rapport en format pdf : 872 Ko - Master Interaction Climat
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Master Sciences de l’Environnement Spécialité Interaction Climat-Environnement La circulation thermohaline glaciaire et son lien avec le climat des latitudes extratropicales Par Lauren GREGOIRE Stage réalisé au LSCE du 2 Février au 29 Juin 2007, sous la direction d’Olivier Marti et Masa Kageyama. Jury : Date de soutenance : Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement CEA Saclay - Orme des Merisiers, bat. 701 91191 GIF-SUR-YVETTE CEDEX M. Roy-Barman L. Labeyrie D. Paillard P. Bousquet R. Smets G. Meyer M. Chiriaco 22 juin 2007 Université de Versailles Saint-Quentinen-Yvelines UFR des Sciences 45 avenue des Etats-Unis 78035 Versailles - France LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 2 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES REMERCIEMENTS Je remercie en premier lieu Masa Kageyama et Olivier Marti de m’avoir accueillie en stage au LSCE. J’ai beaucoup apprécié leurs enseignements et leur disponibilité. Je remercie également Pacale Braconnot pour ses conseils. Merci à Didier Paillard, Gilles Ramstein, ainsi qu’à toute l’équipe Clim de m’avoir accueillie parmi eux dans une ambiance très sympathique. Un grand merci à Ramdane Alkama et Didier Swingedouw pour leur disponibilité et la précieuse aide qu’ils m’ont apportés tout au long de ce stage. Enfin je remercie les personnes que j’ai rencontrées durant se stage pour les bons moments de détente passés en leur compagnie. Merci à Christian, Céline, Florence, Eloi, Vincent, Virginie et tous les autres. 3 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES RESUME La circulation thermohaline a connu des modifications importantes dans le passé, associées à des changements climatiques. Durant le dernier maximum glaciaire (LGM), il y a 21 000 ans, le climat était plus froid et plus sec qu’aujourd’hui, les concentrations des gaz à effet de serre étaient beaucoup plus faibles et d’importantes calottes de glace recouvraient le nord de l’Europe et de l’Amérique, modifiant sensiblement le bilan radiatif et hydrologique de ces régions. Afin d’étudier le lien entre la circulation thermohaline et le climat, nous avons analysé deux simulations du LGM du modèle couplé océan-atmosphère-glace de mer IPSL_CM4, simulations dans lesquelles les calottes imposées au modèle sont différentes. Le climat du LGM est 3.5°C plus froid que le climat pré-industriel. La circulation thermohaline est plus intense dans les deux simulations par rapport à la simulation préindustrielle, la glace de mer est plus étendue en mers de GIN et les sites de convections sont déplacés au sud de l’Islande. Dans une des deux simulations la circulation atteint 22 Sv et s’étend jusqu’au fond de l’Atlantique. De la convection profonde apparaît en Arctique. Une simulation avec les gaz à effet de serre glaciaires indique que le climat des basses latitudes dépend principalement de ces gaz, tandis que les hautes latitudes sont principalement influencées par la présence des calottes de glace. Dans ce travail, nous analysons d’une part les différences de climat associées aux différentes conditions aux limites et aux différences de circulation thermohaline, et d’autre part le rôle des flux et transports de sel et de chaleur sur la convection profonde et la formation des eaux. ABSTRACT The thermohaline circulation has undergone major modifications in the past, linked to climate changes. 21,000 years ago, the Last Glacial Maximum (LGM) climate was colder and drier than today. Greenhouse gases concentrations were lower and huge ice sheets covered northern Europe and Canada, modifying hydrological and radiative budgets in these regions. In order to study the link between the thermohaline circulation and climate, we analysed two LGM simulations of the IPSL_CM4 ocean-atmosphere-sea ice coupled model, with different ice sheets. The globally averaged temperature cools by 3.5°C at the LGM compared to the preindustrial simulation. The thermohaline circulation intensifies in both simulations, sea ice cover increases in the GIN seas and the convection sites shift to the south of Iceland. In one of the simulations, the maximum of the Atlantic meridional overturning circulation exceeds 22 Sv and reaches the bottom of the ocean. Deep convection develops in the Arctic Ocean. A glacial greenhouse gases simulation shows that low latitudes climate is mostly influenced by greenhouse gases concentration, while high latitudes climate is more influenced by the ice sheets. In this work, we analyse the climate differences associated with the different boundary conditions and the different states of the thermohaline circulation on the one hand, and the role of salt and heat fluxes and transport on deep convection on the other. 4 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES TABLE DES MATIERES REMERCIEMENTS .......................................................................................................................................................... 3 RESUME ............................................................................................................................................................................. 4 TABLE DES MATIERES.................................................................................................................................................. 5 1 INTRODUCTION....................................................................................................................................................... 6 2 CIRCULATION THERMOHALINE ET CLIMAT : EVOLUTIONS ET LIENS.............................................. 7 2.1 LA CIRCULATION THERMOHALINE DANS LE SYSTEME TERRE ............................................................................... 7 2.1.1 Le moteur de la THC............................................................................................................................ 7 2.1.2 Formation d’eau profonde par le mécanisme de convection profonde ................................................ 8 2.1.3 Lien entre la THC et le climat.............................................................................................................. 8 2.2 LA CIRCULATION THERMOHALINE EN CLIMAT GLACIAIRE.................................................................................... 8 2.2.1 Le climat du dernier maximum glaciaire ............................................................................................. 8 2.2.2 Données sur la circulation THC en période glaciaire ......................................................................... 9 2.3 ETUDE DE LA THC A TRAVERS LES MODELES COUPLES ...................................................................................... 10 2.3.1 Principe des modèles couplés ............................................................................................................ 10 2.3.2 Etude de la circulation océanique méridienne dans les modèles ....................................................... 10 2.3.3 Résultats de simulations LGM ........................................................................................................... 11 3 METHODE ............................................................................................................................................................... 12 3.1 DESCRIPTION DU MODELE CLIMATIQUE UTILISE ................................................................................................. 12 3.1.1 Les composantes du modèle............................................................................................................... 12 3.1.2 Biais connus du modèle ..................................................................................................................... 12 3.2 LES SIMULATIONS ETUDIEES ............................................................................................................................. 13 3.2.1 Conditions aux limites........................................................................................................................ 13 3.2.2 Durées d’intégration et moyennes utilisées........................................................................................ 14 3.2.3 Diagnostics ........................................................................................................................................ 14 4 THC ET CLIMAT DE SURFACE AU LGM......................................................................................................... 15 4.1 DESCRIPTION DU CLIMAT DU LGM ................................................................................................................... 15 4.1.1 La circulation océanique glaciaire .................................................................................................... 