GEOSECS

relation

S = f (d

O

)

tempŽrature Levitus

mesures d

O

relation

T

= f (T

)

palŽo- d

O

palŽo- tempŽrature CLIMAP

salinitŽ Levitus

Actuel Dernier Maximum

Glaciaire mesures d

O

palŽo- salinitŽ

Figure III.4. ProcŽdure de calcul des variations de salinitŽ ˆ partir des variations isotopiques sŽdimentaires, utilisŽe par Duplessy et al. (1991) pour reconstruire le champ de salinitŽ en Atlantique nord au dernier maximum glaciaire. L'estimation de la palŽotempŽrature de CLIMAP est basŽe sur des assemblages faunistiques.

III.2. Simuler la composition isotopique de l'ocŽan.

Parmi les diffŽrents flux d'oxyg•ne 18 modifiant la composition de l'ocŽan, les flux atmosphŽriques sont les plus importants quantitativement. Les flux 'gŽologiques' liŽs ˆ la sŽdimentation, aux mŽtamorphismes de la crožte ocŽanique, etc, reprŽsentent un flux en ¹⁸O de 250 moles/s environ (Jean-Baptiste et al., 1997). Les flux atmosphŽriques, au premier ordre 1m d'eau ŽvaporŽe et prŽcipitŽe sur toute la surface ocŽanique par an, reprŽsentent 10 Sv (1 Sverdrup=10⁶ m³/s) de flux en eau, soit 10⁹ moles/s de ¹⁸O. Ce sont donc eux qui crŽent des hŽtŽrogŽnŽitŽs isotopique spatiales dans l'ocŽan, et ˆ l'Žchelle des glaciations, en modifient la composition globale. Sur des Žchelles de temps de plusieurs milliards d'annŽes par contre, comme ces flux atmosphŽriques s'Žquilibrent globalement, les flux 'gŽologiques' sont susceptibles d'avoir modifiŽ durablement la composition ocŽanique globale.

Dans toute la suite, on s'intŽressera ˆ l'Žtat moyen de l'ocŽan actuel. Les flux hydrologiques en jeu sont donc atmosphŽriques et de trois types : l'Žvaporation, qui concentre le sel en soustrayant de l'eau douce, les prŽcipitations et l'apport des fleuves qui ont l'effet inverse d'apporter de l'eau douce et de diminuer la salinitŽ. Les effets isotopiques vont dans le m•me sens, ˆ cause du fractionnement de la vapeur ˆ sa formation puis lors de son transport atmosphŽrique (voir Encart I.1). L'Žvaporation soustrait de la surface une eau appauvrie en isotope lourd et l'enrichit en cet isotope. Les prŽcipitations et les rivi•res, en moyenne plus appauvries que l'ocŽan, diluent au contraire sa surface en isotope lourd. La fa•on la plus simple de modŽliser la composition de l'eau consiste ˆ prescrire ces flux hydrologiques ˆ une boite reprŽsentant tout ou partie de la surface ocŽanique. En terme de flux, les fractionnements s'expriment dans le rapport entre chaque isotopeÊ: pour l'Žvaporation par exemple, le rapport entre les flux d'isotope lourd (H₂¹⁸O) et d'eau (H₂¹⁶O) est infŽrieur au rapport de l'eau de mer.

Si l'on consid•re la surface ocŽanique globale, les flux de l'Žvaporation et des prŽcipitations (avec les rivi•res) se compensent exactement et ne modifient pas la composition de l'ocŽan. Il est donc nŽcessaire de considŽrer les dŽsŽquilibres locaux de ce bilan si l'on veut crŽer des variations spatiales de composition dans l'ocŽan. Un tel dŽsŽquilibre doit •tre compensŽ par un Žchange avec l'ocŽan sous-jacent, comme le montre la Figure III.5.

90¡S Eq. 90¡N

E 1m d=-5ä

P 1m d=-5ä

d=0ä

E .5m d=-6ä

P .8m d=-10ä d=-1ä

Q .3m

surface ocŽanique ocŽan ÔprofondÕ

Figure III.5. Bilan hydrologique ˆ la surface de l'ocŽan ˆ diffŽrentes ŽchellesÊ:

globalement, les flux d'Žvaporation (E) et de prŽcipitations (P, incluant les rivi•res) s'Žquilibrent en eau (exprimŽs en m•tre par an) et en isotope (exprimŽs par la composition isotopique d); localement ces flux sont ŽquilibrŽs par Žchange avec l'ocŽan sous-jacent (Q).

