Le tapis roulant océanique

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
1
Le 14C naturel du carbone inorganique dissous dans l’eau de mer permet de tracer
les grandes lignes de la circulation thermohaline. Formé dans l’atmosphère, il est absorbé
par l’eau de mer à la surface de l’océan (voir chapitre CO2). Si cette eau quitte la surface et
plonge vers les abysses, elle se trouve isolée de l’atmosphère et la quantité de 14C qu’elle
renferme diminue par décroissance radioactive. L’observation la plus fondamentale est que
dans l’océan profond, le Δ14C du carbone inorganique dissous diminue depuis l'Atlantique
Nord jusque dans le Pacifique Nord où environ 20 % du 14C initial c’est désintégré
indiquant un vieillissement des eaux profondes (Fig.. 1).
Le long cheminement des eaux profondes
- l'océan profond est le principal réservoir de carbone à la surface de la Terre. Il en
contient par exemple 50 fois plus que l’atmosphère, et 20 fois plus que la biosphère
continentale. En cela, il est susceptible de réguler la concentration de CO2 dans
l’atmosphère et l’effet de Serre.
Les courants profonds sont difficiles à appréhender car ils sont non seulement
difficilement accessibles à l'observation mais ils sont aussi souvent extrêmement lents et
fortement bruités par la turbulence. Compte tenu de ces difficultés, les traceurs isotopiques
apportent des informations fondamentales sur le mode de circulation des eaux profondes
sur des échelles de temps allant de la décennie au millénaire. Dans ce chapitre, nous
passerons en revue certains des traceurs isotopiques utilisés et nous mettrons l’accent sur
les recoupements et les contradictions éventuelles des différents traceurs.
La Terre est une machine thermique chauffée par le Soleil et qui se refroidit en
émettant du rayonnement infra-rouge vers l’espace. Ce refroidissement est ralenti par les
gaz à effet de serre (dont qui absorbent le rayonnement infra-rouge et en réémettent une
partie vers surface de la Terre, y maintenant ainsi une température moyenne de 15°C,
rendant ainsi notre planète habitable. L’excès de rayonnement solaire reçu à l’équateur est
redistribué vers les pôles par les vents et les courants océaniques de surface. La
connaissance de ces courants profonds donc est fondamentale pour la compréhension de
l'équilibre climatique Terrestre:
- La formation des eaux profondes froides et denses aux hautes latitudes et leur
remontée aux basses latitudes est un élément essentiel du transport de chaleur à la surface
de la Terre. Les eaux de surface chauffées sous les basses latitudes cèdent progressivement
leur chaleur à l’atmosphère en se dirigeant vers les pôles. Une fois refroidies, elles
retournent vers les basses latitudes en profondeur. Leur remontée en surface apporte du
froid à l ‘équateur bouclant ainsi la partie océanique du système de climatisation terrestre.
La circulation thermohaline
Figure. 1. Age des eaux profondes (>3500 m) estimé à partir du Δ14C de l’eau de mer (d’après
[Matsumoto, 2004 #900])
2
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0
+50
0
+100
+50
-50
-1000
-50
-1000
+100
+100
0
00
-150
100
-100-
-2000
150
-150-
-2000
-100
-160
-220
-240
-160
-170170
180
-180-
Profondeur (m)
190
-190-
-3000
-230
-3000
-200
-190
-4000
-180
-4000
-
-160
-170
-5000
-5000
60S
20N
40
0
20
Latitude
40
0
60S
20N
60S
40
20
0
20
40N
Latitude
0
+50
+100
+100
+150
0
-1000
-50
50-
-2000
Profondeur (m)
Profondeur (m)
-210
-150
-3000
100
-100-160
-4000
-150
-5000
Figure x: Vue tri-dimentionelle de la circulation thermohaline
et coupes méridionales des océans Atlantiques, Indien
et Pacifique
40S
40N
20
0
20
40N
40S
Latitude
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3
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Exercice : la vitesse de circulation des eaux profondes
4
L’Atlantique Nord qui contient les eaux profondes les moins appauvries en
C représente donc la première porte d’entrée des eaux vers les abysses. Dans l’atlantique
Nord, les eaux chaudes et salées transportées depuis les tropiques par le Gulf Stream puis
par la dérive nord Atlantiques pénètrent dans l’océan Arctique où elles subissent en hiver
un important refroidissement et une forte évaporation qui produisent une forte
augmentation de leur densité. La formation de glace de mer (durant laquelle seule l’eau
douce gèle) provoque le rejet de sel et une augmentation de la densité de l’eau de mer
résiduelle. Ces eaux denses s’accumulent dans les mers de Norvège et du Groenland puis
elles débordent par dessus les seuils des détroits séparant l’arctique de l’atlantique
emportant avec elle leur 14C. La décroissance du 14C permet alors de tracer le
vieillissement de l’eau depuis l’Atlantique Nord vers l’Atlantique Sud puis dans l’océan
Indien et l’océan Pacifique jusqu’au Pacifique Nord qui est la destination ultime des eaux
profondes.
