Dynamique des océans. Laurent Stehly
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1 Dynamique des océans Laurent Stehly
2 Plan du cours I Moteurs de la circulation océanique 1 Forçage thermique 2 Salinité II Stratification des océans III Interaction océan atmosphère : échanges de chaleur 1. Echange de chaleur et salinité 2. Différence entre le Pacifique et l'atlantique IV Interaction océan atmosphère : vents 1. Effet du vent sur la surface des océans 2. Topographie dynamique des océans 3. Circulation océanique en surface 4. Ordre de grandeur des masses d'eau déplacées 5. Mesure des courants de surface par satellite
3 V Circulation océanique profonde 1. Comment mesurer le courant en profondeur 2. Circulation thermoaline globale 3. Zones de plongement 4. Upwelling VI Variation périodique des courants océanique 1. El Nino 2. NAO
4 I Moteurs de la circulation océanique Océan = 70% surface de la Terre Profondeur moyenne = 3800 m Circulation océanique, effet sur le CO2 influe sur le climat sur des périodes allant de la saison à plusieurs siècles Tout comme l'atmosphère, l'océan est une machine thermique
5 I Moteurs de la circulation océanique Forces s'exerçant sur les océans La pression dépend de la densité qui elle meme dépend de la température, salinité La température dépend de l'énergie provenant du soleil, des échanges avec l'atmosphère
6 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Forçage thermique du soleil
7 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Energie provenant du soleil
8 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Energie provenant du soleil 340 W/m² NUAGES FLUX SOLAIRE 150 W/m² OCEAN Varie de 80 à 200 W.m 2
9 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Bilan énergétique net (courant + évaporation) 340 W/m² NUAGES FLUX SOLAIRE 150 W/m² OCEAN Transfert W par courants
10 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Chaleur spécifique de l'eau Température varie de 2 à +30 degrés en surface Chaleur spécifique de l'eau = 4186 Joule/kg K Chaleur spécifique de l'air = ~1000 Joule/kg K => Il faut apporter 4x plus d'énergie sous forme de chaleur à l'eau qu'à l'air pour élever sa température de 1 degré L'océan joue donc un role de régulateur thermique : plus d'inertie que l'atmosphère
11 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Température de surface des océans avril 2004
12 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Température surface des océans en hiver Couverture nuageuse = 80 %! Rayonnement solaire aborbée est la première source d'énergie des océans
13 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Système Terre atmosphère océan: bilan radiatif net (flux entrant flux sortant) ZONE DEFICITAIRE ZONES EXCEDENTAIRES ZONE DEFICITAIRE + SOURCE : CircuAtm/Cours Atm PP97/Cours CircAtm PPT /sld010.htm
14 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Courant océanique induit par le forçage radiatif (=force pression)
15 I Moteurs de la circulation océanique/ 1 Forçage thermique Courant océanique redistribue l'énergie des zones chaudes vers les zones froides. Ex Gulf Stream en hiver (=1000 W.m 2) Source : visibleearth.nasa.gov/ cgi bin/viewrecord?674.
