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Océan et climat

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Jacques Merle

Chapitre 2. L'océan dans l'équilibre énergitique planétaire

Texte intégral

Comment l’océan contribue à redistribuer vers les régions tempérées et polaires la chaleur reçue en excès dans les tropiques pour rendre la planète habitable à toutes les latitudes.

1Les scientifiques, découvrant la variabilité climatique et ses conséquences, ont été les premiers, dès les années 1970, à alerter les pouvoirs politiques sur ces questions et leurs incidences possibles sur les sociétés. En retour, les sciences de l’environnement, mieux soutenues par les gouvernements, ont pris ces dernières années un certain essor. L’océanographie physique, jusque-là discipline sans motivation sociétale forte, s’est vue soudain sollicitée pour élucider le rôle joué par l’océan sur la variabilité du climat ; elle est ainsi devenue l’une des disciplines scientifiques émergentes qui ont bénéficié de moyens accrus. Pour cerner les différents aspects de la relation entre océan et variabilité du climat, il est nécessaire de décrire brièvement les causes de cette variabilité, les caractéristiques géophysiques de l’océan ainsi que ses fonctions dans les mécanismes générant le climat (encadré 2). Parmi les questions les plus fondamentales qui se posent aux océanographes, la première est celle du rôle des océans dans l’équilibre énergétique planétaire. Elle concerne l’océan mondial, avec cependant des différenciations par latitudes, les régions tropicales jouant comme on va le voir un rôle particulier.

2Ce chapitre traite donc du transport thermique océanique méridien, qui contribue au maintien de l’équilibre énergétique de la planète. En effet, les régions tropicales reçoivent du soleil plus d’énergie qu’elles ne peuvent en stocker sur place. Au contraire les régions tempérées, et surtout polaires, sont déficitaires thermiquement. Il est donc nécessaire qu’un transport méridien d’énergie, sous forme de chaleur, s’effectue depuis les tropiques vers les hautes latitudes. Ce transport ne peut se réaliser que grâce aux deux enveloppes fluides, l’atmosphère et l’océan, qui entourent la surface de la planète. La part de l’océan dans ce transport était encore inconnue dans les années 1960 et généralement minorée. Après avoir brièvement présenté les causes de la variabilité climatique, nous examinerons le rôle général de l’océan dans le climat et sa variabilité. Puis nous détaillerons les approches multiples qui se sont succédé depuis quarante ans pour estimer le transport énergétique et thermique méridien. Nous insisterons sur le rôle particulier des océans tropicaux à l’origine de ce transport.

3Dans le chapitre suivant, nous présenterons le programme international Woce (World Ocean Circulation Experiment) qui, dans les années 1990, a permis de répondre à des questions encore en suspens sur le rôle de l’océan dans les transports thermiques méridiens, en offrant pour la première fois une image cohérente et détaillée de la circulation océanique mondiale dans ses trois dimensions.

L'origine de la variabilité climatique

4Le climat d’une région à la surface du globe est la moyenne, mois par mois, des conditions météorologiques (température, pression, précipitations, vent, insolation...) qui l’affectent. Cette moyenne est généralement prise sur une période de trente années consécutives. Les conditions climatiques qui prévalent en un point donné de la planète sont le résultat de l’interaction complexe entre le flux solaire incident, qui dépend principalement de la latitude, l’influence de l’océan – ou d’une étendue d’eau douce (lac) – plus ou moins proche, le couvert végétal, la présence de glace ou de sols gelés. En un mot, le climat dépend de l’interaction entre le flux solaire, l’atmosphère, l’hydrosphère, la lithosphère, la cryosphère et la biosphère. Un état d’équilibre stable liant ces milieux n’est pas toujours atteint, ce qui conduit à prendre en compte la variabilité du climat.

5On distingue deux catégories de phénomènes à l’origine de la variabilité climatique : (1) des forçages (forcing) liés à des phénomènes extérieurs au système planétaire qui le contraignent à évoluer ; (2) l’auto-variation des éléments constitutifs du système planétaire lui-même (l’atmosphère, l’hydrosphère, la cryosphère, la lithosphère et la biosphère ; cf. fig. 5). Les forçages extérieurs sont principalement à l’origine de variations climatiques à très long terme, à l’échelle géologique, tandis que l’auto-variation du système terrestre est à l’origine de variations climatiques à plus court terme, de la saison à quelques dizaines, voire centaines ou milliers d’années.

Figure 5. Les facteurs qui affectent le climat et déterminent sa variabilité. Les flèches bleues représentent des actions (ou forçages) extérieures au système couplé océan-atmosphère-cryosphère-biosphère. Les flèches rouges représentent l’interaction (ou auto-variation) de ces différents milieux.

Les forçages climatiques externes

  • 1 Voir note 1, chapitre 8.

6Les forces extérieures qui s’appliquent au système planétaire, les forçages, sont principalement d’origine astronomique. Ainsi, le changement des paramètres orbitaux de la Terre dans sa rotation autour du Soleil1 a pour effet de faire varier la répartition saisonnière de l’énergie solaire reçue par la Terre en un lieu donné. Par un effet d’enchaînements complexes d’actions et de rétroactions cumulatives (feed back) sur les éléments constitutifs du système planétaire, ces contraintes externes, même faibles, ont pour effet de faire varier le climat entre des états extrêmes dont les strates géologiques sont les témoins. On verra plus en détail chapitre 8 que la variation du flux solaire reçu en un point de la Terre (qui varie seulement de quelques pourcents avec l’excentricité de l’orbite terrestre), a pour effet de faire osciller le climat entre des périodes froides, dites glaciaires, et des périodes chaudes, dites interglaciaires, à une fréquence voisine de 100 000 ans. La dernière période glaciaire a culminé il y a environ 18 000 ans, nous sommes actuellement dans une période interglaciaire chaude.

7D’autres facteurs externes au système planétaire peuvent également agir sur l’évolution du climat de la Terre à relativement long terme. L’émission du flux radiatif solaire, improprement appelé la constante solaire, varie aussi dans le temps avec des périodes de crises qui se traduisent par un accroissement des taches solaires correspondant à son augmentation. C’est cette variation d’émission du flux solaire qui serait, selon certains, la cause de la période de relatif refroidissement allant du XVIe à la fin du XVIIIe siècle appelée le « petit âge glaciaire ».

8On doit également mentionner parmi les forçages externes du système climatique les éruptions volcaniques, qui projettent dans l’atmosphère d’énormes quantités de poussières et de composés chimiques divers, qui peuvent avoir une influence sur le climat en réfléchissant le flux solaire incident, tendant ainsi à refroidir la Terre temporairement. Mais, à plus long terme, les gaz émis contribuent aussi à accroître l’effet de serre (voir chapitre 8), et donc à réchauffer l’atmosphère, ce qui va à l’encontre du refroidissement initial. Ainsi, le résultat d’une crise volcanique dépend de l’échelle temporelle considérée.

9Enfin, l’évolution de la géométrie des bassins océaniques et. des continents, sous la poussée de la tectonique des plaques, constitue aussi, à l’échelle géologique, un facteur de variation climatique. La circulation océanique et la circulation atmosphérique dépendent en effet de la répartition des continents à la surface du globe, qui a beaucoup varié au cours des temps géologiques.

L'auto-variation du système climatique planétaire

  • 2 Ce concept rejoint celui du « chaos » en physique, découvert dans les années 1970 par un météorolo (...)

10La notion de forçage externe est relative à un système clos que l’on définit pour notre planète comme l’ensemble atmosphère, hydrosphère (principalement l’océan), cryosphère, lithosphère et biosphère. Mais ce système planétaire peut évoluer de manière autonome, même si les forçages extérieurs ont cessé, car la disparité des éléments qui le constituent, ainsi que leurs différents temps de réponse, font qu’un état d’équilibre statistique moyen unique ne sera jamais atteint. C’est ce qui est appelé l’« auto-variation » du système planétaire2. Cette auto-variation est la principale cause de la variabilité climatique aux fréquences perceptibles par l’espèce humaine, de quelques années à quelques millénaires. À ces causes naturelles de variabilité climatique on doit ajouter l’action de l’homme, qui produit en masse, depuis l’époque industrielle, des « gaz à effet de serre » susceptibles de réchauffer le climat à une vitesse inconnue jusqu’ici. Cette question, liée au cycle du carbone, sera traitée chapitre 8.

  • 3 La lithosphère et la biosphère ne stockent pas et ne transportent pas d'énergie en grande quantité (...)

