Effets des échanges de propriétés entre océan et atmosphère

Frottement et Gravité
Rappel : origine des vents atmosphériques
Le Frottement : importante près des frontières
(surface, fond, côtes)
La Gravité : seulement pour les mouvements
verticaux (convection)
vitesse horizontale >> vitesse verticale
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Effets des échanges de
propriétés entre océan et
atmosphère
Conséquence de la différence du
bilan radiatif en latitude :
l’atmosphère se met en
mouvement
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Système des vents à la surface terrestre
Les échanges entre océan et atmosphère ont comme
conséquence la mise en mouvement de l’océan et de
l’atmosphère. En particulier, les mouvements océaniques
sont conséquence :
Schéma de la circulation atmosphérique à la
surface de la Terre en moyenne annuelle
• du vent qui frotte à la surface océanique (la circulation
qui en dérive est dite « forcée par le vent »);
• des échanges des flux de chaleur et d’eau douce entre
l’atmosphère et l’océan (la circulation qui en découle est
dite circulation thermohaline).
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1
Système des courants océaniques de surface
Schéma de la circulation océanique de surface
Transfert de quantité de mouvement entre
atmosphère et océan (effet du vent)
L’atmosphère se met en mouvement à cause
du réchauffement différentiel entre
tropiques et hautes latitudes
Cellule de Hadley
mais la terre tourne ! -> Force de Coriolis
donc plusieurs cellules méridiennes et non
seulement une (Hadley, Ferrel et
Polaire)
Les vents résultent des
gradients de pression
atmosphériques, eux-mêmes
générés par le forçage radiatif.
Ils transmettent à leur tour de
la quantité de mouvement à
Ressemblances
l'océan, générant les courants.
Les vents entraînent l’eau de surface des
océans dans leur mouvement (transfert
de mouvement atmosphère - océan)
circulation océanique de surface
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Effets du frottement entre les couches océaniques
de surface et l’océan de plus en plus en profondeur
Le vent met en mouvement l’eau à la
surface océanique en l'entraînant
(frottement à la surface océanique).
Chaque couche d’eau en dessous est, à
son tour, entraînée par frottement, par
la couche d’eau juste au dessus et elle
est décélérée par la couche juste en
dessous.
Dans chaque couche, à cause de la
force de Coriolis, la trajectoire de
l’eau est déviée vers la droite (dans
l’hémisphère nord) par rapport à la
couche juste en dessus.
Ce mouvement est connu comme
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Effet du vent : flux net d’eau à 90° par rapport à la
direction du vent
nt
Ve
Spirale d’
d’Ekman
Transport du courant
induit par le vent
Le vent génère un
transport d’eau à 90° à
sa droite (pour
l’hémisphère nord; à
gauche pour l’hémisphère
sud)
Spirale d’Ekman.
Spirale d’Ekman
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2
Déviation vers la droite par rapport au
vent : exemple dans l’Atlantique Nord
Effet de la déviation vers la droite (ou
gauche) par rapport au vent
Vent
HP
BP
les vents subtropicaux, à cause de la déviation
du courant marin par rapport à leur
orientation, génèrent des régions de
convergence d’eau. Cette accumulation d’eau
engendre une surélévation du niveau de la mer
et donc une région de haute pression.
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Vent -> hauteur du niveau de la mer
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Le niveau de la mer n’est pas plat
Vent
Le niveau de la mer est modifié par:
HP
• Les marées
BP
• La valeur locale de la masse volumique océanique: La
masse volumique dépends de T et S ; plus la densité
est élevée (eau froide, salée) plus petit est le volume
qu’elle occupe.
• Et la circulation océanique
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3
Niveau moyen de la mer mesuré par
altimétrie satellitaire
Courants de Surface
Circulation forcée par le vent
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Gyres subtropicales et subpolaires : dans le sens du vent
Région Équatoriale : dans le sens contraire !
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Gulf Stream
Courants de bord ouest du gyre subtropical de
l’Atlantique Nord.
24°C- 28°C
17°C-23°C
10°C-16°C
2°C - 9°C
Circulation en gyres :
Circulation intensifiée sur les bords ouest ( 2 m/s)
Moins rapide ailleurs (qq cm/s)
Une boucle giratoire : 20-25 ans
Courants de surface : jusqu’à 800 m de profondeur
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4
Circulation équatoriale
L’océan et le climat
Dans la bande équatoriale la force
de Coriolis est nulle. Ainsi les Alizés
entraînent l’eau dans leur direction
sans qu’elle soit déviée (vers la
droite ou la gauche selon
l’hémisphère).
Par conséquent, l’action du vent fait
empiler plus d’eau dans la partie
Ouest du bassin équatorial par
rapport au bord Est.
Sur le bord Ouest équatorial on
observe un niveau de la mer plus
élevé et une thermocline plus
profonde.