Des sections méridionales des océans Atlantique, Indien et Pacifique
permettent de décrire plus précisément de la circulation thermohaline (Fig. 2). Dans
l’océan Atlantique, les Δ14C les plus bas sont associés à la propagation vers le Sud de
l’eau Nord Atlantique Profonde. L’ENAP est prise en sandwich entre l’eau Antarctique de
fond en dessous et l’eau Antarctique intermédiaire au dessus qui remontent toutes les 2
vers le Nord et qui sont associées à des Δ14C plus négatifs. L’EAF prend sa source à la
bordure du continent Antarctique (nous y reviendrons largement dans la suite) alors que
la EAI est formée dans la partie nord de l’océan austral. La figure 1d met en évidence le
rôle centrale de l’océan austral qui fait le lien entre les océans Atlantique, Indien et
Pacifique. Dans le secteur Atlantique de l’océan austral, le mélange de l’ENAP, de l’EAF
et de l’EAI donne naissance à l’eau commune Profonde (ECP). Cette masse d’eau est
transportée autour de l’antarctique par le courant circum-polaire où elle reçoit la
contribution d’autres « eaux communes profondes » provenant des secteurs indien et
Pacifique. Grâce à la vigueur du transport par le courant circum-polaire, on trouve un
Δ14C homogène de l’ ECP de –160 ‰ dans les 3 secteurs de l’océan Austral.
C’est l’ ECP qui envahit les océans Indien et le Pacifique. Dans ces océans, il n’y
a pas de formation d’eaux profondes équivalentes à celles de l’Atlantique Nord : les
conditions tropicales du Nord de l’océan Indien ne permettent pas de refroidissement
important et les eaux du Pacifique étant en moyenne moins salées que celles du
l’Atlantique, leur refroidissement dans le Nord du Pacifique ne permet pas d’atteindre des
densités suffisantes pour atteindre le fond de l’océan. Les figures 2 b et c montrent le
vieillissement progressif de l’eau profonde vers le Nord de ces bassins. La compilation de
l’ensemble des données Geosecs et Woce collectées dans le Pacifique permet d’obtenir
une vue très détaillée de la circulation profonde (Fig. 4). Une langue d’eau commune
profonde pénètre par le Sud ouest du bassin et longe la bordure Ouest du bassin. Les eaux
vieillissent progressivement vers le Nord. Après le passage de l’équateur, on devine un
changement de direction vers l’Est du bassin. Arrivées dans le Nord du Pacifique qui
constitue un cul de sac, les eaux profondes remontent lentement vers la surface. Les eaux
les plus vieilles de monde (leur Δ14C = -240 ‰ donne un âge réservoir de 2250 ans) se
trouvent au Nord du Pacifique vers 2200 m de profondeur.
14
14
14
)
C
surf
12
( CC )
= 0,95
14
12
atmosphère
( CC )
14C
14C
*
12
14
( CC )
surface
14C
F × ΣCO2prof × (12C ) prof
C
Vprof × ΣCO2prof × λ × (12C ) prof
14
Désintégration dans l’océan profond:
F × (ΣCO2surf - ΣCO2prof)
océan surface
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On obtient donc ke = 0,00101 an-1 et s = 0,3 µmol/l/an
λ
⎧
⎪ ke = Re
−1
⎪⎪
R
⎨
λ
⎪s =
(Ce − C )
R
⎪
e
−1
⎪⎩
R
5
A partir des équations vue au chapitre modèle en boite (voir aussi figure 3), on obtient:
Figure 3 : Evaluation de la vitesse de circulation des eaux
profondes à partir des isotopes de carbone. D’après [Broecker,
1982 #74]
Océan Profond (12C ) océan profond = 0,83 (12C ) atmosphère
C
F × ΣCO2surf × (12
14C
Océan de surface
On peut utilisez l’évolution du Δ14C des eaux profondes pour déterminer leur
vitesse de circulation. L'océan profond a un volume V= 3*1018 m3 et il est ventilé par un
flux d’eau F que l’on cherche à déterminer. est alimenté en Carbone Inorganique Dissous
(CID) par plongée d'eau de surface (CIDs=2000µM) et par la reminéralisation du carbone
organique. Ces 2 sources de carbone sont caractérisées par un rapport isotopique identique
Re = Rs = 0,93. L'eau profonde est isolée de l'atmosphère durant un temps t = V/F =
1/keau. Elle est caractérisée par une concentration CIDp=2300µM et un rapport R = 0,83.
