PARTIE 4
INFLUENCE DES CONDITIONS OCEANIQUES SUR
comportements sont tr•s proches. Les variations de second ordre de ces isotopes, elles, rendent compte des conditions ˆ la source, de fa•on amortie. L'exc•s en deutŽrium est une grandeur issue du second ordre, un Žcart des comportements parall•les de ces deux isotopes.
La modŽlisation simple et complexe montre en effet que cet exc•s en deutŽrium dŽpend en partie des conditions ˆ la source. Johnsen et al. (1989), Petit et al. (1991), Ciais et al. (1995) (voir deuxi•me partie, II.1.5) ont utilisŽ la valeur de l'exc•s ainsi que sa phase par rapport aux isotopes pour estimer l'origine des prŽcipitations polaires. Dans un premier paragraphe, nous allons voir quelles relations entre exc•s et source sont simulŽes par le mod•le du GISS en Antarctique, dans le prolongement de ce qui a ŽtŽ fait par Armengaud et al. (1998) pour le Groenland.
Le second paragraphe montre que cet exc•s est aussi tr•s sensible aux variations isotopiques de la surface ocŽanique, ˆ la diffŽrence de chacun des deux isotopes. Nous utiliserons les mod•les simples et complexes pour estimer cette sensibilitŽ.
IV.1. L'exc•s en deutŽrium et l'information climatique de la source.
Les bases du fractionnement isotopique ont ŽtŽ exposŽes dans la premi•re partie (voir I.2.3 et l'Encart 1). Les observations comme la modŽlisation montrent notamment que les fractionnements du deutŽrium et de l'oxyg•ne varient dans un rapport de 8 environ. La Figure IV.1 illustre cette relation pour les prŽcipitations, relation qui a ŽtŽ dŽnommŽe 'droite des eaux mŽtŽoriques' par Craig (1961).
-300 -250 -200 -150 -100 -50 0 5 0
-35 -30 -25 -20 -15 -10 -5 0 5
dD = 8.16*d18O + 10.8 r 2 = 0.99 n = 198
dD d18O
Figure IV.1. Relation statistique des deux isotopes dans les prŽcipitations, 'droite des eaux mŽtŽoriques'. Moyennes annuelles des stations du rŽseau IAEA (Rozanski et al., 1993). La droite dD=8*d18O+10 est tracŽe pour comparaison.
La modŽlisation 'simple' montre que la pente de variation des teneurs isotopiques est contr™lŽe par le produit : (aD-1)/(a18O-1)*(1+dD)/(1+d18O), o• a est le coefficient de fractionnement entre la vapeur et les prŽcipitations (Merlivat et Jouzel, 1979, et voir Annexe B).
Le second terme diminue avec la tempŽrature: vers 10¡C, dD~-30ä et d18O~-5ä donnent un rapport (1+dD)/(1+d18O) de 0.98; alors que vers -20¡C (dD~-230ä et d18O~-30ä) ce rapport n'est plus que de 0.79. Par hasard, l'augmentation concomitante du premier terme compense cette diminution. Le rapport des teneurs isotopiques, dD/d18O, reste ainsi relativement constant (proche de 8) sur une grande plage de tempŽrature. La relation entre isotope et tempŽrature locale, le 'thermom•tre isotopique' (voir section I.2.2 et Figure I.4), est donc similaire pour les deux isotopes (dans un rapport de 8). L'idŽe de Dansgaard (1964) est que cette relation avec la tempŽrature locale rel•ve du premier ordre, et que d'autres param•tres de second ordre sont accessibles par l'Žcart ˆ cette similitude entre isotopes. Il a ainsi dŽfini l'exc•s en deutŽrium, d, comme la dŽviation des teneurs isotopiques par rapport ˆ la moyenne: d=dD-8*d18O. Pour la majoritŽ des prŽcipitations, cet exc•s de 10 environ (Figure IV.1) provient des conditions de dŽsŽquilibre qui prŽvalent ˆ l'Žvaporation. Dans ces conditions de gradient d'humiditŽ, un effet cinŽtique accro”t le fractionnement des deux isotopes, mais dans la m•me proportion (exactement de .88, et non plus de 8) ˆ cause de diffusivitŽs tr•s proches (voir Encart I.1). Cet effet cinŽtique appauvrit moins la vapeur en deutŽrium qu'en oxyg•ne 18, d'o• un exc•s en deutŽrium (Figure IV.2).
IV.1.1. L'exc•s en deutŽrium ˆ l'Žvaporation.
Il s'agit dans un premier temps d'Žtudier la composition de la vapeur ˆ la 'source', par rŽfŽrence au mod•le simple qui consid•re une masse initiale de vapeur, fractionnŽe ensuite par condensation. En fait on peut distinguer trois compositions isotopiques caractŽrisant la vapeur ou l'Žvaporation. La composition de la vapeur en Žquilibre avec la surface ocŽanique, donc ˆ saturation (Figure IV.2). Elle dŽpend uniquement de la tempŽrature locale. La composition de la vapeur 's'Žchappant de la couche limite', c'est-ˆ-dire le rapport entre les flux nets d'isotope et d'eau. Elle dŽpend du gradient d'humiditŽ au dessus de la surface ocŽanique. C'est celle qui est 'vue' par l'ocŽan, et qui est donc utilisŽe pour dŽfinir le flux isotopique d'Žvaporation dans la simulation ocŽanique (voir troisi•me partie, III.2.2). Enfin la composition telle qu'on pourrait la mesurer en prŽlevant la vapeur, qui dŽpend des deux compositions prŽcŽdentes ainsi que du mŽlange atmosphŽrique de la vapeur. C'est cette derni•re composition qui correspond au concept de 'composition initiale', et qui est discutŽe ici.
