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9.8 : Circulation thermohaline - Géosciences

9.8 : Circulation thermohaline - Géosciences


Les courants de surface dont nous avons discuté jusqu'à présent sont en fin de compte entraînés par le vent, et puisqu'ils n'impliquent que les eaux de surface, ils n'affectent qu'environ 10 % du volume de l'océan. Ces courants sont entraînés par des différences de densité de l'eau.

Rappelons que l'eau moins dense reste à la surface, tandis que l'eau plus dense coule. Les eaux de densités différentes ont tendance à se stratifier en couches, avec l'eau la plus dense et la plus froide sur le fond et l'eau plus chaude et moins dense sur le dessus. C'est le mouvement de ces couches de densité qui crée la circulation des eaux profondes. Étant donné que la densité de l'eau de mer dépend principalement de la température et de la salinité (section 6.3), cette circulation est appelée circulation thermohaline.

Les principaux processus qui augmentent la densité de l'eau de mer sont le refroidissement, l'évaporation et la formation de glace. L'évaporation et la formation de glace provoquent une augmentation de la densité en éliminant l'eau douce, laissant l'eau de mer restante avec une plus grande salinité (voir section 5.3). Les principaux processus qui diminuent la densité de l'eau de mer sont le réchauffement et la dilution par l'eau douce par les précipitations, la fonte des glaces ou le ruissellement d'eau douce. Notez que tous ces processus exercent leurs effets à la surface, mais n'affectent pas nécessairement les eaux plus profondes. Cependant, la modification de la densité de l'eau de surface la fait couler ou s'élever, et ces mouvements verticaux entraînés par la densité créent les courants océaniques profonds. Ces courants thermohalines sont lents, de l'ordre de 10 à 20 km par an par rapport aux courants de surface qui se déplacent à plusieurs kilomètres par heure.

Masses d'eau

Une masse d'eau est un volume d'eau de mer avec une densité particulière en raison de son profil unique de température et de salinité. Comme indiqué ci-dessus, les processus qui affectent la densité de l'eau de mer ne se produisent vraiment qu'à la surface. Une fois qu'une masse d'eau a atteint son profil particulier de température et de salinité en raison de ces processus de surface, elle peut couler sous la surface, auquel cas ses propriétés de densité ne changeront pas vraiment. On peut donc distinguer des masses d'eau particulières en effectuant des mesures de salinité et de température à différentes profondeurs, et en recherchant la combinaison unique de ces variables qui lui donne sa densité caractéristique. Ceci est souvent réalisé à l'aide de diagrammes température-salinité (diagrammes T-S, voir encadré ci-dessous).

Il existe plusieurs masses d'eau bien connues dans l'océan, en particulier dans l'Atlantique, qui se distinguent par leurs caractéristiques de température et de salinité. L'eau de mer la plus dense se forme à deux endroits principaux près des pôles, où l'eau est très froide et très salée en raison de la formation de glace. La masse d'eau profonde la plus dense se forme dans la mer de Weddell en Antarctique et devient la Eaux de fond de l'Antarctique (AABW). Des processus similaires dans l'Atlantique Nord produisent le Eaux profondes de l'Atlantique Nord (NADW) dans la mer du Groenland (Figure (PageIndex{1})).

Cette eau froide et dense coule et, une fois retirée de la surface, sa température et sa salinité restent inchangées, de sorte qu'elle conserve les mêmes caractéristiques lorsqu'elle se déplace dans l'océan dans le cadre de la circulation thermohaline. AABW coule au fond de la mer de Weddell, puis se déplace vers le nord le long du fond dans l'Atlantique et vers l'est à travers l'océan Austral. Au même moment, le NADW coule dans la mer du Groenland. Cette masse d'eau est moins dense que l'AABW et tend à former une couche au-dessus de l'AABW lorsqu'elle traverse l'équateur vers le sud (Figure (PageIndex{2})). Au fur et à mesure que le NADW se déplace vers le continent antarctique, il remonte à la surface. Rappelons que près de l'Antarctique, il y a la divergence antarctique, où les eaux de surface s'éloignent horizontalement les unes des autres et sont remplacées par des remontées d'eau profonde (apportant des nutriments à la surface et conduisant à une productivité élevée ; voir section 7.3). Étant donné que l'eau polaire a une thermocline faible, il n'y a pas beaucoup de différence de densité empêchant l'eau profonde d'atteindre la surface, de sorte que certains NADW s'élèvent dans le cadre du processus d'upwelling (Figure (PageIndex{2})).

Au fur et à mesure que le NADW montant atteint la surface, certains se déplacent vers le sud où il contribuera éventuellement à la production de nouveaux AABW. Le NADW qui se déplace vers le nord rencontre la convergence antarctique, ce qui produit un downwelling. Ce NADW en train de couler devient une nouvelle masse d'eau ; Eaux intermédiaires de l'Antarctique (AAIW), qui coule et crée une couche entre l'eau de surface et le NADW (Figure (PageIndex{2})). Les eaux de surface de l'Atlantique équatorial, également appelées Eaux de surface de l'Atlantique central, est très chaud et de faible densité, il reste donc en surface et contribue peu à la circulation thermohaline.

Dans l'Atlantique, Eau intermédiaire méditerranéenne(MIW) coule à travers le détroit de Gibraltar dans l'océan ouvert. Cette eau est chaude et salée en raison des températures chaudes et de la forte évaporation caractéristiques de la mer Méditerranée, elle est donc plus dense que l'eau de surface normale et forme une couche d'environ 1 à 1,5 km de profondeur. Finalement, cette eau se déplacera vers le nord jusqu'à la mer du Groenland, où elle sera refroidie et coulera, devenant le NADW dense.

