Processus et variabilité méso-échelle de l’océan superficiel dans l’Atlantique nord-est dans le cadre du programme POMME

Processus et variabilité méso-échelle de l’océan superficiel dans l’Atlantique nord-est dans le cadre du programme POMME

Le programme POMME 

L’océan Atlantique nord 

Pour des raisons historiques, l’océan Atlantique nord est le bassin océanique qui a été le plus étudié par les océanographes. Ce bassin possède également une importance toute particulière non seulement pour le climat en Europe (notamment via l’oscillation nord-Atlantique) mais aussi pour le climat mondial. En effet l’Atlantique nord, avec la zone polaire Arctique, est le moteur de la circulation thermohaline. Les mers arctiques, système océanique adjacent au nord de l’Atlantique, constituées de la mer de Norvège, la mer du Groenland, la mer du Labrador et l’océan Arctique, sont une zone de formation de l’eau profonde non seulement pour l’Atlantique, mais pour tous les océans de la planète. La Figure 1.1 présente schématiquement cette circulation thermohaline. Dans l’Atlantique nord, la salinité et la température des eaux de surface transportées vers le nord par le Gulf Stream augmentent au cours de leur trajet, ce qui contribue à rendre ces eaux plus denses. Une partie de ces eaux pénètre dans les mers arctiques et, au moment de l’hiver, la formation de glace de mer renforce la salinité de l’eau de mer, laquelle devient alors suffisamment dense pour générer un courant convectif et plonger vers l’océan profond. Ces courants convectifs sont assez sensibles à la densité des eaux de surface en hiver, une diminution de cette dernière au moment de la formation de glace de mer est susceptible de les ralentir, voir de les faire disparaître. De tels évènements se sont produits à de nombreuses reprises au cours de la dernière ère glaciaire (qui s’est étalée de −100 000 à −10 000 ans environ) [Bard, 2002]. Or une tendance à un réchauffement plus marqué aux pˆoles (en particulier au pˆole nord), et à une augmentation de la pluviométrie aux hautes latitudes (notamment dans le nord de l’Europe en hiver, dans le nord du Canada et en Sibérie) se dégagent des scénari d’évolution du climat de l’IPCC [Houghton et al., 2001]. Cela contribuerait à diminuer la densité de l’eau de surface dans les mers arctiques en hiver, d’une part par augmentation de la température, d’autre part par diminution de la salinité maximale (augmentation de l’apport d’eau douce par les précipitations et les fleuves, et diminution de la formation de glace de mer). Ces changements sont susceptibles d’atténuer, voir de supprimer, la formation d’eau profonde dans les mers arctiques, et de déstabiliser par la suite l’ensemble de la circulation mondiale. S’il est vrai que les simulations numériques de Ganopolski and Rahmstorf [2001] et Hall and Stouffer [2001] suggèrent que la circulation thermohaline est beaucoup plus instable en période glaciaire, le dernier épisode de 14 Chapitre 1. Le programme POMME Figure 1.1 – Cette figure représente la circulation océanique mondiale, qui brasse entre eux les différents océans et les diverses profondeurs de l’océan. Les masses d’eau peuvent mettre jusqu’à 1000 ans pour parcourir cette boucle, appelée la Conveyor Belt. Ce schéma simplifié [Broecker and Peng, 1982; Broecker , 1987; Gordon, 1986] représente la fa¸con dont les courants océaniques transportent les eaux chaudes de surface de l’équateur vers les pˆoles et tempèrent le climat à l’échelle de la planète. L’Atlantique est le seul océan o`u le transport de chaleur s’effectue à toute latitude du sud vers le nord. Image reproduite à partir du site http ://science.hq.nasa.gov/oceans/system/water.html. 1.1 L’océan Atlantique nord 15 ralentissement de la circulation au début de l’Holocène (il y a environ 8000 ans) montre qu’un climat chaud est également susceptible de subir ce type de changement brutal. Depuis le début des années 1980 Wallace Broecker soutient la thèse selon laquelle la circulation océanique sera profondément déstabilisée par le réchauffement climatique [e.g. Broecker et al., 1985; Broecker , 1997]. Cette thèse a été confirmée par l’étude numérique de Stocker and Schmittner [1997], qui montre qu’au delà d’un certain seuil (portant sur le taux de consommation des énergies fossiles) le climat moderne pourrait basculer vers un autre mode associé à un fort ralentissement de la circulation thermohaline dans l’Atlantique nord. Récemment les mesures de Bryden et al. [2005] ont suggéré une diminution de 30 % du flux d’eau profonde (se dirigeant vers le sud) dans l’Atlantique nord en 2004, alors qu’il était constant selon les mesures réalisées au cours des 50 années précédentes. Si l’interprétation de ces résultats doit ˆetre réalisée avec précaution (seulement 5 dates1 de mesure à comparer, marge d’erreur liée à la période de mesure d’un mois seulement, manque de recul pour avoir la certitude que ces changements ne sont pas liés à de la variabilité naturelle), il n’est pas non plus exclu que ces mesures traduisent un ralentissement de la circulation thermohaline dans l’Atlantique nord. Un tel changement aurait un impact important sur toute la circulation océanique mondiale, avec des conséquences néfastes probables sur la productivité biologique de l’océan [Sarmiento et al., 2004]. Au niveau de l’Europe le climat se refroidirait en moyenne de quelques degrés2 selon les travaux de Seager et al. [2002], mais les plus grandes inquiétudes concernent l’évolution de la répartition des précipitations. Ces interprétations ne sont toutefois que des hypothèses, du fait de l’état actuel des connaissances relatives aux interactions océan-atmosphère dans cette partie de l’océan. L’amélioration de ces connaissances est donc cruciale pour pouvoir comprendre et prévoir plus sˆurement le climat en Europe et dans le monde. 