15 4.1.2 Les conditions climatiques de surface................................................................................................ 16 4.2 COMPARAISON AVEC LGM_C : EFFET DE LA CALOTTE DE GLACE ET DE LA CIRCULATION THERMOHALINE......... 18 4.2.1 Une circulation thermohaline plus faible........................................................................................... 18 4.2.2 Les différences climatiques ................................................................................................................ 18 4.2.3 Transports par l’océan et l’atmosphère............................................................................................. 20 4.3 L’EFFET DES GAZ A EFFET DE SERRE .................................................................................................................. 23 4.3.1 La THC .............................................................................................................................................. 23 4.3.2 Le Climat ........................................................................................................................................... 24 5 INVESTIGATION SUR LES CAUSES DES DIFFERENCES DE CIRCULATION THERMOHALINE ...... 26 5.1 DENSITE DES EAUX ET FLUX DE DENSITE ........................................................................................................... 26 5.2 LES CAUSES DE LA CONVECTION EN ARCTIQUE ................................................................................................. 26 5.3 FORMATION D’EAU PROFONDE EN ATLANTIQUE NORD ...................................................................................... 27 6 CONCLUSION ......................................................................................................................................................... 29 BIBLIOGRAPHIE............................................................................................................................................................ 30 GLOSSAIRE ..................................................................................................................................................................... 32 ANNEXE I: ....................................................................................................................................................................... 33 5 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 1 INTRODUCTION La circulation thermohaline ou THermohaline Circulation en anglais (THC) joue un rôle important sur le climat en Atlantique. Elle transporte de la chaleur vers les hautes latitudes, en particulier l’Atlantique nord, ce qui influence les températures de surface de l’océan et la couverture de glace de mer. Si les températures de surface de l’océan deviennent suffisamment froides, de la banquise se forme ce qui augmente l’albédo de surface et modifie le bilan radiatif local. Les enregistrements paléoclimatiques montrent que la THC a connu de grandes variations dans le passé, associées à des modifications climatiques importantes et parfois très rapides. C’est le cas des événements de Heinrich qui sont des épisodes froids déclenchés par des débâcles d’icebergs. La possibilité d’une modification future de la THC nous pousse à chercher à mieux comprendre les mécanismes qui ont conduit à des modifications de cette circulation dans le passé et déterminer sa sensibilité à des climats différents. Il y a environ 21 000 ans, durant le Dernier Maximum Glaciaire, le climat était sensiblement plus froid et plus sec qu’actuellement. D’importantes calottes de glace recouvraient une grande partie des continents de l’hémisphère nord modifiant sensiblement le bilan d’eau douce de ces régions. Selon les données paléocéanographiques la THC était moins profonde qu’aujourd’hui et les zones de formation d’eau profonde étaient déplacées vers le sud. Il est néanmoins difficile d’estimer l’intensité de la circulation océanique de cette époque. Les simulations de modèles couplés du Dernier Maximum Glaciaire réalisées jusqu'à présent produisent une grande variété de résultats concernant la circulation thermohaline. Alors que certains modèles simulent une circulation forte avec une extension verticale identique au présent, voir un peu plus faible, d’autres modèles montrent une circulation faible et peu profonde. Les mécanismes contrôlant la THC glaciaire sont encore mal connus et nécessitent une étude plus poussée. Ce stage réalisé dans le Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement (LSCE) a consisté à analyser des simulations du Dernier Maximum Glaciaire réalisées avec le modèle de circulation générale couplé océan-atmosphère-glace de mer, IPSL_CM4. Une analyse conjointe de la THC et du climat des moyennes et hautes latitudes a permis d’étudier l’effet de la THC sur le climat. De plus, des bilans d’eau douce ont été réalisés afin de comprendre les mécanismes qui contrôlent la THC glaciaire dans le modèle. 6 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 2 CIRCULATION THERMOHALINE ET CLIMAT : EVOLUTIONS ET LIENS 2.1 LA CIRCULATION THERMOHALINE DANS LE SYSTEME TERRE Le système climatique est alimenté par l’énergie reçue du soleil. Cette énergie est distribuée de manière très inégale, les pôles recevant moins d’énergie que les basses latitudes. Le système climatique transforme et redistribue cette énergie via l’atmosphère et l’océan. Le transport d’énergie par l’océan représente près du tiers du transport total, il est réalisé par l’intermédiaire de la circulation océanique. Le Gulf Stream, qui est une des figures importantes de cette circulation transport à lui seul 1 PW1 vers l’Atlantique Nord. La circulation océanique est causée en partie par les vents de surface mais le transport de l’énergie par l’océan se fait principalement au travers de la circulation thermohaline ou THermohaline Circulation en anglais (THC) entraînée par une augmentation de la densité des eaux de surface qui donnent lieu à la formation d’eaux profondes dans certaines zones. La figure 1 décrit cette circulation, ou l’on voit que la formation d’eaux profondes a lieu en Atlantique nord et dans l’océan Austral (points jaunes). Les eaux profondes (en bleu et violet) parcourent le fond des océans avant de remonter vers la surface (en rouge) par des processus d’upwelling (ronds rouges et noirs), après un temps de résidence pouvant aller jusqu'à 1000 ans. Même si la formation d’eau profonde est très localisée, cette circulation parcours l’ensemble des océans en transportant de la chaleur. Figure 1 : Schéma de la circulation thermohaline. Les courants de surface sont représentés en rouge, les courants profonds en bleu et les courants de fond en violet. Les zones de formation d’eau profonde sont représentées en jaune (Rahmstorf, 2006). 2.1.1 Le moteur de la THC La THC est provoquée par un gradient de densité associé à un gradient de température et de salinité entre les basses et hautes latitudes. A haute latitude, les eaux denses plongent vers le fond ce qui entraîne la circulation. Mais selon le théorème de Sandström (1908), pour que la circulation perdure un mélange est nécessaire. En effet, la circulation tend à réduire le gradient de densité, elle n’est donc entretenue que si le gradient de densité est maintenu. C’est la diffusion turbulente (dont l’énergie provient des marées et du vent) qui permet de maintenir le gradient par mélange. On parle d’équilibre d’advection-diffusion. Rahmstorf décrit ainsi la circulation thermohaline comme « la part de la circulation océanique qui est entraînée par des flux de chaleur et d’eau douce à travers la surface de l’océan et par le mélange intérieur consécutif de chaleur et de sel » (Rahmstorf, 2006). Même si les flux de surface de chaleur et d’eau douce ne sont pas le seul moteur de la circulation thermohaline ils en sont néanmoins le mécanisme principal qui régit la formation d’eau profonde. 