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Le Gulf Stream et le climat Résumé e
Océan et atmosphère
32
Résumé
Le Gulf Stream a acquis une notoriété
singulière du fait du rôle abusif qu’on
lui prête dans la douceur du climat en
Europe de l’Ouest, d’où la question souvent posée dans la perspective du changement climatique d’un possible arrêt
de ce courant. Le Gulf Stream est
généré par le vent ; précisément par la
circulation anticyclonique subtropicale
des Açores. Pour qu’il s’arrête, il faudrait que l’anticyclone des Açores luimême disparaisse, ce qui impliquerait
des modifications autrement importantes que le seul changement climatique.
Le Gulf Stream est cependant un
acteur de la Meridional Overturning
Circulation (MOC) ou « tapis roulant »
induite par la plongée des eaux de surface en mer du Groenland, qui fait que
le transport océanique de chaleur vers
les hautes latitudes est particulièrement
élevé dans l’Atlantique nord. La question climatique pertinente est de savoir
si cette MOC peut s’interrompre et,
dans ce cas, quelles en seraient les
conséquences climatiques. Mais cela ne
met nullement en cause l’existence du
Gulf Stream.
Abstract
La Météorologie - n° 61 - mai 2008
Le Gulf Stream
et le climat
Bruno Voituriez
Président du Club des Argonautes
http://www.clubdesargonautes.org
Le Gulf Stream
vu en 1899 par
Winslow Homer
(1836-1910).
(© Metropolitan
Museum of Art,
New York)
The Gulf Stream and the climate
Brève histoire
du Gulf Stream
The Gulf Stream is notoriously known
for the usurpated role it is supposed to
play for mildening the climate of
Western Europe. That brings the frequently asked question about the possible climate change that would occur if
its flow happens to vanish. The Gulf
Stream is forced by the wind, more precisely by the Azores anticyclonic subtropical circulation. For Gulf Stream to
stop implies the Azores anticyclone
itself has vanished and this would
imply much more drastic changes than
climatic. However Gulf Stream plays a
role in the Meridional Overturning
Circulation (MOC), sometime called
the “Conveyer Belt” which is generated
by the downwelling of surface water in
the Greenland Sea. It supplies the
ocean heat transfert towards the high
latitude and makes it rather strong in
North Atlantic. The relevant question
about climate is to know whether this
MOC could stop and if it happens what
would be the climatic consequences.
But this does not involve at all the existense of Gulf Stream.
On peut dater précisément l’entrée dans
l’histoire du courant que l’on appellera
plus tard Gulf Stream : le 22 avril 1513.
Ce jour-là, Ponce de Leòn et son pilote
Antonio de Alaminos, qui redescendaient le long des côtes d’une nouvelle
terre qu’ils avaient baptisée Florida car
ils y avaient abordé, quelques jours
avant, le jour de la Pascua de Florida
(dimanche des rameaux), notèrent dans
leur journal de bord un fort courant
contraire. L’historien Herrera (1601),
qui a eu accès au journal de bord, le rapporte un siècle plus tard en ces termes :
« Un courant tel que, bien qu’il y eut
grand vent, ils n’avançaient pas mais
reculaient sérieusement ; à la fin, on
reconnut que le courant était plus puissant que le vent. » Description complétée le 8 mai suivant lorsqu’ils
doublèrent l’extrémité sud de la Floride,
qu’ils appelèrent le Cabo de Corrientes,
car « l’eau s’écoulait si rapidement
qu’elle avait plus de force que le vent et
ne permettait pas aux navires d’aller de
l’avant bien qu’ils aient hissé toutes
leurs voiles ».
C’est beaucoup plus tard, en 1769,
avec Benjamin Franklin, qui en publie
la première carte, que le Gulf Stream
devient objet d’étude. Savant déjà
renommé, il était alors responsable des
Postes de la Nouvelle Angleterre. Le
responsable du Bureau des douanes de
Boston s’étant plaint que les navires de
sa Majesté missent en moyenne deux
semaines de plus que les navires de
commerce américains sur le trajet de
l’Angleterre vers la Nouvelle Angleterre, Benjamin Franklin fut consulté.
Il interrogea alors un cousin, Timothy
Folger, capitaine de navire et ancien
baleinier, qui connaissait d’autant
mieux l’existence d’un courant chaud
portant vers l’est que sur son bord se
concentraient les cachalots qu’il chassait. Et Franklin (1786) rapporte ce
commentaire de Folger : « Passant
d’un bord à l’autre du courant, il n’est
pas rare que nous rencontrions les
navires anglais au milieu du courant,
et luttant contre lui et que nous leur
parlions. Nous les avons informés
qu’ils luttaient contre un courant, de
trois nœuds et qu’ils feraient mieux de
le traverser mais ils étaient trop compétents pour accepter les conseils de
simples pêcheurs américains. » Sur les
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La Météorologie - n° 61 - mai 2008
Figure 1 - Version française de la carte
du Gulf Stream retrouvée
par P. Richardson en 1978,
à la Bibliothèque nationale.
indications de Folger, Franklin fit graver à Londres une carte du Gulf Stream
dont des copies furent envoyées à
Falmouth, à destination des capitaines
anglais (figure 1). Franklin lui-même,
au cours de ses voyages transatlantiques, ne se séparait jamais de son
thermomètre pour mesurer la température de la mer et ainsi mieux situer le
Gulf Stream.