Le CID profond quitte l'océan profond par la remonté de l’eau vers la surface: il n'y a pas
de terme puits (kp = 0) car dans l’océan profond, il n’y a pas de photosynthèse susceptible
de consommer le CID. La perte de carbone particulaire par sédimentation ne rentre pas en
ligne de compte car on ne considère ici uniquement le bilan du CID.
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6
La progression rapide des traceurs transitoires
La présence de traceurs anthropiques émis depuis les années 50 dans
l’atmosphère dans les eaux profondes indique que ces dernières ont été en contact avec
l’atmosphère durant les dernières décennies. Ces traceurs sont suivis comme des colorants
injectés à grande échelle dans l’océan. Il permettent de tracer ce que l’on appelle la
ventilation des eaux profondes, c’est à dire le renouvellement de ces eaux par mélange
avec des eaux ayant été plus récemment au contact avec l’atmosphère, donc plus riches en
Exercice : depuis combien de temps ces eaux les plus vieilles du monde(celles que l’on
trouve dans le Pacifique Nord) n’ont vu le soleil?
Figure 4 : Evolution du Δ14C des eaux de fond (profondeur
> 3500 m) dans le Pacifique. L’eau commune s’écoule vers le Nord
le long de la bordure Ouest du bassin. Après le passage de
l’équateur elle tourne dans le sens des aiguilles d’une montre.
D’après [Schlosser, 2001 #820]
87% du carbone est apporté dans l’océan profond par les courant et 13 % par la chute des
particules.
Sachant que le volume de l’océan profond est Vprofond = 1018 m3, on en
déduit que la circulation thermohaline représente un flux F ::
F = Vprofond / τ = 30 × 106 m3/s = 30 Sv
D’où on déduit :
- le temps de résidence moyen de l’eau dans l’océan profond : τ = 1/ ke = 990 ans ;
- le flux de COP vers l’océan profond = s × Vocéan profond = 11 Gt/an
- le flux de CID vers l’océan profond = ke × Vocéan profond × CIDs = 72 Gt/an
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Figure 5 : Le Tritium dans mesuré sur la même section
hydrographique en 1971 et en 1981. Les données ont été corrigées de
7
oxygène (d’ou la notion de « ventiler »). Parmi eux, on trouve principalement le tritium
des essais nucléaires à l’air libre et les CFC. Comme le 3H, 14C a été émis dans
l’atmosphère durant les essais nucléaires, mais son identification dans les eaux profondes
est rendue difficile par la présence du 14C naturel.
Dans les eaux profondes, la concentration en 3H naturel étant extrêmement
faible, il est possible de suivre la formation et le déplacement des eaux profondes grâce à
la progression de 3H anthropique. Une section effectuée dans l’Atlantique a permis de
« photographier » la pénétration de 3H en profondeur par le Nord le long de la
topographie, alors que dans la zone subtropicale et équatoriale, 3H reste cantonné dans les
eaux de surface (Fig. 5). La même section a été refaite 10 ans plus tard. La pénétration du
3H c’est poursuivie, mais l’Atlantique tropical profond reste exempt de 3H. Dans le
Pacifique Nord, la faible salinité des eaux de surface empêche la formation d’eau
profonde si bien qu’un ne trouve 3H que dans les eaux superficielles.
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8
L’analyse des Chloro-Fluoro-Carbones (CFC) a permis de grandement raffiner
l’image de la circulation de bord ouest (Fig. 6, 7, 8 et 9).
Les CFC ont été utilisés comme liquides réfrigérants entre 1950 et 1995. Durant
cette période, leur production a cru exponentiellement. Ces molécules volatiles sont
transportées dans l'atmosphère, puis dissoutes dans l'océan. Inertes chimiquement, elles se
comportent comme des traceurs passifs. La présence de CFC dans une masse d’eau
indique qu’elle a été en contact avec l’atmosphère depuis moins de 50 ans. Le rapport
d’abondance entre les différents CFC permet même d’estimer un âge précis (Problème 1).
Figure 6 : Principaux courants et zones de formation d’eau profonde
dans l’Atlantique Nord.
Cette section n’est cependant pas représentative de tout l’Atlantique. Des sections
est-ouest ont montré que la progression du 3H et des CFC se fait préférentiellement le long
du bord ouest de l’Atlantique : l’eau profonde poussée vers le sud est plaquée contre le
talus continental par la force de Coriolis (dans l’hémisphère Nord, tout mouvement est
dévié vers la droite : un mouvement vers le sud est donc dévié vers l’est). On identifie
donc une veine d’environ 200 km de large dans laquelle se concentre l’essentiel du
transport de 3H et des CFC.
la désintégration radioactive du tritium. (Préciser la longitude de la
coupe et ajouter une échelle). Comment apparaît la bulle ?