Diagrammes T-S

Un diagramme température-salinité (T-S) est utilisé pour examiner comment la température, la salinité et la densité changent avec la profondeur, et pour identifier la structure verticale de la colonne d'eau, y compris les masses d'eau qu'elle contient. La température de l'eau est sur l'axe des y et la salinité apparaît sur l'axe des x. Souvent, au lieu de la température réelle de l'eau, les océanographes tracent température potentielle, qui est la température que l'eau atteindrait si elle était amenée à la surface et n'obtenait pas de chaleur supplémentaire par compression en profondeur. Un diagramme T-S montre des lignes de densité égale, ou isopycniques, pour diverses combinaisons de température et de salinité (Figure (PageIndex{3})). Vous pouvez ensuite tracer les valeurs de température et de salinité sur le diagramme et utiliser leur point d'intersection pour calculer la densité de l'eau. Dans l'exemple de la figure (PageIndex{3}) une température d'environ 11o C et une salinité de 34,6 PSU donnent une densité de 1,0265 g/cm3.

Étant donné que la gamme de densités dans l'océan est plutôt petite, la valeur de densité est souvent raccourcie et est exprimée en sigma-t ou σt. Sigma-t est calculé comme : (densité – 1) x 1000. Il ne regarde donc essentiellement que les trois dernières décimales de la valeur de densité. Soit une densité de 1,0275 g/cm3 aurait unt de 27,5.

Les diagrammes T-S peuvent être utilisés pour identifier les masses d'eau. Étant donné que chaque masse d'eau principale a sa propre plage caractéristique de températures et de salinités, un échantillon d'eau profonde qui tombe dans cette plage peut vraisemblablement provenir de cette masse d'eau. La figure (PageIndex{4}) montre la gamme typique de température et de salinité pour les principales masses d'eau de l'Atlantique.

Pour étudier les masses d'eau, les océanographes peuvent prendre une série de mesures de température et de salinité sur une plage de profondeurs à un endroit particulier. Si la colonne d'eau était fortement stratifiée et qu'il n'y avait pas de mélange entre ou à l'intérieur des couches, lorsque la sonde était abaissée, vous obtiendriez une série de lectures de température et de salinité constantes au fur et à mesure que vous vous déplaciez dans la première masse d'eau, suivie d'un saut soudain vers une autre ensemble de lectures différentes mais constantes au fur et à mesure que vous vous déplacez dans la masse d'eau suivante. Le tracé de la température en fonction de la salinité sur un diagramme T-S donnerait un point distinct et indépendant pour chaque masse d'eau. Cependant, en réalité, les masses d'eau montreront un certain mélange à l'intérieur et entre les couches. Ainsi, lorsque les sondes sont abaissées, elles rencontreront de l'eau présentant des traits intermédiaires entre les deux points. Par conséquent, avec l'augmentation de la profondeur, les points du diagramme T-S se déplaceront progressivement d'un point à l'autre, créant une ligne reliant les deux points, illustrant le mélange entre ces deux masses d'eau.

Dans l'exemple de la figure (PageIndex{5}), NACSW est présent à la surface (0 m de profondeur), et entre 0 et environ 800 m, il y a une transition de NACSE vers AAIW. Entre environ 800-2100 m, il y a une transition de l'AAIW dans la couche NADW juste au-delà de 2000 m. AABW est la masse d'eau la plus profonde, à des profondeurs d'environ 4000 m. La transition entre NADW et AABW se produit entre environ 2100-4000 m.

Notez qu'à mesure que les enregistrements s'approfondissent dans la figure (PageIndex{5}), la densité augmente toujours (c'est-à-dire qu'elle se déplace vers le coin inférieur droit). En effet, l'eau la plus dense doit se situer au fond, avec les autres couches stratifiées selon leur densité, sinon la colonne d'eau serait instable.

Le « convoyeur à bande océanique »

Les eaux de fond de la mer de Weddell et de la mer du Groenland ne circulent pas seulement dans l'Atlantique. Le NADW se déplace vers le sud à travers l'Atlantique ouest avant de rencontrer l'AABW au nord de la mer de Weddell. Ensemble, ces masses d'eau se déplacent vers l'est dans les océans Indien et Pacifique. A cette époque, le NADW et l'AABW ont commencé à mixer, pour créer ce qu'on appelle Eau commune. L'eau commune profonde se déplace vers le nord dans les océans Pacifique et Indien et se mélange progressivement avec l'eau plus chaude, la faisant finalement remonter à la surface. En tant qu'eau de surface, elle retourne dans l'Atlantique Nord par les courants de surface des océans Pacifique et Indien. Une fois de retour dans l'Atlantique Nord, il se refroidit et forme à nouveau du NADW, ce qui recommence le processus. Ce cycle d'eau montante et descendante transportant l'eau entre la circulation de surface et la circulation profonde a été appelé « ceinture transporteuse » océanique mondiale et peut prendre environ 1 000 à 2 000 ans (Figure (PageIndex{6})) .

Ce modèle de circulation mondiale a un certain nombre d'implications importantes pour l'environnement de la Terre. D'une part, il est vital pour le transport de la chaleur autour du globe, apportant de l'eau chaude vers les pôles et de l'eau froide vers les tropiques, stabilisant la température dans les deux environnements.