En 1855, Maury (1855) célébra le Gulf
Stream plus qu’il ne le décrivit dans son
célèbre ouvrage The physical geography of the sea, qui est aussi un éloge de
la bienveillance divine et se veut une
illustration de la sagesse et de la grandeur des desseins du Créateur :
« Le Gulf Stream est une rivière au
milieu de l’Océan, dont le niveau ne
change ni dans les plus fortes sécheresses ni dans les plus fortes pluies. Il est
limité par des eaux froides, tandis que
son courant est chaud. Il prend sa
source dans le golfe du Mexique et se
jette dans l’océan Arctique ; il n’existe
pas sur la Terre un cours d’eau plus
majestueux : sa vitesse est plus rapide
que celle du Mississipi ou des
Amazones, et son débit mille fois plus
conséquent. […] “C’est grâce à l’influence de ce courant que l’Irlande
s’appelle Émeraude des mers” et que
les côtes d’Albion revêtent leur verte
tunique, tandis qu’en face par la même
latitude les côtes du Labrador restent
emprisonnées dans leur ceinture de
glace. Dans un remarquable mémoire
sur les courants , M. Redfield constate
qu’en 1831 la rade de Saint-Jean-deTerre-Neuve était encore obstruée par
les glaces au mois de juin. Qui a jamais
entendu dire que le port de Liverpool,
qui est 2° plus au nord, ait été jamais
gelé même au plus fort de l’hiver ? »
Le succès de l’ouvrage et sa tonalité religieuse sont à l’origine de la « mythification » du Gulf Stream, « deus ex
machina » du climat de l’Europe à
l’époque, puis maintenant de la planète
entière, dont la défaillance pourrait faire
basculer l’hémisphère nord dans une
nouvelle ère glaciaire en dépit d’un
réchauffement global avéré de la planète.
Ainsi les élèves des écoles de Bretagne
apprirent-ils qu’ils devaient au Gulf
Stream de vivre sous le climat le plus clément qui puisse exister. Dans les stations
balnéaires de la côte nord de Bretagne,
sur la Manche, il existe plusieurs « Hôtel
du Gulf Stream », pour persuader sans
doute les vacanciers que l’eau de mer, qui
atteint difficilement 18 °C à son maximum en été, est tropicale.
Le vent, moteur
de la circulation
océanique
superficielle
La vision de Maury d’un Gulf Stream,
fleuve prenant sa source dans le golfe
du Mexique et se jetant dans
l’Arctique, a pour origine l’explication
qu’en donnait Arago.
La querelle était vive, au début du XIXe
siècle, entre ceux qui expliquaient les
courants marins par l’entraînement du
vent et ceux qui, comme Arago (1857),
pensaient que le vent léger et aérien
était incapable d’entraîner de telles
masses d’eau. Arago avait une argumentation assez simple et cartésienne :
pourquoi chercher pour la circulation
océanique une autre explication que
celle qui fonctionne pour l’atmosphère ? Il était admis que la circulation atmosphérique était le résultat de
la régulation thermique entre une
région chaude (l’équateur) et une
région froide (les pôles). Il devait en
être de même pour l’océan : les eaux
froides et denses plongent dans les
régions polaires, descendent vers
l’équateur, où elles remontent vers la
surface ; là, le Gulf Stream ferme la
boucle, en ramenant l’eau vers
l’Arctique. C’est bien le moteur de la
circulation thermohaline, si importante
pour le climat, que décrivait ainsi
Arago. Mais son souci de clarté et de
simplification revenait à nier l’importance du couplage « mécanique » entre
l’océan et l’atmosphère, et du vent
comme moteur des courants, pour ne
prendre en compte que les différences
de température de surface de l’océan
entre les régions équatoriales et les
régions polaires.
Le système climatique est une machine
à convertir et à distribuer l’énergie que
la Ter re reçoit du Soleil. Sur les
342 W/m2 reçus en moyenne, 107 sont
réfléchis au sommet de l’atmosphère et
renvoyés à l’espace : ils sont perdus
pour le système climatique. Sur les
235 W/m2 disponibles, seuls 67 (29 %)
sont absorbés par l’atmosphère ; les
168 W/m 2 (71%) restants traversent
l’atmosphère et sont absorbés par
l’océan (majoritairement) et les continents. Par rayonnement, conduction et
évaporation, l’océan et les continents
alimentent en énergie l’atmosphère.
Au final, globalement, l’atmosphère
reçoit son énergie du rayonnement
solaire direct pour 34 %, de l’océan
pour 45 % et des continents pour 21 %.
L’atmosphère reçoit donc l’essentiel de
son énergie par le bas, ce qui crée une
instabilité générant sa mise en mouvement. La comparaison faite avec une
34
La Météorologie - n° 61 - mai 2008
Figure 2 - La circulation générale atmosphérique
en janvier (a) et en juillet (b).
installation de chauffage central dont
la chaudière serait l’océan intertropical
est ici pertinente. Comme la Terre
tourne, le mouvement ainsi amorcé ne
se fait pas en ligne droite des régions
équatoriales vers les pôles, mais par
une succession de systèmes tourbillonnaires : les anticyclones subtropicaux
(tel celui des Açores dans l’Atlantique)
et les systèmes dépressionnaires aux
latitudes plus élevées (Islande dans
l’Atlantique, Aléoutiennes dans le
Pacifique), [figure 2]. La situation est
différente pour l’océan qui, recevant,
lui, toute son énergie en surface, est
dans une situation naturellement stable. C’est principalement le vent qui
met l’océan en mouvement et cet
entraînement mécanique combiné avec
les échanges thermodynamiques qui en
découlent entre océan et atmosphère
vont générer les instabilités nécessaires à la création de mouvements
convectifs dont la formation des eaux
profondes en mer du Groenland, à l’origine de la circulation thermohaline
imaginée par Arago.
