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Propriétés physique de l'océan Arctique

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L'océan Arctique est relativement petit puisqu'il ne contient qu'environ 1% des eaux contenue dans l'océan. En revanche, 10% des eaux déversées par les fleuve dans l'océan le sont dans l'océan Arctique. Cette eau douce forme une couche moins salée en surface[1]

Historique (+modèles climatique)

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Les premiers modèles climatiques correspondent aux modèles de prévision météorologique et datent des années 1960.

La plupart n'incluaient alors que l'atmosphère. Ensuite sont apparus les modèles d'atmosphère couplé avec un modèle d'océan très simplifié appelé slab et dans lesquels la circulation océanique est prescrite et supposée constante. Les conclusions du premier rapport du GIEC sont basées essentiellement sur ce type de modèles qui permirent d'identifier la réponse du climat au rejet de CO2 anthropique[2]. ... à continuer (en se basant sur section 2 de Flato et al.)

Le premier modèle couplé océan-atmosphère

Historique (pour NEMO)

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L'ancêtre de NEMO a été developpé dans les années 80 par un laboratoire français - le LOCEAN - pour l'étude la circulation océanique grande échelle et la modélisation du climat. Il fut d'abord appelé A3D, puis devint OPA au cours de son développement.

Liste des modèles climatiques ayant NEMO comme composante océanique (pour NEMO)

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Nom du modèle Institut Composante atmosphérique nationalité
IPSL-CM[3] Institut Pierre Simon Laplace LMDZ France
CNRM-CERFACS[4] Centre Nationale de Rercherche météorologique-

Centre européen de recherche et de formation avancées en calcul scientifique

ARPEGE France
EC-Earth Consortium européen IFS Europe
CMCC-CESM-NEMO[5]

CMCC-ESM

CMCC-CM

Centro Euro-Mediterraneo sui Cambiamenti Climatici CAM

CAM

ECHAM

Italie
HadGEM3 Met-Office UK

La circulation méridienne de retournement Atlantique (AMOC)

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Variabilité

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Un cycle saisonnier de 6.7 Sv d'amplitude a été observé à 26.5°N sur la période 2004-2008, avec un maximum de transport en automne et un minimum au printemps[6]. Cependant ce cycle saisonnier n'est pas clairement identifiable sur les observations plus récentes[7]. La variabilité journalière peut atteindre 30 Sv[8] à cette même latitude.

S'il n'existe pas encore de série temporelle d'observation assez longue de l'AMOC pour décrire de manière fiable sa variabilité décennale à multidécennale; des études montrent que l'oscillation atlantique multidécénnale de la température de surface est liée à l'AMOC, ce qui suggère une forte variabilité de cette dernière à ces échelles de temps[9].Cette variabilité multidécennale est observée dans de nombreux modèles, mais il n'y a pas de consensus sur les processus qui la contrôlent [REF].

Selon des estimations basées sur des simulations océaniques forcées couvrant la période 1958-2007, l'AMOC était relativement faible dans les années 60-70. Elle a ensuite augmenté jusqu'à atteindre un maximum dans le milieu des années 90, où elle commence à décroitre[10].

Observations

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La très grande échelle de l'AMOC rend son observation difficile. Les premières estimations sont basées sur des sections hydrographiques zonale, c'est-à-dire suivant un parallèle, à quelques latitudes choisies, majoritairement 24.5°N, 38°N et 48°N dans l'Atlantique Nord et 24°S et 34°S dans l'Atlantique Sud.[11]. Ces mesures permettent d'obtenir une estimation de la valeur de l'AMOC à un instant donné et doivent être répétées pour obtenir une estimation de sa variabilité. Cependant, l'échantillonnage dans le temps est faible et peut engendrer des erreurs lié au phénomène de repliement de spectre. Par exemple, la diminution d'AMOC identifiée à partir de sections hydrographiques répétées en 1957, 1981, 1992, 1998 and 2004 à 26,5°N[12] est aujourd'hui suspectée d'être dominée par la variabilité intra-annuelle[6].

Il existe depuis mars 2004 un dispositif d'observation qui mesure l'AMOC à 26.5°N dans le cadre du projet international Rapid Climate Change Program (RAPID). Ces observations sont bi-journalières ce qui permet une bonne évaluation de la variabilité de l'AMOC sur les échelles mensuelles à interannuelles. La série temporelle est encore trop courte pour évaluer sa variabilité décennale.

Un dispositif similaire à RAPID a été déployé en 2009 dans l'Atlantique-Sud à 34.5°S : SAMBA pour "South-Atlantic MOC bassin-wide Array"[13].

  • "Meridional Overturning Circulation Experiment" (MOVE)[14]: 16°N
  • OSNAP
  • Observatoire de la variabilité Interannuelle et Décennale en Atlantique Nord (OVIDE)[15]

Il n'existe pas d'équivalent dans l'océan Pacifique.