1 1 PW = 1015W 7 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 2.1.2 Formation d’eau profonde par le mécanisme de convection profonde La formation d’eau profonde se produit par convection. Les flux à la surface de l’océan agissent sur la densité des eaux de surface. Si la densité des eaux de surface devient plus importante que celle des eaux plus profondes, cela crée un déséquilibre qui se résorbe via un mélange vertical profond que l’on appelle convection profonde. Les eaux les plus denses plongent et les eaux moins denses remontent. On a ainsi un mélange sur la colonne d’eau jusqu'à la profondeur nécessaire pour que le déséquilibre soit résorbé. La convection peut être déclenchée par des flux d’eau douce et de chaleur en surface. Les échanges de flux d’eau douce peuvent se faire avec l’atmosphère (évaporation, précipitation), avec les continents (ruissellement des rivières, fonte d’icebergs provenant des calottes) et avec la glace de mer (qui rejette du sel en se formant, et de l’eau douce en fondant). Les échanges de chaleur avec l’atmosphère dépendent du gradient de température entre l’océan et l’atmosphère et du vent, il existe également une composante de flux radiatifs. Les flux de chaleur dépendent de la température des eaux de surface, mais les flux d’eau douce ne dépendent pas de la salinité des eaux de surface, la salinité a donc un degré de liberté supplémentaire qui lui donne un rôle important sur le phénomène de convection. Dans l’hémisphère nord, la convection a lieu en mers du Groenland, d’Islande et de Norvège (GIN), en mer d’Irminger et en mer du Labrador. Les eaux chaudes et salées du Gulf Stream se densifient par refroidissent et évaporation sous l’effet de vents froids et secs en arrivant en Atlantique Nord. La formation de la glace de mer, au nord de la mer de Norvège favorise ce processus qui forme l’Eau Nord Atlantique Profonde ou North Atlantic Deep Water (NADW). Les sites de convection en Atlantique Nord ont des sensibilités différentes aux transports de sel et aux flux de surface (Swingedouw et al., 2006a). La formation d'eau profonde en Antarctique a lieu entre avril et octobre, en mer de Weddell, et en mer de Ross. Cette eau profonde qui se forme grâce à la production de glace de mer est appelée Eau Antarctique de Fond ou AntArctic Botom Water (AABW). Ce sont les eaux les plus denses, elles se répandent sur le fond océanique en particulier sur le plancher Atlantique. 2.1.3 Lien entre la THC et le climat La THC, par l’intermédiaire de la formation d’eau profonde, est très sensible aux conditions climatiques de surface (vents, température, flux d’eau douce) dans les zones de convection. En retour, la THC, en transportant de la chaleur vers les hautes latitudes, contrôle les températures de surface de la mer et la quantité de glace de mer, qui joue sur l’albédo de surface. De plus, la circulation profonde permet le renouvellement des eaux profondes et joue ainsi sur la quantité de CO2 capturé par l’océan. La THC a donc un impact sur le bilan radiatif de la terre dont dépend le climat global. Il existe donc de fortes interactions entre THC et climat. Des enregistrements paléocéanographiques ont mis en évidence des variations de THC associées à d’importantes variations climatiques ce qui laisse penser qu’il existe bien une relation entre la THC et le climat (Sánchez Goñi et al., 2002). 2.2 LA CIRCULATION THERMOHALINE EN CLIMAT GLACIAIRE 2.2.1 Le climat du dernier maximum glaciaire Durant le dernier maximum glaciaire ou Last Glacial Maximum (LGM), il y a environ 21 000 ans, les conditions climatiques étaient très différentes d’aujourd’hui. Les paramètres orbitaux de la Terre étaient à peu près identiques à ceux d’aujourd’hui, mais la concentration des gaz à effet de serre était sensiblement plus faible. D’après la dernière reconstruction de Peltier (2004) l’extension des calottes était beaucoup plus importante, il existait alors une 8 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES calotte appelée Laurentide recouvrant le Canada, ainsi que la calotte finno-scandinave au nord de l’Europe. Le niveau de la mer était 120m plus bas qu’aujourd’hui. La figure 2 indique les perturbations radiatives induites par les différents forçages durant cette période par rapport au climat préindustriel (1750). Les forçages les plus importants sont dus aux gaz à effet de serre et à la présence des calottes de glace. La végétation était différente en raison du climat plus froid et plus sec, et la quantité d’aérosols primaires (poussières) était plus importante, mais l’impact de ces deux forçages est encore mal connu (Jansen et al., 2007). La figure 3 indique en gris l’étendue des continents et en blanc la surface recouverte par des calottes de glace. Figure 2 : moyenne annuelle des perturbations radiatives globales (W.m–2) causées par les forçages du LGM. (Jansen et al., 2007) Figure 3 : moyenne du changement de température de surface de la mer à partir de simulations de 5 AOGCM provenant de PMIP-2 (CCSM, FGOALS, HadCM, IPSL-CM4, MIROC). Les calottes de glace sont représentées en blanc, et les surfaces terrestres en gris. (Jansen et al., 2007) Le projet MARGO (Multiproxy Approach for the Reconstruction of the Glacial Ocean surface) (Kucera et al, 2005) fournit une reconstruction de la température de surface de la mer (SST) et de la couverture de glace de mer pour le dernier maximum glaciaire en rassemblant différentes paléoproxies. Les résultats varient significativement entre les différentes proxies, en particulier en Atlantique Nord. On peut néanmoins noter un renforcement du gradient méridien de SST aux moyennes latitudes dans l’Atlantique, le transport de chaleur devait donc a priori être plus important (Kageyama et al., 2006). 2.2.2 Données sur la circulation THC en période glaciaire Il existe différentes manières de reconstruire la circulation thermohaline passée à partir de mesures dans les carottes de sédiments. La méthode la plus ancienne repose sur la mesure du ∆13C qui indique l’âge des masses d’eaux. Les résultats de mesures réalisées dans l’océan Atlantique indiquent que la circulation durant le LGM était caractérisée par une NADW réduite et une plus forte influence de la AABW (Duplessy et al., 2002), comme on peut le voir sur la figure 4. La mesure du rapport des isotopes du néodyme (Rutberg et al., 2000 ; Piotrowski et al., 2004, 2005) sont en accord avec les résultats du ∆13C. Néanmoins ces conclusions reposent sur l’hypothèse que les valeurs sources de ces traceurs n’ont pas varié. Or il n’existe pas suffisamment de données sur celles-ci. De nouveaux paléotraceurs de la circulation thermohaline indiquent une réduction faible voir nulle de la circulation méridienne atlantique durant le LGM. McManus et al. (2004) évalue la réduction de la circulation à 30% à partir de mesures du rapport isotopique 231 Pa/230Th qui est un traceur cinétique de la THC, néanmoins cette valeur peut être surestimée dans le cas d’une circulation moins profonde. Gherardi et al. (2005) confirment l’hypothèse de McManus en faveur d’une circulation thermohaline aussi vigoureuse 9 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES qu’aujourd’hui mais moins profonde. L’inconvénient de ce traceur cinétique est qu’il dépend du flux de particules qui a lui-même varié depuis le dernier maximum glaciaire. Figure 4 : Reconstitution des changements de ∆13C dans l’océan Atlantique pour la période moderne et durant le LGM. La AABW et la NADW sont représentées par des flèches. On remarque la réduction de l’influence de la NADW et une intrusion plus importante de la AABW vers le nord au LGM. (Duplessy et al., 2002) L’intensité de la circulation durant le LGM est difficile à évaluer. Néanmoins au vu des données (Lynch-Stieglitz et al., 2007), il apparaît que la circulation glaciaire n’était ni très faible, ni beaucoup plus forte qu’aujourd’hui, la NADW était moins profonde (au dessus de 2000m) et correspondrait à une Eau Glaciaire Nord Atlantique Intermédiaire (Glacial North Atlantic Intermediate Water, GNAIW) de plus les sites de formation de cette masse d’eau auraient migré vers le sud. Lynch-Stieglitz et al. (2007) soulignent la nécessité de comprendre les mécanismes contrôlant la THC glaciaire. 2.3 ETUDE DE LA THC A TRAVERS LES MODELES COUPLES Pour étudier les mécanismes et les rétroactions liés à la circulation thermohaline, le choix des outils se porte assez naturellement vers l’utilisation de modèles de circulation générale couplés∗. 2.3.1 Principe des modèles couplés Les modèles de circulation générale couplés océan atmosphère (OAGCM, ocean atmosphere general circulation models) permettent de simuler simultanément l’évolution des de l’atmosphère et celle de l’océan. On peut ainsi étudier les liens qui existent entre l’atmosphère et l’océan, et en particulier les mécanismes qui contrôlent la THC et son impact sur le climat. Le Paleoclimate Modelling Intercomparison Project (Joussaume and Taylor, 2000) s’est attaché à évaluer la capacité des modèles climatiques à reproduire des climats différents du présent, en choisissant deux périodes, l’Holocène et le LGM. La seconde phase du projet (PMIP2, Braconnot et al., 2007) repose sur des modèles couplés océan-atmosphère, océan-atmosphère-végétation et des modèles de complexité intermédiaire. 