16 I Moteurs de la circulation océanique/ 2 Salinité 2ème moteur : distribution salinité EAUX BASSE LATITUDE CHAUDES DE NS ITE EAUX HAUTE LATITUDE FROIDES Salinité moyenne : 34.6 g/kg d'eau (pour mille) Modifie la densité donc la pression
17 I Moteurs de la circulation océanique/ 2 Salinité Distribution salinité en surface
18 Stratification des océans
19 II Stratification des océans Influence du rayonnement solaire sur les océans Les rayons du soleil ne pénètrent pas en profondeur => seul la surface est chauffée par le soleil
20 II Stratification des océans Profil de température dans l'océan atlantique La température est stratifiée Eau chaude en surface, froide en profondeur Température en profondeur est homogène
21 II Stratification des océans Stratification des océans Thermocline = profondeur au delà de laquelle la température évolue peu Halocline : idem pour la salinité
22 II Stratification des océans
23 II Stratification des océans Variation de la thermocline en fonction des saison
24 II Stratification des océans Masse volumique de l'eau dépend de sa température, de sa pression et de sa salinité. En moyenne masse volumique = 1028 kg/m3 En régime normale, l'eau la moins dense est en surface Refroidir l'eau de 5o,augmenter la salinité de 0.1% ou la profondeur de 200m génère le meme effet sur la masse volumique
25 II Stratification des océans En situation normale, les couches les plus denses sont en dessous si bien qu'il n'y a pas de convection verticale
26 II Stratification des océans Bilan stratification La dynamique des océans sera différente en surface et en prondeur (au dessus et en dessous de la thermocline) : Surface : mélange, température élevée, vents, forçage solaire, force de pression Profondeur : faible température, mouvement induit par les forces de pression (salinité, température) Zones particulières de plongement et d'upwelling
27 Interaction océan atmosphère Il existe deux types d'interaction : Vent : transfert d'énergie mécanique de l'atmosphère vers les océans Echange de chaleur avec l'atmosphère
28 Interaction océan atmosphère : répartition de la salinité
29 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ a Echelle globale Distribution de la salinité en surface moyennée sur un an
30 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ a Echelle globale Distribution de la salinité en surface moyennée sur un an Très forte salinité en méditérranée Salinité plus élevée dans l'océan atlantique que dans le pacifique Salinité plus élevée près de l'équateur
31 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ b Pacifique Variation salinité avec la profondeur dans l'océan pacifique
32 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ b Pacifique Varie de ~34.7 à 34.2 sur ~4000 m (g/l ou g/kg) => peu de contraste
33 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ c Atlantique Variation salinité avec la profondeur dans l'océan atlantique Contraste plus élevé dans l'océan atlantique en fonction de la profondeur et de la direction nord/sud
34 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ d Quantification échange de chaleur Variation salinité sont dues aux échange de chaleur ocean atmosphère Les échanges de chaleur se font de 3 manières: Rayonnement : océan reçoit énergie du soleil et la réémet sous forme d'ir. Conduction : si un courant d'eau chaude circule sous une atmosphère froide, il va la réchauffer Chaleur latente : l'évaporation de l'eau à la surface des océans et la libère dans l'atmosphère lors de la condensation des nuages
35 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ d Quantification échange de chaleur Echange chaleur océan atmosphère Zone tropicale: océan absorbe 100 Wm 2 Haute latitude : océan restitue jusqu'a 140 W/m2 à l'atmosphère Ces échangent affectent la salinité et la température
36 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/ 1. Influence sur la salinité/ d Quantification échange de chaleur Salinité et évaporation L'évaporation augmente la salinité des océans => dépend de la température, du forçage solaire Les précipitations diminue la salinité => dépend de la couverture nuageuse, la température de l'atmosphère
37 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique Salinité vs latitude pacifique (bleu) et l'atlantique (rouge)
38 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique Salinité vs latitude pacifique (bleu) et l'atlantique (rouge) EXCES EVAP. EXCES PREC. HAUSSE SALINITE BAISSE SALINITE
39 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique Moyenne annuelle précipitation évaporation (cm.an 1)
40 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique
41 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique Zone tropicale vent soufle d'est en ouest => déplacement masse nuageuse océan atlantique vers l'océan pacifique => transfert d'eau douce
42 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/a Transfert d'eau douce Atlantique > Pacifique TRANSFERT EAU DOUCE
43 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/b Les différents océans Salinité océan atlantique L'évaporation est maximale au niveau des tropiques vers les caraibes => entrainée vers l'ouest par les alizés, retombe sous forme de pluie dans dans le Pacifique Est. Cette évaporation n'est pas compensée par les précipitations => forte salinité (3.6% dans le gulf stream)
44 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/b Les différents océans Salinité océan pacifique Reçoit de l'eau douce de l'atlantique Eaux s'évaporent de l'océan pacifique sont emportées vers l'ouest par les alizés en Asie. Précipitations en Asie, alimentent les fleuves qui se jettent ensuite dans le Pacifique => Le bilan est nul : Pacifique ne perd pas d'eau par évaporation => Salinité plus faible
45 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique/b Les différents océans Antarctique Eaux de surface se mélangent peu avec le Pacifique et l'atlantique car : en été lorsque la glace fond, un courant tourne autour de l'antarctique empechant le mélange en surface Il y'a toutefois une communication par les courants profonds
46 III Interaction océan atmosphère : échange de chaleur/2. Différence entre l'océan pacifique et atlantique Variation salinité et de température induisent des différence de densité => mouvements horizontaux et verticaux = circulation thermohaline
47 Variation salinité et de température induisent des différence de densité => mouvement horizontaux et verticaux = circulation thermohaline
48 Interaction atmosphère océan : vent et courant de surface
49 IV Interaction océan atmosphère : vent Effet du vent sur les océans Vents (alizés dans les eaux tropicales, vent d'ouest dans les zones tempérés) => vagues + la houle entrainant l'eau de surface dans la direction du vent.