11Dans les gammes de fréquences relativement élevées de la variabilité du climat (de quelques années à quelques siècles), les deux éléments les plus importants du système, si on l’excepte l’action récente de l’homme, sont l’atmosphère et l’océan, dont les interactions expliqueraient l’essentiel de la variabilité climatique à ces périodes. En effet, si l’on néglige provisoirement la lithosphère, la cryosphère et la biosphère3, l’atmosphère et l’océan sont les deux milieux qui rééquilibrent thermiquement la planète en transportant la chaleur reçue en excès aux basses latitudes vers les moyennes et hautes latitudes où cette chaleur est restituée à l’espace.

12L’atmosphère est la composante la plus variable du système. Elle a un temps d’ajustement thermique relativement court, de l’ordre de trois semaines à un mois, ce qui conduit à dire qu’elle ne conserve la « mémoire » d’une perturbation thermique ou dynamique que pendant quelques semaines au maximum. Bien qu’elle occupe un volume important, la capacité de stockage énergétique de l’atmosphère, principalement sous forme thermique, n’est pas très grande. Elle est cependant le siège de transferts énergétiques horizontaux et verticaux à relativement grande vitesse par l’action du vent. Regardons maintenant plus en détail la composante océanique du système climatique.

Le rôle de l'océan dans le climat et sa variabilité

13Quel serait le climat d’une Terre sans océan ? Certaines planètes du système solaire, assez semblables à la Terre, nous en donnent une idée. Mars, par exemple, sœur presque jumelle de la Terre, mais qui ne possède pas de réseau hydrographique malgré la présence probable de glace à ses pôles, présente des contrastes thermiques qui font douter de la possibilité de la vie sur son sol. Certains modèles nous permettent de simuler l’état climatique de notre planète en supprimant les océans. Ils permettent aussi de simuler une absence de circulation océanique en ne conservant de l’océan que sa capacité de stockage thermique local et d’échange avec l’atmosphère. Ces simulations d’une Terre dépourvue d’océan, ou couverte seulement d’un océan inerte, montrent que les contrastes thermiques entre les tropiques, où l’énergie solaire est reçue en excès, et les hautes latitudes, où elle est restituée à l’espace, seraient de l’ordre de plusieurs centaines de degrés centigrades, rendant notre planète tout aussi invivable que Mars.

L’océan échange l’énergie thermique avec l’atmosphère

14L’océan, s’il échange en permanence de l’eau avec l’atmosphère, par évaporation et précipitation, échange aussi et surtout de la chaleur. Le bilan net d’énergie – ou de chaleur – échangé à l’interface air-mer peut être ramené à quatre termes : le flux radiatif solaire incident, qui est toujours positif pour l’océan mais qui dépend de son coefficient de réflexion à la surface (albédo) ; le flux radiatif rétrodiffusé par la Terre, qui dépend de sa température et se manifeste dans la gamme des infrarouges (terme négatif pour l’océan) ; l’échange de chaleur sensible, qui dépend de la différence de température de l’eau et de l’air (positif ou négatif pour l’océan) ; et la chaleur latente d’évaporation, terme de loin le plus important, qui accompagne le changement de phase de l’eau de l’état liquide dans l’océan à l’état gazeux dans l’atmosphère.

  • 4 Le cycle saisonnier est inclus dans le climat d'un lieu donné. En effet, le climat étant défini pa (...)

15Le bilan net de l’échange de chaleur à la surface air-mer est très variable d’un point à l’autre de l’océan mondial. Il varie surtout en fonction de la latitude, comme on l’a déjà noté, avec un puits de chaleur océanique dans les tropiques, et au contraire, un échange positif pour l’atmosphère dans les hautes latitudes. Les échanges thermiques entre l’océan et l’atmosphère sont le plus intenses au voisinage des grands courants océaniques : le Gulf Stream, courant chaud arrivant dans une région de plus haute latitude, la mer du Labrador, où l’air est froid et sec, restitue une énorme quantité de chaleur à l’atmosphère, principalement sous forme de chaleur latente associée à une intense évaporation (fig. 6). La variabilité dans le temps de ces échanges est un élément déterminant de la variabilité climatique, y compris la variabilité saisonnière incluse dans le climat moyen4. Mais il existe aussi des variations de ces échanges à plus long terme, à des échelles interannuelles, voire séculaires ou millénaires, qui participent de la variabilité du climat.

Figure 6. Le bilan net de l’échange énergétique annuel moyen à la surface de l’océan Atlantique. On remarque le gain pour l’océan (en rouge) d’environ 75 watts/m2 dans la région équatoriale, et l’énorme déficit associé au Gulf Stream (en bleu) de 250 watts/m2 vers 40° N, lorsque ce courant chaud pénètre dans une région où l’air est sec et froid, ce qui entraîne une perte de « chaleur latente » accompagnant une intense évaporation. D’après Hastenrath (1980).

L’océan stocke l'énergie thermique

16L’océan constitue un énorme réservoir d’énergie thermique en raison de sa masse importante et de la valeur élevée de la chaleur spécifique de l’eau. On estime sa capacité calorifique à environ 1 200 fois celle de l’ensemble de l’atmosphère. Ces stockages ou déstockages d’énergie thermique sont généralement confinés dans les couches supérieures de l’océan, mais ils peuvent dans certaines régions affecter les couches plus profondes. Et surtout, des anomalies thermiques peuvent être transportées par les courants suivant des échelles de temps beaucoup plus longues que celles qui affectent l’atmosphère : de l’ordre du mois à l’année pour les courants superficiels, mais pouvant atteindre des constantes de temps de plusieurs siècles pour les courants profonds (encadré 2).

Encadré 2. Les fonctions de l’océan dans le climat
L'océan est porteur d'une énorme capacité calorifique, plus de 1 200 fois celle de l'atmosphère ; il est aussi un réservoir d'eau et de constituants chimiques. Il assure ainsi une fonction de stockage d'énergie sous forme de chaleur principalement.
L'atmosphère est en contact pour environ 71 % de sa surface avec l'océan. Elle échange avec lui de l'eau, de la chaleur, de la quantité de mouvement, et donc de l'énergie. L'océan assure donc une fonction d'échange d'énergie et de masse avec l'atmosphère.
Mais cet océan, chaud ou froid, n’est pas inerte. Il est soumis à des mouvements, les courants, qui déplacent cette énergie thermique horizontalement et verticalement sous l'effet d'une dynamique océanique propre, elle-même en partie forcée mécaniquement par l'atmosphère sous l'effet du vent. Il assure ainsi une fonction de transport de chaleur principalement.
Ces trois fonctions ne sont pas indépendantes. Elles sont liées entre elles par une équation de conservation qui peut s'écrire ainsi :
Échange = Stockage + Transport
Cette relation établit que l'échange d'énergie en un point de la surface air-mer se répartit entre un stockage local et un transport à l’extérieur de la zone considérée.
Si le stockage thermique ne varie pas, hypothèse plausible sur une longue période de temps, on peut déduire directement le transport thermique océanique de la répartition du bilan net de l'échange de chaleur à l’interface.
Le transport océanique par les courants, associé à la grande capacité de stockage de la chaleur et à l'échange de celle-ci à l'interface avec l'atmosphère s'effectue à des vitesses relativement lentes très inférieures à celle du transport atmosphérique par les vents. Alors que la durée de vie maximale des perturbations atmosphériques est de l'ordre de trois semaines, les transports océaniques par les courants superficiels peuvent affecter la température et la densité de l'océan pendant plusieurs mois en surface, et jusqu'à plusieurs siècles pour les courants profonds. C'est ce qui conduit à considérer que l'océan possède une « mémoire longue » des perturbations qui l'affectent et explique son rôle prépondérant dans la variabilité du climat.

L'océan transporte l'énergie thermique

17L’océan est ainsi susceptible de transporter d’énormes quantités d’énergie thermique sur de très grandes distances. Par cette fonction, il contribue majoritairement à l’équilibre énergétique de la planète. Son rôle de régulateur thermique et énergétique, intuitivement admis et illustré dans maints ouvrages de géographie sous la forme d’un courant chaud bienfaisant, le Gulf Stream, qui baigne les côtes de l’Europe en lui garantissant un climat tempéré très différent de celui des plaines canadiennes à la même latitude, n’est pas une découverte récente. Mais cette fonction de transport de chaleur par l’océan n’a été quantifiée que récemment, dans les années 1970, lorsque les calculateurs électroniques ont permis de compiler toutes les observations météorologiques et océanographiques disponibles depuis environ un siècle et demi. À ce progrès technologique essentiel pour prendre en compte les observations du passé s’ajoute celui réalisé dans le domaine de l’observation spatiale, qui a permis de « voir » la Terre dans son ensemble et de procéder à de nouvelles observations. On a ainsi pu établir depuis l’espace le bilan d’énergie dispensée par le Soleil et sa répartition dans tous les milieux qui composent notre planète. Ces deux avancées décisives dans l’obtention de nouvelles données et dans leur traitement informatique sont à l’origine de l’étude quantitative du transport thermique de l’océan.

