Effets des échanges de propriétés entre océan et atmosphère

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1 Frottement et Gravité Rappel : origine des vents atmosphériques Le Frottement : importante près des frontières (surface, fond, côtes) La Gravité : seulement pour les mouvements verticaux (convection) vitesse horizontale >> vitesse verticale Conséquence de la différence du bilan radiatif en latitude : l atmosphère se met en mouvement S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 45 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 46 Effets des échanges de propriétés entre océan et atmosphère Système des vents à la surface terrestre Les échanges entre océan et atmosphère ont comme conséquence la mise en mouvement de l océan et de l atmosphère. En particulier, les mouvements océaniques sont conséquence : du vent qui frotte à la surface océanique (la circulation qui en dérive est dite «forcée par le vent»); des échanges des flux de chaleur et d eau douce entre l atmosphère et l océan (la circulation qui en découle est dite circulation thermohaline). Schéma de la circulation atmosphérique à la surface de la Terre en moyenne annuelle S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 47 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 48 1

2 Système des courants océaniques de surface Schéma de la circulation océanique de surface Les vents résultent des gradients de pression atmosphériques, eux-mêmes générés par le forçage radiatif. Ils transmettent à leur tour de la quantité de mouvement à Ressemblances l'océan, générant les courants. Transfert de quantité de mouvement entre atmosphère et océan (effet du vent) L atmosphère se met en mouvement à cause du réchauffement différentiel entre tropiques et hautes latitudes Cellule de Hadley mais la terre tourne! -> Force de Coriolis donc plusieurs cellules méridiennes et non seulement une (Hadley, Ferrel et Polaire) Les vents entraînent l eau de surface des océans dans leur mouvement (transfert de mouvement atmosphère - océan) circulation océanique de surface S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 49 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 50 Effets du frottement entre les couches océaniques de surface et l océan de plus en plus en profondeur Effet du vent : flux net d eau à 90 par rapport à la direction du vent Spirale d Ekman Le vent met en mouvement l eau à la surface océanique en l'entraînant (frottement à la surface océanique). Chaque couche d eau en dessous est, à son tour, entraînée par frottement, par la couche d eau juste au dessus et elle est décélérée par la couche juste en dessous. Dans chaque couche, à cause de la force de Coriolis, la trajectoire de l eau est déviée vers la droite (dans l hémisphère nord) par rapport à la couche juste en dessus. Ce mouvement est connu comme Spirale d Ekman. Vent Spirale d Ekmand Transport du courant induit par le vent Le vent génère un transport d eau à 90 à sa droite (pour l hémisphère nord; à gauche pour l hémisphère sud) S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 51 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 52 2

3 Déviation vers la droite par rapport au vent : exemple dans l Atlantique Nord Effet de la déviation vers la droite (ou gauche) par rapport au vent Vent HP BP les vents subtropicaux, à cause de la déviation du courant marin par rapport à leur orientation, génèrent des régions de convergence d eau. Cette accumulation d eau engendre une surélévation du niveau de la mer et donc une région de haute pression. S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 53 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 54 HP BP Vent -> hauteur du niveau de la mer Vent Le niveau de la mer n est pas plat Le niveau de la mer est modifié par: Les marées La valeur locale de la masse volumique océanique: La masse volumique dépends de T et S ; plus la densité est élevée (eau froide, salée) plus petit est le volume qu elle occupe. Et la circulation océanique S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 55 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 56 3

4 Niveau moyen de la mer mesuré par altimétrie satellitaire Courants de Surface Circulation forcée par le vent S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 57 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 58 Gyres subtropicales et subpolaires : dans le sens du vent Région Équatoriale : dans le sens contraire! Gulf Stream Courants de bord ouest du gyre subtropical de l Atlantique Nord. 24 C- 28 C 17 C-23 C 10 C-16 C 2 C - 9 C Circulation en gyres : Circulation intensifiée sur les bords ouest ( 2 m/s) Moins rapide ailleurs (qq cm/s) Une boucle giratoire : ans Courants de surface : jusqu à 800 m de profondeur S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 59 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 60 4