Les courants
océaniques
de surface
Conséquence de son moteur, le vent, la
circulation océanique de surface est le
miroir de la circulation atmosphérique,
(f igure 3). Dans l’Atlantique, par
exemple, on identifie une cellule anticyclonique associée à l’anticyclone des
Açores avec à l’ouest le Gulf Stream, à
l’est le courant des Canaries et au sud
le courant équatorial nord et une cellule cyclonique un peu distordue,
compte tenu de la morphologie du bassin, avec la dérive nord-atlantique et le
courant de Norvège sur le bord est, les
courants du Groenland et du Labrador
sur le bord ouest. La situation est analogue dans le Pacif ique nord avec
notamment le Kuro Shio (analogue au
Gulf Stream) sur le bord ouest des
anticyclones subtropicaux et l’Oya
Shio (analogue au courant du Labrador) sur le bord ouest du système
dépressionnaire des Aléoutiennes.
Figure 3 - Les courants océaniques de surface.
(D’après Ocean Circulation, 2e édition,
The Open University, Pergamon Press, 2001)
a
b
Grâce aux satellites altimétriques,
Topex/Poseidon et Jason, qui mesurent
avec précision les variations du niveau
de la mer, on peut maintenant établir
des cartes de la topographie dynamique des océans qui sont les équivalents des champs de pression pour
l’atmosphère. Il s’agit des variations
du niveau de la mer par rapport à une
surface équipotentielle de référence
(géoïde). Les surélévations sont des
hautes pressions océaniques et inversement. De même que l’on peut déduire
les vents des champs de pression
atmosphérique, l’on peut déduire les
courants océaniques et leurs variations
des cartes de topographie dynamique
des océans. C’est ce que réalise maintenant le groupe Mercator Océan à
Toulouse, en faisant des prévisions
à deux semaines de l’état de l’océan
et des courants (f igure 4). C’est
l’amorce d’une « océanographie
opérationnelle », service de prévision
océanique, analogue aux services
météorologiques.
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La Météorologie - n° 61 - mai 2008
tourbillon local croît
également. Il faut
donc un processus
compensant ces augmentations : c’est la
friction sur les bords
du bassin qui crée une
vorticité contraire à
celle (anticyclonique
ici) du courant. Plus
cette vorticité tend à
croître comme c’est
le cas pour le Gulf
Stream, plus la friction doit être élevée et
la vitesse importante
puisque la friction est
proportionnelle au
carré de la vitesse. Ce
qu’il fallait démontrer. D’où, corrélativement, le déplacement
vers l’est de l’anticyclone océanique par
rapport à l’anticyclone
atmosphérique.
Figure 4 - Topographie de la surface océanique
de l’Atlantique nord. Prévision au 9 janvier 2008,
faite le 26 décembre 2007.
Il y a à peu près 1,80 mètre de dénivellation entre
le sommet de la circulation anticyclonique (en brun)
centrée sur les Bermudes et le creux de la circulation
cyclonique du Labrador au nord (en jaune).
(© Mercator Océan : http://www.mercator-ocean.fr)
Les courants
de bord ouest
Sur la carte de topographie dynamique
de l’Atlantique, on constate que le centre de l’anticyclone océanique est
décalé vers l’ouest par rapport à l’anticyclone atmosphérique : il est centré sur
les Bermudes plutôt que sur les Açores.
Il en découle que, sur le bord ouest, la
pente de la surface (le gradient de pression océanique) est particulièrement
élevée et que l’intensité du courant qui
lui correspond, le Gulf Stream en l’occurrence, est particulièrement forte. De
fait, le Gulf Stream atteint 3 nœuds et
c’est d’ailleurs, initialement, ce qui a
fait sa réputation. C’est une propriété
commune à tous les courants de bord
ouest et notamment ceux qui, comme le
Gulf Stream, sont associés aux anticyclones subtropicaux visibles sur la
carte mondiale de la topographie dynamique de la surface des océans (figure
5) : le Gulf Stream et le courant du
Brésil dans l’Atlantique, le Kuroshio et
le courant est australien dans le
Pacifique, le courant des Aiguilles dans
l’océan Indien qui n’est qu’un demiocéan.
C’est à Stommel (1965) que l’on doit
l’explication de cette particularité. Elle
repose, en simplifiant quelque peu, sur
la conservation de la vorticité. La
Terre tourne sur elle-même et, de ce
fait, chacun, où il se trouve, tourne
autour de la verticale du lieu. Il met
vingt-quatre heures à faire un tour aux
pôles et un temps infini à l’équateur,
c’est ce que l’on appelle le tourbillon
planétaire, qui ne dépend que de la
latitude : 2Ωsin␸ où Ω est la vitesse
de rotation de la Terre et ␸ la latitude.
On peut aussi créer ou être soumis à un
tourbillon local, par exemple en voiture dans un virage. Bien entendu, le
conducteur attentif se moque bien de
savoir que la somme de la vorticité
planétaire et de sa vorticité locale doit
Figure 6 - Le Gulf Stream (température de surface)
vu de l’espace en juin 2000 par Modis,
radiomètre embarqué sur les satellites Terra et Aqua.
