40% par l’apport d’APE par le forçage thermohalin. Cette approche énergétique qui remet en avant le paradigme historique d’une circulation thermohaline mise en mouvement par les flux d’eau / de sel et de chaleur en surface est elle aussi corroborée par des études numériques sur la variabilité interannuelle à multi-décennale de l’AMOC. Les expériences numériques d”arrosage’ (’hosing’ en anglais) consistent à fournir un large volume d’eau douce à proximité des zones de convection pour étudier leur impact sur la circulation thermohaline et le climat. Ces études (Vellinga et Wood, 2002; Jackson et al., 2015) montrent bien qu’un tel flux de flottabilité réduit drastiquement la circulation thermohaline, et ce à forçage mécanique constant. Enfin, une série d’études de variabilité de l’AMOC l’ont liée à la variabilité de la convection océanique profonde aux hautes latitudes Nord, elle-même forcée par les flux de flottabilité en surface (Boning et al., 2006; Danabasoglu et al., 2016; Buckley et Marshall, 2016). On peut conclure de ces études que c’est principalement l’effet du forçage thermohalin, dont l’efficacité est modulée par le forçage mécanique, qui met en mouvement la circulation thermohaline. Il explique en particulier la structure géographique et l’intensité de la circulation ainsi que les propriétés des masses d’eau profondes. La convection océanique profonde a donc un rôle clé dans les transferts de chaleur et de propriétés biogéochimiques associés à la circulation thermohaline. 

Importance climatique

 La circulation thermohaline a un rôle climatique important puisqu’elle transporte la chaleur des basses latitudes vers les pôles et de l’hémisphère Sud vers le Nord (Hall et Bryden (1982); Trenberth et Caron (2001); Ganachaud et Wunsch (2003)). Dans l’Atlantique Nord elle représente 88% du transport méridien de chaleur par l’océan (Johns et al. (2011)), ce qui explique en partie que les moyennes et hautes latitudes de l’Atlantique Nord soient plus douces que celles du Pacifique Nord dépourvu de site de convection profonde. Les sites de convection profonde ont quant à eux une atmosphère jusqu’à 10◦C plus douce en surface que la moyenne globale à la même latitude. Toutefois, le manque d’observations dans l’océan profond laisse ouvertes de nombreuses questions sur le fonctionnement et le rôle climatique de cette circulation thermohaline (Lozier (2010, 2012)). On distingue ici trois types de données : les archives paléoclimatiques, les observations en climat présent et les scénarios de réchauffement climatique. Les données paléoclimatiques montrent un fort lien entre l’intensité de la circulation thermohaline et le contenu thermique de l’océan dans l’Atlantique Nord. Ceux-ci sont fortement connectés à des événements de glaciation (Dansgaard-Oeschger, Stocker (1998)) et déglaciation (Heinrich et Younger Dryas, Clark et al. (2002)) abrupts. Toutefois, ils ne permettent pas de montrer que les variations de la circulation thermohaline ont causé ces variations climatiques, bien que les études numériques le suggèrent fortement (Manabe et Stouffer, 1997; Kageyama et al., 2013). En climat présent, on sait que la circulation thermohaline transporte la chaleur vers les hautes latitudes, mais beaucoup de questions restent ouvertes sur son impact sur le climat. En effet, il s’agit d’une circulation aux longues échelles de temps qui est mal observée comparativement aux courants de surface (Lozier, 2012). Cette circulation est le mode principal d’interactions de l’océan profond avec la surface, ce qui contrôle son absorption de chaleur, de CO2 et le niveau de la mer (Santinelli et al. (2013); Winton et al. (2013); Rugenstein et al. (2013)). En revanche, aucun lien robuste n’a été établi à partir d’observations entre sa variabilité, qui est connue depuis peu, et la variabilité de la température de surface (SST) ou du climat (Lozier (2010)). En scénario climatique, de nombreuses études ont montré qu’un ralentissement de la circulation thermohaline est attendu en réponse à l’affaiblissement du phénomène de convection profonde (Srokosz et al., 2012). Ce ralentissement est estimé à 10-40% à l’horizon 2100. Les impacts associés sont un ralentissement du réchauffement et une accélération de la montée des eaux au voisinage des sites de convection profonde (Kuhlbrodt et al., 2009). L’hypothèse d’un arrêt de la circulation thermohaline en scénario de réchauffement climatique est un risque à très faible probabilité mais fort impact (Collins et al., 2013).