Dynamique des océans. Laurent Stehly

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1 Dynamique des océans Laurent Stehly

2 Plan I Stratification des océans II Interaction océan atmosphère III Circulation thermoaline (profonde) IV Variations périodiques des courants océaniques V Variations récentes du niveau des mers.

3 Similitude entre l'océan et l'atmosphère Les deux obéissent aux lois de la mécanique des fluides. Forces de pression et de coriolis dominent => Tendance à former des cellules de convection. L'énergie est apportée par le forçage du soleil.

4 Différence entre la dynamique des océans et de l'atmosphère Les courants océaniques dépendent non seulement de la température mais aussi de la salinité. Transition océan/atmosphère brutale => mise en place d'une couche limite, différence de dynamique océan profond/surface. Chaleur spécifque de l'eau = 4186 Joule/kg K tandis que pour l'air ~1000 Joule/kg K => il faut apporter 4x plus d'énergie pour élever la température de l'eau de 1 degré.

5 I Stratification des océans

6 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

7 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

8 II Stratification des océans Stratification des océans Thermocline = profondeur au delà de laquelle la température évolue peu Halocline : idem pour la salinité

9 II Stratification des océans Variation de la thermocline en fonction des saison

10 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

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12 II Interaction océan atmosphère II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

13 Température surface des océans en hiver Couverture nuageuse = 80 %! Rayonnement solaire aborbée est la première source d'énergie des océans

14 Distribution de la salinité.

15 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

16 Influence de la salinité sur la densité de l'eau 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 Variation salinité avec la profondeur dans l'océan pacifique

18 Varie de ~34.7 à 34.2 sur ~4000 m (g/l ou g/kg) => peu de contraste

19 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

20 II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

21 Variations 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

22 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

23 Salinité et évaporation L'évaporation augmente la salinité des océans => dépend de la température, du forçage solaire Les précipitations diminuent la salinité => dépend de la couverture nuageuse, la température de l'atmosphère

24 Salinité vs latitude pacifique (bleu) et l'atlantique (rouge) EXCES EVAP. EXCES PREC. HAUSSE SALINITE BAISSE SALINITE

25 Moyenne annuelle précipitation évaporation (cm.an 1)

26 Zone tropicale vent soufle d'est en ouest => déplacement masse nuageuse océan atlantique vers l'océan pacifique => transfert d'eau douce

27 TRANSFERT EAU DOUCE

28 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)

29 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

30 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

31 II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

32 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,

33 Effet du vent sur les eaux de surface 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.

34 II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

35 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)

36 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 (froid) Anticyclone = HP (chaud) se dirigeant vers les poles Forçage du vent + coriolis créent des zones de convergences et de divergences => topographie en surface + mouvement verticaux en profondeur

37 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

38 Bilan de l'influence des vents sur les courants de surface Haute pression : vent circule dans le sens des aiguilles d'une montre => formation d'une 'bosse' <=> Effet de Coriolis est de créer une topographie dynamique

39 II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

40 La topographie dynamique permet de mesurer les courants de surface par satellite. En moyenne l'altitude 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

41 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.

42 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

43 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)

44 IV Interaction océan atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface Courants de surface simplifiés

45 II 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II 1 a : Distribution de la salinité II 1 b : Explication de cette distribution. II 2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II 2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II 2 b: Topographie dynamique II 2 c: Mesures par satellite. II 2 d: Description détaillée des courants de surface

46 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

47 Courants en surface détaillés

48 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

49 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

50 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

51 Pacifique : le Kouroshio Kouroshio : equivalent du Gulf Stream dans le pacifique Vers l'alaska : courant cyclonique

52 Atlantique sud Courant sens inverse aiguille d'une montre

53 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.

54 Antarctique Emporté par les vents violents d'ouest, le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du globe

55 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

56 Circulation thermoaline (profonde) III 1 : Méthode d'observation III 2 : Circulation globale III 3 : Zones de plongement III 4 : Upwelling

57 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

58 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.

59 Exemple de trajectoires suivie par 49 flotteurs à 800m de profondeur

60 2eme méthode : profil Température : minimum correspond Salinité maximum correspond aux eaux de l'océan atlantique aux eaux de l'antarctique

61 Circulation thermoaline (profonde) III 1 : Méthode d'observation III 2 : Circulation globale III 3 : Zones de plongement III 4 : Upwelling

62 Circulation océanique globale PLONGEMENT Pas de plongement car S trop faible REMONTEE REMONTEE COURANT CIRCUM POLAIRE PLONGEMENT

63 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

64 Circulation thermoaline (profonde) III 1 : Méthode d'observation III 2 : Circulation globale III 3 : Zones de plongement III 4 : Upwelling

65 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)

66 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

67 Le plongement d'eaux salées est visible au nord Le courant provenant de l'atlantique nord = Millions de m3/s

68 Gibraltar : plongement d'eau salée Coupe verticale près du détroit de Gibraltar : eau salée plus dense plonge

69 Mer de Weddell avril octobre (hiver hémisphère sud) Production de glace de mer 3 à 20 M km²

70 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

71 Devenir des eaux plongeantes dans l'océan atlantique

72 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)

73 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

74 Circulation thermoaline (profonde) III 1 : Méthode d'observation III 2 : Circulation globale III 3 : Zones de plongement III 4 : Upwelling

75 Zones d'upwelling Il existe différent types d'upwelling : le long des cotes, au sein des océans dus aux vents

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77 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

78 Upwelling équatorial

79 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

80 Variations périodiques des courants océaniques IV 1 : El Nino IV 2 : NOA

81 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

82 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

83 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

84 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

85 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)

86 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

87 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)

88 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.

89 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.

90 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.

91 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.

92 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.

93 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

94 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

95 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

96 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

97 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Avril 1999 La Nina s'atténue

98 VI Variations périodiques/ 1 El Nino / b El Nino mois par mois Juin 1999 : retour à la normale

99 Variations périodiques des courants océaniques IV 1 : El Nino IV 2 : NOA

100 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

101 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

102 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)

103 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

104 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.

105 Variations récentes du niveau des océans

106 Elévation du niveau des mers depuis 1880

107 Depuis 1992 (mesuré par satellite) ~3 mm/an

108 Répartition de l'élévation du niveau des mers

109 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?

110 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.

111 Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces continentales est d environ km3

112 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?

113 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?

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