(© NASA Earth Observatory)
Le débit de ces courants anticycloniques
de bord ouest s’accroît en allant de l’amont vers l’aval. Le
débit du Gulf Stream
est de l’ordre de
30 millions de m3/s dans le canal de
Floride, il atteint 80-90 millions de m3/s
au cap Hatteras, pour culminer autour
de 150 millions de m3/s à l’approche
des Grands Bancs de Terre-Neuve vers
55° W. Cette augmentation du débit
s’explique largement par ce que l’on
appelle la recirculation du Gulf
Stream. À travers le Gulf Stream, la
pente des isopycnes (lignes d’égale
densité) est d’autant plus forte que le
Figure 5 - Topographie de la surface des océans déduite des mesures altimétriques satellitaires (Topex/Poseidon). Cette carte représente les anomalies de
niveau de l’océan par rapport à ce qu’il serait en l’absence de courants. Les
anomalies positives croissent du bleu moyen au blanc. Les anomalies négatives
du bleu moyen au bleu sombre. (© CLS-Satellite Oceanography Division)
rester constante, mais tel est bien le
cas. Ou plus exactement, dans le cas de
l’océan, c’est cette somme rapportée à
la profondeur qui doit rester constante.
Que se passe-t-il dans un courant de
bord ouest anticyclonique comme le
Gulf Stream ? Il coule vers le nord,
donc la latitude croît ainsi que le tourbillon planétaire. Entraîné par le vent
dans un système anticyclonique, son
36
courant est intense : l’isopycne
1 027 kg/m3 au cœur de la thermocline
passe de la profondeur de 900 mètres au
sud à 200 mètres au nord du courant en
moins de 100 km seulement. Les méandres du courant produisent donc facilement des instabilités dans le champ de
pesanteur, qui en s’amplifiant génèrent
des tourbillons. Ces tourbillons puisent
ainsi leur énergie dans le stock d’énergie potentielle de l’océan, qu’ils transforment en énergie cinétique :
tourbillons chauds anticycloniques au
nord du courant, tourbillons froids
cycloniques au sud (figure 6), qui se
déplaçant vers le sud-ouest, rejoignent
le cours principal du Gulf Stream,
auquel ils procurent un supplément d’énergie et de flux. Le déplacement des
tourbillons se traduit par des mouvements moyens qui forment deux boucles de recirculation : l’une cyclonique
au nord dont l’extension est limitée par
le plateau continental, l’autre anticyclonique au sud qui enserre la mer des
Sargasses qualifiée parfois, de ce fait,
de mer fermée sans rivage (figure 7).
S’il y a effectivement similitude dynamique entre tous ces courants de bord
ouest, on constate qu’il y a néanmoins
de grandes différences entre les flux
depuis les 20 millions de m 3 /s du
courant est de l’Australie aux 150 millions de m3/s du Gulf Stream, en passant
par le Kuroshio et le courant du Brésil
3
(~
– 70 millions de m /s) et le courant des
Aiguilles (~– 110 millions de m 3/s).
Plusieurs explications à cela. D’abord
l’intensité plus ou moins forte des recirculations propres à chacun des courants.
Mais aussi les différences de morphologie des bassins océaniques. D’abord, il
n’y a pas symétrie par rapport à l’équateur géographique. L’équateur météorologique, zone intertropicale de
convergence entre l’anticyclone de l’hémisphère sud et celui de l’hémisphère
nord, se trouve nettement au nord de
l’équateur dans l’Atlantique et dans une
moindre mesure dans le Pacifique. En
conséquence, le courant équatorial sud
qui boucle au nord la circulation océanique anticyclonique de l’hémisphère
sud déborde sur l’hémisphère nord et
chevauche l’équateur. Dans l’Atlantique, arrivant sur les côtes d’Amérique
du Sud, il se scinde en deux parties : la
partie sud alimente, comme il se doit, le
courant de bord ouest de la boucle anticyclonique de l’hémisphère sud, le courant du Brésil en l’occurrence, mais la
partie nord s’échappe, en quelque sorte,
de l’anticyclone sud pour, longeant les
côtes du Brésil et des Guyanes se joindre, in fine, au Gulf Stream, qui s’en
trouve grossi d’autant.
La Météorologie - n° 61 - mai 2008
1 Courant de Floride
2 Dérive nord-atlantique
Recirculation Gyre
Gulf
Stream
2
Mer des Sargasses
1
Antilles
Cou
ran
t de
n
C o ur a
t éq
uat
l
o ri a
no
rd
Gu
yan
a
Figure 7 - Recirculation du Gulf Stream : au nord, une boucle cyclonique entre le courant et le talus continental ; au
sud, la boucle anticyclonique qui enferme la mer des Sargasses. (D’après Ocean Circulation, The Open University,
Pergamon Press, 1989).
La situation est analogue dans le
Pacifique ouest, avec une différence
importante entre les deux océans. Alors
que le bord ouest de l’Atlantique (les
côtes américaines) est étanche (rien ne
passe de l’Atlantique vers le Pacifique
au niveau des courants équatoriaux nord
et sud) le bord ouest du Pacifique, au
niveau des détroits indonésiens est une
passoire, qui laisse passer une part
importante des flux des courants équatoriaux. Enfin, dans l’Atlantique nord,
la formation des eaux profondes à l’origine de la circulation thermohaline
induit une augmentation des flux de la
dérive nord-atlantique et du Gulf
Stream (cf. infra). Ainsi, aux « jeux
olympiques » des courants marins, le
Gulf Stream est-il médaille d’argent
derrière le grand courant circumpolaire
antarctique.