La bande transporteuse aide également à fournir de l'oxygène aux habitats en eau profonde. L'eau profonde a commencé comme eau de surface froide qui était saturée d'oxygène, et quand elle a coulé, elle a amené cet oxygène en profondeur. La circulation thermohaline transporte cette eau profonde riche en oxygène à travers les océans, où l'oxygène sera utilisé par les organismes d'eau profonde. Les eaux de fond de l'Atlantique sont relativement riches en oxygène, car elles conservent encore une grande partie de leur teneur en oxygène d'origine, mais lorsqu'elles se déplacent sur le fond marin, l'oxygène est épuisé, de sorte que les eaux profondes de l'océan Pacifique contiennent beaucoup moins d'oxygène que les eaux profondes de l'Atlantique. l'eau, avec l'eau de l'océan Indien quelque part entre les deux. Dans le même temps, les eaux profondes accumuleront des nutriments au fur et à mesure que la matière organique coulera et se décomposera. L'eau du fond de l'Atlantique est pauvre en nutriments car elle n'a pas eu beaucoup de temps pour les accumuler, et l'eau de surface d'origine était pauvre en nutriments. Au moment où ces eaux de fond atteignent l'océan Indien, puis le Pacifique, elles accumulent les nutriments qui coulent depuis des siècles, de sorte que les concentrations de nutriments en profondeur sont plus élevées dans le Pacifique que dans l'Atlantique. Nous pouvons donc utiliser les rapports oxygène/nutriments dans les eaux profondes pour déterminer l'âge relatif d'une masse d'eau, c'est-à-dire depuis combien de temps elle a coulé de la surface. Les eaux de fond plus jeunes devraient être riches en oxygène et pauvres en nutriments, alors que l'on s'attendrait à l'inverse pour les eaux de fond plus anciennes.

La bande transporteuse océanique peut être fortement impactée par le changement climatique perturbant la circulation thermohaline. Un réchauffement accru, en particulier dans l'Arctique, pourrait entraîner une fonte continue des calottes glaciaires polaires, ajoutant une grande quantité d'eau douce aux eaux de surface polaires. Cet apport d'eau douce pourrait créer une couche d'eau superficielle à faible densité et à faible salinité qui ne coule plus, perturbant ainsi la bande transporteuse à circulation profonde et empêchant le transport de l'oxygène et des nutriments vers les communautés de fond. Le naufrage de l'eau de mer dans la mer du Groenland contribue également à alimenter le Gulf Stream ; au fur et à mesure que l'eau coule, plus d'eau de surface est tirée vers le nord dans le Gulf Stream. Si cette eau polaire cesse de couler, le Gulf Stream pourrait s'affaiblir, réduisant le transport de chaleur vers les pôles et refroidissant le climat nordique. Cela semble contre-intuitif, mais le réchauffement climatique pourrait entraîner des conditions plus froides en Europe et le gel des ports et des villes qui sont généralement libres de glace en raison des effets de réchauffement du Gulf Stream. Des preuves récentes ont déjà montré que la force du Gulf Stream diminue, probablement en raison de la fonte accrue de la glace arctique.


9.2 Le Gulf Stream

Le principal courant de surface le long de la côte est des États-Unis est le Gulf Stream , qui a été cartographié pour la première fois par Benjamin Franklin au XVIIIe siècle (figure 9.2.1). En tant que courant fort et rapide, il réduisait le temps de navigation des navires voyageant des États-Unis vers l'Europe, de sorte que les marins utilisaient des thermomètres pour localiser son eau chaude et rester dans le courant.

Figure 9.2.1 Carte originale du Gulf Stream de Benjamin Franklin (domaine public, via Wikimedia Commons).

Le Gulf Stream est formé de la convergence du courant équatorial de l'Atlantique Nord amenant de l'eau tropicale de l'est et du courant de Floride qui apporte de l'eau chaude du golfe du Mexique. Le Gulf Stream prend cette eau chaude et la transporte vers le nord le long de la côte est des États-Unis (figure 9.2.2). En tant que courant de frontière ouest, le Gulf Stream connaît une intensification vers l'ouest (section 9.4), rendant le courant étroit (50-100 km de large), profond (jusqu'à des profondeurs de 1,5 km) et rapide. Avec une vitesse moyenne de 6,4 km/h et une vitesse maximale d'environ 9 km/h, c'est le courant le plus rapide de l'océan mondial. Il transporte également d'énormes quantités d'eau, plus de 100 fois supérieures au débit combiné de toutes les rivières de la Terre.

Figure 9.2.2 Carte de la température de surface de la mer illustrant le Gulf Stream. L'eau plus chaude est représentée en rouge, l'eau plus froide en bleu et violet. Des méandres et des tourbillons sont visibles là où le courant se déplace vers le nord-est (NASA, domaine public via Wikimedia Commons).

À mesure que le Gulf Stream s'approche du Canada, le courant devient plus large et plus lent à mesure que le débit se dissipe et qu'il rencontre le courant froid du Labrador venant du nord. À ce stade, le courant commence à serpenter ou à passer d'un écoulement direct et rapide à un courant en boucle plus lent (figure 9.2.2). Souvent, ces méandres bouclent tellement qu'ils se pincent et forment de grandes masses d'eau en rotation appelées anneaux ou alors tourbillons , qui se séparent du Gulf Stream. Si un tourbillon se détache du côté nord du Gulf Stream, il emprisonne une masse d'eau chaude et la déplace vers le nord dans les eaux froides environnantes de l'Atlantique Nord. Ces anneaux de noyau chaud sont des masses d'eau peu profondes en forme de bol d'environ 1 km de profondeur et d'environ 100 km de diamètre, qui tournent dans le sens des aiguilles d'une montre lorsqu'elles transportent de l'eau chaude vers l'Atlantique Nord (Figure 9.2.3). Si les méandres se pincent à la limite sud du Gulf Stream, ils forment anneaux à noyau froid qui tournent dans le sens antihoraire et se déplacent vers le sud. Les anneaux de noyau froid sont des masses d'eau en forme de cône s'étendant jusqu'à plus de 3,5 km de profondeur et peuvent avoir plus de 500 km de large à la surface.