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9
Jusqu’au milieu des années 90 (Fig. 8), on trouvait dans l’Atlantique équatorial
des CFC dans la NADW profonde qui se situe vers 3500 m de profondeur et qui est issue
de la convection profonde en mer du Groenland et de Norvège et la NADW supérieure
qui est située vers 1500 m de profondeur et qui trouve son origine dans le Sud de la mer
du Labrador [Andrié, 2002 #780]. Entre les deux, la NADW intermédiaire se situe autour
de 2500 m de profondeur et elle est produite par la convection profonde en mer du
Labrador : elle ne contenait pas de CFC , car, en l’absence de convection profonde depuis
les années 60, la mer du Labrador n’avait pas été ventilée aussi profondément [Dickson,
1997 #809]. Depuis 1996, on a observé l’arrivée à l’équateur de CFC dans la NADW
intermédiaire peu après la reprise de la convection profonde en mer du Labrador
[Freudenthal, 2002 #806]. Cette augmentation de la convection en mer du Labrador ainsi
que la baisse concomitante de la convection en mer du Groenland est directement reliée à
l’oscillation Nord-Atlantique.
Figure 7 : Evolution des concentrations en CFC11, CFC12 et du
rapport CFC11/CFC12 dans l’atmosphère
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10
Au delà de leur utilisation comme « colorant », les CFC et 3H permettent de
déterminer la vitesse de formation des eaux profondes au cours des dernières décennies
(Fig. 9). Au chapitre IV (Modèles en boites) par exemple, nous avons déterminé le flux
d’eau qui passe les détroits d’Islande et d’Ecosse pour donner naissance à une partie des
eaux Nord Atlantique Profondes. En étendant ce type de calcul à l’ensemble des sources
d’eau profonde, on obtient un flux total de 17 Sv en prenant en compte l’eau entraînée par
le courant profond en cours de route. Ainsi, les traceurs transitoires sont des outils
importants pour valider les modèles de circulation.
Figure 8 : Distribution des CFC-11 sur une coupe Est-Ouest de
l’Atlantique. Les eaux de surface en contact avec l’atmosphère sont
riches en CFC. On distingue clairement la NADW supérieure et la
NADW profonde qui sont marquées par de fortes concentrations en
CFC. La partie Est du Bassin dépourvue de cfc n’a pas été ventilée
depuis au moins 50 ans.
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11
CFC et 3H ne sont pas spécifiques d’une source particulière d’eau profonde dans
l’Atlantique Nord. Par contre un traceur comme 129I marque des zones de convection
spécifiques. En effet, l’129I est injecté dans l’atlantique par les usines de retraitement des
déchets nucléaires de Sellafield et de La Hague, situées le long de la côte du Pays de Galle
pour la première et au nord du Cotentin pour la seconde : à l’échelle océanographique
globale, on peut donc considéré une source « quasi-unique » de rejet de cet isotope qui
passera rapidement en mer du Nord. L’129I est alors transporté le long des côte de
Norvège, puis après avoir passé le détroit de Fram (situé entre le Spitzberg et le
Groenland) elle entre dans l’océan Arctique. Après avoir fait le tour de l’Arctique elle
La vitesse de déplacement de l’eau dans le courant de bord ouest estimée à partir
des CFC ou de 3H et est de l’ordre de 1 à 2 cm/s. C’est significativement moins que les
vitesses moyennes directement mesurées par les courantomètres qui sont de l’ordre de 10
cm/s. Cette différence s’explique par la présence de boucles de recirculation qui
détournent une partie de l’eau du courant de bord ouest vers l’intérieur du bassin
océanique et qui la réinjecte en amont : cette recirculation est sensible pour les
courantomètres, mais comme elle entraine des eaux non contaminées en 3H et CFC, ces
traceurs donnent une estimation biaisée de la vitesse de pénétration des eaux advectées
depuis le nord des bassins . Cette recirculation a été également invoquée pour expliquer
l’intensité croissante du courant de bord ouest du Nord du bassin à l’équateur mais elle n’a
jusqu’à présent pas pu être mise en évidence par des mesures directes de courant.
Exercice : Estimez la vitesse de progression des eaux profondes à partir de la figure 8
Figure 9 : Evolution des concentrations en CFC dans les eaux
profondes de l’Atlantique équatorial. Les campagnes menées en
1983 (ligne discontinues) et 1993 (ligne continues) mettent en
évidence la progression des eaux de la NADW supérieure (autour de
1500 m de profondeur. La force de Coriolis étant nulle à l’équateur,
le courant n’est plus plaqué contre le bord ouest : il s’étend donc
vers l’Est du bassin. [Andrié, 1998 #797].