Les premières estimations du transport thermique océanique

18Alexander von Humboldt, on l’a vu, fut l’un des premiers, vers 1790, à observer des eaux froides au large du Pérou et du Chili, et à les associer aux courants chauds qui exportent en sens inverse des eaux superficielles chaudes vers les hautes latitudes. Mais il n’eut pas l’idée d’associer ces eaux froides à des remontées d’eaux profondes (upwelling). Au XIXe siècle d’autres savants, tel Urbain Dortet de Tessan, reconnurent que ces eaux froides venaient des profondeurs. Ils eurent l’intuition que l’océan était un élément d’une machine thermique planétaire, autrement dit d’un chauffage central à l’échelle de la Terre, avec une « chaudière » dans les tropiques et des « radiateurs » dans les régions tempérées. Ils formulèrent ces idées bien avant que quelques océanographes pionniers, près de deux siècles plus tard, dans les années 1950, s’intéressent aux transports thermiques océaniques, et tentent de les prouver et de les quantifier.

  • 5 Connaissant la constante du flux radiatif solaire, il est aisé de calculer l'énergie reçue en un p (...)

19Au XXe siècle, après les intuitions de ces pionniers, l’examen du bilan énergétique total de la Terre, positif dans les tropiques et négatif près des pôles, avait facilement convaincu les scientifiques que l’équilibre thermique planétaire nécessitait un transport de chaleur depuis les régions tropicales vers les moyennes et hautes latitudes, où le soleil apporte peu de calories5. Pendant longtemps, on a cru que l’atmosphère était le principal responsable de ce rééquilibrage et que l’océan n’avait qu’une fonction de stockage et d’échange local de chaleur avec l’atmosphère. Aussi les premiers travaux d’océanographes qui tentèrent de quantifier ce transport de chaleur par les courants océaniques n’eurent que peu d’écho. Cependant des auteurs, tels l’Américain Sverdrup et le Russe Budyko, proposaient déjà dans les années 1950 des estimations du transport de chaleur méridien opéré par les océans en intégrant le bilan net de l’échange thermique à la surface océan-atmosphère et en supposant que le contenu thermique local ne variait pas (cf. encadré 4).

  • 6 Bryan établit la théorie du transport thermique méridien à travers une section zonale océanique en (...)

20Mais c’est surtout l’Américain Kurk Bryan qui, à partir de 1962, s’intéressa sérieusement à la question et le premier proposa une synthèse des différentes méthodes d’estimation du transport de chaleur méridien par la circulation océanique. Il fit un exposé théorique du problème, et apporta ainsi une contribution fondamentale et remarquée sur le sujet. Bryan était motivé par les premiers satellites qui allaient bientôt permettre d’établir des cartes détaillées du bilan radiatif global de la Terre, observée au-delà de son atmosphère. Ces mesures permettraient ainsi de quantifier le transport énergétique méridien global opéré conjointement par l’ensemble de l’atmosphère et de l’océan. Mais ce qui intéressait surtout Bryan, c’était évidemment la part de l’océan dans ce rééquilibrage, part inconnue à l’époque. Il cherchait en fait à comprendre comment ce transport méridien de chaleur par l’océan était relié à la circulation océanique et à ses mécanismes6. En 1962, il ne pouvait désigner lequel des deux fluides, l’atmosphère ou l’océan, était le moteur principal du transfert thermique et énergétique des basses latitudes vers les pôles. Il fallut attendre les moyens de calcul apportés par les premiers ordinateurs pour déterminer les bilans de chaleur de l’atmosphère et de l’océan et calculer leurs transports respectifs à l’aide des observations consignées dans les banques de données. C’est Bryan lui-même qui confia cette tâche à l’un de ses collègues du Geophysical Fluid Dynamic Laboratory (GFDL), Abraham Oort., dont nous reparlerons plus loin.

21Le transport thermique est totalement tributaire de la circulation générale de l’océan. Dans l’encadré 3 sont présentés de façon synthétique les mécanismes de cette circulation générale en surface et en profondeur. La circulation superficielle est schématisée sur la figure 7 qui montre, de façon simplifiée, comment un transport de chaleur peut s’opérer en surface des régions tropicales vers les latitudes tempérées et polaires. Le retour froid compensateur s’effectue par le biais de la circulation profonde.

Encadré 3. La circulation générale océanique
La circulation générale océanique peut être ramenée à deux composantes, la circulation horizontale superficielle et la circulation thermohaline profonde, associées chacune à deux forces génératrices (si l'on considère à part les courants presque exclusivement côtiers générés par le potentiel de la marée).
La circulation horizontale superficielle. Elle est générée par les vents, qui poussent mécaniquement les molécules d'eau de la surface, entraînant ainsi les premières dizaines de mètres de l'océan à une vitesse moyenne de l'ordre d'un demi-mètre par seconde. Ce sont les courants océaniques de surface, bien connus des navigateurs. Cette circulation océanique superficielle s'organise en grand tourbillons symétriques par rapport à l'équateur (fig. 7). Elle obéit à « l'équation d'Ekman », qui établit la théorie des courants générés par les vents (cf. note 8).
Les grands tourbillons subtropicaux, situés entre l'équateur et environ 45 degrés de latitude, grossièrement symétriques par rapport à l’équateur, collectent les eaux réchauffées le long de leur parcours équatorial d’est en ouest, se concentrent dans les grands courants chauds et rapides des bords ouest des océans, tels que le Gulf stream dans l'Atlantique nord et le Kuro-Shivo dans le Pacifique nord. Ces courants se déploient ensuite en direction des pôles en restituant leur chaleur à l'atmosphère. Ce circuit de surface s'étend sur une période voisine d’une année. Aux latitudes plus septentrionales, entre 45° et les pôles, les tourbillons arctiques et antarctiques tournent en sens inverse. La circulation océanique superficielle présente une grande similitude avec la circulation atmosphérique qui lui donne naissance et lui est grossièrement parallèle autour des anticyclones tropicaux et des zones dépressionnaires arctiques et antarctiques.
La circulation thermohaline profonde. Elle dépend des gradients de densité, donc de la température et de la salinité de l'eau de mer, qui modulent sa densité. Ces différences de densité, et donc de pression, à l'intérieur du fluide sont un moteur de la circulation générale de l’océan, qualifiée de thermohaline, du grec « thermos » pour chaud et « halos » pour sel. La circulation thermohaline profonde est générée par la combinaison des forces de pression à l'intérieur du fluide océanique et par une force complémentaire (appelée force de Coriolis) engendrée par la rotation de la Terre. L'équilibre de ces forces conduit à « l'équation géostrophique » universellement utilisée pour déterminer les courants â partir des mesures de température et de salinité (note 3 chapitre 4 et encadré 8). La circulation thermohaline se manifeste principalement dans les profondeurs océaniques. Des eaux froides et donc plus denses se forment au cœur des tourbillons polaires, elles plongent rapidement, par convection, à de très grandes profondeurs et cheminent lentement près du fond à une vitesse moyenne de 0,03 m/s en direction de l'équateur, où elles remontent vers les couches plus superficielles. Ce processus se produit principalement dans l'océan Atlantique, où ces eaux se forment en mer du Labrador et de Norvège et envahissent l'ensemble de l’Atlantique, et au-delà les océans Indien et Pacifique. Ces circuits profonds froids venant des régions polaires constituent l’indispensable retour de masse nécessaire pour compenser le flux superficiel chaud de l'équateur vers les pôles. Ils s’effectuent à des échelles de temps de plusieurs siècles.
L'ensemble constitue la composante océanique de la machine thermique planétaire, ou « tapis roulant » (cf. fig. 18).

Figure 7. Schéma de la circulation océanique superficielle mondiale. En rouge, les courants chauds. En bleu, les courants froids. On remarque la complexité des courants chauds équatoriaux circulant dans le sens zonal d'est en ouest, parfois entrecoupés par des contre-courants circulant en sens inverse.
On remarque aussi les deux grands tourbillons subtropicaux symétriques par rapport à l'équateur, presque identiques dans les océans Atlantique et Pacifique. Ils constituent un des mécanismes principaux du transport de chaleur des régions tropicales vers les régions tempérées. (Droits réservés)

Premier bilan quantitatif du transport thermique océanique méridien

L'apport des ordinateurs et des observations spatiales

22À partir des années 1970, les ordinateurs firent leur entrée dans les laboratoires. Dans le domaine des sciences de l’atmosphère et de l’océan, le premier et le plus puissant calculateur de l’époque fut installé au GFDL dépendant de l’université de Princeton et de la National Oceanographic and Atmospheric Administration (NOAA) aux États-Unis, sous l’impulsion de son directeur Joseph Smagorinski. Principalement utilisé pour réaliser les premiers modèles de circulation atmosphérique, et plus tard les premières simulations de la dynamique de l’océan, ce calculateur du GFDL permit aussi de compiler les très nombreuses observations atmosphériques (les observations météorologiques classiques) et océaniques collectées depuis presque deux siècles, plus particulièrement sur l’Atlantique nord. On a vu que des protocoles internationaux avaient été mis au point pour codifier ces observations dès 1873 à l’initiative de Maury. Les observations furent donc archivées sur des supports numériques permettant un traitement informatique. Ces observations météorologiques et océanographiques furent ultérieurement prises en charge par le National Oceanographic Data Center (NODC), nouvellement créé par la NOAA.