50 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ a spiral d'eckman Effet du vent sur les océans si force de coriolis = force vent : spiral d'eckman La force de coriolis fait dévier la masse d'eau vers la droite dans l'hémisphère nord A chaque profondeur, coriolis exerce une force à 90o de la force exercé par la couche du dessus => rotation Si coriolis = force vent, en surface l'eau se déplace à 45o de la direction du vent, et à 90o en profondeur
51 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ a spiral d'eckman Forçage des vents : impact que la surface T Eaux de Surface S D On distingue les eaux de surface Thermocline ~1000 mdes eaux profondes CIRCULATION contrôlée par les vents influencées par le Découplage faible Découplage fort CIRCULATION PROFONDE contrôlée par CT Eaux profondes vent,
52 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ a spiral d'eckman VENTS DECOUPLAGE entre les eaux de surface et les eaux profondes varie avec l endroit et dépend de l importance des vents COURANTS VENT D'OUEST DECOUPLAGE FORT + + GEOMETRIE VENT D'OUEST +++ DECOUPLAGE FORT ACC DECOUPLAGE FAIBLE GYRES SUBTROPICAUX intégrant des courants connus : Gulf Stream, Kuroshio COURANT CIRCUMPOLAIRE (ACC) : Effet du vent sur toute la colonne d'eau + connections de tous les océans
53 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans Les océans ont une topographie qui dépend de deux choses : 1) La présence de cyclone ou d'anticyclone 2) La température des eaux (dilatation thermique)
54 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans due aux cyclone/anticyclone Cyclone = BP Anticyclone = HP Forçage du vent + coriolis créent des zones de convergences et de divergences => topographie en surface + mouvement verticaux en profondeur
55 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans due aux cyclone/anticyclone vs latitude BP base atmosphère => cyclone => dépression HP => anticyclone => topographie positve
56 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans mesurées par Topex/Poseidon Quelle est la saison dans l'hémisphère nord?
57 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans mesurées par Topex/Poseidon (hiver) Hiver : océans + chaud que les continents dans l'hémisphère nord => BP dans les océans => creux => sens inverse aiguille d'une montre
58 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans juillet janvier
59 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Ecoulement induit par la topographie dynamique L'eau a tendance à s'écouler des zones hautes vers les zones basses Coriolis => masse d'eau circule autour des bosses et des creux
60 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique + vent en surface moyennée sur un an
61 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Topographie dynamique (octobre 1992)
62 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans =2m = 100 à +100 m Forçage des vents + coriolis => topographie dynamique (~2m) Géoide grande échelle : ~ 100m Géoide petite échelle : ~2m
63 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Elévation océans Forçage des vents + coriolis => topographie dynamique (~2m) Géoide grande échelle : ~ 100m Géoide petite échelle : ~2m
64 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Combinaison des 3 effets
65 IV Interaction océan atmosphère : vent / 1 Effet du vent sur la circulation de surface/ b Topographie dynamique des océans Bilan de l'influence des vents sur les courants de surface juillet Haute pression : vent circule dans le sens des aiguilles d'une montre Si équilibre Pression/Coriolis, courant en surface à 45o du vent => formation d'une 'bosse' Equilibre entre forçage du vent qui tend à créer la bosse et la pente => l'écoulement tend à se faire autour des hautes préssions. <=> Effet de Coriolis est de créer une topographie dynamique
66 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface Courants de surface simplifiés
67 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ a Modèle simplifié NADW Mm3 /sec Vents d'ouest : 40ème et 50ème rugissants AIW & ABW 10 M m3 /sec ACC 130 Mm3 /sec Profondeur : 5 km Gulf Stream : 30 Mm3 /sec, Vitesse = 2m/sec, Vit vent : 7 m/sec, Largeur : 200 km, Prof : 1 km
68 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ a Modèle simplifié
69 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ a Modèle simplifié Gulf stream : vitesse du courant Source : speed.html Des fleuves dans la mer
70 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé Courants en surface détaillés