Circulation

La Figure 1.2 présente la circulation de surface dans l’Atlantique, la Figure 1.3 donne le détail pour l’Atlantique nord. Dans l’Atlantique nord la circulation est caractérisée par la présence d’un courant intense de bord-ouest, le Gulf Stream, et de deux tourbillons à l’échelle du bassin, le gyre subtropical (anticyclonique) et le gyre subpolaire (cyclonique). Si l’existence des deux gyres peut s’interpréter simplement grˆace à la relation de Sverdrup reliant le transport méridien au rotationnel de la tension de vent, le détail de la circulation fait intervenir non seulement l’interaction complexe des courants avec les cˆotes et la bathymétrie mais aussi les courants profonds et la variation du paramètre de Coriolis avec la latitude. Le Gulf Stream, courant intense se formant dans le Golfe du Mexique, se décolle de la cˆote des U.S.A. au niveau du cap Hatteras. Aux environs de la dorsale du sud-est de Terre-Neuve, le Gulf Stream se sépare en plusieurs parties. Une première partie recircule dans le gyre subtropical dans la partie ouest du bassin (i.e. à l’ouest de la dorsale medio-Atlantique), une seconde partie donne naissance au courant des A¸cores, alors qu’une autre branche continue vers le nord et pénètre dans la partie 1 1957, 1981, 1992, 1998 et 2004. 2Tendance qui se superposerait à la hausse des températures moyennes en Europe liée au réchauffement général de la planète.  Figure 1.2 – Courants de surface dans l’océan Atlantique. Les abréviations sont utilisées pour les courants d’Islande Est (EIC), d’Irminger (IC), du Groenland Ouest (WGC) et des Antilles (AC), et pour le contre-courant des Cara¨ıbes (CCC). Les autres abréviations sont utilisées pour les fronts : front de Jan Mayen (JMF), front du courant de Norvège (NCF), front d’Islande-Féroé (IFF), front subarctique (SAF), front des A¸cores (AF), front d’Angola-Benguela (ABF), front du courant du Brésil (BCF), front subtropical (STF), front subantartique (SAF), front polaire (PF), limite de l’eau continentale/limite du gyre de Weddell (CWB/WGB). Figure reproduite d’après Tomczak and Godfrey [2001].  Figure 1.3 – Détail des courants de surface dans l’océan Atlantique nord. L’incrément entre les isolignes de bathymétrie est de 1000 m. La partie hachurée vers le haut indique la zone o`u les eaux chaudes du courant nord Atlantique se dirigent vers le nord. La partie hachurée vers le bas indique la position du gyre subtropical. Les abréviations sont utilisées pour l’extension du Gulf Stream (GS), le courant nord Atlantique (NAC), le courant des A¸cores (AC), le courant d’Irminger (IC), le courant du Groenland Ouest (WGC), le courant du Groenland Est (EGC), le courant du Labrador (LC), le chenal de Rockall (RC), le plateau de Rockall Hatton (RHP), la dorsale du sud-est de Terre-Neuve (SENR), le cap de Flemish (CP), le bassin d’Islande (IcB) et