2.3.2 Etude de la circulation océanique méridienne dans les modèles La fonction de courant méridienne∗, permet de caractériser la THC. Elle représente les lignes de courants dans le plan latitude profondeur, son maximum correspond à la quantité d’eau qui traverse une section horizontale entre ce maximum et un point de courant nul. ∗ Voir glossaire 10 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES La figure 5 représente une fonction de courant méridienne moyennée sur l’Atlantique. On distingue une cellule en surface, tournant dans le sens horaire, qui correspond à la NADW. Son maximum, situé vers 1000m de profondeur vaut approximativement 9 Sv ce qui correspond à la quantité d’eau qui plonge en Atlantique nord. La NADW plonge jusqu'à 2500m de profondeur. En dessous de cette cellule on observe la cellule de la AABW, tournant dans le sens trigonométrique. La circulation thermohaline est ici sous estimée par le modèle (voir section 3.1.2). Figure 5 : Fonction de courant méridienne Atlantique, provenant d’une simulation préindustrielle du modèle IPSL_CM4 (voir section 3). Les valeurs positives indiquent une circulation dans le sens horaire. 2.3.3 Résultats de simulations LGM Plusieurs études ont été réalisées sur le climat glaciaire utilisant des GCM couplés, ces études donnent des résultats très différents, notamment pour ce qui concerne la THC. Certains modèles simulent une circulation glaciaire plus forte (Hewitt et al, 2001) d’autres donnent une diminution de THC par rapport au contrôle (Peltier and Solheim, 2004). Weber et al. (2007) fournissent une comparaison de le THC glaciaire simulée par différents modèles, aussi bien des GCM que des modèles de complexité intermédiaire. Le tableau 1 résume les caractéristiques de la THC dans ces simulations. Environ la moitié de ces modèles montrent une réduction de la NADW (∆ψmax<0) et une pénétration plus importante de la AABW dans l’Atlantique, en accord avec la vue classique déduite des données. Dans les autres modèles, on observe une augmentation de la THC, ce qui reflète un désaccord important entre les différents modèles et entre les modèles et les données. Tableau 1 : Caractéristiques de la circulation méridienne Atlantique dans différents modèles couplés : la valeur maximum ψmax(en Sv) avec la profondeur correspondante (en km), la latitude du contour de 10 Sv à cette profondeur, le maximum de la cellule inverse ψs correspondant à la AABW et la profondeur (en km) de la limite entre la NADW et la AABW. Les quatre premières colonnes correspondent aux simulations de contrôle (présent), les quatre suivantes sont les valeurs pour le LGM, la dernière colonne indique la réponse en ψmax (en Sv et en pourcentage de la valeur moderne). (Weber et al., 2007) Au vu des divergences existantes sur l’état de la THC glaciaire, il apparaît important de réaliser de plus amples études sur la circulation océanique glaciaire à partir d’autres modèles couplés, et d’étudier les mécanismes qui la contrôlent. 11 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 3 METHODE 3.1 DESCRIPTION DU MODELE CLIMATIQUE UTILISE Pour mener à bien cette étude nous avons utilisé le modèle couplé IPSL_CM4 (Marti et al., 2006) développé par les laboratoires de l’Institut Pierre Simon Laplace (IPSL). Ce modèle est constitué de 4 composantes : l’océan, la glace de mer, l’atmosphère et les surfaces continentales. 3.1.1 Les composantes du modèle L’océan est représenté par un modèle de circulation générale (GCM), à trois dimensions, nommé OPA, qui a été développé au laboratoire LOCEAN (Madec et al., 1997). La résolution horizontale est de 2 degrés, avec 31 niveaux verticaux, sur une grille particulière dont les pôles sont situés sur la Terre pour éviter les problèmes de calculs relatifs à l’existence d’un point singulier situé au pôle nord. La surface de l’océan est libre pour permettre une bonne conservation du sel. Le modèle de glace de mer, LIM (Louvain-la-Neuve sea-Ice Model) prend en compte les aspects dynamiques et thermodynamiques de la glace et permet le transport de la glace de mer. L’atmosphère est elle aussi représentée par un GCM, LMDZ.3.3, à résolution uniforme avec une grille de 96 par 72 points sur l’horizontale et 19 niveaux sur la verticale en coordonnées hybrides. La surface terrestre est représentée par ORCHIDEE, dont seul le module hydrologique SECHIBA (Schématisation des EChanges Hydriques à l’Interface entre la Biosphère et l’Atmosphère) est utilisé, la végétation dynamique et le cycle du carbone terrestre n’étant pas pris en compte dans cette étude. Les précipitations arrivant sur le continent sont redirigées vers la mer en fonction des bassins versants et un schéma de rivières pré-définis. Les calottes de glaces sont représentés dans le modèle et fixées à partir de reconstructions, l’albédo et la topographie de ces surfaces sont ainsi pris en compte mais aucune dynamique n’est représentée. Néanmoins, pour éviter les pertes d’eau dues à l’accumulation de la neige sur les calottes, qui entraînerait une baisse du niveau de la mer, au-delà d’un certain seuil (3000 kg/m2) la masse de neige est redistribuée dans les océans avec un filtrage temporel de 10 ans. La neige venant des calottes de l’hémisphère nord est redistribuée uniformément sur l’océan arctique et l’Atlantique au delà de 40°N. De même la neige des calottes de l’hémisphère sud va dans l’océan australe au delà de 50°S. Cette répartition a été choisie de manière à simuler l’effet du vêlage et de la fonte des icebergs, on appelle cela le calving. Le couplage entre les différentes composantes est réalisé par le coupleur OASIS qui a été développé au CERFACS (Centre Européen de Recherche et de Formation Avancée en Calcul Scientifique). La chimie de l’atmosphère et l’effet des aérosols et la dynamique de la végétation ne sont pas pris en compte dans cette étude. 3.1.2 Biais connus du modèle La circulation thermohaline dans la simulation de contrôle du modèle IPSL_CM4 est trop faible par rapport aux mesures. La formation d’eau profonde vaut 9.5 Sv dans le modèle alors qu’elle est de 14.3Sv dans la climatologie. Ceci est lié à l’absence de convection en mer du Labrador. Le transport de chaleur méridien dans l’océan est un peu faible, ce qui s’explique par la faiblesse de la THC (Swingedouw, 2006b). 12 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES L’absence de convection en mer du Labrador est liée à un biais de salinité et de température en Atlantique Nord, ainsi qu’à une couverture trop importante de glace de mer en Atlantique Nord Ouest. 3.2 LES SIMULATIONS ETUDIEES A l’occasion de ce stage, j’ai étudié quatre simulations du dernier maximum glaciaire réalisées avec le modèle décrit ci-dessus au sein de l’équipe Clim du laboratoire. Deux de ces simulations sont présentées ici auxquelles s’ajoute une simulation forcée par des conditions aux limites pré-industrielles sauf pour les gaz à effet de serre dont les valeurs sont celle du LGM. Ces trois simulations sont comparées à une simulation de contrôle préindustriel. 3.2.1 Conditions aux limites Dans une simulation couplée océan atmosphère, les conditions aux limites nécessaires au modèle sont : l’insolation, les concentrations de gaz à effet de serre, la topographie, les calottes de glace et enfin la végétation, qui est fixée à la végétation actuelle dans notre étude. Les conditions aux limites utilisées pour les simulations sont conformes aux instructions du projet PMIP21. Les simulations n’incluent pas l’effet des aérosols ni la chimie de l’atmosphère. La simulation de contrôle, nommée CTRL, est une simulation du climat préindustriel. Les concentrations de gaz à effet de serre (GES) correspondent à celles de 1750 (CO2 : 280 ppm, CH4 : 760 ppb, N2O : 760 ppb), les paramètres orbitaux, la topographie, les calottes de glace et la végétation correspondent aux données du présent. La première simulation LGM, que l’on appellera LGM_O, a une végétation identique au contrôle, les paramètres orbitaux sont ceux d’il y a 21 000 ans (Berger, 1978), les concentrations de GES sont moins importantes (CO2 : 185 ppm, CH4 : 350 ppb, N2O : 200 ppb), la topographie et les calottes de glace (voir figure 6) correspondent à la reconstruction ICE-5G de Peltier (Peltier et al., 2004). Néanmoins les bassins versants sont les mêmes que dans le contrôle, les rivières sont uniquement rallongées pour atteindre l’océan. Ces conditions limites sont résumées dans le tableau situé en annexe I. La deuxième simulation LGM étudiée diffère de la simulation LGM_O par l’absence de la partie de la calotte finno-scandinave à l’emplacement de la mer de Barents (voir figure 8). Cette partie manquante est remplacée par de la mer, on a donc une modification de l’altitude. Les connections entre les mer intérieures et les océans sont également différentes. Dans la simulation LGM, la mer rouge est connectée à l’océan indien tandis que la mer noire est fermée. Pour la simulation LGM_C, c’est l’opposé, la mer Rouge et fermée et la mer Noire est reliée à la mer Méditerranée. On la nommera LGM_C. Les différences de topographie entre des simulations sont visibles sur la figure 7. Afin d’étudier les mécanismes en jeu dans le climat du LGM, cette étude a inclus une simulation pré industrielle dont les concentrations de GES correspondent au LGM que l’on appellera LGM_G. 1 Détails disponibles sur le site Internet du projet : http://pmip2.lsce.ipsl.fr/ 13 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES CTRL LGM_O LGM_C Figure 6 : Topographie dans les différentes simulations. On distingue les calottes en blanc. On peut noter le détroit de Bering fermé dans les simulations LGM et la disparition d’une partie de la calotte sur la mer de Barents. 