L’eau chaude est bloquée par l’action
du vent près du bord Ouest.
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Effets des courants océaniques de
surface sur le climat
Les propriétés thermiques uniques de l’eau sont
responsables des conditions climatiques relativement
douces propres à notre planète
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Cyclones tropicaux
Courants océaniques
chauds -> l’air se
réchauffe -> fort
contenu en vapeur d’eau
-> climat côtier humide
Courants froids ->l’air
se refroidit -> contenu
en vapeur d’eau faible >climat côtier sec
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 64
5
Cyclones tropicaux
Le cyclone Gamede
Une dépression passe au-dessus
d'une zone d'eau à plus de 26°C,
sur une épaisseur d’au moins
50m .
L'ascension d'air humide et
chaud se conjugue avec des
vents de basses altitudes.
La pression baisse à la surface
de la mer et augmente au niveau
des nuages les plus élevés, vers
la tropopause, sommet de la
troposphère.
L'air froid redescend en se
réchauffant et s'enroule en
spirale autour de la dépression
formant au centre l'oeil du
cyclone.
Alors un cyclone se crée.
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Le vent n’est pas le seul moteur de la circulation océanique
Les échanges de chaleur et d’eau à la surface
sont aussi moteur de la circulation océanique
Flux de chaleur
Atm.
Océan
Q
Flux d’eau
évaporation précipitation
Tatm
Atm.
Toc
Océan
Température (T)
Salinité (S)
Masse volumique (poids) de la parcelle d’eau
Différence de densité génère des courants
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Masse volumique de l’eau de mer
• La masse volumique de l’eau de mer est
sûrement l’un des paramètres le plus
important dans l’étude de la dynamique
océanique, car elle en contrôle les
mouvements.
• La masse volumique de l’eau de mer dépend
de sa température, salinité et pression.
Cette dépendance est formalisée dans
l’Équation d’état.
Circulation Thermohaline
Grec: Thermos (chaud) et hal (sel)
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6
Formule simplifiée pour l’équation d’état
Parfois, en raison de sa simplicité, on utilise
pour la masse volumique de l’eau de mer une
formulation linéaire et indépendante de la
pression
ρ = ρ0 + α(T-T0) + β(S-S0)
Mesures de Température et Salinité
Pour mesurer la salinité et la température en
océanographie on utilise couramment la
bathysonde. Les bathysondes sont descendues à
l’extrémité d’un câble électro porteur qui remonte
les signaux.
Un thermomètre permet de mesurer la
température tout au long de la descente de la
bathysonde.
La conductivité est mesurée par une cellule à
électrodes, et permet d’estimer la salinité.
la pression est mesurée par un capteur à jauges de
contraintes ou à quartz.
Avec:
La sonde permet d’obtenir des précisions de
0.003°C et 1 db.
α=∂ρ/∂T
β=∂ρ/∂S
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Tempé
Température et salinité
salinité moyennes
Les mesures de salinité et d’oxygène fournies par la
sonde sont calibrées par l’analyse d’échantillons
d’eau de mer recueillis à plusieurs niveaux à l’aide
d’une rosette de prélèvement. Des précisions de
0.003‰ pour la salinité sont actuellement
atteintes.
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 70
Densité des mesures de température de
surface dans le temps (1880-1980)
La température moyenne de l’océan global est:
T = 3.5 C
La salinité moyenne de l’océan global est:
S = 34.7
50% de l’eau de l’océan global se trouve dans l'intervalle:
1.3 C < T < 3.8 C
34.6 < S < 34.8
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 72
7
Mesures par satellite
Nouveaux instruments de mesure:
les flotteurs profilants
http://www.argo.net/
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Variations de la tempé
température avec la profondeur :
concept de Thermocline
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 74
Variations de la tempé
température avec la profondeur
Les couches de surface en contact avec l’atmosphère sont séparées de l’océan
profond par une couche dont l’épaisseur est de quelques centaines de mètres et dans
laquelle la température diminue rapidement avec la profondeur. On appelle cette
couche la thermocline.
La température océanique décroît
avec la profondeur.
t
cli
mo
r
he
ne
La thermocline est la région
océanique sur la verticale où la
température diminue le plus
rapidement.
tro
piq
yen
u es
nes
à la
lat
sur
i tu
des
fac
régions polaires
e c
:t
hau
em
et océan
d
pér
profond froid
é
Mo
Tropiques : forte thermocline
Hautes latitudes : faible thermocline
froid
Dans l’océan profond la température
varie peu.