23L’autre facteur déterminant à l’origine de cette approche quantitative du transport énergétique planétaire méridien fut l’apport des satellites, qui permirent de mesurer le bilan net de l’énergie reçue par la Terre. Cette donnée essentielle permit de connaître avec précision la répartition spatiale et la variation saisonnière du flux énergétique solaire auquel était soumise la planète.

L'océan et l’atmosphère transportent à part égale l'énergie thermique

24À partir des années 1970, deux chercheurs américains, Abraham Oort, météorologue et océanographe du GFDL, déjà mentionné, et Thomas Vonder Haar, météorologue de l’université du Colorado, entreprirent d’utiliser les trois catégories d’observations, atmosphériques, océaniques et spatiales, pour quantifier la répartition de l’énergie reçue par la Terre dans ses deux principales enveloppes fluides, l’atmosphère et l’océan. S’inspirant des méthodes de Bryan, ils procédèrent par bilans successifs dans l’atmosphère et dans l’océan et purent estimer les transports méridiens d’énergie nécessaires à cet équilibre dans les deux milieux. Ils parvinrent également à estimer les variations saisonnières de ces transports. Oort le premier, en 1971, commença à s’intéresser aux observations météorologiques et au transport méridien d’énergie opéré par l’atmosphère, tandis que Vonder Haar, également en 1971, analysa la répartition et la variation saisonnière du bilan radiatif de la Terre obtenu par les observations spatiales.

25Deux articles particulièrement retentissants secouèrent alors les communautés des météorologues et des océanographes. Vonder Haar et Oort proposèrent, en 1973, une estimation du transport énergétique méridien opéré par les océans dans l’hémisphère nord. Pour la première fois, ils montrèrent que le transport énergétique méridien moyen se faisait à peu près à part égale entre l’atmosphère et l’océan. Quelques années plus tard, en 1976, les mêmes signèrent l’article qui peut être considéré comme fondateur des recherches sur les relations entre l’océan et le climat, et qui plaça définitivement l’océanographie physique parmi les disciplines émergentes des sciences de l’environnement. Les deux auteurs montraient que le transport énergétique méridien opéré par les océans, au moins dans l’hémisphère nord, était en moyenne du même ordre de grandeur que celui de l’atmosphère, mais qu’il était maximal dans les tropiques (fig. 8) et soumis à une variabilité saisonnière de grande amplitude : l’été d’un hémisphère alimentait en chaleur l’hiver de l’autre (fig. 9). Pour la première fois, il était montré qu’au-delà de l’importance générale de l’océan dans les mécanismes générateurs du climat, les régions tropicales semblaient jouer un rôle prépondérant au regard de ces phénomènes. Plus tard, en 1985, un troisième article vint compléter ces résultats en les étendant aux deux hémisphères.

Plusieurs méthodes de calcul du transport thermique océanique

  • 7 En France, le Bureau national des données océaniques (BNDO) fut créé par le Cnexo en 1970.

26Ces articles suscitèrent beaucoup de commentaires parmi les océanographes et les atmosphériciens, et déclenchèrent une série d’études complémentaires. Un certain nombre de ces études prirent pour base l’analyse et l’interprétation des « données historiques », c’est-à-dire les observations accumulées et stockées dans les banques de données mondiales et nationales7, ainsi qu’avaient procédéOort et Vonder Haar. De nombreux auteurs appliquèrent l’équation de conservation de la chaleur dans l’océan (encadré 4 et fig. 10), et à partir des observations des flux nets de chaleur entrant dans l’océan et du changement local du contenu thermique de l’océan, ils déduisirent comme terme résiduel la quantité de chaleur qui aurait été transportée ailleurs. D’autres auteurs, et parmi eux Harry Bryden et Mindy HALL en 1980, Sydney LEVITUS en 1984, et plus récemment ceux qui participèrent à Woce (dont il sera question plus loin), calculèrent le transport de chaleur méridien perpendiculaire à des sections d’observations in situ, dites « sections hydrologiques », traversant dans le sens zonal un bassin océanique. Le long de ces « sections », la mesure de la température et de la vitesse des courants permet ce calcul, Ils reprirent également les « sections hydrologiques historiques », telles que celles réalisées par le navire Méteor, ainsi que des compilations synthétiques de toutes ces sections historiques accumulées dans les banques de données, pour évaluer plus en détail ce transport thermique méridien opéré par les océans.

Figure 8. Composantes méridiennes du transport thermique moyen opéré par l’atmosphère et les océans pour l’hémisphère nord. Le transport thermique océanique (en bleu) est voisin de zéro à l’équateur, puis atteint près de 3.1015 watts (ou 3 petawatts) à 20° de latitude. Le transport atmosphérique (en rouge), au contraire, est maximal entre 30° et 70° de latitude. À noter que la puissance de 1 petawatt (ou 1015 watts) est équivalente à celle d’un million de centrales nucléaires de 1 000 mégawatts chacune ! D’après Vonder Haar et Oort (1973).

Transport thermique océanique méridien dans l’hémisphère nord (en petawatts ou 1015 watts)

Transport thermique océanique méridien dans l’hémisphère nord (en petawatts ou 1015 watts)

Figure 9. Variations saisonnières du transport thermique océanique méridien pour l’hémisphère nord. D’octobre à juin, le transport est dirigé vers le nord (en bleu) et passe par un maximum voisin de 5 petawatts (1015 watts) entre 10° N et 20° N. De juin à octobre, il s’inverse et se dirige vers le sud (en rouge) avec une intensité maximale voisine de 8 petawatts à l’équateur en août. Cette renverse saisonnière au cœur de l’été d’un hémisphère a fait dire à Oort et Vonder Haar que l’été d’un hémisphère alimentait en chaleur l’hiver de l’autre. D’après Oort et Vonder Haar (1976).

Encadré 4. Le calcul du transport thermique océanique méridien par l'équation de conservation de la chaleur
L'équation de conservation de la chaleur appliquée à une colonne verticale traversant l'ensemble de l'atmosphère et de l'océan en un lieu donné (fig. 10) peut s'écrire :
F = SA + DIV (TA) + So + DIV (To) (1)
F, flux de chaleur radiative reçue au sommet de l'atmosphère.
SA et SO, taux d'accroissement du contenu thermique (ou stockage de chaleur) de l'atmosphère et de l’océan.
DIV (TA) et DIV (TO), divergence des transports thermiques atmosphérique TA et océanique TO.
La même équation de conservation de la chaleur peut s'appliquer à l'atmosphère seule ou à l'océan seul en prenant en compte le terme FAO, flux de chaleur net échangé à l'interface océan-atmosphère. Ainsi :
F = SA + DIV (TA) + FAO
(Atmosphère) (2)
FAO = SO + DIV (TO) (Océan) (3)
FAO peut être calculé de deux façons :
– comme terme résiduel de (2), SA et DIV (TA) étant obtenus par les radiosondages atmosphériques (ballons réalisant des profils météorologiques en altitude) et F par des mesures satellitaires au sommet de l'atmosphère.
– directement à partir des observations de la surface de l'océan en faisant la somme du bilan radiatif solaire, de l'échange de chaleur sensible et de l'échange de chaleur latente dû à l'évaporation (voir encadré 11 chapitre 5).
D'où, en utilisant l'équation (3) et en évaluant SO par les mesures de température réalisées dans l'océan, deux façons d'obtenir la divergence du transport thermique océanique, TO, suivant la méthode d'évaluation de FAO
Notons qu'on obtient ainsi seulement la divergence du vecteur transport thermique TO. On peut obtenir sa composante méridienne en calculant sa moyenne dans des bandes zonales et en intégrant ces valeurs à partir d'une frontière.