Graphique 9.2.3 Formation d'anneaux de noyaux chauds et froids à partir des méandres du Gulf Stream. Au fur et à mesure que le Gulf Stream coule vers le nord-est (1), il commence à serpenter en ralentissant, formant des extensions d'eau chaude ou froide de chaque côté du courant (2). Si les méandres pincent les extensions, ils piègent des poches d'eau chaude ou froide (3), qui peuvent se séparer du Gulf Stream et se déplacer vers le nord ou le sud. Les anneaux à noyau chaud tournent dans le sens des aiguilles d'une montre, tandis que les anneaux à noyau froid tournent dans le sens inverse des aiguilles d'une montre (4) (PW).

Après que le Gulf Stream rencontre le courant froid du Labrador, il rejoint le courant de l'Atlantique Nord, qui transporte l'eau chaude vers l'Europe, où il tempère le climat européen. On estime que l'Europe du Nord est jusqu'à 9 °C plus chaude que prévu à cause du Gulf Stream, et l'eau chaude aide à garder de nombreux ports d'Europe du Nord libres de glace en hiver.

À l'est, le Gulf Stream se confond avec la mer des Sargasses, qui est la zone de l'océan située dans le centre de rotation du gyre nord-atlantique. La mer des Sargasses tire son nom des grands tapis flottants des algues marines Sargasses abondantes en surface (figure 9.2.4). Ces Sargasses les tapis peuvent jouer un rôle important dans les premiers stades de la vie des tortues marines, qui peuvent vivre et se nourrir dans les algues pendant de nombreuses années avant d'atteindre l'âge adulte.

Graphique 9.2.4 Carte de la mer des Sargasses (à gauche) et photo en gros plan des algues Sargasses (à droite) (Carte de l'USFWS photo de Bogdan Giușcă Public Domain via Wikimedia Commons).

le principal courant de surface circulant vers le nord le long de la côte atlantique des États-Unis et du Canada (9.2)

courants océaniques dont les propriétés sont influencées par la présence d'un littoral (9.1)

les courants du côté ouest d'un tourbillon sont plus rapides, plus profonds et plus étroits que les courants du côté est (9.4)


Les techniques de télédétection, tant satellitaires que terrestres, sont des outils puissants pour la surveillance des océans à l'échelle mondiale, régionale et même locale. Offrant une résolution temporelle et spatiale beaucoup plus élevée que les méthodes in situ, la télédétection est devenue une composante particulièrement importante dans les études de la circulation océanique. Au cours de la dernière décennie, la surveillance des courants de surface océaniques a suscité un plus grand intérêt non seulement pour une meilleure compréhension des interactions complexes océan&ndashatmosphère&ndashbiosphère, mais aussi pour un large éventail d'applications (acheminement des navires, recherche et sauvetage, surveillance de la pollution, prévisions météorologiques, etc. .)

Cependant, les données de télédétection ne peuvent donner une image complète de la circulation de l'océan que si elles sont combinées à des mesures in situ (amarrages, flotteurs, planeurs, croisières océanographiques) qui donnent la distribution verticale des propriétés physiques et biogéochimiques de l'océan. La résolution spatiale des données de télédétection va d'un kilomètre à un mètre et, ainsi, nous pouvons résoudre tout le spectre spatial des phénomènes dans l'océan, de la grande échelle du bassin aux petites entités subméso-échelle. Enfin, l'assimilation de données in situ et de télédétection dans des modèles numériques permet d'interpoler les champs océanographiques en trois dimensions.Ce numéro spécial appelle à la soumission de manuscrits traitant des données de télédétection utilisées pour l'interprétation et la compréhension des processus océanographiques et des caractéristiques de la circulation. Les études interdisciplinaires sont fortement encouragées.

Dr Miroslav Gačić
Dr Milena Menna
Éditeurs invités

Informations sur la soumission du manuscrit

Les manuscrits doivent être soumis en ligne sur www.mdpi.com en s'inscrivant et en se connectant à ce site Web. Une fois inscrit, cliquez ici pour accéder au formulaire de soumission. Les manuscrits peuvent être soumis jusqu'à la date limite. Tous les articles seront évalués par des pairs. Les articles acceptés seront publiés en continu dans la revue (dès leur acceptation) et seront répertoriés ensemble sur le site Web du numéro spécial. Des articles de recherche, des articles de synthèse ainsi que de courtes communications sont invités. Pour les articles prévus, un titre et un court résumé (environ 100 mots) peuvent être envoyés au bureau éditorial pour annonce sur ce site.

Les manuscrits soumis ne doivent pas avoir été publiés auparavant, ni être à l'étude pour publication ailleurs (à l'exception des actes de conférence). Tous les manuscrits sont soumis à une évaluation approfondie par le biais d'un processus d'examen par les pairs en simple aveugle. Un guide pour les auteurs et d'autres informations pertinentes pour la soumission de manuscrits sont disponibles sur la page Instructions pour les auteurs. Télédétection est une revue bimensuelle internationale à comité de lecture en libre accès publiée par MDPI.

Veuillez visiter la page Instructions pour les auteurs avant de soumettre un manuscrit. Les frais de traitement des articles (APC) pour la publication dans cette revue en libre accès sont de 2400 CHF (francs suisses). Les articles soumis doivent être bien formatés et utiliser un bon anglais. Les auteurs peuvent utiliser le service d'édition en anglais de MDPI avant la publication ou pendant les révisions d'auteur.