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 76
8
Transmission de la
lumiè
lumière/é
re/énergie dans l’l’eau
L’océan en profondeur
Équateur
Profondeur
(en mètres)
Énergie solaire
incidente
de
Couche
e
surfac
Coucheédiaire
interm
de
profon
Couche
La lumière s'atténue
avec la profondeur
Les ondes les plus
longues sont absorbées
les premières
Ceci fait si que la
couleur de l’océan soit
essentiellement bleu
Les trois couches océ
océaniques
On peut représenter la stratification verticale des océans comme
une superposition de couches qui présentent des caractéristiques
propres. Celles-ci sont généralement identifiées par trois
paramètres : la température, la salinité et la pression. A partir de
ces trois quantités, on peut calculer la masse volumique.
Seulement 1% de la
lumière atteint le
100 m de profondeur
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Les mesures de la
couleur de la mer
Dans les régions où la productivité
biologique est importante, la
chlorophylle contenue dans le
phytoplancton absorbe la
composante bleue et la lumière se
décale vers le vert.
La mesure de la lumière émise par
l'océan (réflexion et rétro
diffusion) à certaines longueurs
d'onde donne des informations
quantitatives sur la teneur en
éléments organiques et autres
matériaux en suspension des
couches de surface.
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L’océ
océan à la surface, à 500 m et à 2000 m de profondeur
T
surface
T 500 m
T 2000 m
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S
surface
S 500 m
S 2000 m
Nota : bassin
Atlantique
plus chaud et
salé
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9
Sections verticales de Tempé
Température et Salinité
Salinité
Atlantique
Pacifique
Masse volumique océ
océanique et Pycnocline
Indien
• Plus l’eau de mer est froide, plus elle est dense;
• Plus l’eau est salée, plus elle est dense;
• La densité de l’eau de mer dépends de la salinité et de la
température
T
Structure verticale des
océans
90°S
90°N
90°S
90°N
90°S
zone de
surface
90°N
T
Équateur
Équateur
ρ
Zone océanique
profonde
Profondeur
(km)
S
S
La masse volumique
augmente avec la
profondeur
La pycnocline est la région
océanique où elle change le
plus rapidement et
correspond (en générale) à
la thermocline
Équateur
Equateur
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 82
Réchauffement
Refroidissement
Courants de surface
plongée
Propagation profonde
Régions polaires
Régions tropicales
Circulation Thermohaline
L’eau froide et salée coule en
profondeur dans les régions
polaires (essentiellement en
Atlantique)
Glace de mer
Glace de mer
Antarctique
Arctique
Les eaux froides se propagent le
long des fonds océaniques dans
tout l’océan global
L’eau de surface tropicale
réchauffée en surface est
séparée de l’eau profonde par la
thermocline
L’eau froide remonte
graduellement vers la surface en
se réchauffant et se mélange
avec l’eau de surface
Formation de glace de mer = rejet de sel dans l’océan
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 83
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 84
10
Modèle de la « conveyor belt » (tapis roulant)
Schéma très simplifié de la circulation thermohaline
Eau Nord Atlantique Profonde
Mers Nordiques
(Groenland et Norvège)
Mer du Labrador
Circulation thermohaline
Dans les océans, circulation à grande échelle sous l'effet des variations de densité liées aux
différences de température et de salinité. Dans l'Atlantique Nord, la circulation thermohaline
consiste en un déplacement vers le nord des eaux chaudes de surface et en un déplacement vers le sud
des eaux froides des grands fonds, entraînant un transfert net de chaleur vers le pôle. Les eaux de
surface s'enfoncent vers le fond dans des zones très restreintes situées à des latitudes élevées.
3 régions sources
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 85
S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 86
Circulation thermohaline
Circulation
thermohaline et le
“tapis roulant »
Schéma plus détaillé de Schmitz (1996)
Les échanges de masse et chaleur entre l’océan et l’atmosphère modulent la température et la salinité de
l’eau et agissent comme un moteur puissant d’une circulation océanique appelée « circulation thermohaline ».
A l’échelle du globe, elle est constituée d’un ensemble de courants qui connectent d’une part les couches
superficielles et les couches profondes, et d’autre part, les grands bassins océaniques : les océans
Atlantique, Indien, Pacifique et Austral et la mer Arctique. On a l’habitude de représenter cette circulation
par un « tapis roulant ».
La circulation thermohaline globale schématique peut donc se résumer de la façon suivante : les eaux de
l’Atlantique Nord sont refroidies en hiver tandis que leur salinité augmente du fait de l’évaporation
provoquée par le vent et la formation de la glace de mer. Ces eaux, devenues plus denses, plongent dans les
profondeurs, puis sont entraînées vers l’équateur et se dirigent ensuite vers les océans Indien et Pacifique
en passant par l’Océan Austral. Tout au long de ce périple, ces eaux se mélangent et réchauffent. Ainsi,
devenant de moins en moins denses, elles rejoignent la surface océanique et, retournent vers l’Atlantique
Nord en tant qu’eaux chaudes. Le processus peut alors recommencer. Il faut quelques siècles pour
parcourir ce circuit
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11
r
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ini
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5
t
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C’es hapitr
c
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