5 Circulation équatoriale Dans la bande équatoriale la force de Coriolis est nulle. Ainsi les Alizés entraînent l eau dans leur direction sans qu elle soit déviée (vers la droite ou la gauche selon l hémisphère). Par conséquent, l action du vent fait empiler plus d eau dans la partie Ouest du bassin équatorial par rapport au bord Est. Sur le bord Ouest équatorial on observe un niveau de la mer plus élevé et une thermocline plus profonde. L eau chaude est bloquée par l action du vent près du bord Ouest. S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 61 L océan et le climat Les propriétés thermiques uniques de l eau sont responsables des conditions climatiques relativement douces propres à notre planète S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 62 Effets des courants océaniques de surface sur le climat Cyclones tropicaux Courants océaniques chauds -> l air se réchauffe -> fort contenu en vapeur d eau -> climat côtier humide Courants froids ->l air se refroidit -> contenu en vapeur d eau faible - >climat côtier sec S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 63 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 64 5

6 Cyclones tropicaux Le cyclone Gamede Une dépression passe au-dessus d'une zone d'eau à plus de 26 C, sur une épaisseur d au moins 50m. L'ascension d'air humide et chaud se conjugue avec des vents de basses altitudes. La pression baisse à la surface de la mer et augmente au niveau des nuages les plus élevés, vers la tropopause, sommet de la troposphère. L'air froid redescend en se réchauffant et s'enroule en spirale autour de la dépression formant au centre l'oeil du cyclone. Alors un cyclone se crée. S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 65 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 66 Le vent n est pas le seul moteur de la circulation océanique Les échanges de chaleur et d eau à la surface sont aussi moteur de la circulation océanique Masse volumique de l eau de mer Atm. Océan Flux de chaleur Q T atm T oc Température (T) Atm. Océan Flux d eau évaporation précipitation Salinité (S) Masse volumique (poids) de la parcelle d eau Différence de densité génère des courants Circulation Thermohaline La masse volumique de l eau de mer est sûrement l un des paramètres le plus important dans l étude de la dynamique océanique, car elle en contrôle les mouvements. La masse volumique de l eau de mer dépend de sa température, salinité et pression. Cette dépendance est formalisée dans l Équation d état. Grec: Thermos (chaud) et hal (sel) S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 67 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 68 6

7 Formule simplifiée pour l équation d état Parfois, en raison de sa simplicité, on utilise pour la masse volumique de l eau de mer une formulation linéaire et indépendante de la pression ρ = ρ 0 + α(t-t 0 ) + β(s-s 0 ) Avec: α= ρ/ T β= ρ/ S S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 69 Mesures de Température et Salinité Pour mesurer la salinité et la température en océanographie on utilise couramment la bathysonde. Les bathysondes sont descendues à l extrémité d un câble électro porteur qui remonte les signaux. Un thermomètre permet de mesurer la température tout au long de la descente de la bathysonde. La conductivité est mesurée par une cellule à électrodes, et permet d estimer la salinité. la pression est mesurée par un capteur à jauges de contraintes ou à quartz. La sonde permet d obtenir des précisions de C et 1 db. Les mesures de salinité et d oxygène fournies par la sonde sont calibrées par l analyse d échantillons d eau de mer recueillis à plusieurs niveaux à l aide d une rosette de prélèvement. Des précisions de pour la salinité sont actuellement atteintes. S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 70 Température et salinité moyennes Densité des mesures de température de surface dans le temps ( ) La température moyenne de l océan global est: T = 3.5 C La salinité moyenne de l océan global est: S = % de l eau de l océan global se trouve dans l'intervalle: 1.3 C < T < 3.8 C 34.6 < S < 34.8 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 71 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 72 7

8 Mesures par satellite Nouveaux instruments de mesure: les flotteurs profilants S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 73 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 74 Variations de la température avec la profondeur : concept de Thermocline Les couches de surface en contact avec l atmosphère sont séparées de l océan profond par une couche dont l épaisseur est de quelques centaines de mètres et dans laquelle la température diminue rapidement avec la profondeur. On appelle cette couche la thermocline. Variations de la température avec la profondeur thermocline La température océanique décroît avec la profondeur. La thermocline est la région océanique sur la verticale où la température diminue le plus rapidement. Tropiques : forte thermocline Hautes latitudes : faible thermocline tropiques à la surface chaud Moyennes latitudes : tempéré régions polaires et océan profond froid froid Dans l océan profond la température varie peu. S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 75 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 76 8

