Variabilité de la circulation thermohaline en Atlantique Nord - LMD

Figure II - 11 : Flux de chaleur* non solaire total en moyenne annuelle en W/m 2 . Les valeurs
négatives correspondent à une perte de chaleur pour l’océan. Contours espacés de 50W/m 2 .
a) dans la simulation de contrôle du modèle CNRM-CM3. b) calculé à partir des flux de chaleur
latente et sensible fournis par les réanalyses du centre européen
(http://www.ecmwf.int/products/data/technical/index.html) et du flux infrarouge net fourni par
l’ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Project) (http://isccp.giss.nasa.gov/)
Le transport de chaleur par les courants géostrophiques au sein des gyres* subpolaire et
subtropicale (non montré) atteint des valeurs de l’ordre de 100W/m 2 dans les zones de forts
courants, le long du Gulf Stream* et de la dérive Nord-Atlantique*. Ce terme est faiblement
négatif, le long du courant du Groenland, le long du courant de bord ouest dans la mer du
Labrador et le long du courant de bord est dans la gyre* subtropicale. Il est faiblement positif
dans la partie est de la mer du Labrador et sous l’Islande car la gyre* subpolaire transporte des
eaux chaudes vers ces régions. Excepté dans la zone du Gulf Stream*, ce terme d’advection de
chaleur joue un faible rôle dans le bilan de chaleur océanique. La figure II-12 représente le
terme d’advection de chaleur par les courants d’Ekman* dans la couche de mélange*, en
moyenne annuelle, d’une part dans la simulation de contrôle du modèle CNRM-CM3, d’autre
part déduit des données de SST 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). Le champ de SST,
contrairement au champ de SSS présente un gradient monotone des tropiques jusqu’aux pôles.
Ainsi, le terme d’advection d’Ekman* est positif dans la zone où règnent les alizés*, du fait de
l’advection des eaux équatoriales chaudes vers le Nord. Il est ensuite négatif dans la zone des
vents d’ouest où les eaux froides des hautes latitudes sont advectées vers le sud. Enfin, il est à
nouveau positif dans la zone des vents polaires. La structure spatiale de ce terme est
correctement représentée par le modèle. Cependant, le protocole de couplage entre OPA et
ARPEGE est à l’origine d’oscillations numériques du champ de SST (Salas-Mélia et al., 2005),
ce qui entraîne des variations spatiales très discontinues du gradient de température de surface
océanique et du terme d’advection de chaleur par les courants d’Ekman*. Le terme d’advection
d’Ekman* est fortement sous-estimé dans la zone du Gulf Stream*, du fait de la faible
résolution. De plus le gradient nord-sud de température trop faible en mer du Labrador, pour
les mêmes raisons que le gradient trop faible de salinité, entraîne une sous-estimation du terme
d’advection d’Ekman* dans cette zone.
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