Preuves numériques contre la circulation thermohaline inversée dans l'océan chaud Paléocène/Eocène

La question de savoir si la formation d'eau profonde aurait pu se produire sous les latitudes subtropicales au début du Cénozoïque est examinée à l'aide d'un modèle océanique global forcé par des conditions aux limites mixtes. Les températures de surface moyennes zonales et les contraintes du vent sont dérivées d'une simulation du modèle de circulation générale atmosphérique (AGCM) de l'intervalle limite chaud Paléocène/Éocène (∼55 Ma) et sont maintenues constantes pour une série de tests de sensibilité. Le cas de contrôle du flux d'humidité (évaporation moins précipitations, E-P), également dérivé de l'AGCM, est perturbé de sorte que l'évaporation subtropicale augmente et que les précipitations aux hautes latitudes augmentent. Une réponse dramatique est observée dans la structure de température et de salinité de l'océan modèle, mais la perturbation n'entraîne pas de convection profonde dans les latitudes subtropicales. Dans tous les cas, les eaux de fond se forment dans les hautes latitudes méridionales, et le renversement méridien global est caractérisé par une circulation fortement asymétrique. Aucun équilibre multiple n'a été trouvé pour un E-P configuration. Dans le cas le plus extrême (5 fois le contrôle E-P) le modèle oscille entre la circulation méridienne de renversement « on » et « off ». Un ralentissement et une revitalisation thermohaline de courte durée sont observés comme une réponse transitoire sous des conditions moins extrêmes E-P perturbations. Malgré la forte évaporation impliquée dans les expériences de perturbation, les salinités moyennes des couches mixtes dans les régions subtropicales ne dépassent pas beaucoup le cas de contrôle en raison de l'élimination efficace du sel (et de la chaleur) par une subduction approfondie sous les tourbillons subtropicaux. La sensibilité des résultats à la paramétrisation du ruissellement continental et au coefficient de mélange diapycnal spécifié (Kν) sont également examinés. La distribution des eaux de ruissellement purement zonale, plutôt que mondiale, a approximativement le même effet qu'une augmentation de 50 % de la force du cycle hydrologique. décroissant Kν à 0,3 cm 2 s −1 par rapport à la valeur standard de 1,0 cm 2 s −1 augmente considérablement la sensibilité à un cycle hydrologique accru, mais en aucun cas la formation d'eau profonde aux basses latitudes ne se produit, ce qui indique que la formation d'eau de fond subtropicale n'est pas plausible dans un modèle avec un certain degré de réalisme. Ces expériences soutiennent les changements de flux d'humidité en tant que mécanisme de réchauffement des océans (en grande partie dans la thermocline jusqu'à des profondeurs d'eau intermédiaires), mais le processus impliqué est une subduction subtropicale approfondie et non une formation d'eau profonde subtropicale.


Résumé et implications globales

Dans cette étude, nous avons présenté une analyse globale des escaliers thermohalines identifiés dans les profils des flotteurs Argo et des Ice-Tethered Profilers. La distribution globale des escaliers thermohalines montre que les escaliers thermohalines sont confinés à des régions spécifiques déterminées par les caractéristiques locales de la masse d'eau : les escaliers thermohalines dans le régime diffusif-convectif se trouvent principalement aux hautes latitudes, tandis que les escaliers dans le régime des doigts de sel dominent à basse altitude. latitudes. Notre analyse a révélé une nouvelle région en escalier dans la Great Australian Bight et le sud de l'océan Indien. Comme les eaux du sud de l'océan Indien sont susceptibles de devenir plus sensibles au mélange à double diffusion 10 et que des études antérieures ont montré que les flux à double diffusion dans les escaliers thermohalines peuvent modifier les caractéristiques de la masse d'eau 11,12 , nous spéculons sur les implications potentielles de cette nouvelle région d'escalier.

Les escaliers thermohalines du sud de l'océan Indien recouvrent les eaux de la fuite de Tasman. Comme la teneur en sel des eaux de la fuite de Tasman est considérée comme affectant la stabilité de la circulation méridienne de retournement de l'Atlantique (AMOC) 35,41, les flux de sel à double diffusion dans cette région pourraient avoir un impact sur la stabilité de l'AMOC. Cet impact peut être déterminé qualitativement en utilisant un indicateur de stabilité de l'AMOC, généralement appelé Mvo, mesurant le transport en eau douce de l'AMOC à 35 ∘ S dans l'Atlantique 42,43,44,45 . Lorsque Mvo > 0, l'AMOC transporte le sel hors de l'Atlantique et il est moins sensible aux anomalies d'eau douce de surface de l'Atlantique Nord 42,43,44,45 . Pour Mvo < 0, l'AMOC importe du sel et peut subir des transitions vers un état AMOC faible en raison de la rétroaction positive de l'advection de sel. Des recherches supplémentaires sont nécessaires pour quantifier si des flux de sel à double diffusion plus forts dans un climat futur 10 peuvent augmenter la teneur en sel des eaux de fuite de Tasman et, par conséquent, avoir un effet déstabilisateur sur l'AMOC en modifiant la Mvo.

En analysant l'occurrence et les propriétés des escaliers thermohalines, nous avons également estimé l'impact du mélange double diffusion dans cette étude. Pour chaque escalier thermohaline, nous avons estimé la diffusivité effective de la flottabilité en nous basant à la fois sur les lois de flux (convection diffuse) 37 et sur des estimations empiriques (doigts de sel) 31 . Bien qu'il existe certaines incertitudes concernant les diffusivités obtenues à partir de ces calculs qui entraînent très probablement une surestimation de l'ampleur de ces diffusivités (voir « Méthodes » 46,47), ces calculs sont nécessaires pour obtenir une estimation basée sur l'observation de la contribution du double -mélange diffusif au bilan énergétique mécanique global. En utilisant ces valeurs, nous avons estimé une borne supérieure de la contribution du mélange à diffusion double au bilan énergétique mécanique global (7,5 GW [0,1 GW 32,8 GW]), qui est relativement faible (<1%). La robustesse de ces résultats aux différentes variables d'entrée de l'algorithme de détection qui a été utilisé pour obtenir l'ensemble de données global est confirmée par une analyse de sensibilité (tableau 1). Nous concluons donc que l'effet direct du mélange double diffusion sur le maintien de la stratification abyssale est négligeable.

