CHAPITRE 1 • L’atmosphère et l’océan
■ Wallace
Smith
Broecker (1931 -2019),
océanographe américain, géochimiste et
géophysicien, élabora
pour la première fois
un schéma cohérent
de la circulation océanique profonde. Il fut
l’un des pionniers de
l’étude océanique du
cycle du carbone en
développant des traceurs géochimiques et
isotopiques et en publiant des travaux relatifs au réchauffement
climatique.
sant la température et la salinité de l’océan, on peut identifier la localisation des
masses d’eaux et leur trajet à l’échelle mondiale. Un autre moyen a été développé
par les scientifiques, suite aux essais nucléaires atmosphériques réalisés entre
1945 et 1960. Il s’agit d’analyser la pénétration dans l’océan du 3H (tritium) ou
du 14C, éléments radioactifs produits à partir de neutrons émis par les explosions
nucléaires. Les éléments radioactifs ont leur stock initial qui décroît avec le temps
et ils permettent donc de suivre le trajet et de dater les masses d’eau. Les éléments
chimiques radioactifs naturels sont également utilisés (figure 1.16). La circulation
océanique profonde est initiée par la formation des eaux profondes dans le nord
de l’Atlantique (NADW pour North Atltantic Deep Water) et dans l’océan austral.
W. Broecker a pu dresser le schéma d’une grande boucle de convection réalisée
en un peu plus de 2 000 ans.
Pour qu’il se produise une mise en mouvement d’un fluide sur la verticale, il faut
la présence d’un gradient vertical de densité anormal, c’est-à-dire qu’une masse
d’eau plus froide et/ou plus salée se retrouve au-dessus d’une masse d'eau plus
chaude et/ou moins salée en un point donné de l’océan. La formation de cette masse
d’eau plus dense est observée dans le Nord en mers du Labrador, d’Irminger et de
Norvège (figure 1.16). Elle est due à deux processus :
• perte de chaleur par l’océan au profit de l’atmosphère entre les régions tropicales
et polaires, entraînant un refroidissement des masses d’eau (figure 1.17) ;
• formation de la glace de mer dans les régions polaires, s’accompagnant d’un
rejet de sel dans l’océan environnant. Contrairement à une idée reçue, l’eau de mer
venant des tropiques ne se refroidit pas au contact des icebergs car la formation
de la glace de mer est une réaction exothermique (défiinition page suivante).
Étant donné que ces processus font intervenir la température et la salinité, on parle
de circulation thermohaline. Elle est étroitement liée aux échanges de chaleur
entre océan et atmosphère (figure 1.17).
Figure 1.16
Circulation
océanique profonde
(TheGreat
Conveyor Beltde IV.
Broecker). L’ âge des
masses d’ eau est
donné en années.
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■ Wallace
Smith
Broecker (1931 -2019),
océanographe américain, géochimiste et
géophysicien, élabora
pour la première fois
un schéma cohérent
de la circulation océanique profonde. Il fut
l’un des pionniers de
l’étude océanique du
cycle du carbone en
développant des traceurs géochimiques et
isotopiques et en publiant des travaux relatifs au réchauffement
climatique.
sant la température et la salinité de l’océan, on peut identifier la localisation des
masses d’eaux et leur trajet à l’échelle mondiale. Un autre moyen a été développé
par les scientifiques, suite aux essais nucléaires atmosphériques réalisés entre
1945 et 1960. Il s’agit d’analyser la pénétration dans l’océan du 3H (tritium) ou
du 14C, éléments radioactifs produits à partir de neutrons émis par les explosions
nucléaires. Les éléments radioactifs ont leur stock initial qui décroît avec le temps
et ils permettent donc de suivre le trajet et de dater les masses d’eau. Les éléments
chimiques radioactifs naturels sont également utilisés (figure 1.16). La circulation
océanique profonde est initiée par la formation des eaux profondes dans le nord
de l’Atlantique (NADW pour North Atltantic Deep Water) et dans l’océan austral.
W. Broecker a pu dresser le schéma d’une grande boucle de convection réalisée
en un peu plus de 2 000 ans.
Pour qu’il se produise une mise en mouvement d’un fluide sur la verticale, il faut
la présence d’un gradient vertical de densité anormal, c’est-à-dire qu’une masse
d’eau plus froide et/ou plus salée se retrouve au-dessus d’une masse d'eau plus
chaude et/ou moins salée en un point donné de l’océan. La formation de cette masse
d’eau plus dense est observée dans le Nord en mers du Labrador, d’Irminger et de
Norvège (figure 1.16). Elle est due à deux processus :
• perte de chaleur par l’océan au profit de l’atmosphère entre les régions tropicales
et polaires, entraînant un refroidissement des masses d’eau (figure 1.17) ;
• formation de la glace de mer dans les régions polaires, s’accompagnant d’un
rejet de sel dans l’océan environnant. Contrairement à une idée reçue, l’eau de mer
venant des tropiques ne se refroidit pas au contact des icebergs car la formation
de la glace de mer est une réaction exothermique (défiinition page suivante).
Étant donné que ces processus font intervenir la température et la salinité, on parle
de circulation thermohaline. Elle est étroitement liée aux échanges de chaleur
entre océan et atmosphère (figure 1.17).
Figure 1.16
Circulation
océanique profonde
(TheGreat
Conveyor Beltde IV.
Broecker). L’ âge des
masses d’ eau est
donné en années.
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