Dynamique des océans

Dynamique des océans
Laurent Stehly
Plan
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I ­ Stratification des océans ●
II ­ Interaction océan­atmosphère
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III ­ Circulation thermoaline (profonde)
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IV ­ Variations périodiques des courants océaniques
V ­ Variations récentes du niveau des mers. Similitude entre l'océan et l'atmosphère
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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. Différence entre la dynamique des océans et de l'atmosphère
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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. I ­ Stratification des océans
II – Stratification des océans Influence du rayonnement solaire sur les océans
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Les rayons du soleil ne pénètrent pas en profondeur => seul la surface est chauffée par le soleil
II – Stratification des océans Profil de température dans l'océan atlantique
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La température est stratifiée ●
Eau chaude en surface, froide en profondeur
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Température en profondeur est homogène
II – Stratification des océans Stratification des océans
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Thermocline = profondeur au­delà de laquelle la température évolue peu Halocline : idem pour la salinité
II – Stratification des océans Variation de la thermocline en fonction des saison
II – Stratification des océans Bilan stratification
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La dynamique des océans sera différente en surface et en prondeur (au­dessus et en­
dessous de la thermocline) :
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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 II­Interaction océan atmosphère
II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface Température surface des océans en hiver
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Couverture nuageuse = 80 %!
Rayonnement solaire aborbée est la première source d'énergie des océans
Distribution de la salinité.
Distribution de la salinité en surface moyennée sur un an
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Très forte salinité en méditérranée
Salinité plus élevée dans l'océan atlantique que dans le pacifique Salinité plus élevée près de l'équateur Influence de la salinité sur la densité de l'eau
EAUX BASSE LATITUDE
CHAUDES
DE
NS
ITE
EAUX HAUTE LATITUDE
FROIDES
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Salinité moyenne : 34.6 g/kg d'eau (pour mille)
Modifie la densité donc la pression
Variation salinité avec la profondeur dans l'océan pacifique ●
Varie de ~34.7 à 34.2 sur ~4000 m (g/L ou g/kg) ●
=> peu de contraste
Variation salinité avec la profondeur dans l'océan atlantique
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Contraste plus élevé dans l'océan atlantique en fonction de la profondeur et de la direction nord/sud II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface Variations salinité sont dues aux échange de chaleur ocean­atmosphère
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Les échanges de chaleur se font de 3 manières:
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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 Echange chaleur océan­atmosphère
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Zone tropicale: océan absorbe 100 Wm­2 ●
Haute latitude : océan restitue jusqu'a 140 W/m2 à l'atmosphère
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Ces échangent affectent la salinité et la température
Salinité et évaporation
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L'évaporation augmente la salinité des océans
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Les précipitations diminuent la salinité ●
=> dépend de la température, du forçage solaire
=> dépend de la couverture nuageuse, la température de l'atmosphère Salinité vs latitude pacifique (bleu) et l'atlantique (rouge)
EXCES PREC. EXCES EVAP. HAUSSE SALINITE
BAISSE SALINITE
Moyenne annuelle précipitation – évaporation (cm.an­1)
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Zone tropicale vent soufle d'est en ouest
=> déplacement masse nuageuse océan atlantique vers l'océan pacifique => transfert d'eau douce TRANSFERT
EAU DOUCE Salinité océan atlantique
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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) Salinité océan pacifique
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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
Antarctique
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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
II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface Forçage des vents : impact que la surface T°
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S
D
CIRCULATION Eaux de Surface
contrôlée par les vents
On distingue les eaux de surface influencées par le vent, Thermocline
des eaux profondes
~1000 m
Découplage faible
Découplage fort
CIRCULATION PROFONDE
contrôlée par CT
Eaux profondes
Effet du vent sur les eaux de surface
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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. II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface IV – Interaction océan­atmosphère : vent / 1­ Effet du vent sur la circulation de surface/ b­ Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans
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Les océans ont une topographie qui dépend de deux choses :
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1) La présence de cyclone ou d'anticyclone
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2) La température des eaux (dilatation thermique)
IV – Interaction océan­atmosphère : 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
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Forçage du vent + coriolis créent des zones de convergences et de divergences => topographie en surface + mouvement verticaux en profondeur
IV – Interaction océan­atmosphère : vent / 1­ Effet du vent sur la circulation de surface/ b­ Topographie dynamique des océans Topographie dynamique des océans mesurées par Topex/Poseidon
Bilan de l'influence des vents sur les courants de surface
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Haute pression : vent circule dans le sens des aiguilles d'une montre
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=> formation d'une 'bosse'
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<=> Effet de Coriolis est de créer une topographie dynamique
II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface La topographie dynamique permet de mesurer les courants de surface par satellite.