Le Gulf Stream
peut-il s’arrêter ?
C’est souvent ainsi que l’on pose de
manière abrupte et abusive une question
pertinente sur le climat, mais qui se
trompe d’objet... car elle ne met nullement en jeu l’existence du Gulf Stream.
Tels qu’ont été dynamiquement définis
les courants de bord ouest anticycloniques, on peut leur assigner une
extrémité : là où, dans la noria anticyclonique, s’étant éloignés des côtes
(la friction devient alors inopérante),
ils atteignent la zone où la latitude
(donc la vorticité planétaire) cesse de
croître, autrement dit, pour le Gulf
Stream vers 40° N et 50° W. Au-delà, la
dérive nord-atlantique prend le relais
vers le nord, mais la dynamique n’est
plus la même : c’est un courant de bord
est, et le moteur est le système dépressionnaire d’Islande, qui génère la
dépression océanique du Labrador. Bien
sûr, pour les eaux transportées, il n’y a
pas discontinuité, un peu comme si, restant dans le même wagon, elle changeait
de locomotive.
Alors le Gulf Stream
peut-il s’arrêter ?
Il faudrait pour cela que la cause qui lui
donne naissance, l’anticyclone des
Açores lui-même, disparaisse. Soit que,
tectonique des plaques aidant, la
morphologie du bassin océanique
change considérablement, et là, on a du
temps devant soi ! Soit que l’équateur
ne se situe plus là où il se trouve, modifiant complètement la répartition de l’énergie solaire reçue sur Terre. C’est peu
vraisemblable à très long terme. Soit,
enfin, que la Terre cesse de tourner, ce
qui est encore plus invraisemblable. On
a pu d’ailleurs montrer que, au cœur du
dernier âge glaciaire, alors même que la
circulation thermohaline (qu’il vaudrait
mieux rebaptiser à partir de l’expression anglaise plus correcte Meridional
Overturning Circulation ou MOC, que
l’on emploiera dans la suite, faute de
traduction satisfaisante) était au plus
bas, voire même interrompue, le Gulf
Stream entre la Floride et les Bahamas
poursuivait sa course. Dans cette partie
37
La Météorologie - n° 61 - mai 2008
bien canalisée du Gulf Stream, on a pu,
sur chaque bord du courant, reconstituer
la distribution de la densité en fonction
de la profondeur, à partir des rapports
isotopiques O16/O18 des coquilles de
foraminifères, qui dépendent de la température et de la salinité, donc de la
densité du milieu dans lequel ces organismes vivaient. On peut en déduire la
pente des isopycnes d’un bord à l’autre
et, par comparaison avec la situation
actuelle, en déduire le courant géostrophique correspondant. Conclusion : le
Gulf Stream ne s’est pas interrompu
pendant toute la dernière période glaciaire, même s’il s’est affaibli. Son
débit fut alors de 14 à 21 millions de
m3/s contre 30 actuellement (LynchStieglitz et al., 1999).
L’arrêt du Gulf Stream n’est donc pas à
l’ordre du jour, mais le problème climatique demeure : c’est celui du devenir
de la MOC, à laquelle le Gulf Stream
participe, sans que son existence en
dépende.
La Meridional
Overturning
Circulation
La Meridional Overturning Circulation
(MOC) est ce que l’on appelle souvent
« circulation thermohaline » ou le « tapis
roulant » schématisé sur la figure 8.
C’est une extension du schéma d’Arago,
même si les mécanismes en sont plus
complexes que ce qu’il pensait. Dans
l’Atlantique nord aux conf ins de
l’Arctique, en mer du Groenland précisément, les eaux de surface, ayant acquis
une densité plus élevée que celles des
couches sous jacentes, plongent pour
atteindre leur niveau d’équilibre hydrostatique vers 3 000 mètres de profondeur,
où elles forment ce que l’on appelle les
Eaux profondes de l’Atlantique nord
(Epan). D’abord canalisées sur le bord
ouest de l’Atlantique, elles se répandent
dans tout l’océan pour remonter de
manière plus ou moins diffuse en surface,
du fait des mélanges verticaux générés,
pour une bonne part, par la dissipation de
l’énergie des marées. Elles reviennent en
surface, à leur point de départ, au bout
d’un cycle qui prend plusieurs centaines
Figure 8 - Meridional Overturning Circulation (MOC)
ou « tapis roulant » de la circulation thermohaline.
