Le tapis roulant océanique

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 1
La circulation thermohaline
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. - 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.
Le long cheminement des eaux profondes 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).

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 2
Figure. 1. Age des eaux profondes (>3500 m) estimé à partir du Δ14C de l’eau de mer (d’après
[Matsumoto, 2004 #900])
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 3
Profondeur (m)
60S 40 20 0 20N
0
-1000
-2000
-3000
-4000
-5000
Latitude
20N 0 20 40 60S
0
-1000
-2000
-3000
-4000
-5000
Latitude
-
0
-170
+100
-180
-150
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-100
-160
-160
0
-170
+100
-180
-150
-190
-100
+50
Profondeur (m)
Profondeur (m)
-230
-200
-190
-180
-170
-210
-220 -240
-160
-150 -100
-50
0
+50 +100 +100
0
-1000
-2000
-3000
-4000
-5000
60S 40 20 0 20 40N
Latitude
Profondeur (m)
-230
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0
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0
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-5000
60S 40 20 0 20 40N
Latitude
-230
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0
+50 +100 +100
0
-1000
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60S 40 20 0 20 40N
Latitude
-50
Profondeur (m)
0
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-5000
40S 20 0 20 40N
Latitude
-
0
-1000
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-5000
40N 20 0 20 40S
Latitude
-
-
-50
+50 +100
-100
-
-160
-150
-50
0
+50 +100
-100
+100
Profondeur (m)
+150
-150
Figure x: Vue tri-dimentionelle de la circulation thermohaline
et coupes méridionales des océans Atlantiques, Indien
et Pacifique
Profondeur (m)
60S 40 20 0 20N
0
-1000
-2000
-3000
-4000
-5000
Latitude
20N 0 20 40 60S
0
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-2000
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-5000
Latitude
-
0
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-160
0
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+50
Profondeur (m)
Profondeur (m)
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60S 40 20 0 20 40N
Latitude
Profondeur (m)
-230
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60S 40 20 0 20 40N
Latitude
-230
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0
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60S 40 20 0 20 40N
Latitude
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Profondeur (m)
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40S 20 0 20 40N
Latitude
-
0
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40N 20 0 20 40S
Latitude
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Profondeur (m)
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Profondeur (m)
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40S 20 0 20 40N
Latitude
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0
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40N 20 0 20 40S
Latitude
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Profondeur (m)
+150
-150
Figure x: Vue tri-dimentionelle de la circulation thermohaline
et coupes méridionales des océans Atlantiques, Indien
et Pacifique

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 4
L’Atlantique Nord qui contient les eaux profondes les moins appauvries en
14C 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. Exercice : la vitesse de circulation des eaux profondes
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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. Figure 3 : Evaluation de la vitesse de circulation des eaux
profondes à partir des isotopes de carbone. D’après [Broecker, 1982 #74]
A partir des équations vue au chapitre modèle en boite (voir aussi figure 3), on obtient:
()
⎪ ⎪ ⎪ ⎩ ⎪ ⎪ ⎪ ⎨ ⎧
−
−
=
−
=
CC
R
R
s
R
R
k
e
e
e
e
1
1
λ
λ
On obtient donc ke = 0,00101 an-1 et s = 0,3 µmol/l/an
océan profond = 0,83 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14C
Océan Profond
Océan de surface océan surface = 0,95 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14C
*Désintégration dans l’océan profond:
Vprof ×ΣCO2prof ×λ× prof
( )
12C
14C
14C
F ×ΣCO2prof ×prof
( )
12C
14C
F ×ΣCO2surf ×surf
( )
12C
14C
F ×(ΣCO2surf -ΣCO2prof)surface
( )
12C
14C
océan profond = 0,83 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14Cocéan profond = 0,83 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14C
( )
12C
14C
( )
12C
14C
Océan Profond
Océan de surface océan surface = 0,95 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14C
Océan de surface océan surface = 0,95 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14Cocéan surface = 0,95 atmosphère
( )
12C
14C
( )
12C
14C
( )
12C
14C
( )
12C
14C
*Désintégration dans l’océan profond:
Vprof ×ΣCO2prof ×λ× prof
( )
12C
14C
( )
12C
14C
14C
F ×ΣCO2prof ×prof
( )
12C
14C
F ×ΣCO2prof ×prof
( )
12C
14C
( )
12C
14C
F ×ΣCO2surf ×surf
( )
12C
14C
F ×ΣCO2surf ×surf
( )
12C
14C
( )
12C
14C
F ×(ΣCO2surf -ΣCO2prof)surface
( )
12C
14C
F ×(ΣCO2surf -ΣCO2prof)surface
( )
12C
14Csurface
( )
12C
14C
( )
12C
14C

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 6
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
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
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]
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? 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
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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.
Figure 5 : Le Tritium dans mesuré sur la même section hydrographique en 1971 et en 1981. Les données ont été corrigées de

Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : Circulation thermohaline 8
la désintégration radioactive du tritium. (Préciser la longitude de la coupe et ajouter une échelle). Comment apparaît la bulle ?
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.
Figure 6 : Principaux courants et zones de formation d’eau profonde dans l’Atlantique Nord.
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).
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Figure 7 : Evolution des concentrations en CFC11, CFC12 et du rapport CFC11/CFC12 dans l’atmosphère
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.