“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 178 — #201
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Paléoclimatologie
dérivée de ΔS par rapport au temps devienne légèrement négative. Le sens
de variation de |m|ΔS en fonction de ΔS est en fait donné directement par
la figure qui représente |1 − x|x en fonction de x. La branche intermédiaire
descendante (en pointillé sur la figure) indique une diminution de |m|ΔS
lorsque ΔS augmente, d’où un équilibre instable. Les branches « thermique »
et « saline » sont, par contre, parfaitement stables. Pour une même valeur
des températures et du flux de sel, il y a donc éventuellement deux équilibres
stables dans ce système.
De façon intéressante, ces équilibres multiples se retrouvent dans des modèles beaucoup plus complexes de l’océan, voire dans certaines modèles couplés océan-atmosphère (Rahmstorf, 1996 ; Rahmstorf et al., 2005). Il semble
bien que ce modèle très simple capture donc un aspect important de la circulation thermohaline, qui explique l’existence de variations très brutales de la
circulation océanique profonde. De telles variations sont très vraisemblablement impliquées dans les changements climatiques rapides observés en période
glaciaire (événements de Heinrich et événements de Dansgaard-Oeschger, voir
Partie IV, chapitre 4).
4.6.3 Le modèle de Welander
Les équilibres multiples n’expliquent pas tout, et il existe bien entendu
d’autres types de comportements possibles. Un autre exemple océanographique (Fig. 4.10), assez voisin du modèle de Stommel, concerne les oscillations convectives-advectives (Welander, 1982). Bien que leur pertinence pour
les variations climatiques ne soit pas établie, certains ont suggéré que de telles
oscillations pouvaient avoir un rôle dans la récurrence des événements de
Dansgaard-Oeschger.
Surface T 1 , S 1
c
Fond T 0 ,S 0
k (T A -T 1 )
Σ
Fig. 4.10 – Configuration du modèle de Welander (1982).
Le modèle est cette fois composé de deux boîtes superposées, représentant
une masse d’eau froide et peu salée pour la surface (de température T 1 et
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Paléoclimatologie
dérivée de ΔS par rapport au temps devienne légèrement négative. Le sens
de variation de |m|ΔS en fonction de ΔS est en fait donné directement par
la figure qui représente |1 − x|x en fonction de x. La branche intermédiaire
descendante (en pointillé sur la figure) indique une diminution de |m|ΔS
lorsque ΔS augmente, d’où un équilibre instable. Les branches « thermique »
et « saline » sont, par contre, parfaitement stables. Pour une même valeur
des températures et du flux de sel, il y a donc éventuellement deux équilibres
stables dans ce système.
De façon intéressante, ces équilibres multiples se retrouvent dans des modèles beaucoup plus complexes de l’océan, voire dans certaines modèles couplés océan-atmosphère (Rahmstorf, 1996 ; Rahmstorf et al., 2005). Il semble
bien que ce modèle très simple capture donc un aspect important de la circulation thermohaline, qui explique l’existence de variations très brutales de la
circulation océanique profonde. De telles variations sont très vraisemblablement impliquées dans les changements climatiques rapides observés en période
glaciaire (événements de Heinrich et événements de Dansgaard-Oeschger, voir
Partie IV, chapitre 4).
4.6.3 Le modèle de Welander
Les équilibres multiples n’expliquent pas tout, et il existe bien entendu
d’autres types de comportements possibles. Un autre exemple océanographique (Fig. 4.10), assez voisin du modèle de Stommel, concerne les oscillations convectives-advectives (Welander, 1982). Bien que leur pertinence pour
les variations climatiques ne soit pas établie, certains ont suggéré que de telles
oscillations pouvaient avoir un rôle dans la récurrence des événements de
Dansgaard-Oeschger.
Surface T 1 , S 1
c
Fond T 0 ,S 0
k (T A -T 1 )
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Fig. 4.10 – Configuration du modèle de Welander (1982).
Le modèle est cette fois composé de deux boîtes superposées, représentant
une masse d’eau froide et peu salée pour la surface (de température T 1 et