En bleu, la circulation profonde. En rose et en mauve,
le retour en surface jusqu’à la mer du Groenland,
zone de formation des eaux profondes.
d’années. Bien
que les circulations océaniques
de l’Atlantique et
du Pacifique nord
(oublions l’océan
Indien qui n’est
qu’un demi-océan)
soient semblables,
il n’y a pas, dans le
Pacifique, de formation d’eau profonde analogue à
ce que l’on observe dans l’Atlantique. Il y a à Figure 9 - Salinité moyenne de la surface de l’océan. Les valeurs de salinité sont plus
cela deux raisons. élevées dans l’Atlantique que dans le Pacifique. Le développement des fortes
D’abord, la mor- valeurs de salinité dans l’Atlantique nord via le Gulf Stream et la dérive nord-atlanest remarquable. (Extrait de Ocean Circulation, 2 édition, The Open University,
phologie des bas- tique
Pergamon Press, 2001)
sins : l’océan
Atlantique est
beaucoup plus largement ouvert sur provoquant une convection forte, et des
l’Arctique que ne l’est le Pacifique. Le précipitations abondantes dont l’eau
détroit de Bering n’a que quelques vient de l’Atlantique. Pour l’Atlantique,
dizaines de kilomètres de large, et la donc, globalement, l’évaporation l’emprofondeur n’y dépasse pas 70 mètres, portant sur les précipitations, la salinité
alors que, entre l’Islande et la Norvège, augmente. C’est l’inverse dans le
le passage vers la mer du Groenland, Pacifique.
avec une profondeur de 500 mètres, est
largement ouvert, permettant aux eaux Le Gulf Stream prend sa source dans
de l’Atlantique nord d’atteindre des des eaux très salées du bassin de
latitudes plus élevées, et donc plus froi- concentration qu’est la mer des
des que celles du Pacifique nord. Plus Caraïbes. De l’autre côté du Pacifique,
important encore : l’océan Atlantique aux sources du Kuroshio, il n’y a pas de
est nettement plus salé que le Pacifique telles pertes d’eau douce. Le régime de
(figure 9). Il y a transfert d’eau douce de mousson associé au continent asiatique
l’Atlantique vers le Pacifique. Pour les ramène au Pacifique l’eau douce temalizés de nord-est de l’Atlantique, porairement exportée, via les grands
l’isthme de Panama n’est pas réelle- fleuves qui drainent l’est de l’Asie. À
ment un obstacle. Ils le franchissent l’inverse du Gulf Stream, le Kuroshio a
donc, emmenant avec eux la vapeur sa source dans une « piscine » d’eau
d’eau dont ils se sont chargés dans leur peu salée, ce que l’on appelle la warm
parcours au-dessus de l’Atlantique tro- pool du Pacifique ouest, vaste zone
pical, de la mer des Caraïbes et du océanique à l’est de l’Indonésie et des
golfe du Mexique, où l’évaporation est Philippines, où la température de surintense. Côté Pacifique, ils convergent face dépasse 29 °C et où d’importantes
avec les alizés de sud-est du Pacifique, précipitations abaissent la salinité.
e
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La Météorologie - n° 61 - mai 2008
En hiver, en mer du Groenland, la formation de la banquise accroît encore la
salinité des eaux amenées par le Gulf
Stream, puis par la dérive nord-atlantique, et donc la densité des eaux superf icielles, qui plongent jusqu’à leur
niveau d’équilibre hydrostatique : c’est
la formation des Epan, point de départ
de la MOC.
Transports
océaniques méridiens
de chaleur et climat
de l’Europe de l’Ouest
La formation des Epan ne se fait pas de
manière continue ; mais, en moyenne,
cela correspond à un débit de 15 à
20 millions de m3/s, et constitue donc
un « appel d’eau » (pompe thermohaline), qui renforce d’autant la dérive
nord-atlantique et le Gulf Stream, ce qui
explique en partie que le débit du Gulf
Stream est nettement supérieur à celui
de ses congénères des autres bassins
océaniques.
Il en découle également une augmentation du flux de chaleur océanique vers
le nord dans l’Atlantique. En témoigne
la figure 10, qui montre bien la différence entre l’Atlantique et le Pacifique.
Les quantités de chaleur transportées
vers le nord dans l’Atlantique sont très
nettement supérieures à ce qu’elles sont
dans le Pacifique. Cela ne peut pas ne
pas avoir de conséquences sur le climat.
Mais la comparaison faite par Maury
entre le bord est et le bord ouest de
l’Atlantique, pour en évaluer l’impact,
n’est pas pertinente. On aboutit à un
constat analogue si l’on fait la comparaison entre les deux rives du Pacifique
(tableau 1).
Océan
Océan
Pacifique Atlantique
Tableau 1 - Moyennes des températures minimales
en janvier autour de 50° N
Température Écart
Brest
Terre-Neuve
Vancouver
Petropavlovsk
4 °C
-9 °C
0,5 °C
-11 °C
13 °C
11 °C
On observe, en effet, en hiver, entre
Vancouver et Petropavlovsk au Kamchatka, une différence de température analogue à celle qui existe entre Brest et TerreNeuve aux mêmes latitudes. Et pourtant,
Figure 10 - Les flux de chaleur dans l’océan. Les flèches rouges représentent les transports de chaleur par l’océan
en PW (1015 W). Les transports vers le nord sont beaucoup plus importants dans l’Atlantique nord que dans le
Pacifique nord. (D’après Ocean Circulation, 2e édition, The Open University, Pergamon Press, 2001)
il n’y pas, dans le Pacifique, de pompe
thermohaline, et nul n’a jamais célébré le
Kuro Shio comme calorifère des côtes
ouest américaines, comme le fit Maury
pour le Gulf Stream et l’Europe de
l’Ouest.