3.2.2 Durées d’intégration et moyennes utilisées La simulation de contrôle est intégrée sur 120 ans, on utilise des moyennes saisonnières1 sur les 50 dernières années. La simulation LGM_O démarre à partir d’une précédente simulation LGM, elle est intégrée sur 250 ans et on utilise les 40 dernières années. La simulation LGM_C démarre également d’une simulation LGM, elle est intégrée sur 150 ans, et on utilise les 50 dernières années. La simulation LGM_G démarre d’une simulation de contrôle (préindustrielle), elle est intégrée sur 300 ans et les 50 dernières années sont utilisées. 3.2.3 Diagnostics Le diagnostic des modèles a été réalisé à l’aide du logiciel Ferret, en utilisant les outils FAST développés pour l’études des simulations du modèle de l’IPSL. J’ai adapté un certain nombre d’outils développés par Didier Swingedouw pour faciliter l’étude des simulations. Ces outils ont servi à tracer des cartes ainsi que des courbes de transport avec les résultats de modèle, mais aussi de réaliser des bilans de flux d’eau douce et de chaleur à la surface de l’océan afin d’étudier le rôle des conditions atmosphériques sur la convection océanique. 1 Ce sont les moyennes des paramètres pour chaque mois sur une période donnée. On a donc 12 valeurs représentant le cycle saisonnier. 14 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 4 THC ET CLIMAT DE SURFACE AU LGM On commencera par étudier la THC ainsi que le climat de surface glaciaire à partir de la simulation LGM_O. On comparera alors ces résultats à ceux de la simulation LGM_C dans laquelle la calotte finno-scandinave est différente. On analysera ainsi les différences climatiques observées associées à une modification de la THC. Enfin, on étudiera le rôle de la concentration des GES dans les simulations du LGM à partir de la simulation LGM_G où seule la diminution des GES est prise en compte, les autres forçages étant identiques à ceux du contrôle. 4.1 DESCRIPTION DU CLIMAT DU LGM 4.1.1 La circulation océanique glaciaire La circulation méridienne océanique Atlantique de la simulation LGM_O est plus intense que celle du contrôle avec un maximum de 22 Sv contre environ 10 Sv au contrôle. La cellule de la NADW occupe toute la colonne d’eau jusqu’au fond. La cellule de la AABW semble plus forte mais ne remonte pas plus haut que 10°N, son maximum est d’environ 3 Sv (voir figure 7). L’augmentation de l’intensité et de la profondeur de la circulation méridienne est en désaccord avec les données (voir section 2.2.2). CTRL (MR46) LGM_O Figure 7 : Fonction de courant méridienne Atlantique pour le contrôle (CTRL) (à gauche) pour la simulation LGM_O (à droite). Les valeurs positives indiquent une circulation dans le sens horaire. Les zones de formations d’eau profonde peuvent être déterminées à partir de la profondeur de la couche de mélange définie comme la profondeur à laquelle la densité augmente de 0.01% par rapport à la densité de surface. On note un déplacement vers le sud des zones de convection durant le LGM (figure 7) ce qui est cohérent avec les données. Il n’y a pas de convection en mer de GIN qui est recouverte de glace de mer en hiver. L’absence de convection et la présence de glace de mer sont fortement liées. En effet, la glace de mer bloque les échanges de chaleur avec l’atmosphère à l’origine de la convection en Atlantique nord, et à l’inverse la convection amène des eaux plus chaudes en surface et fait fondre la glace de mer. On remarque néanmoins sur la figure 8 la présence d’une convection importante et très profonde au milieu de l’Océan Arctique où la couverture de glace dépasse les 90% tout au long de l’année. Cette convection débute au même moment que la convection en mer d’Irminger (novembre) et dure un mois de plus. On tentera d’expliquer cette convection par la suite à l’aide de bilans de densité (Section 5.3). Cette convection est visible dans le fonction de courant méridienne (figure 7), on peut d’ailleurs noter qu’une partie des eaux qui plongent recircule dans l’Arctique. 15 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES CTRL LGM Figure 8 : En haut : Maximum de la profondeur de la couche de mélange, au contrôle (CTRL) à gauche et pour LGM_O à droite. C’est la profondeur à laquelle la densité augmente de 0.01 % par rapport à la surface. En bas : Maximum de la couverture de glace de mer, la valeur 1 correspond à une couverture totale de la mer, et 0 à une couverture nulle. 4.1.2 Les conditions climatiques de surface Globalement la température de surface de la mer (SST) diminue de 1.8°C par rapport au contrôle. La figure 9a indique les anomalies (LGM - CTRL) de SST. L’anomalie est moins importante aux très hautes latitudes où la banquise impose une température de -1.8°C. On remarque dans l’Atlantique nord des zones d’anomalies positives, qui s’expliquent par le renforcement de la circulation thermohaline qui transporte des eaux plus chaudes vers les hautes latitudes. (Voir transport chaleur et eau douce par l’océan). On a également des zones d’anomalies positives en océan Austral. La salinité de surface de la mer augmente fortement dans l’Atlantique Nord et en Océan Arctique, mais elle diminue à basse latitude, en particulier dans l’Atlantique (voir figure 9b), ce qui diminue le gradient de salinité entre l’Atlantique sud et l’Atlantique nord. Il faut noter que dans LGM_O, la salinité augmente de quelques dixièmes d’unités par rapport à la simulation de contrôle, car le cycle hydrologique n’est pas fermé. Cette augmentation de salinité n’est en soi pas un problème pour la simulation étant donné que la salinité du dernier maximum glaciaire était elle-même beaucoup plus élevée en raison de la présence des calottes de glace. Néanmoins, les bilans d’eau douce locaux peuvent avoir un rôle important sur la circulation thermohaline s’ils concernent des zones de formation d’eau profonde, comme nous le verrons dans la section 5. La baisse de la température de l’air de surface par rapport au contrôle, due à la diminution des concentration de GES et à l’augmentation de l’albédo, est de 3.9°C. Le refroidissement est plus fort à haute latitude en raison des rétroactions avec la glace de mer. On observe également des anomalies plus négatives sur les calottes de l’hémisphère nord avec des refroidissements de -20°C sur la Laurentide et la calotte finno-scandinave, causé par l’augmentation de l’albédo et de l’altitude. Sur l’Antarctique, le refroidissement est de 10°C. On a donc une augmentation du gradient de température entre les hautes et basses latitudes. Des anomalies positives sont observables sur l’Atlantique nord correspondant aux anomalies positives de SST. Le climat plus froid entraîne une diminution de 8% des précipitations et de l’évaporation par rapport à CTRL (figures 9 d et e). L’évaporation diminue principalement au niveau des 16 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES calottes de glace, en mer de GIN recouverte par la glace de mer, ainsi qu’au niveau des courants froids dont la SST a diminuée, comme c’est le cas du courant Atlantique Sud. On a également une diminution de l’évaporation dans les tropiques. L’augmentation de l’évaporation en mer du Labrador et au niveau du Gulf Stream est due à la fois à la présence d’eaux plus chaudes amenées par la circulation plus vigoureuse, et à l’assèchement et au refroidissement des vents d’ouest par la présence de la calotte Laurentide. a. SST b. SSS c. Température de l’air d. Evaporation e. Précipitations f. E-P Figure 9 : Moyennes annuelles des anomalies (LGM - CTRL) des conditions climatiques de la simulation LGM_O. (a) Température de surface de l’océan (SST) en °C ; (b) salinité de surface de l’océan (SSS) en psu ; (c) la température de l’air en surface (à 2m du sol) en °C ; (d) évaporation en mm/jour ; (e) précipitations (solides et liquides) en mm/jour ; (f) évaporation – précipitation (E-P). Le même « schéma » se retrouve pour les précipitations. On a une diminution des précipitations au niveau des calottes à cause de la diminution importante de la température de l’air. L’augmentation de l’évaporation en Atlantique Nord Ouest, se traduit par une augmentation des précipitations sur le coté Est du bassin. On observe également une 17 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES diminution de précipitations sur l’ITCZ1 associée à la diminution de l’évaporation dans les tropiques. On observe globalement un assèchement des hautes latitudes (figure 10f). Le bilan de l’évaporation moins les précipitations (E-P) augmente sur l’ITCZ et diminue sur les tropiques, ce qui reflète une diminution du transport d’humidité par l’atmosphère. On note un léger déplacement de l’ITCZ vers le Nord sur l’Atlantique qui est vraisemblablement dû au réchauffement de l’Atlantique Nord, par l’augmentation de THC. Cette intensification de la circulation se reflète également par une augmentation de E-P au niveau du Gulf Stream. 