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Comparaison 14C-traceurs transitoires
Le Δ14C des eaux de l'Atlantique profond varie entre - 70 dans l’atlantique Nord
et -170 ‰ dans l’Atlantique Sud (Figure 1), ce qui correspond à une différence d’age de
930 ans. Cet âge élevé s’accorde mal avec la présence dans les eaux de l'Atlantique
équatorial de cfc qui témoignent d’une ventilation datant de moins de 50 ans.
En fait, cette variation du Δ14C ne reflète pas seulement l'effet de la
désintégration radioactive dans l’Atlantique. Elle est en premier lieu le résultat du mélange
entre des eaux ayant des Δ14C différents: la NADW (Δ14C = -70 ‰) et la AABW (Δ14C = 160 à -170 ‰). Pour faire la part entre l'effet de vieillissement et l'effet de mélange, il faut
estimer les proportions de NADW et de AABW présentent dans un échantillon d'eau
profonde. Les proportions de mélange des masses d'eau sont habituellement identifiées par
θ et S. Cependant, les caractéristiques θ et S des eaux profondes formées dans l'Atlantique
Nord et en Antarctique sont assez variables ce qui entraîne des incertitudes importantes
sur les proportions de mélange. Par contre, la NADW et la AABW sont bien identifiées
sur la base du traceur PO4* (PO4*= PO4 +O2/175 -1,95 µmol/kg; PO4*= 0,73 ± 0,03
µmol/kg dans la NADW, PO4*= 1,63 ± 0,03 µmol/kg dans la AABW [Broecker, 1991
#818]). Si le Δ14C est un traceur conservatif (ce serait le cas si le mélange des masses
d'eau était très rapide car alors les variations de Δ14C ne dépendraient que des proportions
de mélange et pas de la désintégration radioactive), on devrait observer une corrélation
presque linéaire (la concentration en CID variant peu, l'hyperbole de mélange peut être
assimilée à une droite) entre Δ14C et PO4* (Fig. 10). Or ce n'est pas le cas: il existe un
décalage vertical (ΔΔ14C) variable entre les mesures et la droite théorique qui reflète le
vieillissement de l'eau.
Comparaison entre traceurs naturels et artificiels dans l'Atlantique profond
CFC et 3H permettent une description détaillée de la ventilation récente de
l’Atlantique Nord mais ils n’apportent pas d’information sur la circulation dans les zones
qui n’ont pas été ventilées récemment. Dans une perspective à plus long terme, l’arrêt des
émissions de 3H combiné à la courte demi-vie cet isotope et l’arrêt des émissions de CFC
vont rendre ces traceurs de plus en plus difficiles à utiliser dans les décennies à venir. Ces
traceurs naturels ont donc un rôle important à jouer dans l’étude de la ventilation rapide de
l’océan.
retourne en mer de Groenland et en mer de Norvège. De là, elle passe le détroit d’IslandeEcosse et le détroit du Danemark pour pénétrer dans l’Atlantique Nord en plongeant avec
les eaux profondes. 129I est donc un traceur spécifique des eaux profondes formées en mer
de Groenland et en mer de Norvège. Les concentrations des eaux profondes formées en
mer du Labrador sont beaucoup plus faibles.
0.8
NADW
0.9
²²14C
1
1.1
1.2
PO4*
1.3
1.4
1.5
1.6
1.7
AABW
Figure 10: Variation du Δ14C en fonction de PO4* pour des
échantillons prélevés dans l'océan Atlantique profond. La droite
représente un mélange entre le NADW et la AABW sans effet de
vieillissement. Les étoiles représentent les mesures. Le décalage
vertical (ΔΔ14C) entre la courbe et les mesures est du à l'effet de
vieillissement. D’après [Broecker, 1991 #818].
-170
0.7
-160
-150
-140
-130
-120
-110
-100
-90
-80
-70
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13
En cartographiant ΔΔ14C dans l'Atlantique, il apparaît que les eaux présentant le
moins de décalage sont celles qui se trouvent sur le bord Ouest du bassin alors que les
eaux présentant le plus de décalage se trouvent à l'est du bassin (Fig. 11). On retrouve le
mode de circulation en courant de bord ouest déjà mis en évidence par les traceurs
transitoires: durant son parcours, la NADW, qui se dirige vers le sud, est plaquée contre le
bord Ouest du bassin par la force de Coriolis qui la dévie vers la droite dans l'hémisphère
Nord). Il en va de même pour la AABW qui en remontant vers le Nord est également
déviée vers l'Ouest (la force de Coriolis dévie vers la gauche dans l'hémisphère Sud). L'eau
se déplace donc très rapidement sur le bord Ouest dans une veine étroite. La ventilation est
par contre beaucoup plus lente dans l'Est du bassin: il faut environ 240 ans pour que cette
eau envahisse complètement le bassin Est.