27Enfin, les modélisateurs tentèrent également de calculer le transport de chaleur méridien opéré par les océans à partir des simulations de la vitesse absolue des courants et de la température que pouvaient générer leurs modèles. George Philander et Ronald Pacanowski du GFDL furent les premiers, en 1986, à simuler le transport thermique océanique méridien de l’Atlantique avec un modèle de circulation générale océanique. Ils montrèrent que le transport moyen et ses variations saisonnières étaient globalement conformes à ce qu’indiquaient les données historiques (fig. 11 à comparer à la fig. 9), mais surtout ils démontrèrent qu’il était possible de simuler le transport thermique océanique avec un modèle de circulation générale.

28Ces résultats qui établissaient le rôle des océans dans le rééquilibrage énergétique planétaire contribuèrent grandement à la mobilisation de la communauté océanographique pour l’étude du climat. Ces études apportaient des données quantitatives détaillées sur ce transport thermique océanique, ainsi que sur sa variabilité. Mais elles faisaient aussi apparaître les insuffisances des observations antérieures. C’est ainsi que, pour encourageants qu’ils fussent, ces résultats furent aussi utilisés pour justifier la mise en place de grands programmes internationaux tels que Woce et Toga, destinés à apporter des observations nouvelles, et sur lesquels nous reviendrons.

29Ces travaux attirèrent également l’attention sur les tropiques, en raison de l’amplitude des variations saisonnières des transports de chaleur qui les affectaient, variations tout à fait imprévues au voisinage de l’équateur. De ce fait, de nombreuses études furent conduites dans les basses latitudes pour mieux comprendre comment les caractéristiques des transports thermiques dans les régions proches de l’équateur pouvaient se rattacher à la circulation océanique singulière à ces latitudes.

Figure 11. Le transport thermique méridien, intégré de la surface au fond, simulé par un modèle numérique de l’Atlantique tropical. C’est la première simulation, à l’aide d’un modèle, du transport thermique méridien de chaleur dans un océan tropical. On remarque, à gauche, que le transport total moyen est toujours dirigé vers le nord depuis 15° S, et qu’il augmente considérablement dans la bande équatoriale pour atteindre des valeurs voisines de 1 petawatt (1015 watts), proches de celles relevées à partir des données historiques. À droite, le graphe montre la variation saisonnière et la renverse du sens du transport de chaleur au nord de l’équateur en été boréal (en rouge), conforme à ce que les observations ont révélé (voir fig. 9). D’après Philander et Pacanowski (1986 b).

Le rôle particulier des océans tropicaux

Le transport thermique méridien est maximal dans les tropiques

30L’un des résultats les plus frappants de Oort et Vonder Haar est la mise en évidence de la prépondérance des océans tropicaux dans le transport thermique méridien. Entre l’équateur et 30° de latitude, le transport thermique méridien moyen des trois océans passe par un maximum de près de 3 petawatts et dépasse le transport thermique méridien opéré par l’atmosphère (fig. 8). Ces résultats furent immédiatement rattachés aux grands courants chauds de bord ouest des bassins océaniques, particulièrement intenses aux latitudes comprises entre 10° et 30°, tels que le Gulf Stream dans l’Atlantique nord, le Kuro-Shivo dans le Pacifique nord, et leurs équivalents dans l’hémisphère sud.

31Mais l’analyse détaillée des données historiques allait révéler que ce transport thermique n’est pas identique dans les trois océans. En 1982, dans une étude couvrant l’ensemble de l’océan mondial, Stefan Hastenrath montra que les trois océans se comportaient différemment vis-à-vis du transport thermique méridien (fig. 12).

32Dans l’océan Pacifique, il existe une symétrie presque parfaite par rapport à l’équateur, avec un transport méridien de chaleur de l’ordre de 1 petawatt vers le nord et de 2 petawatts vers le sud. À l’inverse, l’océan Indien, par sa géométrie particulière limitée au nord par le continent asiatique, est fortement dissymétrique et présente à toutes les latitudes un transport méridien de chaleur dirigé vers le sud de l’ordre de 0,5 petawatt. Pour l’océan Atlantique, le transport méridien de chaleur n’est pas non plus symétrique par rapport à l’équateur, mais dirigé vers le nord à toutes latitudes avec une intensité de l’ordre de 1 petawatt. Henry Stommel avait fait le même calcul en 1980, à partir des observations issues des grandes campagnes océanographiques historiques, ce qui lui avait permis d’illustrer de façon frappante la singularité de l’océan Atlantique, qui par sa relative étroitesse zonale et son ouverture méridienne d’un pôle à l’autre se présente comme un tube méridien sud-nord convoyant de la chaleur pompée dans les deux autres océans, pour la transporter dans l’Atlantique nord et ainsi réchauffer son climat (fig. 13).

Transport thermique et circulation générale dans les tropiques

33Ainsi les tropiques sont la source chaude de la machine thermique planétaire, ce qui n’est pas vraiment surprenant. Mais, comme nous le verrons dans un chapitre ultérieur, la circulation océanique au voisinage de l’équateur présente une singularité, et s’organise principalement dans le sens zonal avec une croissance de la vitesse des courants à mesure que l’on se rapproche de l’équateur. Comment alors relier ces transports thermiques méridiens à l’intensification de la circulation zonale dans les régions tropicales, et lever cet apparent paradoxe ?

Figure 12. Le transport thermique méridien moyen opéré par les trois océans. Le transport thermique méridien total des trois océans est divergent à l’équateur et dominé par l’océan Pacifique. Mais le transport de l’océan Indien est en moyenne dirigé vers le sud à toutes latitudes. Au contraire, celui de l’océan Atlantique est toujours dirigé vers le nord. On remarque que le transport thermique total des trois océans passe par un maximum, voisin de deux petawatts, dans les tropiques entre 25° et 30° de latitude, aussi bien dans l’hémisphère nord que dans l’hémisphère sud. D’après Hastenrath (1982).

34Sans entrer dans le détail dans la théorie physique de la circulation océanique à l’équateur, qui sera abordée sommairement chapitre 3, on notera que les courants équatoriaux zonaux, après s’être gorgés de calories le long de leur trajet équatorial, ne peuvent, pour des raisons géométriques évidentes, que s’incurver ou se dévier à l’ouest le long de leurs frontières continentales pour prendre une direction plus méridienne (fig. 14). Par ailleurs, comme l’a montré Stommel dans l’une des premières théories de la circulation océanique des années 1950 restée célèbre, la rotation de la Terre dans le sens ouest-est provoque une intensification des courants sur les bords ouest des océans aux latitudes tropicales et moyennes (entre 10 et 40 degrés de latitude). Stommel expliquait ainsi la formation du Gulf Stream et du Kuro-Shivo.

Figure 13. Le transport thermique océanique mondial. Schéma adapté d’une étude de Stommel en 1980. Les chiffres indiquent le transport thermique en1013 watts, soit 0,01 petawatt. On remarque que l’Atlantique est alimenté en chaleur par les deux autres océans et cette chaleur se concentre dans l’Atlantique nord.

Figure 14. La circulation océanique équatoriale atlantique. Bloc-diagramme schématisant la circulation équatoriale en surface et en profondeur dans la partie ouest du bassin. En bleu, les courants portant à l’est (contre-courant équatorial en surface et sous-courant équatorial en profondeur). En rouge, les courants portant à l’ouest (courant équatorial sud). On remarque aussi l’infléchissement de la circulation zonale équatoriale de surface en direction du nord-ouest le long des côtes du Brésil, qui amorce ainsi la composante méridienne du transport de chaleur de l’océan Atlantique tropical. D’après Philander (1986).

35Cependant, le transport méridien de chaleur devrait obéir à des lois simples et être symétrique par rapport à l’équateur, comme le suggère un schéma théorique élémentaire, dû à Ekman. Des vents soufflant dans le sens zonal à cheval sur l’équateur, comme les alizés, génèrent une divergence des eaux de surface, c’est-à-dire que les particules d’eau tendent à s’éloigner les unes des autres symétriquement par rapport à l’équateur, impliquant un transport de masse et de chaleur également divergent, et symétrique (fig. 15). En fait, la théorie et les observations montrent bien dans le transport méridien de chaleur une « composante d’Ekman » divergente à l’équateur, mais il existe d’autres composantes dans ce transport, notamment une « composante géostrophique » qui peut masquer la « composante d’Ekman ».

36C’est ce qui explique, au-delà des particularités géographiques des bassins décrites précédemment, les dissymétries inter-hémisphériques observées par Hastenrath, Stommel et d’autres auteurs.

37Les variations saisonnières de grande amplitude du transport méridien de chaleur à proximité de l’équateur (fig. 11 et 9) sont principalement dues aux variations saisonnières du vent et à la migration en latitude de la zone de convergence des alizés, qui induit des « transports d’Ekman » variables et pouvant changer de sens en fonction de la saison.