4.2 COMPARAISON AVEC LGM_C : EFFET DE LA CALOTTE DE GLACE ET DE LA CIRCULATION THERMOHALINE. 4.2.1 Une circulation thermohaline plus faible La circulation méridienne Atlantique dans LGM_C a un maximum de 14Sv, la cellule de la NADW s’étend jusqu'à 3000m de profondeur. Cette circulation est donc moins intense et moins profonde que dans LGM_O, mais plus intense et plus profonde que dans le CTRL. La cellule de la AABW n’est pas plus intense que dans LGM_O mais remonte plus au nord. Figure 10 : Fonction de courant méridienne dans l’Atlantique Nord de la simulation LGM_C. Les sites de convection dans l’Atlantique nord sont identiques à ceux de LGM_O, mais il n’y a pas de convection en Arctique. On n’observe pas de variation majeure dans la couverture de glace de mer. Figure 11: Maximum de la profondeur de la couche de mélange qui reflète les zones de convection (à gauche) et maximum de la couverture de glace de mer (à droite) pour la simulation LGM_C. 4.2.2 Les différences climatiques La simulation LGM_C est un peu moins froide que LGM_O. L’anomalie de SST vaut -1.6°C (+0.2°C par rapport à LGM_O), et celle de la température de l’air de surface est de 3.5°C (+0.4°C par rapport à LGM_O). Les précipitations et l’évaporation diminuent de 7% 1 Zone de convergence inter tropicale (Inter-Tropical Convergence Zone), voir glossaire. 18 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES par rapport au contrôle. Les modifications climatiques dans LGM_C viennent de l’absence de calotte sur la mer de Barents, mais aussi du ralentissement de la circulation thermohaline. Les effets climatiques attribuables à la calotte Sur la figure 13c représentant la température de l’air de surface, on remarque une augmentation à l’endroit où la calotte manque (figure 13c). L’albédo à cet endroit change peu car la calotte est remplacée par de la glace de mer, l’augmentation de température est donc un effet de la diminution de l’altitude. On observe une augmentation de l’évaporation à l’endroit où la calotte est remplacée par la mer de Barents et une diminution sur le pourtour qui est un effet orographique. Cela créé une augmentation de E-P sur la calotte (figure 13f), car l’augmentation de l’évaporation n’est pas compensée par une diminution des précipitations. Les effets climatiques attribuables à la circulation thermohaline La SST (figure 12a) est plus froide dans l’Atlantique Nord et dans l’océan Austral (2°C), ce qui est dû à la diminution de la circulation thermohaline qui réduit le transport de chaleur vers les hautes latitudes par l’océan, dont nous discuterons ultérieurement. On observe également une augmentation de SST dans LGM_C par rapport à LGM_O au niveau du courant froid d’Atlantique Sud. Ce courant se refroidit moins dans LGM_C que dans LGM_O. La température de l’air de surface (figure 12c) et les différences d’évaporation (figure 12e) au dessus de l’océan reflètent les différences de SST. La salinité de surface dans l’océan Arctique est plus faible et la SST varie peu, on a ainsi une densité plus faible ce qui explique l’absence de convection en Arctique. La SSS est plus faible en Atlantique Nord, mais plus forte en Atlantique Sud. La forte diminution de salinité à l’embouchure de l’Amazone est due à une augmentation du débit de ce fleuve. On peut noter que E-P (figure f) diminue dans cette zone, augmentant le débit de l’Amazone. Néanmoins ce débit est anormalement élevé dans LGM_C en raison d’un problème dans la simulation. La figure 12c représente les différences relatives de précipitations de LGM_C par rapport à LGM_O. On peut noter un déplacement de l’ITCZ vers le sud au dessus de l’Atlantique. On a précédemment noté que dans LGM_O, l’ITCZ se déplace vers le Nord au dessus de l’Atlantique par rapport à CTRL. Dans LGM_C ce déplacement vers le Nord est moins important que dans LGM_O. La position de l’ITCZ semble donc liée à l’intensité de la circulation méridienne Atlantique. On peut enfin noter des augmentations significatives de précipitations en Inde et en Afrique qui pourraient être associés à des modifications de la mousson. 19 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES a. SST b. SSS c. Température de surface d. Différence relative des précipitations e. Différence relative de l’évaporation f. E-P Figure 12 : Différences de moyennes annuelles entre les deux simulations LGM : LGM_C – LGM_O, (a) pour la SST (en °C), (b) la SSS (en psu), (c) la température de surface (en °C) et (f) (E-P) (en mm/jour). Différences relatives des moyennes annuelles des deux simulation : (LGM_C - LGM_O)/LGM_O, (d) pour les précipitation et (e) pour l’évaporation (en mm/jour). 4.2.3 Transports par l’océan et l’atmosphère L’océan et l’atmosphère transportent de la chaleur vers les pôles qui reçoivent moins d’énergie du soleil. Lors du dernier maximum glaciaire, le gradient de température entre l’équateur et les pôles était plus important, comme nous l’avons vérifié dans les simulations LGM_O et LGM_C, en raison de la présence de calottes de glace et de l’extension plus importante de la glace de mer. Le gradient de température équateur-pôles étant plus fort, le transport global de chaleur devrait être accru. 20 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES Les transports par l’océan Dans l’océan, le transport se fait par advection (courant), par diffusion turbulente et par instabilité barocline, on se focalisera ici sur le transport par advection qui est la principale composante du transport. L’advection est causée par les vents en surface, on parlera alors de transport par les gyres, ou par la circulation méridienne, c’est ce qu’on appelle « overturning ». Dans le premier cas le transport se fait sur l’horizontale, dans le deuxième cas sur la verticale. La figure 13 indique le transport méridien vers le nord de chaleur et de sel dans l’Atlantique par l’overturning, par les gyres, et par l’advection qui représente le total des deux. Transport de chaleur Transports de sel Figure 13 : Moyennes annuelles des transports méridien de chaleur en PW (à gauche) et de sel en Gg/s (à droite) dans l’Atlantique, par overturning (cirulation verticale), par les gyres (circulation horizontale) et par advection qui est la somme des deux. CTRL en bleu, LGM_O en rouge et LGM_C en vert. Le transport est positif vers le nord. Dans les simulation LGM_O et LGM_C, le transport de chaleur par l’overturning augmente par rapport au contrôle, d’autant plus lorsque la THC est plus forte. Le transport par gyre augmente légèrement par rapport au contrôle, on note une augmentation pour LGM_O et LGM_C entre 40°N et 50°N vraisemblablement dû à un décalage vers le sud de la gyre Nord Atlantique, lié à un décalage des vents vers le sud en raison de la présence de la calotte Laurentide. A l’inverse on note une diminution de ce transport à partir de 50°N qui devient nul à 70°N que l’on peut interpréter comme la conséquence de la fermeture du passage au de la mer du Labrador. 21 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES Dans des simulations de contrôle réalisées avec différents réglages, on observe une compensation entre le transport par gyre et par overturning. L’augmentation de transport par overturning dans les simulations LGM n’est pas compensée par une diminution de transport par gyre. On peut néanmoins noter une baisse du transport par overtuning vers 40°N correspondant à l’augmentation par gyre. On retrouve le même profil de transport de sel pour les trois simulations, les différences de valeurs entre LGM et CTRL proviennent de la fermeture du Detroit de Bering. On observe des différences au niveau du transport par gyre, dans l’Atlantique nord, en particulier autour de 30°N. Le transport de sel par gyre devient négatif entre 20°N et 40°N, ce qui est compensé par une augmentation du transport de sel vers le nord par overturning. Transport par l’atmosphère Le transport méridional d’humidité et d’énergie par l’atmosphère est représenté sur la figure 14. On observe une diminution du transport d’humidité (en valeur absolue) par l’atmosphère dans les simulations LGM. En effet, la diminution de la température de l’air diminue la pression de saturation en vapeur d’eau. L’atmosphère peut globalement contenir moins de vapeur d’eau, il y a donc moins de transport d’humidité. Humidité Energie Figure 14 : Transport