Les mesures d'exc•s dans la vapeur sont pratiquement inexistantes en dehors de celles publiŽes par Craig et Gordon (1965) pour le Pacifique tropical. Les valeurs sont comprises pour la plupart entre 10 et 15ä.
Merlivat et Jouzel (1979) ont proposŽ une estimation de cette teneur isotopique dans la vapeur, basŽe sur l'application locale de la fermeture des flux isotopiques d'Žvaporation et de
prŽcipitation. La composition isotopique d de la vapeur qui en dŽrive s'Žcrit:
d=a -
- -
1
1 k 1
kh
( ) ,
o• a est le coefficient de fractionnement entre le liquide et la vapeur, h l'humiditŽ relative en sommet de la couche limite, k un coefficient cinŽtique dŽpendant du rŽgime du vent, pris en gŽnŽral Žgal ˆ 6ä pour l'oxyg•ne 18. Cette hypoth•se de 'fermeture des flux' n'est valable qu'ˆ l'Žchelle globale, Žchelle pour laquelle les dŽsŽquilibres locaux sont moyennŽs par le transport atmosphŽrique. M•me si son utilisation locale introduit donc un biais (Jouzel et Koster, 1996), elle permet d'estimer une sensibilitŽ de l'exc•s aux param•tres physiques caractŽrisant la surface ocŽanique, la tempŽrature ocŽanique Te et l'humiditŽ relative h (Merlivat et Jouzel, 1979, Johnsen et al., 1989). La Figure IV.3 (et son Žquivalent en Žchangeant Te et h) permet d'estimer une sensibilitŽ (grossi•re car les courbes ne sont pas exactement parall•les ni linŽaires) ˆ la tempŽrature Te et ˆ l'humiditŽ relative h:
¶d/¶Te » .35 (ä/¡) , ¶d/¶h » -.43 (ä/%).
Ces valeurs ne sont pas exactes car les variables Te et h ne sont pas indŽpendantes dans la nature (par exemple Peix—to et Oort, 1983). Une relation, physique ou empirique, entre Te et h doit ainsi amŽliorer ces estimations. MalgrŽ la forte dŽpendance de h ˆ la tempŽrature via la pression de vapeur saturante, une relation physique n'est pas triviale ˆ cause du transport atmosphŽrique. Elle doit donc •tre empirique. Une telle relation Žtant assez mal documentŽe (Peix—to et Oort, 1996), on peut utiliser en premi•re approximation la relation calculŽe par le mod•le du GISS. En appliquant les valeurs conjointes de tempŽrature et humiditŽ prŽdites par ce mod•le ˆ la formule de Merlivat et Jouzel (1979), Jouzel et Koster (1996) estime les sensibilitŽs suivantes (issues d'une rŽgression multiple):
d = 0.598*Te - 0.381*h + 25.5 (r=.99).
Un mod•le de circulation gŽnŽrale comme celui du GISS permet d'estimer cet exc•s, en offrant deux avantages par rapport aux estimations prŽcŽdentes: d'une part l'hypoth•se de fermeture n'est pas nŽcessaire puisque le transport de vapeur est explicitement calculŽe, d'autre part les param•tres tempŽrature, humiditŽ relative et exc•s sont cohŽrents entre eux (Figure IV.4). Le mod•le du GISS permet d'estimer ainsi la relation annuelle entre ces param•tres:
d = 0.43*Te - 0.22*h + 22.7 pour un climat moderne (simulation T001, n=3642), avec Te en ¡C et h en %,
d = 0.43*Te - 0.28*h + 26.9 pour un climat glaciaire (reconstruction CLIMAP, simulation T003, n=3162),
ces rŽgressions multiples ayant ŽtŽ calculŽes pour les points de grille ne contenant que de l'ocŽan, avec les moyennes mensuelles sur 5 ans. Ces relations ont ŽtŽ calculŽes ˆ la main, ˆ partir des Žquations issues de la minimisation des dŽrivŽes partielles de d (F. Parrenin, communication personnelle, voir Annexe G). Les faibles diffŽrences entre les deux climats sugg•rent que les conditions n'Žtaient pas assez diffŽrentes, au moins sur l'ocŽan, pour
modifier la sensibilitŽ de l'exc•s aux param•tres locaux. La diffŽrence de constante, 22.7ä et 26.9ä, provient en partie de la variation ocŽanique des teneurs isotopiques imposŽes dans la simulation glaciaire (+1.2ä pour d18O, +9.6ä pour dD, dans un rapport de 8), comme le montre le paragraphe IV.2 suivant. Ces relations simulŽes sont tr•s proches de celle calculŽe par Jouzel et Koster (1996) pour l'hiver austral avec le m•me mod•le (pour un climat glaciaire Žquivalent ˆ T003):
d = 0.380*Te - 0.238*h + 23.1 (r=.89).
Par rapport aux sensibilitŽs estimŽes sans tenir compte de la dŽpendance entre Te et h, c'est celle liŽe ˆ h qui est la plus diffŽrente (presque d'un facteur 2 entre .43 et .22/.23).
L'utilisation de l'exc•s en deutŽrium repose sur le fait qu'il est peu modifiŽ lors du fractionnement des isotopes qui accompagne la formation des prŽcipitations.