JMC Nov 2003
LA REGULATION DU CLIMAT
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L'océan mémorise les conditions atmosphériques par la température et la salinité des eaux de surface mise au contact de l'atmosphère. Le temps de réponse et la conservation de l'information dépendent de la latitude.

Basses latitude (équateur)
Temps de réponse court, oscillation du système air-océan  sur une période de 2 à 10 ans environ.
Phénomène El Niño.  
Situation  normale: La Niña dans la zone équatoriale du Pacifique Ouest s'auto-entretient
- les alizés soufflent de l'Est
- les eaux chaudes de surface vont vers l'Ouest au niveau des côtes de l'Australie et de l'Océanie
- les eaux chaudes de surface (29°C sur 100 m d'épaisseur) chauffent l'atmosphère
- l'air chaud et humide monte
- l'humidité se condense en forte précipitations
- les basses pressions produites entretiennent le flux des alizés.
- les eaux froides profondes remontent au niveau des côtes du Pérou, c'est l'upwelling
- l'atmosphère est refroidi
- l'air froid et sec ne monte pas
- les hautes pressions produites s'évacuent vers l'Ouest
Le climat de l'Australie et de l'Océanie est plus chaud et plus humide que celui des côtes Péruviennes.


La Niña sur la zone équatoriale pacifique
Situation anormale: El Niño dans la zone équatoriale du Pacifique Ouest s'amplifie de lui-même
- les alizés faiblissent
- l'eau chaude équatoriale reflue vers l'Est
- le contraste thermique entre l'Ouest et l'Est faiblit
- l'upwelling s'arrête
- les pluies se déplacent vers l'Est
- les hautes pressions tropicales diminuent
- les alizés faiblissent de plus en plus, parfois jusqu'à souffler vers l'Est
Le climat de l'Australie et de l'Océanie est moins chaud et moins humide que celui des côtes Péruviennes.

El Niño sur la zone équatoriale pacifique

Latitudes moyennes
L'océan joue le rôle de « réservoir-tampon » en amortissant les variations rapides de l'atmosphère et celui de transporteur de chaleur vers les zones polaires. La circulation des eaux se fait dans le sens anticyclonique sous l'action des différences de température et du frottement des vents (Alizés, vents d'Ouest) sur la surface de l'eau.
Dans l'Atlantique Nord, le côté chaud est à l'Ouest, le long des côtes américaines avec le Gulf Stream (courant d'eaux chaudes) qui transporte la chaleur vers les pôles. Le retour se fait par le côté froid, le long des côtes européennes et africaines avec le courant des Canaries (courant d'eau froides).
Dans l'Atlantique Sud, le côté chaud est à l'Ouest, le long des côtes du Brésil avec le courant du Brésil (courant d'eaux chaudes) qui transporte la chaleur vers le Sud. Le retour se fait par le côté froid, le long des côtes africaines avec le courant de Benguela (courant d'eaux froides).
Dans le Sud de l'Océan Indien, le côté chaud est à l'Ouest, le long des côtes africaine avec le courant sud-équatorial et le courant de Mozambique qui transportent la chaleur vers le Sud. Le retour se fait par le circum antarctique et le courant ouest-australien.
Dans ce couplage air-océan, si la circulation océanique se ralentit, le différentiel thermique entre le Nord et le Sud augmente. L'air en contact avec les eaux voit ses écarts de température augmenter si bien que les vents se renforcent et relancent les courants marins si bien que le système se voit ramener vers son état d'équilibre.
Le temps de réponse de l'océan est plus longue, le système peut osciller avec une période de plusieurs dizaines d'années. En fait, la couche superficielle de l'océan est souvent agitée sous ces latitudes, c'est la »mer de vent »; elle absorbe les variations thermiques saisonnières et joue le rôle d'un tampon (au cours d'une tempête, le transfert d'énergie thermique vers l'atmosphère est important). Elle limite les variations thermiques de l'air entre l'été et l'hiver (comparer l'amplitude thermique annuelle d'un climat maritime avec celle d'un climat continental).


Les grands courants océaniques
Hautes latitudes
Les eaux froides et denses des mers polaires (mer de Norvège, du Groënland, du Labrador au Nord, mer de Weddell et de Ross au Sud) s'enfoncent , s'écoulent et s'accumulent lentement au fond des océans. Elles remontent ensuite vers la surface. Elles constituent un circuit avec les eaux chaudes de surface qui migrent en sens opposé.  La dérive de ces eaux chaudes dans l'Atlantique Nord prolonge la branche du Gulf Stream; elle adoucit le climat de l'Europe occidentale. Le cycle dure plusieurs siècles. Ces eaux conservent leurs caractères pendant des centaines d'années: elles sont la mémoire de l'océan. Ce système est néanmoins instable, il dépend de la salinité des eaux polaires. Si ces dernières reçoivent trop d'eaux douces (précipitations, fleuves), leur salinité et leur densité diminuent, elles cessent de s'enfoncer  et il se forme de la glace de mer qui bloque les échanges avec l'atmosphère et l'absorption d'énergie thermique solaire (albédo élevée). La circulation des eaux profondes s'arrête et en conséquence celle des eaux chaudes superficielles. Le contraste thermique entre l'équateur et les pôles augmente. Les oscillations de ce système seraient de l'ordre de quelques siècles. Il y a 11 000 ans, l'épisode froid qui a suivi le réchauffement et la fonte des calottes glaciaires est expliqué par l'excès d'eau douce libérée qui a provoqué l'arrêt de l'alimentation en eaux profondes.  Le flux de chaleur superficiel aurait été interrompu et donc le climat serait devenu plus rigoureux aux latitudes moyennes et hautes de l'hémisphère nord. Un réchauffement modéré de l'atmosphère pourrait donc produire paradoxalement un refroidissement du climat sur les hautes et moyennes latitudes.
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