méridien d’humidité en kg/s et d’énergie en W par l’atmosphère (en haut) et anomalies des transports (LGM – CTRL) (en bas), en moyenne annuelles, pour CTRL en bleu, LGM_O en rouge, et LGM_C en vert. On peut remarquer un très léger déplacement (0°6’) de l’ITCZ vers le sud. Le transport d’énergie vers le Nord augmente dans l’hémisphère Nord, tandis que le transport vers le Sud diminue dans l’hémisphère Sud. La présence des calottes dans l’hémisphère nord entraîne un 22 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES besoin d’énergie plus important dans l’hémisphère nord. On note des variations plus importantes du transport d’énergie entre 40°N et 70°N lié vraisemblablement aux calottes de glace. L’augmentation du gradient de température entre les basses et hautes latitudes dans les simulations LGM se traduit bien par une augmentation globale du transport de chaleur. Mais dans ces simulations, cette augmentation se fait via l’océan et est liée à l’intensification de la circulation méridienne. Le transport d’énergie par l’atmosphère quant à lui varie peu. 4.3 L’EFFET DES GAZ A EFFET DE SERRE La simulation LGM_G est une simulation dont les forçages sont ceux du climat préindustriel, excepté pour les gaz à effet de serre dont les concentrations sont celles du LGM. L’étude du climat de cette simulation permet de comprendre quelles sont les différences climatiques attribuables à la baisse des gaz à effet de serre. 4.3.1 La THC La circulation méridienne atlantique de la simulation LGM_G (figure 15) est un peu plus forte que celle du contrôle, le maximum augmentant de 1 Sv environ. La cellule de la NADW est plus profonde et atteint 3000m contre 2500m dans CTRL. On observe également un renforcement de la cellule de la AABW dont le maximum atteint 4 Sv alors qu’il était inférieur à 2 Sv dans CTRL. Figure 15 : Fonction de courant méridienne Atlantique de la simulation LGM_G. On observe sur la figure 16 un déplacement des zones de convections au sud de l’Islande, associé au recouvrement des mers de GIN par la glace de mer ce qui correspond aux résultats des simulations LGM_O et LGM_C. On remarque néanmoins une extension importante de la glace de mer en Atlantique Nord Ouest, au sud de la mer du Labrador qui est plus importante que dans les deux simulations du LGM. Figure 16: Maximum de la profondeur de la couche de mélange qui reflète les zones de convection (à gauche) et maximum de la couverture de glace de mer (à droite) pour la simulation LGM_G. On peut considérer que ces simulations sont dans des modes de circulation océaniques différents. Les simulations LGM_O et LGM_C ont une circulation forte, une étendue de glace moins importante en Atlantique nord ouest et une convection à cet endroit même. 23 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES Tandis que la simulation LGM_G a une circulation beaucoup plus faible, une étendue de glace plus importante, et pas de convection au sud de la mer du Labrador. 4.3.2 Le Climat La diminution des GES entraîne une diminution moyenne de 2.3°C de la température de surface de l’atmosphère (à 2m du sol) qui atteint 4 à 5°C au pôle nord (figure 18a). La diminution de température est proche de celle observée dans les deux simulations LGM à basse latitude. Néanmoins on remarque d’importantes différences au dessus des calottes de glace. Dans l’hémisphère nord, la présence des calottes dans les simulations LGM diminue la température de 6°C par rapport à LGM_G. En Antarctique, on enregistre une anomalie de température de –2°C dans LGM_G alors que l’anomalie dépasse -10°C dans les simulations LGM_O et LGM_C. Si l’on considère un gradient vertical de température d’environ 9°C/km (air assez sec), l’augmentation de l’altitude de la calotte dans ces deux dernières simulations peut expliquer une grande partie de cette différence, puisqu’elle est d’environ 700m en Antarctique dans les reconstructions utilisées (Peltier, 2004). Le profil d’E-P (figure 18b) de LGM_G est relativement identique aux deux autres simulations LGM sauf dans les hautes latitudes nord, où la présence des calottes et les différences de SST modifient les précipitations et l’évaporation. Dans les deux simulations LGM, la salinité augmente par rapport au CTRL au delà de 40°N. Dans LGM_G, on observe une augmentation de salinité de surface (figure 18d) plus faible qui concerne uniquement l’océan Arctique. On observe des différences de SST aux alentours de 40°N qui s’expliquent par le fait que la THC est plus forte dans LGM_O et LGM_C. 24 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES a. Température de surface c.SST b. E-P d.SSS Figure 17 : Anomalies (LGM-CTRL) des moyennes zonales des paramètres climatiques pour LGM_O en vert, LGM_C en rouge et LGM_G en bleu. (a) Température de l’atmosphère (à 2m du sol) en °C, (b) Evaporation-Précipitation en mm/jour, (c) Température de surface de l’océan en °C et (d) salinité de surface de l’océan en psu. Les forçages des simulations LGM_O et LGM_C diffèrent par l’extension de la calotte finno-scandinave, il en résulte une différence significative de THC qui semble lié à la présence ou non de convection en Arctique. Quels sont les mécanismes qui donnent lieu à cette convection pour le moins inhabituelle dans les modèles ? Comment expliquer les différences de THC entre les différentes simulations étudiées ? Ces questions nous ont poussé à réaliser des bilans de densité sur l’Océan Arctique, ainsi que dans l’Atlantique nord que nous allons exposer dans la partie suivante. 25 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 5 INVESTIGATION SUR LES CAUSES DES DIFFERENCES DE CIRCULATION THERMOHALINE Afin de mieux comprendre les mécanismes de formation d’eau profonde dans les simulations, nous avons réalisé des bilans de densité en Atlantique Nord et en Arctique sur les simulations LGM_O et LGM_C. 5.1 DENSITE DES EAUX ET FLUX DE DENSITE La masse volumique ρ (en kg/m3) varie en fonction de la salinité S et de la température T. On peu linéarité la masse volumique ainsi : ρ = αT + βS où α est l’expansion thermique (en kg/m3/K) et β est la contraction haline (en kg/m3/psu). On peut ainsi calculer les contributions en densité des flux de chaleur et de sel. La salinité et la température dépendent de l’advection ainsi que des flux de surface. Le bilan de Sel et de chaleur dans une boite s’écrit : ∂ t S = Adv ( S ) + ( E − P − R + G ) S ∂ t T = Adv (T ) + Q ρC p Avec E l’évaporation, P les précipitations, R le ruissellement (aussi appelé runoff) et G les échanges avec la glace de mer. Q est la chaleur échangée avec l’atmosphère en surface. Adv est le terme de transport, la diffusion intervient également dans ces termes mais elle négligeable devant les autres termes. Le bilan en terme de densité contient donc un terme de transport de chaleur, un terme de flux de chaleur en surface (Q/ρ.Cp), un terme de transport de Sel et enfin un terme de flux de sel de surface ((E-P-R+G).S). Ce dernier terme peut être décomposé en trois contributions : les échanges avec l’atmosphère ((E-P).S), les échanges avec la glace de mer (G.S) et la contribution des rivières et du calving (-R.S). Ce bilan a été réalisé en Arctique, afin de comprendre les mécanismes de la convection dans ce bassin, ainsi qu’en Atlantique nord, où a lieu la formation de NADW. La figure 18 indique les masques utilisés pour réaliser les bilans. Figure 18 : masques utilisés pour les bilans de densité. En rouge l'Arctique, en bleu l'Atlantique Nord. 5.2 LES CAUSES DE LA CONVECTION EN ARCTIQUE Le bilan des flux et transports de densité ainsi que les flux d’eau douce de surface sont indiqués dans la figure 19. Les variations de densité associées à des flux de chaleur dans le bassin Arctique sont moins positifs dans les simulations LGM que dans le CTRL, cela est dû à l’augmentation de la couverture de glace de mer dans ces simulations qui bloque les 26 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0 -0,1 -0,2 -0,3 -0,4 -0,5 0,15 0,1 0,05 LGM_O Sv g/m3 échanges de chaleur avec l’atmosphère. Ces flux ne peuvent donc pas expliquer la convection qui a lieu dans ce bassin. Dans la simulation de contrôle, le flux de sel de surface est négatif, il tend donc à diminuer la densité des eaux, mais dans les autres simulations, le flux global d’eau douce en surface tend à augmenter la densité de surface. La cause de ce changement de signe n’est pas la même dans les simulations. Dans LGM_O et LGM_C, les contributions en flux d’eau douce sont différentes. La disparition de la calotte dans LGM_C conduit à une augmentation de runoff ainsi qu’à une diminution de E-P sur le bassin, mais à l’inverse on a une augmentation de la production de glace de mer. Ainsi, en moyenne, le flux total de sel de surface est à peu près identique dans les deux simulations. Or comme on l’a vu dans la section 4, on observe de la convection