²14C
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14
L’apport de Pa-Th
Depuis quelques années, l’utilisation de 230Th et de 231Pa comme traceurs de la
circulation profonde émerge. Ces 2 isotopes sont produits uniformément dans l’océan par
désintégration de l’uranium et éliminés par fixation réversible sur les particules marines.
Quand le transport de 230Th et de 231Pa est dominé par les particules marines, il s’établit un
équilibre entre la production et le transport particulaire et leurs concentrations augmentent
linéairement avec la profondeur. Si les courants sont importants, cet équilibre est rompu et
les profils ne sont plus linéaires (Fig. 11). Durant formation de l’eau Nord Atlantique
profonde, des eaux de surface pauvres en 230Th et en 231Pa plongent en profondeur puis
Le ΔΔ14C indique qu’il faut environ 80 ans pour ventiler le bord ouest de
l’atlantique est plus long que ce que l’on obtient en se basant sur les injections récentes de
CFC dans cette zone. En fait il n'y a pas de réelle contradiction. Les 80 ans sont
nécessaires pour renouveler toute l'eau présente à l'Est alors que la présence de CFC
indique juste qu'une partie de l'eau présente dans le bassin à été récemment au contact avec
l'atmosphère. Le 14C naturel donne donc des informations sur la circulation à long terme
alors que le tritium montre un phénomène transitoire.
Figure 11: Variation du ΔΔ14C dans les eaux
profondes de l'Atlantique. Les courbes relient des eaux
ayant subi un même vieillissement (exprimé en
années). D’après [Broecker, 1991 #818].
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15
Exercice : circulation de la NADW à l’Equateur
Sachant que le taux de production radioactive de 230Th et 231Pa sont respectivement P230Th
= 0,54 fg/kg/an et P231Pa = 0,025 fg/kg/an, estimer le temps nécessaire à la NADW pour
passer de la station 3 à la station 4 entre 2000 et 4000m de profondeur (Fig. 12).
migrent vers le Sud le long du talus Nord Américain. Durant leur trajet vers le Sud, elles
sont enrichies en 230Th et 231Pa par la désintégration de l’Uranium. Ce retour vers
l’équilibre permet d’estimer l’âge des masses d’eau. 230Th et 231Pa ayant des temps de
résidence différents dans l’océan (20-40 ans et 200-400 ans respectivement) , ils
permettent d’étudier des gammes de temps différentes. Ceci nécessite de bien connaître les
termes puits de ces traceurs dans la colonne d’eau et sur les marges ce qui implique des
études de processus pour caractériser le rôle de particules (voir chapitre « particules »).
4He
EPO
mélange
hivernal
EFMW
EPMW
EH
EPC
ESA
fonte de la glace de mer
Mer de Weddell
EAAF
pénétration
de 3H et de CFC
courant
circum-polaire
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Figure. 13 : Formation des eaux profondes en mer de Weddell. Des
eaux pénètrent en mer de Weddell par le Nord venant du courant circumpolaire: l’Eau de Surface Antarctique (ESA) qui est peu salée à cause de la
fonte de la glace de mer en été (S < 34,35 ‰) et qui a une température variable
et l’Eau Profonde « Chaude » (EPC, θ ~ + 0,5°C, tout est relatif) que l’on
trouve autour de 500 m de profondeur. En hiver, l’ESA est mélangée avec de
l’EPC et refroidie jusqu’à la température d’équilibre avec la glace (-1,84°C)
pour former l’eau d’hiver (EH). Sur le plateau continental, de l’Eau d’Hiver et
de l’ EPC se mélangent avec de l’eau du plateau Ouest est plus salée que l’EPC
EGP
te
foδn18O = - 54 ‰
glacier
formation de glace de mer
vents catabatiques
Plateau
16
Comment se forment les eaux Antarctiques de Fond? A quel rythme ? Pourquoi
sont-elles plus froides que les eaux Nord Atlantiques Profondes? La réponse se trouve en
mer de Weddell au bord du continent Antarctique.
L’origine de la AABW
33
33,5
34
EFMW
EAF
34,5
S = 0 ‰, δ O = - 54 +- 9 ‰
18
Eau du Plateau Glaciaire
Eau du Plateau
Ouest
Eau d'Hiver
Salinité (‰)
pente de formation de la glace
pente E - P
Eau Chaude Profonde
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
-0,8
-0,6
-0,4
-0,2
0
0,2
35
17
En mer de Weddell, il se forme des eaux très froides et très denses (Fig.13): l’Eau
Profonde de la mer de Weddell et l’Eau de Fond de la mer de Weddell. L’origine de cette
eau est controversée. Certains proposent que la formation de glace de mer sur le plateau
ouest de la mer de Weddell permet un refroidissement et une augmentation de la salinité
des eaux de surface. Ce plateau étant large et peu profond, l’eau y est bloquée sans
pouvoir couler tout de suite ce qui lui permet d’atteindre des densités extrêmes. Dans ces
conditions, on ne devrait pas trouver d’eau de mer à des températures inférieures à la
température d’équilibre entre glace et eau de mer qui est de –1,85°C à la pression
atmosphérique. Hors, l’EPO peut atteindre des températures aussi basses que –2°C ! Pour
expliquer ces basses températures, on doit faire intervenir la fonte des glaciers
continentaux qui se déversent en mer de Weddell (Fig. 13). Cette glace s'enfonce sous son
propre poids dans l'eau de mer pour former un plateau glaciaire. A la base du plateau, la
pression induit une baisse de la température d’équilibre entre glace et eau de mer. Au
contact de la glace, l’eau de mer atteint donc des températures est inférieure à - 1,85°C.