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Ceci est modulée par la topographie dynamique
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Mesure la topographie dynamique des océans
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On en déduit les forces de pression ●
En moyenne l'altitude océans suivent le géoide (équipotentielle du champ de gravité)
=> on obtient alors la vitesse des courants de surface
Mesure de la vitesse de la circulation océanique : comment mesurer la topographie des océans?
Mesure du temps aller­retour d'une onde émise par le satellite : 13 GHz, longueur d'onde de quelques centimètres
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Suppose de mesurer la position du satellite (GPS, réflecteur laser, Doris, ~4cm), et de connaitre le géoide.
IV – Interaction océan­atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite
Mesures effectuées par satellite
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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
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Vitesse et direction du vent
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Hauteur et direction des vagues ●
Niveau de la mer, topographie des océans
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Etendue des glaces Ne permettent pas d'avoir d'information sur les courants profonds
IV – Interaction océan­atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite/ a­ Température Mesure de température
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A partir du spectre d'émission des océans dans les infrarouges (lois de stefan, corps noir)
IV – Interaction océan­atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface
Courants de surface simplifiés
II­ 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II­1 a : Distribution de la salinité II­1 b : Explication de cette distribution. II­2 : Couplage mécanique océan/atmosphère
II­2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II­2 b: Topographie dynamique II­2 c: Mesures par satellite. II­2 d: Description détaillée des courants de surface NADW 20 – 30 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
Courants en surface détaillés
Equateur
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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
Atlantique Nord: le gulf stream
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Courant équatorial se mélange avec le courant de Floride pour former le gulf stream = courant d'eau chaude ●
Débit =90.10^6 m3/s
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Tourne autour d'une zone de HP ●
Plus au nord le sens de circulation s'inverse, et se mélange au courant du Labrador
Role du gulf stream dans la régulation du climat européen
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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
Pacifique : le Kouroshio
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Kouroshio : equivalent du Gulf Stream dans le pacifique
Vers l'Alaska : courant cyclonique Atlantique sud ●
Courant sens inverse aiguille d'une montre Océan Indien ●
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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. Antarctique
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Emporté par les vents violents d'ouest, le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du globe
Ordre de grandeur des masses d'eau transportées par les courants
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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
130 – 185 Sv
L'énergie des courants océaniques est ~5x supérieure à celui des vents
Circulation thermoaline (profonde)
III­1 : Méthode d'observation III­2 : Circulation globale
III­3 : Zones de plongement
III­4 : Upwelling
Comment connaitre la circulation océanique profonde ?
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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
Etudier les courants profonds via des flotteurs
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Flotteurs dérive en suivant les courants
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Plongent dans les eaux profondes ●
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Équipés de courantomètre mesurant les courants
Remonte régulièrement à la surface pour indiquer sa position mesurée avec un GPS. Exemple de trajectoires suivie par 49 flotteurs à 800m de profondeur
2eme méthode : profil
Température : minimum correspond Salinité maximum correspond
aux eaux de l'océan atlantique
aux eaux de l'antarctique
Circulation thermoaline (profonde)
III­1 : Méthode d'observation III­2 : Circulation globale
III­3 : Zones de plongement
III­4 : Upwelling
Circulation océanique globale
PLONGEMENT
Pas de plongement car S trop faible
REMONTEE
REMONTEE
COURANT CIRCUM­POLAIRE
PLONGEMENT
Exemple circulation d'une masse d'eau (ne tient compte que des courants de grande échelle)
Plongement
20 – 30 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
Circulation thermoaline (profonde)
III­1 : Méthode d'observation III­2 : Circulation globale
III­3 : Zones de plongement
III­4 : Upwelling
Zones de plongement
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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)
Atlantique nord ●
Plongé des masse d'eaux est due à :
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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
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Le plongement d'eaux salées est visible au nord
Le courant provenant de l'atlantique nord = 20­30 Millions de m3/s
Gibraltar : plongement d'eau salée
Coupe verticale près du détroit de Gibraltar : eau salée plus dense plonge
Mer de Weddell avril­octobre (hiver hémisphère sud)
Production de glace de mer 3 à 20 M km²
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Hiver : formation de 3 à 20 km3 de glace
=> hausse de salinité de l'eau résiduelle
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Glace se déplace (vent), l'eau nouvellement en surface se refroidit Cristallisation de la glace => refroidissement de l'eau
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=> Augmentation densité => plongement
~10 millions m3/s Devenir des eaux plongeantes dans l'océan atlantique
Pourquoi n'y a t­il pas de plongement dans l'océan pacifique nord ?