Figure 15. Schéma de la divergence équatoriale d’Ekman engendrée par un vent parallèle à l’équateur. Les courants de surface (flèches noires) divergent à l’équateur avec des composantes méridiennes symétriques par rapport à l’équateur, créant une « aspiration » des eaux plus profondes (upwelling) qui se traduit par un courant vertical ascendant (flèche bleue).

38Pour mieux comprendre la relation entre la circulation générale océanique dans les tropiques et le transport méridien de chaleur, il était nécessaire d’étudier plus en détail un bassin océanique tropical dans son ensemble. L’océan Atlantique fut choisi à cet effet.

L'Atlantique tropical : le mieux étudié des océans tropicaux

39L’océan Atlantique tropical a été l’objet de nombreuses études au cours des trente dernières années pour plusieurs raisons. On a vu qu’il est plus de trois fois plus étroit que l’océan Pacifique tropical dans le sens zonal, mais ouvert au nord et au sud sur les régions arctiques et antarctiques. 11 représente également un seuil entre l’Afrique et l’Amérique du Sud par lequel transite un énorme flux méridien de chaleur dans le sens sud-nord de l’ordre de un petawatt. Ce flux de chaleur contribue certainement à la douceur du climat nord-atlantique. L’Atlantique tropical, considéré comme un modèle réduit d’océan, soumis à la même physique que l’immense Pacifique tropical mais plus facile d’accès, a ainsi constitué un laboratoire privilégié pour les océanographes cherchant à comprendre les mécanismes fondamentaux qui régissent la dynamique océanique des basses latitudes et le rôle de cette dernière sur le climat. Nous verrons ainsi qu’une coopération franco-américaine, matérialisée par deux programmes associés, Focal et Sequal, en a fait le terrain d’étude de la physique équatoriale. Ces deux programmes, présentés chapitre 4, sont les précurseurs du programme international Toga, plus particulièrement dédié au Pacifique, traité chapitre 6.

40Mais avant ces programmes récents, l’Atlantique tropical avait été l’objet, pendant plus d’un siècle, d’un grand nombre de campagnes océanographiques qui en avait fait l’un des océans les mieux observés au monde. Ces observations, consignées dans les banques de données, contenaient de précieuses informations pas encore pleinement exploitées. On a vu que les « données historiques » ont été très précieuses pour déchiffrer les caractères généraux du transport thermique méridien des basses latitudes. Mais était-il possible d’aller plus loin ? D’extraire de ces données des informations plus précise encore sur les caractéristiques de ce transport thermique et de les relier à la dynamique équatoriale et aux variations climatiques qui affectaient les continents voisins, l’Afrique et l’Amérique du Sud ?

L'Atlantique tropical affecte le climat des continents voisins

41Les sécheresses récurrentes du Sahel et du Nord-Est brésilien attirèrent très tôt les climatologues et suscitèrent les premières études impliquant l’océan dans la variabilité du climat. Plusieurs pionniers ouvrirent la voie. Jule Charney, en 1975, chercha des explications à l’extension de la sécheresse des régions sahéliennes. Il mit en avant l’expansion démographique et la déforestation, sans faire la relation avec l’océan, mais il eut le mérite d’ouvrir un débat scientifique sur les causes de ces variations climatiques pluriannuelles. Il fut suivi par d’autres qui entreprirent l’étude des relations entre l’océan tropical et le climat des continents voisins, l’Afrique et l’Amérique du Sud.

42En 1977, Stefan Hastenrath et Peter Lamb analysant l’ensemble des observations météo-océaniques disponibles proposèrent un schéma simple reliant le déplacement en latitude des eaux chaudes de surface associé à la zone de convergence des alizés (le pot au noir) avec les épisodes de sécheresse ou d’excédent de précipitations à la fois sur le Sahel et le Nord-Est brésilien. Leur schéma montrait que lorsque la zone de convergence des alizés, et les eaux chaudes océaniques sous-jacentes, n’atteignaient pas la latitude des régions sahéliennes du côté africain, ces régions subissaient la sécheresse. Mais la plus connue de ces études, qui marque une étape, est celle du Brésilien Antonio Moura associé à l’Américain Schukla en 1981. Ils montrèrent à l’aide d’un modèle comment la variabilité de la température de surface de l’océan tropical Atlantique affecte la circulation générale de l’atmosphère et le climat de l’Afrique de l’Ouest et du Brésil.

43D’autres analyses statistiques de données de température de surface océanique et de précipitations en Afrique corroboraient ce résultat. Un Anglais, Christopher Folland, montra en 1986 qu’il existait des corrélations très significatives entre les anomalies de température de surface de l’Atlantique tropical et les épisodes de sécheresse ou de pluies excédentaires au Sahel.

44Tous ces résultats établissaient clairement qu’il existait des relations entre les conditions océaniques de surface et la variabilité du climat des continents voisins.

Encadré 5. Océan passif, océan dynamique : l'évolution des idées sur la réponse de l'océan à l'action de l'atmosphère
Antérieurement aux travaux de Oort et Vonder Haar, il était généralement admis que l'océan répondait localement et passivement à une action de l’atmosphère, en intégrant lentement les différentes fréquences de forçages que le vent lui infligeait. C'était un concept issu des modèles dits « unidimensionnels », appelés ainsi car ils ne considéraient que la coordonnée verticale, z, négligeant ce qui pouvait se passer horizontalement, en x y, au voisinage. Ces concepts résultaient des travaux de Frankionoul et Hasselman qui, en 1976, eurent un certain succès en montrant que l'océan avait une réponse locale « rouge » (c'est-à-dire basse fréquence par analogie avec le spectre de la lumière visible) à un forçage atmosphérique « blanc », c'est-à-dire multifréquences. Dans cette école de pensée, la température de surface était déterminée par l'action locale de l'atmosphère et le rôle de l'océan réduit à sa capacité de stockage local de chaleur, négligeant sa capacité de transport d’anomalies de température de surface. Il faut dire que ces concepts « unidimensionnels », issus des travaux de Kraus et Turner en 1967 avaient été testés sur les observations de navires météorologiques en point fixe, notamment la station PAPA (50° N – 145° W) au large de l'Alaska, située au cœur d'un tourbillon océanique particulièrement stable où le transport océanique avait les meilleures chances d'être négligeable. Une des raisons du retentissement des résultats de Oort et Vonder Haar sur le transport méridien de chaleur dans les océans vient en particulier du fait qu'ils remettaient en cause un quasi-dogme : celui d'un océan passif, seulement capable de stocker la chaleur sur place.

Le transport domine l'échange et le stockage

45Mais quels étaient les facteurs déterminant l’état de l’océan superficiel et comment pouvait-on les relier à la circulation océanique tropicale et équatoriale ? Ou encore, comment et pourquoi les eaux chaudes se déplaçaient-elles sous l’effet d’une dynamique océanique équatoriale singulière ?

46Pour répondre complètement à ces questions, il fallait comprendre plus en profondeur la dynamique équatoriale (qui fait l’objet du chapitre 4). Mais l’étude détaillée du bilan thermique d’un océan tropical, dans le sens où Oort et Vonder Haar l’avaient réalisée pour l’ensemble de l’hémisphère nord, pouvait apporter des informations précieuses sur l’importance relative du transport de chaleur par les courants comparé à l’échange local de chaleur avec l’atmosphère. C’est ce à quoi s’attelèrent plusieurs auteurs dans les années 1980, notamment Jacques Merle en 1980, rejoint par Peter Lamb en 1981 et Stefan Hastenrath en 1986. Utilisant les données historiques disponibles, leurs travaux permirent de comparer l’échange thermique local avec la variation du contenu thermique et du transport de chaleur. Ces auteurs montrèrent que, dans les tropiques, la quantité de chaleur stockée localement n’est pas lié au flux de chaleur local traversant la surface, comme dans les plus hautes latitudes (fig. 16 et 17). Autrement dit, la chaleur qui pénètre dans l’océan en un point de la zone équatoriale n’est pas stockée sur place, mais immédiatement transportée. Ces auteurs en conclurent que c’est la circulation équatoriale et non pas l’échange thermodynamique local avec l’atmosphère qui est déterminante dans le bilan thermique des océans tropicaux. Cette situation s’oppose à celle qui prévaut dans les plus hautes latitudes où le stockage et le déstockage thermique local équilibrent presque totalement l’échange de chaleur avec l’atmosphère.