Quand cette eau est amenée en surface, elle se trouve en surfusion (Eau Glaciaire du
Plateau). De plus, elle a acquis un δ18O bas hérité de à la fonte du glacier (issue de la
neige tombée sur l’antarctique, le glacier a un du δ18O très négatif). Le rôle respectif de la
formation de glace de mer et de la fonte du glacier peuvent être déterminées à partir des
isotopes du δ18O de l’eau de mer [Weiss, 1979 #776].
à cause de la formation de glace de mer. On trouve également sur le plateau de
l'eau ayant une température comprise entre - 2,09°C et -1,84°C, c’est à dire
inférieure à la température d’équilibre entre l’eau de mer et la glace et qui
traduit la présence d’Eau Glaciaire du Plateau. Adapté de [Wepperning, 1996
#819]
18
Figure 12 : Evolution de 231Pa et 230Th le long de la boucle de
recirculation du courant atlantique profond à l’équateur. L’équilibre
production-sédimentation est perturbé à partir de 1000 m de
profondeur pour Pa et 2000 m pour Th ce qui traduit le temps de
résidence plus long du premier. Le retour vers les profils d’équilibre
entre les 2 stations permet d’estimer le temps de circulation des
masses d’eau. D’après [Choi, 2001 #782]
δ O (‰)
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
18
Une estimation indépendante basée sur la propagation du tritium en mer de
Weddell (Problème 2) donne un flux de formation des eaux de fond de la mer de Weddell
de 3*106 m3s-1, ce qui correspond à un flux de formation des eaux Antarctique de Fond de
5-6 *106 m3s-1 (vérifier). Malgré les très faibles concentrations de tritium, on en détecte au
fond du bassin d’Argentine.
Compte tenu de l’importance des approximations faites, on peut considérer que
ces 2 estimations indépendantes sont cohérentes. Cependant, toutes les 2 sont très
dépendantes des pourcentages de mélange entre les différentes masses d’eau utilisées et
elles ne reflètent renseignent que sur la formation d’eau profonde en mer de Weddell. Une
vue globale de la formation de AABW obtenue à partir des CFC (Fig. 14) montre que la
mer de Weddell n’est pas le seule zone de formation de AABW, mais que la mer de Ross
et la côte antarctique le long de la Baie d’Enderby et de la Terre Adélie contribuent
également aux eaux de fond [Orsi, 1999 #810]. Au total, ce sont 8 Sv d’AABW qui sont
formés autour de l’antarctique (Fig. 14).
Le glacier est formé d’eau douce comme la glace de mer, mais l’eau du glacier
est très fortement appauvrie en 18O par rapport à l’eau de mer et à la glace de mer car elle
est issue de la neige tombée sur l’Antarctique (Chapitre II). Les δ18O très négatifs de l’Eau
Glaciaire du Plateau et de l’eau du plateau Ouest reflètent la contribution de cette eau
d’origine atmosphérique et il permet d’estimer que 0,3 % de du plateau Ouest est de l’eau
douce provenant de la fonte du glacier. L’EPG est également fortement enrichie en 4He
atmosphérique qui était contenu dans les bulles d’air piégées dans la glace et qui a été
libéré par la fonte du glacier.
L’Eau de Fond de la mer de Weddell résulte du mélange de 41 % d’Eau du
Plateau Ouest de 40 % d’Eau Profonde Chaude et de 19% d’eau d’hiver. Elle tapisse le
fond de la mer de Weddell. Entre l’eau de fond de la mer de Weddell et l’eau chaude
profonde, on trouve l’Eau Antarctique de Fond typique qui résulte du mélange de l’eau de
Fond de la mer de Weddell (64%) et de l’Eau Profonde Chaude (36%). Cette eau quitte la
mer de Weddell pour se répandre sur le fond de l’Atlantique ou emprunter le courant
circum-polaire antarctique.