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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)
Pourquoi y'a t­il une différence de salinité entre les océan atlantique et pacifique nord? ●
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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 Circulation thermoaline (profonde)
III­1 : Méthode d'observation III­2 : Circulation globale
III­3 : Zones de plongement
III­4 : Upwelling
Zones d'upwelling
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Il existe différent types d'upwelling : le long des cotes, au sein des océans dus aux vents
Upwelling le long des cotes
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Lorsque les vents soufflent le long des cotes :
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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
Upwelling équatorial
Upwelling équatorial
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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 Variations périodiques des courants océaniques IV­1 : El Nino IV­2 : NOA
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
El ­ Nino
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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
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
El Nino : régime normal
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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
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
Régime normale
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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
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
Naissance d'El Nino
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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
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
Régime El­Nino
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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)
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
Régime El Nina
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Régime El Nina : la différence d'élévation Ouest/Est s'accentue de meme que la pente de la thermocline VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe
El Nino mois par mois ●
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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)
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Avril ­ Mai 1997
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Mars 1997: Les vents d'est se relâchent => onde océanique parcourant l'océan d'ouest en est.
=> Eaux chaudes de surface se déplacent alors nord­est de l'Australie, vers L'Amérique du sud. C'est le phénomène El­Nino.
͂
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Juin ●
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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.
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Juillet 1997
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Eaux chaudes recouvrent une surface équivalente à une fois et demi la surface des États­Unis. ●
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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.
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Aout 1997
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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.
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Novembre 1997 : apogé d'El Nino
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La surface des Eaux chaudes augmente sensiblement, surtout le long de la côte ouest des États­Unis. 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.
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Janvier 1998
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La surface des eaux chaudes associées à El Nino diminue. Elle reste égale à 1.5x surface des USA
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Mars 1998
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Pacifique central : eau sont revenues à leur état normal. ●
Retour progressif à la normal
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Juillet 1998
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Déclin des courants chaud associés à El Nino. ●
Par contre les eaux froides restent en place. Début d'El Nina
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Novembre 1998
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Condition type La Nina : eaux chaudes à l'ouest et eaux froides à l'est
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Avril 1999
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La Nina s'atténue
VI­ Variations périodiques/ 1 El Nino / b El­Nino mois par mois
Juin 1999 : retour à la normale
Variations périodiques des courants océaniques IV­1 : El Nino IV­2 : NOA
VI­ Variations périodiques/ 2 NAO
Northern Atlantique Oscillation : NAO
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Ce phénomène dépend du poids relatif de la dépression d'Island et de l'anticyclone des Açores
VI­ Variations périodiques/ 2 NAO
NAO : phase positive
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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 50­60 de latitude
●
=> Europe du Nord : humide (vent de l' océan) et doux
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=> Europe du Sud : sec ●
Groenland : sec et froid VI­ Variations périodiques/ 2 NAO
NAO : phase négative
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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
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Europe du Sud : temps plus humide (plus de neige)
VI­ Variations périodiques/ 2 NAO
L'index NAO
●
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L'index NAO est proportionnel à la différence de pression entre Stykkisholmur (Islande) et Ponta Delgada (Açores). Mesuré depuis 1864
VI­ Variations périodiques/ 2 NAO
NAO ●
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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 vice­versa
=> courant atmosphérique d'Ouest dévié vers le nord => Hiver humide en Europe du nord et sec en Europe du sud . Variations récentes du niveau des océans Elévation du niveau des mers depuis 1880
Depuis 1992 (mesuré par satellite)
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~3 mm/an
Répartition de l'élévation du niveau des mers
L'élévation du niveau des océans est­il du à la dilatation thermique ou à la fonte des glaciers ?
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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 ●
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●
Le coefficient de dilatation thermique de l'eau est de 2.6 10­4 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 ? ●
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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. Les glaces continentales
Le volume total actuel des glaces
continentales est d’environ 32.106 km3
Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces
continentales est d’environ 32.106 km3
Antarctique :
29.106 km3
Groenland :
2,5.106 km3
Glaciers de montagne
: 0,2.106 km3
6
2
La surface des océans est de 360 .10 m Quelle serait l'élévation du niveau des mer si toute cette glace fondait ? ●
●
C'est peut­etre 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 ?
FIN