Signature des courants océaniques profonds

Mise à jour : 14/08/2001

Rédigé par Laurent Mémery, CNRS - LODYC

Au contraire, dans les régions où les pertes de chaleur sont en moyenne importantes, la colonne d'eau peut devenir instable : les eaux superficielles, par gain de densité (perte de flottabilité) peuvent devenir suffisamment denses pour "couler" et se mélanger avec des eaux plus légères de subsurface (instabilité hydrostatique). Ces processus de convection ont principalement lieu aux hautes latitudes, surtout en hiver, où ils peuvent se développer sur plusieurs milliers de mètres, et atteindre le fond de l'océan : ce sont par l'intermédiaire de ces processus que l'eau de l'océan profond (profondeur supérieure à environ 1000 m) est continuellement renouvelée par des eaux superficielles. Les lieux privilégiés où a lieu la convection hivernale profonde sont situés en Mer du Groenland, et en Mer du Labrador, dans l'Atlantique Nord, et en Mer de Weddell , dans le secteur Atlantique de l'Antarctique. 

 Figure 1
Représentation schématique de la circulation profonde à 4000m.

Une fois isolées de l'atmosphère, ces parcelles d'eau conservent leurs caractéristiques en T et S, ces traceurs étant conservatifs dans l'océan : ainsi, une eau type est définie par ses valeurs spécifiques en T et S. Seuls les processus de mélange peuvent les faire évoluer. Une masse d'eau résultant du mélange entre deux eaux types va être caractérisée par des valeurs en T et S intermédiaires entre les valeurs en température et salinité des deux eaux types : en fonction de la composition de cette masse d'eau, les valeurs de T et S sont plus ou moins proches des valeurs extrêmes. Comme pour T et S, les masses d'eau acquièrent leurs propriétés en concentrations en traceurs dissous à la surface de l'océan. Ainsi, les gaz chimiquement inertes, comme l'oxygène, l'azote ou les gaz rares, sont rapidement mis en équilibre avec l'atmosphère ; les sels nutritifs sont épuisés par la photosynthèse (l'échelle de temps de ces processus est d'environ un mois). Une fois isolées de l'atmosphère, les masses d'eau ont tendance à s'écouler au sein de l'océan le long des niveaux de densité constante (isopycnes). Contrairement à la température et à la salinité, l'évolution en teneurs des traceurs non conservatifs, comme l'oxygène et les sels nutritifs, ne suit pas la loi de la droite de mélange, l'écart à cette droite résultant des termes source ou puits de ces traceurs dans l'océan. Ainsi, si une masse d'eau acquièrent ces caractéristiques initiales à la surface de l'océan, l'évolution future de ces caractéristiques dépend non seulement des mélanges avec d'autres masses d'eau de caractéristiques différentes, mais du temps écoulé depuis leur plongée et leur isolement de la surface : plus ce temps aura été long, plus les concentrations auront augmenté (ou diminué) suivant que le constituant considéré est produit ( ou détruit), le plus souvent par activité biologique ou dissolution (absorption) particulaire. Par exemple, l'oxygène est utilisé dans l'océan profond par les bactéries pour oxyder la matière organique : ainsi, une masse d'eau "vieille" ou pour laquelle le renouvellement avec les eaux de surface (ventilation) est lent, sera caractérisée par une teneur en oxygène faible, et par une teneur en sels nutritifs élevée. 

 Figure 2
Concentration en dioxygène à 4000m 

Si l'intensité ou la cinétique des termes puits sources est connue, il devient théoriquement possible d'estimer "l'âge" d'une masse d'eau, c'est à dire, en négligeant les mélanges, le temps écoulé depuis qu'elle a perdu le contact direct avec l'atmosphère. 

La figure 3 ci-dessous montre la distribution latitude- profondeur de salinité mesurée dans l'Atlantique Sud, le long du continent américain, lors d'une campagne du programme WOCE en 1994 .

 Figure 3
Salinité en fonction de la profondeur pour la section A17

On peut y reconnaitre les eaux profondes de l'Atlantique Nord, caracterisees par un maximum en salinite, dont le coeur (S > 34.95⁰ /₀₀) se trouve vers 1500m, au niveau de l'eau de la mer du Labrador, melangee avec de l'eau mediterraneenne (extremement salee) durant son trajet vers le sud. Le bassin est tapisse par l'eau Antarctique de fond, dont la salinite est plus faible (S < 34.7⁰ /₀₀), formee en mer de Weddell. Au dessus de l'eau de la mer du Labrador, une langue de minimum en salinité est clairement visible vers 800 m : cette langue caractérise ce qu'on appelle les Eaux Antarctiques Intermédiaires, formées approximativement au niveau du Courant Circumpolaire vers 50°S, par des processus de mélange hivernale. Ce minimum de salinité est une signature de leur lieu de formation : cette région océanique est caractérisée par un surplus d'apport d'eau douce en surface par les précipitations, beaucoup plus importantes que les flux d'évaporation (qui ont tendance à augmenter la salinité, le sel n'étant pas échangé avec l'atmosphère contrairement à la vapeur d'eau). La figure montre aussi que les valeurs extrêmes en salinité tendent à être lissées lorsqu'on s'éloigne de la zone source des eaux (ceci est particulièrement visible pour les Eaux Antarctique Intermédiaires et l'Eau Profonde Nord Atlantique Supérieure). Ceci est le résultat de mélanges avec les eaux adjacentes, qui érodent les extrema.

La figure 4 représente la même section pour le dioxygène .

 Figure 4
Concentration en dioxygène en fonction de la profondeur pour la section A17

On vérifie bien que les eaux de surface ont des teneurs en 02 plus élevées que l'océan profond. Cependant, les structures verticales ici aussi ne sont pas monotones. Ainsi, les Eaux Antarctiques Intermédiaires sont caractérisées par des valeurs élevées au sud en 0₂. Contrairement à la salinité, le signal disparaît rapidement en allant vers le nord. En effet, lors de leur déplacement, la matière organique contenue dans ces eaux, soit sous forme dissoute, soit provenant de la surface sous forme particulaire, va être oxydée par l'activité bactérienne : les teneurs en 0₂ vont donc diminuer. Au niveau de l'équateur, des veines en 0₂ très faibles au niveau de la subsurface caractérisent des eaux très mal ventilées, en outre siège d'une minéralisation importante provenant de matière organique formée dans les eaux relativement productives de la région équatoriale . On voit aussi une langue très épaisse de maximum en oxygène au niveau des profondeurs des Eaux Profondes Nord Atlantique, plus fortement marquée pour l'eau inférieure de la Mer du Groenland à 4000 m. Par rapport aux eaux environnantes, provenant du Courant Circumpolaire, ces eaux sont plus jeunes, et n'ont donc pas subi une oxydation aussi intense. Globalement, la distribution en N0₃ est anticorrélée à la distribution d'oxygène (fig. 5)

 Figure5
Concentration en Nitrates en fonction de la profondeur pour la section A17

Cette anticorrélation est en premier ordre due au couplage par l'intermédiaire du rapport de Redfield. On peut noter cependant des différences importantes dans la partie sud en surface. Elles proviennent des conditions aux limites en surface différentes pour ces deux traceurs : l'oxygène peut s'échanger avec l'atmosphère, d'où la langue bien marquée dans les eaux froides associées aux Eaux Antarctiques Intermédiaires ; ce n'est pas le cas pour les nitrates, qui ont de plus du mal à être complètement utilisés en surface dans ces régions subpolaires .