71 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Equateur Equateur Vers l'équateur : vent vers l'ouest + force de Coriolis faible => courant en 'ligne droite' vers l'ouest => accumulation d'eau vers l'ouest des océans => 'Bosse' sur les cotes Ouest due à l'accumulation d'eau et à la dilatation thermique => Courant circule vers l'est sous la surface (effet pente) = sous courant équatoriaux
72 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Atlantique Nord Atlantique Nord: le gulf stream Courant équatorial se mélange avec le courant de Floride pour former le gulf stream = courant d'eau chaude Débit =90.10^6 m3/s Tourne autour d'une zone de HP Plus au nord le sens de circulation s'inverse, et se mélange au courant du Labrador
73 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Atlantique Nord Role du gulf stream dans la régulation du climat européen Plongé eau atlantique nord <=> Gulf stream Si réchauffement mondial => Fonte glace Groenland => baisse de salinité dans l'atlantique Nord => diminution du Gulf stream => Climat en France pourrait ressembler au climat au Canada
74 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Atlantique Sud Atlantique sud Courant sens inverse aiguille d'une montre
75 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Pacifique Pacifique : le Kouroshio Kouroshio : equivalent du Gulf Stream dans le pacifique Vers l'alaska : courant cyclonique
76 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Océan indien Océan Indien Océan fermé, entouré par les continents Vents et le sens de la circulation s'inverse deux fois par an (cf mousson). => C'est la région présentant la plus forte variabilité océanique.
77 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface/ b Modèle détaillé/ Antarctique Antarctique Emporté par les vents violents d'ouest, le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du globe
78 IV Interaction océan atmosphère : vent /3. Ordre de grandeur des masses d'eau mobilisées Ordre de grandeur des masses d'eau transportées par les courants L'unité employée est le Sverdrup [Sv]. 1 Sv vaut 1 million de mètres cube d'eau par seconde. Quantité d'eau transportée Ensemble des rivières du monde 1 Sv Pacifique Ouest (floride) : 30 Sv Gulf Stream Jusqu'à 130 Sv antarctique circumpolaire Sv L'énergie des courants océaniques est ~5x supérieure à celui des vents
79 IV Interaction océan atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite Mesures effectuées par satellite Les satellites couvrent la surface des océans en quelques jours => ils permettent de connaitre l'état instantanné des océans Ils mesurent les paramètres suivants : Température Vitesse et direction du vent Hauteur et direction des vagues Niveau de la mer, topographie des océans Etendue des glaces Ne permettent pas d'avoir d'information sur les courants profonds
80 IV Interaction océan atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite/ a Température Mesure de température A partir du spectre d'émission des océans dans les infrarouges (lois de stefan, corps noir)
81 IV Interaction océan atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite/ b Vitesse des courants océaniques de surface Mesure de la vitesse de la circulation océanique : principe En moyenne les océans suivent le géoide (équipotentielle du champ de gravité) Ceci est modulée par la topographie dynamique Mesure la topographie dynamique des océans On en déduit les forces de pression => on obtient alors la vitesse des courants de surface
82 IV Interaction océan atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite/ b Vitesse des courants océaniques de surface Mesure de la vitesse de la circulation océanique : comment mesurer la topographie des océans? Mesure du temps aller retour d'une onde émise par le satellite : 13 GHz, longueur d'onde de quelques centimètres Suppose de mesurer la position du satellite (GPS, réflecteur laser, Doris, ~4cm), et de connaitre le géoide.
83 Circulation océanique profonde (thermoaline)
84 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure Comment connaitre la circulation océanique profonde? La circulation en surface est bien connue grace aux satellites Le rayonnement éléctromagnétique ne pénètre pas dans l'eau => ces méthodes ne marchent pas pour étudier les courants profonds... On utilisera des flotteurs, des traceurs (14C,..) ou on déduira les courants des profils de température, salinité
85 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure / a Flotteur Etudier les courants profonds via des flotteurs Flotteurs dérive en suivant les courants Plongent dans les eaux profondes Équipés de courantomètre mesurant les courants Remonte régulièrement à la surface pour indiquer sa position mesurée avec un GPS.
