Effets des échanges de Système des vents àla surface ...stockage.univ-brest.fr/~daniault/UEL_Climat_C5_2.pdf · cyclone. Alors un cyclone se crée. S. Speich–N Daniault UBO Climat

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S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 45

Frottement et Gravité

Le Frottement : importante près des frontières (surface, fond, côtes)

La Gravité : seulement pour les mouvements verticaux (convection)

vitesse horizontale >> vitesse verticalevitesse horizontale >> vitesse verticale


Rappel : origine des vents atmosphériques

Conséquence de la différence du bilan radiatif en latitude : l’atmosphère se met en

mouvement


Effets des échanges de propriétés entre océan et

atmosphère

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 :

• 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).


Système des vents à la surface terrestre

Schéma de la circulation atmosphérique à la surface de la Terre en moyenne annuelle

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Système des courants océaniques de surface

Schéma de la circulation océanique de surface

Ressemblances

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 àl'océan, générant les courants.


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 Hadleymais la terre tourne ! -> Force de Coriolisdonc plusieurs cellules méridiennes et non

seulement une (Hadley, Ferrel et Polaire)

Les vents entraînent l’eau de surface des océans dans leur mouvement (transfert de mouvement atmosphère - océan)

circulation océanique de surface


Effets du frottement entre les couches océaniques de surface et l’océan de plus en plus en profondeur

Spirale d’Ekman

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, àson 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 Spirale d’Ekman.


Effet du vent : flux net d’eau à 90° par rapport à la direction du vent

Le vent génère un transport d’eau à 90° à

sa droite (pour l’hémisphère nord; à

gauche pour l’hémisphère sud)

Spirale dSpirale d’’EkmanEkman

Vent

Vent Transport du courant Transport du courant

induit par le ventinduit par le vent

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Déviation vers la droite par rapport au vent : exemple dans l’Atlantique Nord


Vent

HP

BP

Effet de la déviation vers la droite (ou gauche) par rapport au vent

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.


Vent -> hauteur du niveau de la mer

Vent

HP

BP


Le niveau de la mer n’est pas plat

Le niveau de la mer est modifié par:

• Les marées

• La valeur locale de la masse volumique océanique: La masse volumique dépends de T et S ; plus la densitéest élevée (eau froide, salée) plus petit est le volume qu’elle occupe.

• Et la circulation océanique

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Niveau moyen de la mer mesuré par altimétrie satellitaire


Courants de SurfaceCourants de Surface

Circulation forcée par le vent


Circulation en gyres : Circulation intensifiée sur les bords ouest ( 2 m/s)Moins rapide ailleurs (qq cm/s)Une boucle giratoire : 20-25 ansCourants de surface : jusqu’à 800 m de profondeur

Gyres subtropicales et subpolaires : dans le sens du ventRégion Équatoriale : dans le sens contraire !


Gulf StreamGulf Stream

24°C- 28°C17°C-23°C10°C-16°C2°C - 9°C

Courants de bord ouest du gyre subtropical de l’Atlantique Nord.

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Circulation Circulation ééquatorialequatorialeDans 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.


LL’’ococééan et le climatan et le climat

Les propriétés thermiques uniques de l’eau sont responsables des conditions climatiques relativement

douces propres à notre planète


Effets des courants ocEffets des courants océéaniques de aniques de surface sur le climatsurface sur le climat

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


Cyclones tropicauxCyclones tropicaux

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Cyclones tropicauxCyclones tropicauxUne 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.


Le cyclone Gamede


Circulation Thermohaline

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

Tatm

Toc

Q

Flux d’eau

Atm.

Océan

évaporation précipitation

Température (T) Salinité (S)

Masse volumique (poids) de la parcelle d’eauDifférence de densité génère des courants

Grec: Thermos (chaud) et hal (sel)S. Speich – N Daniault UBO Climat 5_ 68

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.

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Formule simplifiée pour l’équation d’état

ρ = ρ0 + α(T-T0) + β(S-S0)

Avec:

α=∂ρ/∂T

β=∂ρ/∂S

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


Mesures de Température et SalinitéPour mesurer la salinité et la température en océanographie on utilise couramment la bathysonde. Les bathysondes sont descendues àl’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 àélectrodes, et permet d’estimer la salinité.la pression est mesurée par un capteur à jauges de contraintes ou à quartz.La sonde permet d’obtenir des précisions de 0.003°C et 1 db.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.


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 C34.6 < S < 34.8

TempTempéérature et salinitrature et salinitéé moyennesmoyennes


Densité des mesures de température de surface dans le temps (1880-1980)

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Mesures par satellite


Nouveaux instruments de mesure: les flotteurs profilants

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Tropiques : forte thermocline

Hautes latitudes : faible thermocline

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.

thermo

cline

Variations de la tempVariations de la tempéérature avec la profondeur :rature avec la profondeur :concept de concept de ThermoclineThermocline

La température océanique décroît avec la profondeur.La thermoclinethermocline est la région océanique sur la verticale où la température diminue le plus rapidement.

Dans l’océan profond la température varie peu.


Variations de la tempVariations de la tempéérature avec la profondeurrature avec la profondeur

froid

tropiques à la surface chaud

Moyennes latitudes : tempéré

régions polaires et océan profond froid

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LL’’ococééan en profondeuran en profondeur

Les trois couches ocLes trois couches océéaniquesaniques

Couche de

surface

Couche profonde

Couche interméd

iaire

Équateur

Profondeur(en mètres)

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.


Énergie solaire incidente

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

Seulement 1% de la lumière atteint le 100 m de profondeur

Transmission de la Transmission de la lumilumièère/re/éénergie dans lnergie dans l’’eaueau


Les mesures de la Les mesures de la couleur de la mercouleur de la mer

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.

Dans les régions où la productivitébiologique est importante, la chlorophylle contenue dans le phytoplancton absorbe la composante bleue et la lumière se décale vers le vert.


T surface

T 500 mS 500 m

Ssurface

LL’’ococééan an àà la surface, la surface, àà 500 m et 500 m et àà 2000 m de profondeur2000 m de profondeur

T 2000 m S 2000 m Nota : bassin Atlantique plus chaud et salé

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Sections verticales de TempSections verticales de Tempéérature et Salinitrature et Salinitéé

TT

SS

Atlantique Pacifique Indien

90°S 90°S 90°S90°N 90°N 90°N

Équateur Équateur Équateur


Masse volumique ocMasse volumique océéanique et anique et PycnoclinePycnocline

La masse volumique augmente avec la profondeur

La pycnocline est la région océanique où elle change le plus rapidement et correspond (en générale) àla thermocline

ST ρρρρZone océanique profonde

Structure verticale des océans

Profondeur

(km)

Equateur

zone de surface

• 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


Circulation Circulation ThermohalineThermohalineL’eau froide et salée coule en profondeur dans les régions polaires (essentiellement en Atlantique)

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

RefroidissementRéchauffement

Régions polaires

Courants de surfaceRégions tropicales

Propagation profondeplongée


Glace de mer

Glace de mer Antarctique Arctique

Formation de glace de mer = rejet de sel dans l’océan

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Modèle de la « conveyor belt » (tapis roulant)

Schéma très simplifié de la circulation thermohaline

Circulation thermohalineDans 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 thermohalineconsiste 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.


Eau Nord Atlantique Profonde

Mer du Labrador

Mers Nordiques(Groenland et Norvège)

3 régions sources


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

Circulation thermohaline et le “tapis roulant »


Circulation thermohaline

Schéma plus détaillé de Schmitz (1996)

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C’est fini

pour

le chapitr

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