L'importance de la dynamique des océans tropicaux dans l'interaction océan-atmosphère

47Ainsi donc, il était démontré que la dynamique océanique équatoriale était susceptible de déplacer rapidement de grandes quantités d’énergie sous forme de chaleur. Cette conclusion corroborait des observations réalisées dans le Pacifique, montrant que le phénomène El Nino était accompagné de déplacements massifs et rapides d’eaux chaudes d’un bord à l’autre de l’océan. De plus, ces transports de chaleur très rapides, affectant les océans tropicaux, corroboraient les mystérieuses « téléconnections » ou « actions à distance » (remote forcing) observées dans ces régions (chapitres 4 et 5). On verra plus loin (chapitre 4) que cette question de l’importance relative des « actions à distance » et des « actions locales » sur la circulation océanique équatoriale, pour expliquer des phénomènes tels que El Niño, a été au centre d’un débat scientifique... orageux !

Figure 16. Variation saisonnière du taux de variation du contenu thermique [en bleu) et du flux net de chaleur échangé à la surface (en rouge) pour l’ensemble de l’océan Atlantique tropical (dans une plage de latitude comprise entre 6° N et 6° S) obtenue en compilant l’ensemble des données historiques disponibles (Merle, 1980 b). Les unités sont des watts par m2. On voit que le flux de chaleur qui entre dans l’océan (courbe rouge), même s’il est toujours positif au fil des saisons, est d’un ordre de grandeur plus petit que le taux de variation du contenu thermique (courbe bleue) qui représente le stockage de chaleur dans l’océan. Le stockage de chaleur ne s’explique donc pas par le flux de chaleur, beaucoup plus faible, qui traverse la surface. Néanmoins, l’océan stocke (entre mai et novembre) et déstocke (entre novembre et mai, en hachuré) de la chaleur. Ces importations et exportations de chaleur de l’océan, non corrélées avec le flux de chaleur traversant la surface, ne peuvent s’expliquer que par des transports océaniques.

48Pour conclure, ces études détaillées menées dans l’Atlantique tropical confirmaient que le transport thermique océanique méridien était bien maximal dans les tropiques et affecté par une variabilité saisonnière de grande amplitude avec une renverse en été boréal, comme l’avaient déjà indiqué les résultats généraux de Oort et Vonder Haar en 1976. Mais ces études établirent également le rapport entre le stockage local de chaleur reçue de l’atmosphère et son transport. Elles montrèrent que les transports et les stockages de chaleur dans l’océan tropical ne sont pas directement liés à l’échange local avec l’atmosphère, mais qu’ils sont imputables à la dynamique océanique singulière qui affecte ces régions proches de l’équateur.

Figure 17. Schéma présentant les variations saisonnières des profils de température, en fonction de la profondeur, des océans tempérés (en haut) et tropicaux et équatoriaux (en bas).
Voir aussi l’encadré 3 et la loi de conservation de la chaleur dans l’océan, FAO = So + DIV (To).
Dans les latitudes tempérées (dessin du haut), le profil de température dessine clairement une thermocline en été (en rouge). Celle-ci s’érode progressivement en hiver à mesure que la température de surface diminue. Le profil hivernal devient alors presque rectiligne (en février). Cette évolution des profils de température montre que le flux de chaleur FAO traversant la surface est stocké sur place : FAO = So. Le transport de chaleur To est donc voisin de zéro. Dans les régions équatoriales au contraire (dessin du bas), la température de surface change peu en fonction de la saison, mais la profondeur de la thermocline peut varier considérablement sous l’effet de la dynamique équatoriale, entraînant des changements importants du stockage thermique local, So, qui alors n’est plus équilibré par le flux thermique, FAO, échangé à travers la surface. Le transport thermique, To, domine alors le bilan thermique : DIV (To) = So.

Figure 18. Schéma de la circulation générale des océans simulant la machine thermique planétaire. Ce schéma du « tapis roulant » océanique, repris par de nombreux auteurs sous différentes formes, fut l’un des plus médiatisés pour illustrer le rôle de l’océan et de son transport de chaleur dans le climat. D’après Broecker W.S. et Denton G.H., Quaternary Science Reviews, 1990.

  • 8 La question de l'importance relative du transport et du stockage local de chaleur dans les océans (...)

49C’est un schéma très différent de ce que l’on observe aux latitudes moyennes et hautes, où l’océan stocke sur place la chaleur pendant l’été et la restitue à l’atmosphère pendant l’hiver8 (fig. 17). Ces particularités des océans tropicaux sont liées à la singularité de la circulation équatoriale qui sera traitée dans les chapitres suivants, notamment pour expliquer les déplacements de masses d’eaux chaudes dans le sens zonal le long de l’équateur, étroitement impliqués dans le phénomène El Niño et l’oscillation climatique Enso.

50L’étude du transport thermique océanique planétaire a ainsi clairement établi la place particulière des océans tropicaux, notamment de l’océan Atlantique, et le rôle différencié des trois grands océans dans cette redistribution énergétique planétaire des basses vers les hautes latitudes. À partir de ces résultats, le rôle de l’océan sur le climat était bien établi ; il fut souvent médiatisé sous la forme d’un schéma reproduit dans des centaines de publications et de nombreux magazines. C’est le fameux « tapis roulant », ou conveyor belt, présenté ci-dessus (fig. 18).

Notes

1 Voir note 1, chapitre 8.

2 Ce concept rejoint celui du « chaos » en physique, découvert dans les années 1970 par un météorologue américain, Edward Lorentz, qui stipule que certains systèmes physiques interactifs non linéaires, même simples, ne convergent pas vers un état d’équilibre unique mais admettent plusieurs états (appelés « attracteurs ») vers lesquels le système physique peut converger. Il est impossible de prédire, à partir d’une situation donnée (définie par des « conditions initiales » même très précises), vers lequel de ces états le système va évoluer. On a alors un système susceptible d’osciller naturellement (c'est-à-dire sans l'intervention d'une action extérieure au système) entre plusieurs états possibles. C'est ce qui explique l'auto-variation du système climatique, composé de plusieurs milieux qui peuvent interagir de façon très complexe.

3 La lithosphère et la biosphère ne stockent pas et ne transportent pas d'énergie en grande quantité à la surface de la planète, mais ces deux milieux interagissent localement avec l'atmosphère. La cryosphère, en revanche, possède des capacités de stockage thermiques non négligeables. Et, ce qui est plus important, les surfaces glacées réfléchissent le rayonnement solaire incident et modifient ainsi le bilan énergétique de l'interface. Il peut en résulter un enchaînement d'interactions (feed back) avec la température de l'air conduisant à des oscillations climatiques telles que celles des épisodes glaciaires et interglaciaires. L'évolution de la cryosphère est également directement en relation avec le niveau moyen de l'océan, qui peut varier d'une centaine de mètres sous l'effet du stockage et du déstockage d'eau douce dans les glaciers continentaux.

4 Le cycle saisonnier est inclus dans le climat d'un lieu donné. En effet, le climat étant défini par la moyenne du temps sur trente ans, on fait la moyenne, pour un paramètre météorologique donné, des 30 mois de janvier, puis des 30 mois de février, etc. On décrit ainsi le cycle climatique saisonnier moyen du lieu pour le paramètre choisi. Par extension, on dit que l'on a décrit le climat du lieu.

5 Connaissant la constante du flux radiatif solaire, il est aisé de calculer l'énergie reçue en un point de la Terre en fonction de sa latitude. Les régions tropicales, où le soleil est presque en permanence proche du zénith, reçoivent considérablement plus d'énergie que les plus hautes latitudes, où au contraire les rayons solaires ont des incidences plus rasantes.

6 Bryan établit la théorie du transport thermique méridien à travers une section zonale océanique en la ramenant à quatre composantes : (1) la première, overturning, représente le transport annuel moyen sur la verticale dans un plan méridien, les eaux chaudes de surface étant compensées par des eaux de retour profondes froides ; (2) la deuxième, gyre effect, représente le transport moyen à l'échelle du bassin océanique, un courant chaud vers le nord sur un bord (ouest) de l'océan étant compensé à une autre longitude (plus à l'est) par un courant froid vers le sud ; (3) la troisième, seasonal overturning, est semblable à la première mais la compensation n'est pas une moyenne annuelle, mais une fluctuation saisonnière ; (4) la quatrième, transient eddies, représente le transport thermique opéré par les tourbillons à moyenne échelle.

7 En France, le Bureau national des données océaniques (BNDO) fut créé par le Cnexo en 1970.

8 La question de l'importance relative du transport et du stockage local de chaleur dans les océans a suscité encore récemment (en 2003) une polémique scientifique autour d'un article de Richard Seager, de l'université de Columbia aux États-Unis, qui nie le rôle du Culf Stream dans le réchauffement de l'Europe et l'attribue à la circulation atmosphérique. L'auteur fait valoir que c'est le déstockage hivernal de la chaleur emmagasinée dans les eaux chaudes du Gulf Stream lorsqu'il atteint les moyennes latitudes qui réchauffe les vents d'ouest et le climat européen. Le débat porte sur la part, dans ce déstockage hivernal, de la chaleur transportée effectivement par le Culf Stream et de la chaleur emmagasinée localement pendant l'été qui a précédé. Les deux sources de calories sont certainement présentes, mais si intimement liées qu'il est vain de vouloir les différencier et de nier le transport de calories par le Oulf Stream.