86 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure / a Flotteur Exemple de trajectoires suivie par 49 flotteurs à 800m de profondeur
87 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure / a Flotteur Circulation en Antarctique Circulation en Atlantique Sud
88 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure / b Profils température et salinité 2eme méthode : profil Température : minimum correspond Salinité maximum correspond aux eaux de l'océan atlantique aux eaux de l'antarctique
89 V Circulation thermoaline profonde / 1 Mesure /c traceurs anthropogéniques Circulation profonde à l'aide de traceurs anthropogéniques CFC injectés par les bombes aérosols Tritium (3H) et le 14C issus des explosions nucléaires (années 60)
90 V Circulation thermoaline profonde / 2 Circulation thermoaline globale Circulation océanique globale PLONGEMENT Pas de plongement car S trop faible REMONTEE REMONTEE COURANT CIRCUM POLAIRE PLONGEMENT
91 V Circulation thermoaline profonde / 2 Circulation thermoaline globale Exemple circulation d'une masse d'eau (ne tient compte que des courants de grande échelle) Plongement M m3 /sec Sortie Sortie Plongement 10 M m3 /sec COURANT FROID SALE : profond COURANT CHAUD PEU SALE : surface Vitesse : qq mm/s => boucle dure ~1000 ans
92 V Circulation thermoaline profonde / 2 Circulation thermoaline globale Ages des eaux profondes mesurés par 14 C
93 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Zones de plongement 1) Atlantique nord : mer de Norvège, du Groenland et du Labrador 2) Mer de Weddell : formation de glaces de mer et de Polynyas 3) détroit de Gibraltar (arrivée d'eau salée de la Méditérranée)
94 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Atlantique nord Plongé des masse d'eaux est due à : Refroidissement d'eaux salées (3.525% donc dense) et chaudes du Gulf Stream provenant des Caraibes Salinité est du à la Méditerranée et à l'évaporation En hiver, la formation de glace (augmente salinité de l'eau) Eaux s'accumulent dans le bassin de norvège, et se vide lorsque l'eau dépasse la hauteur de la ride océanique
95 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Le plongement d'eaux salées est visible au nord Le courant provenant de l'atlantique nord = Millions de m3/s
96 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Gibraltar : plongement d'eau salée Coupe verticale près du détroit de Gibraltar : eau salée plus dense plonge
97 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Mer de Weddell avril octobre (hiver hémisphère sud) Production de glace de mer 3 à 20 M km²
98 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Hiver : formation de 3 à 20 km3 de glace => hausse de salinité de l'eau résiduelle Glace se déplace (vent), l'eau nouvellement en surface se refroidit Cristallisation de la glace => refroidissement de l'eau => Augmentation densité => plongement ~10 millions m3/s
99 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement
100 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Formation de glace dans le mer Weddell au cours du temps
101 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement Devenir des eaux plongeantes dans l'océan atlantique
102 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement/ b Absence de plongement dans le Pacifique Nord Pourquoi n'y a t il pas de plongement dans l'océan pacifique nord? Les températures y sont du meme ordre que dans l'océan atlantique nord. Toutefois la salinité y est plus faible (3.3% vs 3.525%, due aux transferts d'eau douce entre l'océan Atlantique et Pacifique)
103 V Circulation thermoaline profonde / 3 Zones de plongement/ b Absence de plongement dans le Pacifique Nord Pourquoi y'a t il une différence de salinité entre les océan atlantique et pacifique nord? Pacifique est arrosé par l'océan atlantique Le Kurushio ne transporte pas d'eau salée contrairement au gulf stream, car il prend origine dans une région ou les précipitation > évaporation Pacifique Nord : très peu d'évaporation, mais des précipitations => diminue salinité eau
104 V Circulation thermoaline profonde /4 Upwelling Zones d'upwelling Il existe différent types d'upwelling : le long des cotes, au sein des océans dus aux vents
105 V Circulation thermoaline profonde /4 Upwelling/ a Le long des cotes