III.2.1. La modŽlisation ˆ une boite.

Le mod•le le plus simple utilise le schŽma de la Figure III.5 basŽ sur une boite de surface, dŽveloppŽ par Craig et Gordon (1965), puis utilisŽ dans diffŽrentes Žtudes (par exemple Juillet-Leclerc et al., 1997). Ce schŽma permet d'exprimer non seulement la composition de l'eau mais aussi la relation isotope-salinitŽ. L'Encart III.1 rappelle bri•vement les Žquations en jeu. Plusieurs caractŽristiques dans ce mod•le sont remarquables. Le 'mŽlange' ocŽanique vertical est plus intense d'un ordre de grandeur que les flux atmosphŽriques, mais les bilans en surface et au fond de la boite sont Žgaux. De cette ŽgalitŽ provient le fait que la relation salinitŽ-isotope (S-d) peut sÕexprimer uniquement avec les flux atmosphŽriques, alors m•me que chacun des termes S et d dŽpend du rapport entre flux atmosphŽrique et 'mŽlange' ocŽanique.

L'un des probl•mes liŽs ˆ ces variations isotopiques est l'identification du 'mŽlange' ocŽanique, reprŽsentŽ dans le mod•le par une diffusion verticale. En effet lÕadvection horizontale est beaucoup plus intense, de 6 ordres de grandeur supŽrieure ˆ la diffusion verticale dans notre mod•le en terme de flux dÕeau. Mais le flux isotopique dŽpend aussi de son gradient spatial, qui, ˆ l'Žchelle de la couche de mŽlange (la centaine de m•tres), est plus faible horizontalement que verticalement. Si le transport vertical (la diffusion) est bien le plus important, alors le mod•le prŽsentŽ suffit pour estimer la composition de la surface ocŽanique.

Si c'est le mŽlange horizontal (l'advection), alors il faut prendre en compte les courants ocŽaniques pour estimer cette composition. C'est lˆ une des questions seulement accessibles avec un mod•le de circulation gŽnŽrale.

Craig et Gordon (1965) pensaient que les mesures des teneurs isotopiques, moins variables spatialement et temporellement que les flux d'eau, serviraient ˆ estimer ces flux (P et E) de fa•on plus fiable que par leur mesure directe. Trente ans apr•s, force est de constater que les mesures et estimations des flux hydrologiques ont dŽpassŽes l'isotopie... Les Žquations de l'Encart III.1 peuvent en effet s'Žcrire en fonction du rapport E/P, notamment la pente s de la relation isotope-salinitŽÊ: s

S

p

E E PE

= - -

- æ

èç ö

ø÷ 1 -

1

0

. d0 d d d

. Analytiquement, un probl•me se pose aux latitudes o• E=P, vers 40¡N et S. En fait, le mod•le du GISS prŽdit l'ŽgalitŽ des compositions isotopiques dp et dE ˆ ces m•mes latitudes.

M•me si cette modŽlisation simple permettait de simuler la composition isotopique de l'ocŽan, il a manquŽ une estimation des diffŽrents flux en jeu. En effet ce sont des bilans isotopiques (des diffŽrences) qui interviennent dans les Žquations, il faut donc pouvoir estimer les diffŽrents flux de mani•re cohŽrente, plut™t que de mani•re juste. Rappelons que les mesures hydrologiques au-dessus des ocŽans restent Žparses, quasi inexistantes pour les compositions isotopiques. Juillet-Leclerc et al. (1997) ont utilisŽ les sorties du mod•le de circulation gŽnŽrale atmosphŽrique du GISS, mod•le qui estime tous ces flux. Ils ont estimŽ le terme de 'mŽlange' ocŽanique en cherchant la meilleure corrŽlation avec les donnŽes GEOSECS, en moyenne zonale. L'intensitŽ du 'mŽlange' ocŽanique ainsi dŽrivŽe est de 15 m/an, soit un coefficient de

diffusion verticale k de 4.8 10^-5 m²/s en supposant une profondeur h=100m de la couche de mŽlange (ˆ noter une erreur sur cette valeur de diffusion dans l'article original). Une telle valeur est cohŽrente avec les estimations pour le plein ocŽan, de lÕordre de 10^-5 m²/s (eg Polzin et al., 1997, ce qui est remarquable compte tenu de lÕapproche extr•mement simple.