Table des illustrations

Légende Comment l’océan contribue à redistribuer vers les régions tempérées et polaires la chaleur reçue en excès dans les tropiques pour rendre la planète habitable à toutes les latitudes.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25553/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 380k
Légende Figure 5. Les facteurs qui affectent le climat et déterminent sa variabilité. Les flèches bleues représentent des actions (ou forçages) extérieures au système couplé océan-atmosphère-cryosphère-biosphère. Les flèches rouges représentent l’interaction (ou auto-variation) de ces différents milieux.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25553/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 209k
Légende Figure 6. Le bilan net de l’échange énergétique annuel moyen à la surface de l’océan Atlantique. On remarque le gain pour l’océan (en rouge) d’environ 75 watts/m2 dans la région équatoriale, et l’énorme déficit associé au Gulf Stream (en bleu) de 250 watts/m2 vers 40° N, lorsque ce courant chaud pénètre dans une région où l’air est sec et froid, ce qui entraîne une perte de « chaleur latente » accompagnant une intense évaporation. D’après Hastenrath (1980).
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Fichier image/jpeg, 714k
Légende Figure 7. Schéma de la circulation océanique superficielle mondiale. En rouge, les courants chauds. En bleu, les courants froids. On remarque la complexité des courants chauds équatoriaux circulant dans le sens zonal d'est en ouest, parfois entrecoupés par des contre-courants circulant en sens inverse.On remarque aussi les deux grands tourbillons subtropicaux symétriques par rapport à l'équateur, presque identiques dans les océans Atlantique et Pacifique. Ils constituent un des mécanismes principaux du transport de chaleur des régions tropicales vers les régions tempérées. (Droits réservés)
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25553/img-4.jpg
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Légende Figure 8. Composantes méridiennes du transport thermique moyen opéré par l’atmosphère et les océans pour l’hémisphère nord. Le transport thermique océanique (en bleu) est voisin de zéro à l’équateur, puis atteint près de 3.1015 watts (ou 3 petawatts) à 20° de latitude. Le transport atmosphérique (en rouge), au contraire, est maximal entre 30° et 70° de latitude. À noter que la puissance de 1 petawatt (ou 1015 watts) est équivalente à celle d’un million de centrales nucléaires de 1 000 mégawatts chacune ! D’après Vonder Haar et Oort (1973).
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25553/img-5.jpg
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Titre Transport thermique océanique méridien dans l’hémisphère nord (en petawatts ou 1015 watts)
Légende Figure 9. Variations saisonnières du transport thermique océanique méridien pour l’hémisphère nord. D’octobre à juin, le transport est dirigé vers le nord (en bleu) et passe par un maximum voisin de 5 petawatts (1015 watts) entre 10° N et 20° N. De juin à octobre, il s’inverse et se dirige vers le sud (en rouge) avec une intensité maximale voisine de 8 petawatts à l’équateur en août. Cette renverse saisonnière au cœur de l’été d’un hémisphère a fait dire à Oort et Vonder Haar que l’été d’un hémisphère alimentait en chaleur l’hiver de l’autre. D’après Oort et Vonder Haar (1976).
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Légende Figure 10
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Légende Figure 11. Le transport thermique méridien, intégré de la surface au fond, simulé par un modèle numérique de l’Atlantique tropical. C’est la première simulation, à l’aide d’un modèle, du transport thermique méridien de chaleur dans un océan tropical. On remarque, à gauche, que le transport total moyen est toujours dirigé vers le nord depuis 15° S, et qu’il augmente considérablement dans la bande équatoriale pour atteindre des valeurs voisines de 1 petawatt (1015 watts), proches de celles relevées à partir des données historiques. À droite, le graphe montre la variation saisonnière et la renverse du sens du transport de chaleur au nord de l’équateur en été boréal (en rouge), conforme à ce que les observations ont révélé (voir fig. 9). D’après Philander et Pacanowski (1986 b).
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Légende Figure 12. Le transport thermique méridien moyen opéré par les trois océans. Le transport thermique méridien total des trois océans est divergent à l’équateur et dominé par l’océan Pacifique. Mais le transport de l’océan Indien est en moyenne dirigé vers le sud à toutes latitudes. Au contraire, celui de l’océan Atlantique est toujours dirigé vers le nord. On remarque que le transport thermique total des trois océans passe par un maximum, voisin de deux petawatts, dans les tropiques entre 25° et 30° de latitude, aussi bien dans l’hémisphère nord que dans l’hémisphère sud. D’après Hastenrath (1982).
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Légende Figure 13. Le transport thermique océanique mondial. Schéma adapté d’une étude de Stommel en 1980. Les chiffres indiquent le transport thermique en1013 watts, soit 0,01 petawatt. On remarque que l’Atlantique est alimenté en chaleur par les deux autres océans et cette chaleur se concentre dans l’Atlantique nord.
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Légende Figure 14. La circulation océanique équatoriale atlantique. Bloc-diagramme schématisant la circulation équatoriale en surface et en profondeur dans la partie ouest du bassin. En bleu, les courants portant à l’est (contre-courant équatorial en surface et sous-courant équatorial en profondeur). En rouge, les courants portant à l’ouest (courant équatorial sud). On remarque aussi l’infléchissement de la circulation zonale équatoriale de surface en direction du nord-ouest le long des côtes du Brésil, qui amorce ainsi la composante méridienne du transport de chaleur de l’océan Atlantique tropical. D’après Philander (1986).
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Légende Figure 15. Schéma de la divergence équatoriale d’Ekman engendrée par un vent parallèle à l’équateur. Les courants de surface (flèches noires) divergent à l’équateur avec des composantes méridiennes symétriques par rapport à l’équateur, créant une « aspiration » des eaux plus profondes (upwelling) qui se traduit par un courant vertical ascendant (flèche bleue).
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Légende Figure 16. Variation saisonnière du taux de variation du contenu thermique [en bleu) et du flux net de chaleur échangé à la surface (en rouge) pour l’ensemble de l’océan Atlantique tropical (dans une plage de latitude comprise entre 6° N et 6° S) obtenue en compilant l’ensemble des données historiques disponibles (Merle, 1980 b). Les unités sont des watts par m2. On voit que le flux de chaleur qui entre dans l’océan (courbe rouge), même s’il est toujours positif au fil des saisons, est d’un ordre de grandeur plus petit que le taux de variation du contenu thermique (courbe bleue) qui représente le stockage de chaleur dans l’océan. Le stockage de chaleur ne s’explique donc pas par le flux de chaleur, beaucoup plus faible, qui traverse la surface. Néanmoins, l’océan stocke (entre mai et novembre) et déstocke (entre novembre et mai, en hachuré) de la chaleur. Ces importations et exportations de chaleur de l’océan, non corrélées avec le flux de chaleur traversant la surface, ne peuvent s’expliquer que par des transports océaniques.
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Légende Figure 17. Schéma présentant les variations saisonnières des profils de température, en fonction de la profondeur, des océans tempérés (en haut) et tropicaux et équatoriaux (en bas).Voir aussi l’encadré 3 et la loi de conservation de la chaleur dans l’océan, FAO = So + DIV (To).Dans les latitudes tempérées (dessin du haut), le profil de température dessine clairement une thermocline en été (en rouge). Celle-ci s’érode progressivement en hiver à mesure que la température de surface diminue. Le profil hivernal devient alors presque rectiligne (en février). Cette évolution des profils de température montre que le flux de chaleur FAO traversant la surface est stocké sur place : FAO = So. Le transport de chaleur To est donc voisin de zéro. Dans les régions équatoriales au contraire (dessin du bas), la température de surface change peu en fonction de la saison, mais la profondeur de la thermocline peut varier considérablement sous l’effet de la dynamique équatoriale, entraînant des changements importants du stockage thermique local, So, qui alors n’est plus équilibré par le flux thermique, FAO, échangé à travers la surface. Le transport thermique, To, domine alors le bilan thermique : DIV (To) = So.
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Légende Figure 18. Schéma de la circulation générale des océans simulant la machine thermique planétaire. Ce schéma du « tapis roulant » océanique, repris par de nombreux auteurs sous différentes formes, fut l’un des plus médiatisés pour illustrer le rôle de l’océan et de son transport de chaleur dans le climat. D’après Broecker W.S. et Denton G.H., Quaternary Science Reviews, 1990.
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