Les différences climatiques que l’on
observe d’un bord à l’autre des océans
et des continents ne tiennent pas uniquement à la composante océanique du
système climatique, la dynamique propre de l’atmosphère et les ondes planétaires y ont aussi leur part. Mais, en s’en
tenant à la seule contribution océanique,
s’il fait nettement plus doux sur le bord
est des deux océans, c’est qu’ils bénéficient d’un climat océanique, résultat de
la capacité de l’océan d’absorber l’énergie solaire, d’une part, et, d’autre part,
de la rotation de la Terre, qui fait que
s’établit entre les anticyclones subtropicaux et les systèmes dépressionnaires
(Islande dans l’Atlantique, Aléoutiennes dans le Pacifique) une circulation de vents d’ouest. En été, les couches superficielles des deux océans
emmagasinent de la chaleur et, en hiver,
les vents dominants d’ouest, balayant
l’océan, récupèrent chaleur et humidité,
lesquelles assureront aux continents
sous le vent un climat bien tempéré
(R. Seager et al., 2002).
Pour mesurer l’impact du surplus de
chaleur transportée vers le nord dans
l’océan Atlantique, il faut comparer les
climats hivernaux dans les deux océans
bord à bord : celui de Brest à celui de
Vancouver, et celui de Terre-Neuve à
celui de Petropavlovsk. Et, de fait, on
constate une différence : il fait plus
doux en hiver à Brest qu’à Vancouver.
Le contraste est encore beaucoup plus
marqué plus au nord, entre la Norvège
et l’Alaska.
MOC et changement
climatique
Climatiquement en rapport avec le
changement global provoqué par l’accroissement des gaz à effet de serre, la
bonne question n’est donc pas le devenir du Gulf Stream sensu stricto (il ne
s’arrêtera pas), mais de savoir si la
MOC peut ralentir ou s’interrompre,
induisant alors une diminution de la
quantité de chaleur transportée par l’océan dans l’Atlantique nord. Il faudrait
pour cela que, dans la mer du
Groenland, zone de formation des
Epan, les eaux de surface soient plus
légères, c’est-à-dire plus chaudes et/ou
moins salées.
Le niveau moyen des océans est un
indice intégrateur des variations climatiques. Ses variations peuvent résulter,
d’une part, de celles de la température
moyenne des océans – plus elle s’élève,
plus le niveau monte par dilatation – et,
d’autre part, de celles de la quantité
d’eau contenue dans l’océan, qui ellemême dépend des variations de la quantité d’eau stockée sur les continents : les
calottes glaciaires, les glaciers de montagne et l’eau liquide continentale. Le
réchauffement climatique génère une
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La Météorologie - n° 61 - mai 2008
Les altimètres embarqués sur satellite
permettent d’évaluer le niveau de la mer
à mieux qu’un centimètre. Ainsi, depuis
le lancement des satellites franco-américains Topex/Poseidon en 1992, et
Jason en 2001, a-t-on mesuré une élévation du niveau moyen de l’océan de
3,3 mm/an, soit à peu près 5 cm en
quinze ans (figure 11).
Compte tenu de la difficulté des mesures in situ et de leur hétérogénéité spatiale, il était difficile, naguère, de faire la
part du réchauffement de l’océan et des
apports d’eau douce continentale dans
cette élévation du niveau de la mer. Le
lancement, en 2002, du système satellitaire Grace, qui permet de mesurer,
depuis l’espace, les variations du champ
de gravité terrestre, apporte une contribution décisive. Il s’agit de deux satellites qui se suivent à 220 km de
Figure 12 - Le programme Argo au 1er janvier 2008.
3 071 flotteurs - 1er janvier 2008
GRACE (4) : variations stériques (combinaison Jason-1 / GRACE)
Niveau de la mer : Observations et causes
30
T/P, Jason-1 : variations
totales du niveau de la mer
20
Niveau de la mer
augmentation de la température des
couches superficielles de l’océan, une
fonte des calottes glacières et des glaciers (apport d’eau douce à l’océan),
ainsi qu’un possible transfert des eaux
continentales vers l’océan : tous éléments qui vont dans le sens d’un ralentissement de la MOC et qui se
traduisent par une élévation du niveau
des océans. Si l’on y ajoute, autour de
l’Arctique, l’accroissement probable
des débits des fleuves qui s’y jettent et
la diminution de la banquise, qui, elle,
n’a pas d’impact sur le niveau de l’océan, mais provoque une diminution de
la salinité des eaux arctiques, l’interrogation sur le devenir de la MOC et de
ses conséquences sur le climat est plus
que légitime. Les observations spatiales
et in situ confirment ces évolutions.
10
GRACE : variations
de masse de l’océan
+3,3 mm/an
Jason-1 moins GRACE :
variations stériques
du niveau de la mer
0
+1,4 mm/an
-10
-20
-30
+1,9 mm/an
1993
1995
1997
1999
2001
2003
2005
2007
Données in situ de Ishii
et al., 2006 : expansion
thermique 0-700m
D’après Lombard et al., EPSL, sous presse, 2007
Figure 11 - Élévation du niveau de la mer. En bleu, mesure de l’élévation du niveau des océans par les satellites
Topex/Poseidon (1992-2002), puis Jason 1. En noir, la part due à l’accroissement de la masse océanique (Grace,
depuis 2002). En vert, la part due au réchauffement océanique (mesures in situ incluant les données Argo). En
rouge, la part due au réchauffement déduite de la différence entre les mesures altimétriques et celles de l’accroissement de la masse océanique (bleu-noir).
distance, sur une même orbite à 450 km
de la Terre. Lorsque le satellite de tête
arrive au-dessus d’une zone où la gravité croît, sa vitesse augmente, et donc
aussi sa distance au satellite qui le suit.
