Variabilité de la circulation thermohaline en Atlantique Nord - LMD

La figure II-9 représente le terme d’advection par les courants d’Ekman* dans la couche
de mélange* en moyenne annuelle au cours la simulation de contrôle du modèle CNRM-CM3.
Ce terme a également été calculé à partir des données de SSS du Polar Science Center
Hydrographic Climatology (Steele et al., 2001) et des données de tension de vent des
réanalyses du CEPMMT couvrant la période 1957-2001
(http://www.ecmwf.int/products/data/technical/index.html) pour comparaison. Les valeurs
atteintes sont du même ordre de grandeur que celles associées aux termes de précipitation et
d’évaporation, voire supérieures dans les zones de forts gradients de salinité telles que près de
l’embouchure de l’Amazone, au niveau du Gulf Stream* ou encore en mer du Labrador. Dans
la zone tropicale où les alizés* constituent les vents dominants, on constate d’une part un terme
d’advection de salinité négatif au sud du maximum de salinité subtropical, où les eaux
équatoriales peu salées sont advectées vers les subtropiques, d’autre part une advection positive
au nord de 20°N, où les eaux subtropicales très salées sont advectées vers les moyennes
latitudes où règne une faible salinité. Dans les moyennes latitudes, où les vents d’ouest
dominent, les eaux peu salées d’origine arctique sont advectées vers le sud, avec pour
conséquence un terme d’advection d’Ekman* négatif. La mer du Labrador constitue une
exception car le nord du bassin présente une salinité plus importante que le sud, du fait du
transport de glace et de sa fonte au sud du bassin. Enfin, aux très hautes latitudes, les vents
d’est sont responsables de l’advection vers le nord d’eaux plus salées provenant des moyennes
latitudes. Le terme d’advection par les courants d’Ekman* au niveau du Gulf Stream* est
fortement amoindri dans le modèle car le gradient de salinité est trop faible dans cette région,
cela étant lié à la faible résolution du modèle. De même, le faible gradient de salinité entre le
nord et le sud de la mer du Labrador réduit l’influence du terme d’advection d’Ekman* dans
cette zone. Cette mauvaise représentation du gradient est liée au transport trop faible qui
apparaît surtout dans le sud de la mer du Labrador ; ainsi le biais positif de salinité en mer du
Labrador concerne surtout le sud de la zone, réduisant le gradient nord-sud. Au contraire, dans
la mer d’Irminger et la mer du Groenland, le modèle surestime le terme d’advection d’Ekman*
du fait du gradient nord-sud exagéré. En effet, la salinité est plus faible dans le modèle que
dans les observations au niveau de la mer du Groenland. Les biais mentionné dans les mers du
Groenland, d’Irminger et du Labrador sont importants à noter pour la suite de cette étude.
Enfin, le terme d’advection positif au nord du maximum subtropical est fortement surestimé,
atteignant des valeurs jusqu’à deux fois plus importantes que les estimations à partir
d’observations. En effet, le maximum subtropical étant moins étendu vers le nord dans le
modèle que dans les observations, le gradient de salinité est surestimé au nord de ce maximum
dans la zone d’influence des alizés*.
g) Température de surface océanique
La figure II-10 représente la température de surface océanique en moyenne annuelle
dans le modèle CNRM-CM3 et dans les observations du Polar Science Center Hydrographic
Climatology (Steele et al., 2001). Le modèle simule un champ de SST (Sea Surface
Temperature) présentant la même structure générale que le champ observé, avec une
décroissance quasi-zonale de la température avec la latitude conditionnée au premier ordre par
le flux de chaleur solaire qui diminue de l’équateur vers les pôles. Aux latitudes élevées,
l’inclinaison des isothermes par rapport aux cercles de latitudes est la conséquence d’une part
du fort albédo en cas de présence de la banquise et d’autre part du transport de chaleur par les
circulations océanique et atmosphérique. Malgré la cohérence globale du champ modélisé avec
les observations, il apparaît un biais négatif sur l’ensemble du bassin, variant d’environ 1°C
dans l’Océan Arctique jusqu’à 3°C environ dans la zone tropicale. Par ailleurs, le gradient de
température au niveau du Gulf Stream* est trop faible, du fait de la trop faible résolution du
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