le bassin d’Irminger (IrB). Figure reproduite d’après Volkov [2005]. Le programme POMME est du bassin en formant le courant nord-Atlantique (ou NAC). Ce dernier se sépare en plusieurs branches, dont certaines se dirigent vers le nord vers les mers du Labrador, du Groenland et de Norvège, alors qu’une petite partie recircule vers le sud. Le courant nord-Atlantique est la principale source d’énergie cinétique tourbillonnaire de l’Atlantique nord-est [Krauss and K¨ase, 1984], il est aussi bien plus fort que le courant des A¸cores (le front subpolaire étant beaucoup plus marqué que le front des A¸cores). La circulation dans la partie est du bassin est nettement moins dynamique que celle de la partie ouest, elle est également plus variable et de ce fait plus difficile à appréhender, en particulier dans la zone la moins dynamique située entre le courant des A¸cores et le courant nord-Atlantique. Worthington [1976] estimait mˆeme qu’aucune circulation permanente ne pouvait ˆetre décrite dans le bassin-est aux latitudes moyennes. Les variétés chaudes de l’eau modale subpolaire se rencontrent dans cette zone (voir section 1.1.3). Elle est donc importante et sa circulation a été décrite en détail à partir d’un modèle inverse et de données couvrant la période 1981–1993 par Paillet and Mercier [1997]. La Figure 1.4 présente les transports horizontaux dans la couche 0-800 m mis en évidence par cette étude, qui confirme et précise les schémas de circulation des Figures 1.2 et 1.3. La circulation est dominée par deux forts courants vers l’est : le courant nord-Atlantique (vers 50◦N) et le courant des A¸cores (vers 35◦N). Le courant nord-Atlantique recircule principalement vers le nord, mais possède également des branches de recirculation vers le sud. Ces branches, ainsi que la plongée des eaux sortant de la Méditerranée, entretiennent le courant des A¸cores vers l’est jusqu’au Détroit de Gibraltar. Ce dernier recircule vers le sud, principalement le long de la cˆote africaine o`u il forme le courant des Canaries. Ce schéma permet également de localiser la limite entre le gyre subtropical (recirculation vers le sud) et le gyre subpolaire (recirculation vers le nord) aux alentours de 45◦N. La comparaison des courants à 50 m et à 500 m de profondeur met en évidence deux (relativement faibles) courants de subsurface vers l’ouest qui n’existent pas à 50 m. Le premier se situe juste au nord du courant des A¸cores à l’ouest de 20◦O, le second se situe aux alentours de 43◦N à l’est de 20◦O. Ces courants vers l’ouest sont décrits également dans Onken [1993] et dans Paillet and Arhan [1996b], respectivement. Ce schéma de circulation est issu de mesures hydrologiques sur la période 1981–1993, il ne contient pas d’information sur la variabilité interannuelle dans la zone, et est susceptible de dépendre de la variabilité décennale..