Cependant, la répartition mondiale des escaliers thermohalines a indiqué que le mélange à double diffusion est répandu. Cela implique que dans une grande partie de l'océan, les amplitudes de la diffusivité effective de la chaleur et du sel diffèrent les unes des autres. En incluant une inégalité de ces diffusivités effectives dans les modèles océaniques globaux basés sur les caractéristiques des escaliers thermohalines, le mélange à diffusion double peut en principe être paramétré dans les modèles océaniques (Fig. 5). En particulier dans les régions où la fréquence des escaliers est élevée, cela devrait donner des résultats de modèle plus réalistes à la fois aux échelles régionale et mondiale.

Escaliers thermohalines en régime doigt de sel (KS > KT) sont désignés par des points rouges et des escaliers thermohalines dans le régime de convection diffusive (KT > KS) sont indiqués par des points bleus.


4. Discussion

4.1. Sources de Nd dissous dans l'Atlantique Sud au Crétacé

[25] De ∼100 à ∼86 Ma, Site 511 (∼1500 m de profondeur d'eau) eau de mer εnd(t) les valeurs étaient ∼2–3 ε-unités supérieures à celles enregistrées au site 530 (∼3000 m). Site 361 (∼4000 m) enregistré εnd(t) dans la plage des sites 511 et 530 au cours de cet intervalle de temps (figure 4). Vers 85 Ma, les valeurs enregistrées aux sites 361, 511 et 530 ont généralement convergé (étant donné les limites de la résolution stratigraphique). De ∼85 à 75 Ma, la composition isotopique des sites 361 et 511 a diminué. Bien que la couverture stratigraphique des deux sites ait été faible pendant cet intervalle, le site 511 a diminué davantage (∼2,3 ε-unités) que le site 361 (∼0,5 ε-unités), et vers ∼75 Ma, le site 361 a enregistré une eau de mer plus élevée εnd(t) que les valeurs moins profondes du site 511. Au cours du même intervalle (∼85–75 Ma), les valeurs du site 530 ont augmenté (avec une variabilité significative) à +3,4 par ∼79 Ma, puis sont redescendues à ∼−7 par ∼77 Ma. Ainsi, dans l'ensemble, les sites 511 et 530 ont enregistré des diminutions à long terme de la composition des masses d'eau (à l'exception de la large excursion radiogénique dans le site 530 de ∼85 à 76 Ma, discutée ci-dessous), bien que l'ampleur de la diminution ait été plus importante au site 511.

[26] L'intervalle stratigraphique étudié aux sites 357 et 690 est limité en raison de l'âge relativement jeune des sous-sols de chaque site. Cependant, la plage globale des valeurs enregistrées au site 690 se situe dans la plage plus large des valeurs enregistrées au site 357. Ces valeurs coïncident généralement avec la composition isotopique enregistrée aux sites 511 et 530 de la fin du Campanien au Maastrichtien.

[27] L'évolution isotopique globale du Nd de l'Atlantique Sud, ainsi que les tendances et les valeurs intersites, reflètent les changements temporels de la ou des sources de Nd dissous au fond marin dans les différents bassins de la région. Nous pouvons caractériser, en partie, la composition isotopique du Nd des apports climatiques régionaux se déversant dans l'Atlantique Sud par l'analyse des silicates détritiques dans les sédiments d'eau profonde, car la composition isotopique du Nd de la charge de silicate détritique à grain fin des rivières a été correspond à celui de l'inventaire dissous [par exemple, Goldstein et Jacobsen, 1987, 1988 ]. Du Cénomanien au Campanien moyen, l'eau de mer εnd(t) les valeurs enregistrées aux sites 361, 511 et 530 étaient généralement plus radiogéniques que les εnd(t) des silicates détritiques (Figure 3 et Tableau 3) à l'exception de l'excursion radiogénique de l'eau de mer et de la valeur détritique enregistrées au site 530 79 Ma, abordées ci-dessous. Cette différence générale implique que soit les masses d'eau advectées dans l'Atlantique Sud portent une signature relativement radiogénique, soit les masses d'eau formées dans l'Atlantique Sud portent une signature Nd radiogénique différente des apports d'altération caractérisés.

[28] Des masses d'eau contemporaines relativement radiogéniques existaient dans le Pacifique [Frank et al., 2005 MacLeod et al., 2008 Robinson et al., 2010 La Haye et al., 2012 Murphy et Thomas, 2012 ] et la région proto-océan Indien à l'ouest du plateau de Kerguelen [Murphy et Thomas, 2012 ]. Cependant, il n'y avait probablement aucun lien entre le Pacifique intermédiaire ou profond et les bassins de l'Atlantique Sud jusqu'à au moins 40 Ma [Scher et Martin, 2006 ]. Une connexion profonde existait potentiellement dans la région de Kerguelen entre l'Atlantique Sud et le bassin proto-indien occidental, cependant, les eaux de l'Atlantique Sud étaient plus radiogéniques que celles du proto-indien de ∼80 à ∼95 Ma. Les enregistrements de l'Atlantique Nord profond, de l'océan proto-Indien et du sud de la Téthys indiquent une convergence périodique avec la composition isotopique générale de l'Atlantique Sud (Figure 5), mais ces modèles ne peuvent pas expliquer la composition radiogénique globale cohérente dans l'Atlantique Sud, ni la diminution de εnd(t) jusqu'au Crétacé supérieur.