106 V Circulation thermoaline profonde /4 Upwelling/ a Le long des cotes Upwelling le long des cotes Lorsque les vents soufflent le long des cotes : Coriolis entraine les masse d'eau à droite des vents dans l'hémisphère nord => Courant de surface de la cote vers l'océan profond => Remonté d'eau profonde pour compenser
107 V Circulation thermoaline profonde /4 Upwelling/ b Equatorial Upwelling équatorial
108 V Circulation thermoaline profonde /4 Upwelling/ b Equatorial Upwelling équatorial Vent soufflant vers l'ouest à l'équateur => courant océanique dévié vers la droite dans l'hémisphère nord, et la gauche dans l'hémisphère sud => Remontée d'eau profonde à l'équateur
109 Variations périodiques des courants océaniques
110 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe El Nino Relachement des Alizés => changement topographie de l'océan pacifique A lieu tous les ans de façon modéré et 1 à 2x tous les 10 ans de façon forte
111 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe El Nino : régime normal Régime normal : surface eau plus élevé à l'ouest en Asie qu'à l'est. La thermocline est inclinée dans le sens opposé. Upwelling + courant froid en Amérique du sud Alizés soufflent vers l'ouest
112 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe Régime normale ZICT : mouvement atmosphérique verticaux Alizés vers l'ouest : Upwelling marqué en Amérique sud sud près de l'équateur => refroidisse l'air en surface => Forte différence de température entre la cote et le large => Amplifie vent vers l'ouest => Subsidence d'air sur les cotes (pas de nuage, climat sec) et ascendance au large
113 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe Naissance d'el Nino Les alizés s'affaiblissent => Baisse de l'upwelling en Amérique du sud => moins d'eau froide => l'océan se réchauffe en surface => déplacement vers l'est de la zone ou on trouve des courants atmosphériques ascendants. => + pression Pacifique central, Pression pacifique Est
114 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe Régime El Nino Régime El Nino : la thermocline et la topographie se remettent à l'horizontal Précipitations se déplacent vers l'est => Climat humide au Chili et au Pérou propice à l'agriculture Empeche l'upwelling en Amérique du sud (nuit à la peche)
115 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe Régime El Nina Régime El Nina : la différence d'élévation Ouest/Est s'accentue de meme que la pente de la thermocline
116 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe El Nino mois par mois Cartes de couleur indique le niveau moyen des océans par rapport à une référence. Les variation de niveau moyen ici ne dépendent (presque) que de la température (dilatation thermique)
117 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Avril Mai 1997 Mars 1997: Les vents d'est se relâchent => onde océanique parcourant l'océan d'ouest en est. => Eaux chaudes de surface se déplacent alors nord est de l'australie, vers L'Amérique du sud. C'est le phénomène El Nino.
118 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Juin L'étalement des eaux de surface plus hautes (chaudes) que la normale se poursuit vers le nord et le sud de la côte américaine. => Les pêcheurs ressentent les effets de cette arrivée d'eau chaude qui perturbe la remontée des eaux profondes (upwelling) plus froides et riches en nutriments nécessaires à l'écosystème marin.
119 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Juillet 1997 Eaux chaudes recouvrent une surface équivalente à une fois et demi la surface des États Unis. Leur volume correspond à 30 fois celui de tous les Grands Lacs réunis. L'excès de chaleur apporté par ces eaux = 90 fois l'énergie des combustibles fossiles utilisées pendant une année entière par les États Unis.
120 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Aout 1997 Australie: bandes violettes (plus de 125 mm au dessous du niveau moyen) grossissent de plus en plus. <=> Températures anormalement basses. => Océan échange moins d'humidité et d'énergie avec l'atmosphère => sécheresse en Australie et en Indonésie.
121 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Novembre 1997 : apogé d'el Nino La surface des Eaux chaudes augmente sensiblement, surtout le long de la côte ouest des États Unis. Niveau de l'océan s'élève alors à 40 cm au dessus de la moyenne dans le Pacifique Est. La thermocline (interface entre les eaux chaudes de surface et les eaux froides profondes) (80 m) environ.