De cette augmentation de la distance
(accélération), on déduit la variation
correspondante du champ gravitationnel. À un accroissement du champ de
gravité correspond une augmentation de
masse. On a pu ainsi mesurer que, entre
2002 et 2006, la masse océanique s’était
accrue d’une quantité correspondant à
une élévation du niveau de la mer de
1,3 mm/an. Reste donc 2 mm/an pour le
réchauffement de l’océan.
Le programme Argo a été décidé en 1998
avec, pour objectif, le déploiement dans
l’océan, à l’horizon 2006, de 3 000 flotteurs dérivant à 2 000 mètres de profon-
deur et effectuant, tous les dix jours, une
excursion vers la surface, en mesurant au
passage température et salinité le long de
la colonne d’eau. À chaque remontée en
surface, le flotteur émet, par satellite, sa
position et les données qu’il a récoltées.
L’objectif fixé de 3 000 flotteurs a été
atteint en octobre 2007 (figure 12). On
dispose ainsi de 100 000 profils par an,
avec une résolution spatiale d’environ 3°.
C’est un progrès considérable dans
l’observation de l’océan, qui permettra
une meilleure évaluation de l’expansion
thermique. On a ainsi, pour peu que
l’on donne à ces moyens spatiaux et in
situ d’observation la possibilité de
durer, la capacité d’évaluer, indépendamment l’une de l’autre, les deux
composantes qui concourent à l’élévation du niveau des océans.
40
La Météorologie - n° 61 - mai 2008
Les « prévisions »
du Giec
Tout concourt donc à rendre probable un
ralentissement de la MOC. Mais a-t-on
déjà observé un tel ralentissement ? On
ne peut le dire, faute de disposer des
mesures adéquates pour en faire une
évaluation précise. Faute aussi, avec les
quelques mesures éparses et hétérogènes
et parfois contradictoires disponibles,
d’avoir des séries sur des périodes suffisamment longues pour faire la part des
échelles décennales de variabilité dans
l’Atlantique nord, notamment celles qui
sont liées à la NAO (North Atlantic
Oscillation), caractéristiques de la circulation atmosphérique, et que l’on repère
grâce à un indice : la différence de pression atmosphérique entre l’anticyclone
des Açores et les basses pressions
d’Islande. Plus cet indice est élevé, plus
ces deux circulations sont actives, et
réciproquement. Bien qu’il n’y ait pas
de périodicité déterminée de la variation
de cet indice, il existe des périodes de
persistance d’anomalies positives ou
négatives de cet indice sur plusieurs
années, qui ont un impact sur la circula-
tion océanique. Ainsi a-t-on pu montrer
qu’aux anomalies négatives de la NAO
dominantes de 1955 à 1975, a correspondu, avec un léger décalage temporel, une diminution du flux du Gulf
Stream et, à l’inverse, une anomalie
positive de ce flux pour la période 19802000, à forte anomalie positive de la
NAO (Curry et McCartney, 2001). Il y a
donc, à ces échelles de temps, des variations importantes de la MOC, dont le
Gulf Stream est un élément, qui ne permettent pas de dire, pour l’instant, s’il y
a une évolution à long terme de la MOC.
Dans le rapport de son groupe de travail
n°1, The Physical Science Basis, publié
en février 2007 (IPCC, 2007a), le
Groupe intergouvernemental d’experts
sur l’évolution du climat (Giec) conclut,
sur le sujet, ceci : « Se fondant sur des
simulations récentes, il est très vraisemblable que la circulation thermohaline
de l’Atlantique nord ralentira au cours
du XXIe siècle. La valeur moyenne de
cette réduction, résultant de plusieurs
modèles, est de 25 % (entre 0 et 50 %).
Les simulations produisent encore, malgré cela, une augmentation des températures dans la région Atlantique, en
raison d’un réchauffement beaucoup
plus important associé aux projections
d’augmentations de gaz à effet de
serre. Il est très improbable que la circulation thermohaline subisse une
transition importante et subite au
cours du XXIe siècle. On ne peut faire
confiance aux évaluations pour des
évolutions à plus long terme. » La dernière phrase prend une valeur singulière quand on sait que, quelques mois
plus tard, lors de l’adoption définitive
de son quatrième rapport à Valence
(IPCC, 2007b), en novembre 2007, à
propos des évaluations de l’élévation
du niveau de la mer, le Giec crut bon
de préciser : « Model-based range
excluding future rapid dynamical
changes in ice flow ». Précaution née
des observations récentes qui font justement craindre qu’il y ait, notamment
au Groenland, une accélération notable
de l’érosion des calottes glaciaires… et
une élévation du niveau de l’océan plus
rapide et plus importante que ne
le disent les modèles. En l’occurrence
cela est valable pour la MOC qui
pourrait aussi être mise à mal par
une accélération de l’érosion du
Groenland… À suivre donc de très près.
Bibliographie
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De Herrera y Tordesillas A., 1601 : Historia General de los hechos de los Castellanos en las Islas y tierra firme del mar Oceano.
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IPCC, 2007a : Fourth Assessment Report. Working Group1: The Physical Science Basis. http://www.ipcc.ch
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Seager R. et al., 2002 : Is the Gulf Stream responsible for Europe’s Mild Winters? Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 128, 586.
Stommel H., 1965 : The Gulf Stream - A physical and dynamical description. 2e édition, University of California Press, Berkeley et Los Angeles.
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