9 L océan en profondeur Équateur Transmission de la lumière/ re/énergie dans l eaul Énergie solaire incidente Profondeur (en mètres) Couche de surface Couche intermédiaire Couche profonde Les trois couches océaniques On peut représenter la stratification verticale des océans comme une superposition de couches qui présentent des caractéristiques propres. Celles-ci sont généralement identifiées par trois paramètres : la température, la salinité et la pression. A partir de ces trois quantités, on peut calculer la masse volumique. La lumière s'atténue avec la profondeur Les ondes les plus longues sont absorbées les premières Ceci fait si que la couleur de l océan soit essentiellement bleu Seulement 1% de la lumière atteint le 100 m de profondeur S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 77 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 78 Les mesures de la couleur de la mer Dans les régions où la productivité biologique est importante, la chlorophylle contenue dans le phytoplancton absorbe la composante bleue et la lumière se décale vers le vert. L océan à la surface, à 500 m et à 2000 m de profondeur T surface T 500 m S surface S 500 m La mesure de la lumière émise par l'océan (réflexion et rétro diffusion) à certaines longueurs d'onde donne des informations quantitatives sur la teneur en éléments organiques et autres matériaux en suspension des couches de surface. T 2000 m S 2000 m Nota : bassin Atlantique plus chaud et salé S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 79 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 80 9

10 Sections verticales de Température et Salinité Atlantique Pacifique Indien T Masse volumique océanique et Pycnocline Plus l eau de mer est froide, plus elle est dense; Plus l eau est salée, plus elle est dense; La densité de l eau de mer dépends de la salinité et de la température 90 S 90 N 90 S 90 N 90 S 90 N Équateur Équateur Équateur S (km) Structure verticale des océans T S ρ zone de surface Zone océanique profonde La masse volumique augmente avec la profondeur La pycnocline est la région océanique où elle change le plus rapidement et correspond (en générale) à la thermocline Equateur S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 81 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 82 Régions tropicales Circulation Thermohaline Réchauffement Courants de surface Propagation profonde Refroidissement plongée Régions polaires L eau froide et salée coule en profondeur dans les régions polaires (essentiellement en Atlantique) Les eaux froides se propagent le long des fonds océaniques dans tout l océan global L eau de surface tropicale réchauffée en surface est séparée de l eau profonde par la thermocline L eau froide remonte graduellement vers la surface en se réchauffant et se mélange avec l eau de surface Glace de mer Glace de mer Antarctique Arctique Formation de glace de mer = rejet de sel dans l océan S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 83 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 84 10

11 Modèle de la «conveyor belt» (tapis roulant) Schéma très simplifié de la circulation thermohaline Eau Nord Atlantique Profonde Mers Nordiques (Groenland et Norvège) Mer du Labrador Circulation thermohaline Dans les océans, circulation à grande échelle sous l'effet des variations de densité liées aux différences de température et de salinité. Dans l'atlantique Nord, la circulation thermohaline consiste en un déplacement vers le nord des eaux chaudes de surface et en un déplacement vers le sud des eaux froides des grands fonds, entraînant un transfert net de chaleur vers le pôle. Les eaux de surface s'enfoncent vers le fond dans des zones très restreintes situées à des latitudes élevées. 3 régions sources S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 85 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 86 Circulation thermohaline et le tapis roulant» Circulation thermohaline Schéma plus détaillé de Schmitz (1996) Les échanges de masse et chaleur entre l océan et l atmosphère modulent la température et la salinité de l eau et agissent comme un moteur puissant d une circulation océanique appelée «circulation thermohaline». A l échelle du globe, elle est constituée d un ensemble de courants qui connectent d une part les couches superficielles et les couches profondes, et d autre part, les grands bassins océaniques : les océans Atlantique, Indien, Pacifique et Austral et la mer Arctique. On a l habitude de représenter cette circulation par un «tapis roulant». La circulation thermohaline globale schématique peut donc se résumer de la façon suivante : les eaux de l Atlantique Nord sont refroidies en hiver tandis que leur salinité augmente du fait de l évaporation provoquée par le vent et la formation de la glace de mer. Ces eaux, devenues plus denses, plongent dans les profondeurs, puis sont entraînées vers l équateur et se dirigent ensuite vers les océans Indien et Pacifique en passant par l Océan Austral. Tout au long de ce périple, ces eaux se mélangent et réchauffent. Ainsi, devenant de moins en moins denses, elles rejoignent la surface océanique et, retournent vers l Atlantique Nord en tant qu eaux chaudes. Le processus peut alors recommencer. Il faut quelques siècles pour parcourir ce circuit S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 87 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ 88 11

12 S. Speich N Daniault UBO Climat 5_ C est fini pour le chapitre 5

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