Masses d’eau

 Une masse d’eau est un ensemble de quantités d’eau de l’océan qui possèdent une histoire ou origine commune du point de vue de sa formation. Les principales masses d’eau de l’océan profond dans l’Atlantique nord sont l’eau de fond Antarctique (AABW) et l’eau profonde nord Atlantique (NADW). L’eau de fond Antarctique occupe les profondeurs supérieures à 4000 m dans tout l’océan Atlantique. Le mécanisme de formation de cette masse d’eau est une combinaison de convection profonde sur le plateau continental Antarctique et de mélange en subsurface avec l’eau circumpolaire. Elle se répand vers le nord à partir du courant circumpolaire jusqu’à plus de 50◦N directement dans le bassin ouest, et via les zones de fracture de la Romanche et de Vema dans le bassin est [e.g. Mercier and Speer , 1998]. L’eau de fond Arctique (ABW) dans sa forme pure ne se trouve pas plus au sud que le voisinage immédiat de la dorsale Groenland- Figure 1.4 – Transports horizontaux dans la couche 0-800 m dans l’Atlantique nord-est (transport d’Ekman compris), et transports verticaux à travers la surface situé à 800 m de profondeur en Sv. Données reconstituées par modélisation inverse à partir de mesures hydrologiques sur la période 1981–1993. Figure reproduite d’après Paillet and Mercier [1997]. 20 Chapitre 1. Le programme POMME Islande-Ecosse. Son importance réside dans sa contribution à la formation de l’eau profonde nord Atlantique qui se répand vers le sud de la mer du Labrador jusqu’à la divergence Antarctique et occupe les profondeurs comprises entre 1000 et 4000 m. Une étude détaillée révèle l’existence de deux types distincts d’eau profonde. Le premier type est formé par mélange entre l’eau de fond Arctique et l’eau formée par convection profonde certains hivers dans la mer du Labrador (LSW). Le second type provient directement de la dorsale Groenland-Islande-Ecosse et indique qu’une certaine quantité d’eau profonde est formée par mélange avec les eaux environnantes avant que l’eau de fond Arctique n’atteigne la mer du Labrador. C’est le seul mécanisme de formation d’eau profonde à l’est de la dorsale medio-Atlantique, et ce type d’eau profonde, appelée eau profonde nord Atlantique est (ou inférieure), est prédominant dans la partie est du bassin. Le premier type, appelé eau profonde nord Atlantique ouest (ou moyenne), est moins dense et la stratification entre les deux types demeure au cours de leur trajet vers le sud. Certains auteurs font état d’un troisième type d’eau profonde nord Atlantique, qu’ils appellent eau profonde nord Atlantique supérieure, et qui est de l’eau profonde nord Atlantique ouest avec des traces d’eau Méditerranéenne (EMW). L’eau Méditerranéenne, caractérisée par une anomalie positive de salinité et de température relativement à l’eau profonde de mˆeme densité, se dirige d’abord vers le nord le long de la cˆote Portugaise sous l’effet de la force de Coriolis. Elle se mˆele ensuite à la circulation dans le gyre subtropical3 pour finalement se répandre vers le sud et l’ouest, en particulier sous la forme de lentilles d’eau (Meddies) qui relˆachent lentement leur contenu en sel et en énergie thermique dans l’eau profonde environnante. Le maximum de l’anomalie de salinité et de température se situe vers 1000 m4 (au niveau de la limite supérieure de l’eau profonde dans l’Atlantique nord-est), mais il se trouve de plus en plus profond au fur et à mesure que l’eau Méditerranéenne se répand, et un signal est présent à 2000 m au delà de l’équateur. van Aken [2000a] présente une étude très détaillée de ces masses d’eau profonde dans l’Atlantique nord-est. Au dessus des eaux profondes se trouvent les eaux intermédiaires, caractérisées par leur faible salinité. L’eau intermédiaire Antarctique (AAIW) se forme principalement dans la partie est du Pacifique sud, pénètre dans l’Atlantique par le passage de Drake, et se répand vers le nord o`u son signal s’observe jusqu’à près de 20◦N. L’eau intermédiaire Sub-Arctique (SAIW) se forme au niveau du front polaire de l’océan Atlantique nord. Elle a une zone d’influence beaucoup plus limitée que l’eau intermédiaire Antarctique du fait de sa proximité de la zone de formation de l’eau profonde nord Atlantique. Cette masse d’eau est en effet rapidement absorbée par l’eau profonde et son signal ne s’étend pas vers le sud au delà de 40◦N. L’eau intermédiaire Antarctique contribue à la formation de l’eau Méditerranéenne par un effet d’entraînement par l’écoulement au niveau de Gibraltar [van Aken, 2000b]. La principale masse d’eau de la thermocline et de l’océan superficiel dans l’Atlantique nord est l’eau centrale nord Atlantique (NACW). Elle est caractérisée par une relation T-S quasilinéaire qui s’étend sur une gamme importante de température et de salinité, elle est néanmoins bien définie par son mode de formation. La formation de cette eau est détaillée dans la section suivante. Au sud de 15◦N cette eau fait place a l’eau centrale sud Atlantique (SACW), ce qui se traduit par un brusque déplacement de la relation T-S vers une salinité plus faible lors de 3Une partie de l’eau Méditerranéenne se retrouve également dans la zone inter-gyre. 4Mais un signal est présent jusqu’à 2000 m à la sortie du Golfe de Cadix. 