Quelle est la vitesse de formation des eaux Antarctiques de Fond ? Une première
estimation peut être faite en considérant que les apports d’eau douce liés à la fonte du
glacier. En effet, le glacier avance régulièrement dans la mer en lui fournissant 6 * 104
m3s-1 d’eau douce via l’eau glaciaire du Plateau. Ces apports doivent être compensés par le
départ d’Eau Antarctique de fond qui contient 0,08 % d’eau Glaciaire. Ceci donne donc
un flux d’Eau Antarctique de fond de 8 * 106 m3s-1.
Figure 13 : diagramme δ18O - salinité en mer de Weddell.
Losanges bleus : échantillons dont le température est supérieure à 1,9°C. Ronds rouges : échantillons dont le température est inférieure
à - 1,9°C. Les échantillons de surface s’alignent sur une droite
correspondant à la formation de glace de mer et non à de
l’évaporation. La signature de l’eau du plateau ouest est marquée par
l’ajout d’eau glaciaire. D’après [Weiss, 1979 #776]
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
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La remontée des eaux profondes
La vitesse moyenne de remontée des eaux profondes peut être calculée à partir de
du 14C. En considérant que les zones de formation d’eaux profondes sont restreintes (mers
arctiques et du Labrador et mer de Weddell, auxquelles viennent s’ajouter des plongées
d’eaux profondes plus ou moins sporadiques autour de l’Antarctique) et en supposant que
ces eaux retournent en surface de façon diffuse sur toute la surface de l'océan (S = 3 1014
m2), on calcule une vitesse moyenne de remontée
v = F / S = 3 m/an
Cette vitesse est faible et elle ne peut pas être déterminée par des mesures physiques
directes. A titre de comparaison, l’évaporation moyenne à la surface de l’océan est de 10
m/an. (vérifier ce chiffre)
Des vitesses de remontées locales peuvent être obtenues d’un modèle d’advection
– diffusion 1D calibré par un profil vertical de 14C. Cependant, les modèles 1D verticaux
sont trop simples car ils ne prennent pas en compte le vieillissement horizontal. Il est donc
Figure 14. Répartition des CFC autour de l’Antarctique. Les maxima
concentration marquent les zones de formation de l’AABW.
D’après [Orsi, 1999 #810].
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
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Traçage des masses d'eau par les isotopes du Nd
Des données collectées dans l'Atlantique Sud montrent que vers 870 m de
profondeur, une eau intermédiaire a un εNd de - 6. Ce εNd est élevé de pour des eaux de
surface ou intermédiaires du sud de l'Indien. Il est très probablement le reflet d'une eau
d'origine Pacifique (les eaux Pacifiques sont globalement plus radiogéniques que les eaux
indiennes). Cet εNd élevé est donc probablement le reflet du retour d'eau Pacifique passée
par la route froide du passage de Drake [Jeandel, 1993 #349].Ce résultat, purement
expérimental, a été ensuite confirmé par les modèles numériques.
Circulation thermohaline: le retour
In fine, la formation d’eaux profondes dans l’atlantique doit être compensée par
un retour des eaux arrivées en bout de course dans le Pacifique. La route exacte suivie par
ces eaux est mal contrainte. Deux hypothèses principales s'affrontent:
- celle de la route chaude qui propose un retour de l'eau en surface via les détroits
indonésiens et l'océan Indien (Problème 4) ;
- celle de la route froide qui propose un retour d'eaux intermédiaires via le
passage de Drake.
Il n'est pas question ici de suivre les eaux de retour tout au long de leur parcours
mais nous allons donner 1 exemple significatif de suivi de ces eaux par des traceurs.
souhaitable d’utiliser d’autres traceurs de la remontée des eaux profondes. Les isotopes
des chaînes de déséquilibre radioactifs produits dans les sédiments et diffusant dans les
eaux profondes sont de bons candidats. 228Ra a été utilisé pour quantifier la turbulence au
fond de l’océan. Malheureusement, il reste une ambiguïté entre la diffusion verticale
depuis le sédiment et le transport latéral depuis le talus continental dans les sédiments
duquel son isotope père (228Ra) est fortement enrichi. Beaucoup d’espoirs sont mis dans
227
Ac car ce descendant de 231Pa n’est produit que dans les sédiments profonds dans
lesquels 231Pa a pu s’accumuler. Malheureusement son faible taux de production et sa
demi-vie courte rendent son analyse très difficile (Problème 3)
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline
Le rôle de la topographie.
…
Figure 15: Origine de l’AAIW dans l'Atlantique Sud tracée
par εNd. Les modèles de circulation permettent une origine
Indienne ou une origine Pacifique pour l’AAIW. L’εNd très
négatif de l’AAIW marque la présence d’eau d’origine
Pacifique et suggère la présence d’un courant de retour de la
circulation thermohaline par la « route froide ». D’après
[Jeandel, 1993 #349]
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