Dans les modèles

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L'intensité et la structure spatiale de l'AMOC varient fortement d'un modèle à l'autre. Dans des simulations océaniques forcées par un même forçage atmosphérique, son intensité varie entre 8 et 28Sv selon le modèle de circulation océanique considéré[16]. Dans les modèles climatiques du projet d'intercomparaison des modèles couplés (CMIP5), son intensité varie entre 13 et 31Sv[11].

Prévisibilité

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Plusieurs études suggèrent que l'AMOC est prévisible sur une échelle de 10 à 20 ans[17]. Cependant la capacité prédictive réelle des modèles est difficile à évaluer du fait du manque d'observation sur de longues périodes.

Rôle

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La circulation océanique contribue de manière substantielle à la redistribution de chaleur sur le globe terrestre[18].

La MOC est responsable d'une large part du transport méridien de chaleur. Ce transport méridien diffère d'un bassin à l'autre. Dans l'océan Atlantique, l'AMOC transporte de la chaleur vers le nord à toutes les latitudes, y compris au sud de l'équateur, engendrant un transport net de chaleur de l'hémisphère Sud vers hémisphère Nord. Ce transport de chaleur vers le nord dans l'océan Atlantique est de 0.5PW au niveau de l'équateur[11], et atteint son maximum à 24-26°N avec un transport de 1.3PW (1PW = 1015 watts), ce qui représente 25% du transport total (transport océanique et atmosphérique) de chaleur vers le nord à ces latitudes [7]. Cette particularité de l'océan Atlantique est attribuée à la cellule supérieure de l'AMOC incluant la formation d'eau dense au nord. Dans l'océan Pacifique, la MOC est principalement liée à la circulation des gyres subtropicales, sans formation d'eau dense au Nord. Le transport de chaleur y est dirigé vers les pôles de part et d'autre de l'équateur, ce qui revient à un transfert de chaleur de l'équateur vers les pôles.

Ce rôle important de la MOC dans le transport méridien de chaleur suggère que des variations d'intensité de la MOC peuvent engendrer des variations du contenu de chaleur océanique et en particulier de la température de surface[11]. Dans l'Atlantique-Nord, la variabilité décennale à multi-décennale de la température de surface, appelée oscillation atlantique multidécennale pourrait être reliée à la variabilité de l'AMOC selon les modèles. Ce lien ne peut pas encore être observé, du fait du manque d'observation de l'AMOC suffisamment longue dans le temps. L'oscillation atlantique multidécennale exerce une forte influence sur le climat des régions environnantes, notamment sur les pluies au Sahel[19], les sécheresses sur l'Amérique du Nord[20] et l'activité des cyclones tropicaux[21]. L’hypothèse selon laquelle elle serait en partie contrôlée par la circulation grande échelle est une des raisons pour laquelle l’AMOC est considérée comme une possible source de prévisibilité pour le climat à l’échelle interannuelle à décennale dans la région Nord-Atlantique[11].

L'AMOC joue un rôle important dans le climat de la région Atlantique.

Aux échelles saisonnière à interannuelle, la variabilité de l'AMOC est dominée par les vents locaux. Aux échelles de temps plus longues, sa variabilité est dominée par celle du transport géostrophique et donc reliée à des anomalies de densité[11].

L'AMOC est responsable du décalage vers le nord de la zone de convergence intertropicale par rapport à l'équateur[11].

  1. ↑ (en) CliC/AMAP/IASC,, The Arctic freshwater system in a changing climate, International Arctic Science Committee (IASC), (ISBN 978-82-7971-097-4, lire en ligne), p4
  2. ↑ (en) Gregory M. Flato, « Earth system models: an overview », Wiley Interdisciplinary Reviews: Climate Change, vol. 2,‎ , p. 783–800 (ISSN 1757-7799, DOI 10.1002/wcc.148, lire en ligne, consulté le )
  3. ↑ (en) J.-L. Dufresne, M.-A. Foujols, S. Denvil et A. Caubel, « Climate change projections using the IPSL-CM5 Earth System Model: from CMIP3 to CMIP5 », Climate Dynamics, vol. 40,‎ , p. 2123–2165 (ISSN 0930-7575 et 1432-0894, DOI 10.1007/s00382-012-1636-1, lire en ligne, consulté le )
  4. ↑ (en) A. Voldoire, E. Sanchez-Gomez, D. Salas y Mélia et B. Decharme, « The CNRM-CM5.1 global climate model: description and basic evaluation », Climate Dynamics, vol. 40,‎ , p. 2091–2121 (ISSN 0930-7575 et 1432-0894, DOI 10.1007/s00382-011-1259-y, lire en ligne, consulté le )
  5. ↑ (en) Pier Giuseppe Fogl and Dorotea Iovino, « CMCC–CESM–NEMO: toward the new CMCC Earth System Model », CMCC research papers,‎ (lire en ligne)
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