L’océan Atlantique nord

la traversée du front séparant ces deux masses d’eau. Ce front, à la structure complexe car compensé en densité, s’étend de la limite inférieure de la thermocline jusqu’à la limite inférieure de la couche de mélange. La principale origine de l’eau centrale sud Atlantique ne se trouve pas dans la zone de convergence subtropicale de l’océan Atlantique sud, mais dans l’eau centrale de l’océan Indien amenée par le courants des Aiguilles dans l’océan Atlantique, en accord avec le schéma de recirculation de l’eau profonde nord Atlantique (Figure 1.1). Une autre partie de l’eau centrale sud Atlantique se forme dans le bassin ouest de l’océan Atlantique sud, dans la zone de confluence entre le courant du Brésil et le courant des Malouines. 

Subduction et eaux modales

 La thermocline permanente est la zone de transition entre les eaux chaudes de l’océan superficiel (au dessus de 15–20◦C) et les eaux froides de l’océan profond (au dessous de 4–6◦C). Elle est située sous la thermocline saisonnière, limite inférieure de la couche de mélange océanique de surface, et jusqu’à environ 1000 m de profondeur. En hiver la thermocline saisonnière disparaît (sauf dans les zones tropicales), et seule subsiste la thermocline permanente. La thermocline permanente correspond donc au maximum hivernal de couche de mélange dans les zones extratropicales. La formation des masses d’eau de la thermocline (les eaux centrales) et le pompage d’Ekman entretiennent la thermocline permanente qui sans cela disparaîtrait sous l’effet du mélange avec les eaux situées aux profondeurs adjacentes. Les zones subtropicales sont des régions o`u le rotationel de la tension de vent est dirigé vers le bas, le pompage d’Ekman entraîne donc l’eau de la surface vers le fond. Cette eau n’étant pas plus dense que les eaux sous-jacentes, elle est injectée le long de la surface isopycne correspondant à sa densité vers les profondeurs intermédiaires entre l’océan superficiel et l’océan profond (voir Figure 1.5). C’est par ce processus appelé subduction que sont formées les eaux de la thermocline permanente, c’est-à-dire les eaux centrales [van Aken, 2001]. Iselin [1939] a été le premier à faire le lien entre les propriétés T/S bien définies des eaux centrales sur la verticale et les caractéristiques T/S méridiennes des eaux de surface dans leur zone de formation plus au nord. Les eaux centrales dans la partie est de l’océan Atlantique (ENACW) ont une salinité plus élevée (en général au plus 0.1 en terme de salinité à température constante) qu’à l’ouest (WNACW) [Iselin, 1936; Harvey, 1982; Rios et al., 1992]. Les caractéristiques de l’ENACW sont définies progressivement au cours du parcours de l’eau issue du Gulf Stream dans le nord du gyre subtropical. Pendant plusieurs hivers la densité de ces eaux augmentent par interaction avec l’atmosphère, jusqu’à ce que ces eaux quittent l’océan de surface [Pollard et al., 1996]. L’intensité du processus de subduction varie avec les saisons, du fait des variations saisonnières du pompage d’Ekman et de la thermocline saisonnière. Notamment si la thermocline saisonnière progresse plus vite que le pompage d’Ekman n’injecte l’eau, cette dernière est récupérée par la couche de mélange. De ce fait, si l’injection d’eau le long des isopycnes est un processus permanent, la formation des masses d’eau n’a lieu qu’à la fin de l’automne et en hiver. La formation des eaux intermédiaires, situées juste sous la thermocline permanente, fait également intervenir la subduction. Dans ce cas le for¸cage du mouvement vers l’équateur le long des isopycnes n’est plus le pompage d’Ekman mais le mélange et la convection à l’interface entre deux courants puissants.