[29] Les données disponibles suggèrent que la composition isotopique relativement radiogénique des masses d'eau de l'Atlantique Sud dérive de la formation de masses d'eau dans l'Atlantique Sud plutôt que de l'advection dans la région. Les sources possibles de Nd relativement radiogénique dans les eaux de surface de l'Atlantique Sud étaient les eaux de surface radiogéniques entrant dans l'Atlantique Sud et l'altération des provinces volcaniques continentales subaériennes ou les expositions transitoires des grandes provinces ignées sous-marines.

[30] La composition isotopique du Nd dissous dans les eaux du Pacifique était radiogénique tout au long du Crétacé [Thomas, 2004 Frank et al., 2005 Robinson et al., 2010 La Haye et al., 2012 ], ainsi les courants océaniques de surface pourraient avoir livré du Nd radiogénique dans le bassin pour se mélanger aux apports régionaux d'altération. Les liaisons d'eau de surface probables entre le Pacifique et l'Atlantique Sud comprennent des passages étroits et peu profonds à travers le passage de Drake [p. Lloyd, 1982 Néraudeau et Mathey, 2000 ] ainsi que la voie maritime transantarctique épicontinentale [par exemple, Crame, 1982 Hay et al., 1999 Lawver et Gahagan, 2003 ]. Les apports du Pacifique sont également cohérents avec la diminution de la signature radiogénique à travers le Crétacé supérieur, en particulier le grand changement au début du Campanien. La baisse du niveau de la mer ∼25 m au début du Campanien [Miller et al., 2005 Kominz et al., 2008 Cramer et al., 2011 ] a probablement diminué le flux des eaux de surface radiogéniques du Pacifique vers l'Atlantique Sud.

[31] Les pièges d'Etendeka et la province du Paraná associés au point chaud de Tristan [O'Connor et Duncan, 1990 ], ont été mis en place 134-129 Ma, couvrant 1 200 000 km 2 avec 1000 km 3 de basaltes dérivés du manteau [Fodor et al., 1989 tourbe, 1997 ]. Le εnd de la province du Parana est ∼0 [tourbe, 1997 ]. Les apports météorologiques de la péninsule Antarctique, de la grande province ignée de Ferrar d'âge jurassique et des parties méridionales de l'Amérique du Sud étaient également des sources potentielles de Nd relativement radiogénique dans la région de l'Atlantique Sud. La péninsule et les terranes connexes du sud de l'Amérique du Sud formés par la subduction à long terme des plaques proto-pacifiques au cours du Mésozoïque et du Cénozoïque [par exemple, Aboyeur, 1982 ] et le εnd(t) les valeurs des terrains exposés vont de ∼−6 à ∼+5 [par exemple, Fleming et al., 1995 Wareham et al., 1997 ]. Ces terranes ont été exposés à une altération active dans l'Atlantique Sud tout au long de l'intervalle d'étude.

[32] Pic d'activité des points chauds tels que Marion [Wagner et al., 2004 ] et Kerguelen [Duncan, 1991 ] s'est produite entre le milieu et la fin du Crétacé. L'exposition subaérienne du plateau de Madagascar (formé par le point chaud de Marion) et du plateau de Kerguelen a probablement provoqué une augmentation de la composition isotopique en Nd des eaux du proto-océan Indien.Murphy et Thomas, 2012 ]. Ces eaux de surface pourraient avoir atteint le secteur atlantique via une circulation autour de l'Afrique, analogue au courant des Aiguilles moderne.

[33] En plus de Marion et Kerguelen, des portions de l'élévation du Rio Grande, qui a été formée par le point chaud de Tristan, ont été exposées de manière subaérienne avec une élévation maximale potentielle de >2000 m au cours du Crétacé supérieur [Thiede, 1977 ] et l'altération de ces terranes pourraient également avoir fourni du Nd radiogénique dissous dans l'Atlantique Sud. Les apports dissous se seraient mélangés dans tout l'Atlantique Sud et dans l'océan Austral via les courants de surface, cependant, les produits d'altération détritique radiogénique seraient restés dans l'Atlantique sud-ouest et n'auraient pas affecté la composition des sédiments détritiques à l'est et au sud.

[34] La diminution générale de la composition des eaux de εnd(t) des valeurs de ∼−4 à −6 pendant le Cénomanien à <−10 dans le Campanien nécessitent une diminution de l'apport d'eaux de surface radiogéniques dans la région de formation d'eau profonde compatible avec l'affaissement des PLI et une diminution de l'apport de Nd radiogénique dans les eaux de surface régionales . La mise en place de la partie sud du plateau de Kerguelen (au sud de ∼54°S aujourd'hui) s'est produite de ∼115 à ∼101 Ma [Whitechurch et al., 1992 ]. Les modèles de subsidence et la fin du dépôt du plateau limitent le temps d'exposition subaérienne de la majeure partie de l'île entre ∼11 et 20 millions d'années [Cercueil, 1992 ]. Une fois sous le niveau de la mer, les PLI auraient cessé de contribuer au Nd altéré dans les eaux de surface. Par conséquent, l'apport de Nd radiogénique de Kerguelen dans les eaux de surface de l'Atlantique Sud aurait progressivement diminué du Cénomanien au Campanien inférieur. La subsidence finale du plateau méridional de Kerguelen ne s'est produite qu'au Paléocène, mais elle est peut-être devenue suffisamment faible pour ne plus avoir d'impact significatif sur le budget Nd de l'Atlantique Sud au début du Campanien [Cercueil, 1992 ].

4.2. Évolution des masses d'eau de l'hémisphère sud au cours du Crétacé supérieur

[35] Les sites 361 et 511 étaient situés à des emplacements similaires à haute latitude, mais le site 511 était significativement moins profond en profondeur d'eau. Les différentes valeurs et tendances enregistrées sur ces sites suggèrent que les deux ont enregistré des masses d'eau différentes au cours du Crétacé supérieur. La seule barrière bathymétrique potentielle séparant les sites, la dorsale médio-atlantique, était probablement trop profonde pour interférer avec la circulation au site 511. Une reconstruction plus probable est que le site 511 a enregistré une masse d'eau intermédiaire avec une histoire de formation et de circulation distincte de la -masse d'eau enregistrée au site 361.