122 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Janvier 1998 La surface des eaux chaudes associées à El Nino diminue. Elle reste égale à 1.5x surface des USA
123 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Mars 1998 Pacifique central : eau sont revenues à leur état normal. Retour progressif à la normal
124 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Juillet 1998 Déclin des courants chaud associés à El Nino. Par contre les eaux froides restent en place. Début d'el Nina
125 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Novembre 1998 Condition type La Nina : eaux chaudes à l'ouest et eaux froides à l'est
126 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Avril 1999 La Nina s'atténue
127 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Juin 1999 : retour à la normale
128 VI Variations périodiques/ 2 NAO Northern Atlantique Oscillation : NAO Ce phénomène dépend du poids relatif de la dépression d'island et de l'anticyclone des Açores
129 VI Variations périodiques/ 2 NAO NAO : phase positive Pression augmente dans l'anticyclone des Açores et diminue dans la dépression d'islande. Le système migre vers le nord => Gradient de pression + élevé => + Force de pression => Vent vers l'est renforcés vers de latitude => Europe du Nord : humide (vent de l' océan) et doux => Europe du Sud : sec Groenland : sec et froid
130 VI Variations périodiques/ 2 NAO NAO : phase négative L'anticyclone des açores diminue de meme que la dépression islandaise. Système se déplace vers le sud. => Force pression plus faible => moins de vent d'ouest Europe du Nord : moins d'humide et plus froid Europe du Sud : temps plus humide (plus de neige)
131 VI Variations périodiques/ 2 NAO L'index NAO L'index NAO est proportionnel à la différence de pression entre Stykkisholmur (Islande) et Ponta Delgada (Açores). Mesuré depuis 1864
132 VI Variations périodiques/ 2 NAO NAO Principale cause de la variabilité climatique actuelle autour de l'atlantique nord. NAO est lié à la zone haute pression des Açores Index NAO positif = zone haute pression renforcée et vice versa => courant atmosphérique d'ouest dévié vers le nord => Hiver humide en Europe du nord et sec en Europe du sud.
133 Variations récente du niveau des océans
134 Elévation du niveau des mers depuis 1880
135 Depuis 1992 (mesuré par satellite) ~3 mm/an
136 Répartition de l'élévation du niveau des mers
137 L'élévation du niveau des océans est il du à la dilatation thermique ou à la fonte des glaciers? En un siècle le niveau moyen des océans a augmenté de 15 cm La Température sur Terre a augmenté de 0.6 degré en un siècle Le coefficient de dilatation thermique de l'eau est de C 1 La thermocline est à environ 1000m de prof. Si le 1er km d'océan voit sa température augmenter de 0.6 degré quelle serait les variations du niveau des océans?
138 L'évolution du niveau des océans actuels s'explique essentiellement par la dilatation thermique des océans. Il n'est pas nécessaire d'invoquer la fonte des glaciers.
139 Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces continentales est d environ km3
140 Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces continentales est d environ km3 Antarctique : km3 Groenland : 2,5.106 km3 Glaciers de montagne : 0,2.106 km3 6 2 La surface des océans est de m Quelle serait l'élévation du niveau des mer si toute cette glace fondait?
141 C'est peut etre ce qui s'est passé au Crétacé ou il semble que le niveau des océans a augmenté de 100m. Quelle serait l'élévation des océans si le groenland et les glaciers de montagne fondait?
142
143 FIN
144 Ph des océans
145 Variations du niveau de la mer 1 RECHAUFFEMENT DES OCEANS ET DILATATION THERMIQUE 3 CHANGEMENT DANS LES TAUX d OUVERTURE OCEANIQUE + de DORSALE Océan plus chaud = 10aine m à 100aine m = cm à m 2 STOCKAGE DE L EAU DANS LES GLACIERS = 10 m à 200 m 4 COLLISIONS CONTINENTALES = 10aine m à 100aine m
146 L élévation des océans : causes des variations Ouverture Atlantique PG et PIG
147 Elévations niveau mer au cours du siècle passé Elévation Elévation globale depuis 100 ans T ANNEES où BRUSQUE ELEVATION : exemple 1997
148 Élévation importante en Élévation continue en 2001 jusqu'en 2003 (Océan Antarctique)
149 Elevation niveau mer (satellite) Elevation niveau des mer au cours du 20 eme siècle : 0.15m => dilatation thermique + fonte glaciers
150
151 Plan Forçage solaire Influence salinité Circulation globale zone plongement circulation profonde Influence vent : courant surface topo dynamique Variations long terme, élévation niveau mer
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