profonde en Arctique dans la simulation LGM_O, mais pas dans la simulation LGM_C. La convection en Arctique ne peut donc pas s’expliquer directement par les flux de sel de surface. D’ailleurs, la plus importante part du flux de sel provient de la production de glace de mer qui a lieu majoritairement en bordure de bassin, or la convection profonde se produit au milieu de l’océan Arctique où la salinité est la plus forte, ce qui mène à penser que la convection en Arctique n’est pas directement provoquée par les flux de sel de surface. La différence entre les deux simulations réside dans le transport de sel. En effet, dans la simulation LGM_C ou il n’y a pas de convection, la contribution en densité du transport de sel est très négative. Il semble que c’est l’équilibre entre les flux de surface de sel et le transport de sel qui contrôle la convection profonde en Arctique. Néanmoins les diagnostics réalisés durant cette étude n’ont pas permis de comprendre la cause de ce phénomène, et le développement de nouveaux outils de diagnostiques est nécessaire. LGM_C CTRL 0 -0,05 -0,1 Flux Transport Flux Transport Runoff Glace surface total surface Chaleur Sel Temp E-P Calving Runoff Glace de mer E-P Flux de surface total Figure 19 : Diagramme du bilan de densité (en g/m3) et flux d’eau douce en surface (en Sv) sur le Basin Arctique, pour les différentes simulations. 5.3 FORMATION D’EAU PROFONDE EN ATLANTIQUE NORD Le bilan de densité en Atlantique Nord (figure 20) montre que la principale différence entre les simulations réside dans les flux de chaleur de surface qui sont positifs dans cette zone, ils contribuent donc à augmenter la densité des eaux de surface. Dans LGM_C, ce flux est plus important que dans le contrôle ce qui explique l’intensification de la circulation. 27 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES C’est dans LGM_O que ce flux est le plus fort, cela est cohérent avec le fait que c’est la simulation où la THC est la plus forte. Les flux de densité associés aux flux de sel en surface sont négatifs dans cette zone, ils tendent donc à diminuer la densité des eaux de surface. Le flux d’eau douce varie d’une simulation à l’autre : le calving augmente au LGM (en raison de la taille des calottes), le runoff et E-P diminue, la fonte de glace augmente légèrement. Globalement, le flux de sel de surface varie peu entre les simulations, la légère diminution dans LGM_O va dans le sens d’une circulation plus forte. 1,2 0 1 -0,05 0,8 -0,1 0,6 -0,15 LGM_O -0,2 0,2 Sv g/m3 0,4 0 LGM_C -0,25 -0,2 CTRL -0,3 -0,4 -0,35 -0,6 -0,4 -0,8 -0,45 -1 Flux Transport Flux Transport surfac e Sel total surfac e Chaleur Sel Temp Runoff Glac e E- P calving runoff Glace E-P Flux surface Figure 20 : Diagramme du bilan de densité (en g/m3) et flux d’eau douce de surface (en Sv) en zone de convection en Atlantique Nord pour les différentes simulations. L’augmentation de la circulation méridienne dans LGM_O et LGM_C peut donc s’expliquer à partir des changements de flux de densité de surface dans les zones de convection. La très forte intensité de la circulation dans LGM_O est due la présence de convection profonde en Arctique. Cette convection n’est pas liée directement aux flux de sel de surface, mais plutôt au transport et à l’accumulation de sel. L’augmentation de l’intensité de la circulation méridienne dans les deux simulations LGM s’explique par une augmentation des flux de chaleur de surface. La convection en Atlantique Nord et en Arctique passe donc par des mécanismes différents, dans le premier cas ce sont les échanges de chaleur en surface qui jouent le plus, dans le deuxième cas c’est la salinité. 28 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES 6 CONCLUSION La THC dans les simulations glaciaires étudiées est plus intense et plus profonde que celle du contrôle. Dans une des simulations, la NADW atteint même le fond de l’océan Atlantique. Ces résultats sont en contradiction avec les données qui indiquent une circulation glaciaire moins profonde vraisemblablement plus faible et une influence plus importante de la AABW dans l’Atlantique. On simule néanmoins un déplacement vers le sud des zones de formation de la NADW et une extension de glace plus importante en Atlantique Nord, en accord avec les paléoproxies disponibles. Il faut néanmoins noter que la NADW du contrôle est trop faible par rapport aux données et aux autres modèles en raison de l’absence d’un des sites de convection en Atlantique Nord. La AABW est elle aussi sous-estimée. Dans la simulation ayant la THC la plus forte, cette intensité plus importante s’explique par la présence de convection profonde en Arctique, et même si les eaux profondes formées en Arctique ne participent pas énormément à la circulation en terme de quantité d’eau, ces eaux très denses contribuent à renforcer le gradient de densité Nord/Sud qui créé la circulation. Cette densité importante peut aussi expliquer que la NADW atteigne le fond de l’Atlantique dans cette simulation. Dans la deuxième simulation, une modification de la topographie de la calotte en mer de Barents a pour conséquence un changement du transport de sel en Arctique, ce qui inhibe la convection dans ce bassin. La THC diminue ainsi de 8 Sv mais reste plus intense qu’au contrôle. Dans cette étude nous nous sommes intéressés aux flux de densité de surface pour expliquer les différences de formation d’eau profonde. Néanmoins, Weber et al. (2007) ont montré que la compétition entre la NADW et la AABW joue un rôle important dans les modifications de la THC glaciaire dans certains modèles. Il serait donc intéressant d’étudier les mécanismes contrôlant la formation de la AABW dans ces modèles et d’étudier le lien entre l’intensité de la THC et la compétition entre les deux eaux profondes. Nous avons montré dans cette étude le lien entre le THC et le climat autour de l’Atlantique Nord, notamment l’augmentation du transport de chaleur, la SST, la couverture de glace de mer, mais aussi l’évaporation et les précipitations. Nous avons également noté des variations de position de l’ITCZ sur l’Atlantique qui est associé à des changements de THC. Ce dernier point nécessite de plus amples études pour comprendre la raison de cette covariation. Pour finir, nous avons étudié le rôle de la diminution des concentrations de gaz à effet de serre sur le climat glaciaire. Il apparaît que l’influence des GES seuls reproduit bien le climat des basses latitudes, mais les hautes latitudes sont plus influencées par la présence des calottes de glace. L’analyse des simulations LGM a mis en lumière le phénomène de convection profonde en Arctique qui n’a pas été observé dans les simulations du climat présent. Les diagnostics utilisés dans notre étude n’ont pas permis d’expliquer la cause de ce phénomène. Il est donc nécessaire de développer de nouveaux outils de diagnostique de la formation d’eau profonde. 29 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES BIBLIOGRAPHIE Berger, A. and M.F. Loutre, Precession, eccentricity, obliquity, insolation and paleoclimates, NATO ASI Ser., Long-Term Climatic Variations, I(22), 107-145, 1994. Duplessy, J.C., Labeyrie, L., Waelbroeck, C.: Constraints on the ocean oxygen isotopic enrichment between the Last Glacial Maximum and the Holocene: Paleoceanographic implications. 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Il existe des modèles régionaux ainsi que des modèles globaux tels que les modèles de complexité intermédiaire (EMICs) et les modèles de circulation générale (GCM, général circulation models) qui sont parmi les modèles globaux les plus complexes. Zone de convergence intertropicale, ITCZ : Zone de basse pression proche de l’équateur, formée par la convergence des masses d'air chaud et humide provenant des tropiques. Sa localisation oscille autour de l'équateur selon un rythme annuel, suivant la déclinaison du Soleil. Fonction de courant méridienne : Elle est définie comme la fonction de courant associée aux champs de vitesse V et W intégrés zonalement. La non divergence de ces champs de vitesse permet de définir une fonction de courant Φ dont dérivent les champs V et W tels que : ∫ V = ∂ z Φ et ∫ W = ∂ z Φ . lat lat 32 / 33 LA CIRCULATION THERMOHALINE GLACIAIRE ET SON LIEN AVEC LE CLIMAT DES LATITUDES EXTRATROPICALES ANNEXE : Tableau 2 : Conditions limites des simulations. simulations paramètres constante d'inoslation solaire excentricité obliquité précession concentrations de CO2 gaz à effet de CH4 serres N2O CFC O3 vegetation calottes topographie et cotes Rivières et bassins versants CTRL 1365 W/m2 LGM idem 0.016724 23.446 ° 102.04 ° 280 ppm 760 ppb 760 ppb 0 Modern - 10 DU fixée modernes moderne modernes 0.018994 22.949 ° 114.42 ° 185 ppm 350 ppb 200 ppb 0 idem idem ICE-5G ICE-5G Mêmes bassin versants, rivières allongées pour atteindre la mer 33 / 33