[36] Les tendances et les valeurs enregistrées au site 361 sont similaires à celles enregistrées au site ODP 1138 qui était situé à une profondeur relativement faible [∼500 m au Cénomanien, ∼1200 m à la fin du Campanien, Frey et al., 2003 ] sur le flanc ouest du plateau des Kerguelen [Murphy et Thomas, 2012 ] (Figure 5). La base de chaque enregistrement est caractérisée par des propriétés relativement radiogéniques εnd(t) valeurs (∼−4,7) suivies d'un ∼2 -diminution de l'unité. Le moment du changement sur chaque site diffère de quelques millions d'années, cependant, ce décalage peut résulter entièrement d'un mauvais contrôle de l'âge sur les deux sites [Murphy et Thomas, 2012 ]. Les similitudes dans les deux enregistrements ont persisté jusqu'à la fin du Coniacien, lorsque les valeurs du site 1138 ont diminué et ont divergé de celles enregistrées au site 361.En raison du mauvais contrôle stratigraphique du site 361 (en particulier l'incapacité d'identifier le hiatus régional de ∼3,5 millions d'années) [par exemple, Huber, 1992 ], nous ne pouvons pas corréler de manière fiable l'enregistrement post-santonien du site 361 à d'autres sites.

[37] Cependant, la similitude des enregistrements des sites 361 et 1138 de la fin du Cénomanien à la fin du Coniacien est cohérente avec une seule masse d'eau profonde analogue à l'Atlantique Nord moderne [par exemple, Piepgras et Wasserbourg, 1987 ]. Une région source potentielle pour une telle masse d'eau profonde au cours du Crétacé supérieur était la mer marginale délimitée par l'Antarctique au sud, Kerguelen à l'est et le sous-continent indien au nord. Pour atteindre le bassin du Cap, cette masse d'eau aurait dû dépasser la jeune dorsale sud-ouest indienne, ce qui implique qu'elle remplissait l'océan profond des deux côtés de la dorsale. La signature plus radiogénique enregistrée sur le site 511 pourrait s'expliquer par un naufrage dans la mer de Weddell, en supposant une contribution des eaux de surface radiogéniques du Pacifique. Cependant, sans une plus grande couverture spatiale, nous ne pouvons que spéculer sur la région source.

[38] Le site DSDP 530 était situé dans le bassin profond de l'Angola, séparé du site 361 par la crête de Walvis. Dans les océans modernes, la crête de Walvis empêche les eaux de fond de l'Antarctique (AABW) d'entrer dans le bassin de l'Angola par le sud et, à la place, les eaux profondes pénètrent par le nord par la zone de fracture de Romanche. La mise en place de la dorsale Walvis Ridge-Rio Grande causée par la remontée du panache de Tristan a coïncidé avec l'ouverture de l'Atlantique Sud [p. O'Connor et Duncan, 1990 ], et par conséquent, la crête de Walvis était probablement un obstacle à la communication océanique profonde entre les bassins du cap Angola dans une grande partie du Crétacé. Le 1 ε- la différence d'unités entre les sites 361 et 530 avant le Campanien était probablement une conséquence de la barrière de Walvis Ridge-Rio Grande Rise (Figure 4) [Robinson et al., 2010 , cette étude].

[39] La caractéristique la plus importante de l'enregistrement du site 530 est l'intervalle d'émissions hautement radiogéniques εnd(t) des valeurs commençant à la fin du Santonien et se terminant à ∼10 Myr plus tard au milieu du Campanien. Culminer εnd(t) les valeurs de +3,4 (Figure 3) sont les valeurs d'eau de mer les plus radiogéniques signalées pour le Mésozoïque ou le Cénozoïque [Robinson et al., 2010 , cette étude]. Cet intervalle radiogénique ne se produit pas dans les enregistrements des sites 361 et 511, ce qui implique que la caractéristique peut être locale dans le bassin de l'Angola.

[40] Turbidites volcanoclastiques trouvées tout au long de cet intervalle dans le site 530 [Stow et Miller, 1984 ] indiquent un volcanisme actif à Walvis Ridge. Une augmentation significative de l'abondance des sédiments volcanogènes au site 530 est en corrélation avec l'intervalle des valeurs radiogéniques de l'eau de mer (Figure 6). La composition isotopique des basaltes de Walvis Ridge εnd(t) les valeurs vont de -1,0 à +1,8 [Richardson et al., 1982 ], similaire à de nombreuses valeurs dissoutes enregistrées pendant l'intervalle radiogénique. Alors que le détritique εnd(t) la valeur analysée à partir de l'intervalle de composition maximale de l'eau de mer dissoute était de -2,0 (tableau 3), ∼5,4 ε-unités inférieures à la composition dissoute correspondante, elle est toujours cohérente avec l'altération des volcanites Walvis. Les valeurs plus radiogéniques de l'eau de mer résultent probablement du lessivage différentiel des diverses particules de verre volcanique et des minéraux de silicate détritique [Tachikawa et al., 2004 Wilson et al., 2013 ]. Les sédiments volcanoclastiques relativement jeunes sont lessivés plus facilement et plus rapidement que les silicates réfractaires d'origine continentale [Jones et al., 2012 ]. L'altération des sédiments volcanogènes, en particulier des verres volcaniques, peut altérer la chimie des eaux interstitielles [par exemple, Gieskes et Laurent, 1981 Egeberg et al., 1990 ].

[41] La présence de sédiments volcanogènes importants dans un bassin océanique relativement restreint pourrait influencer l'inventaire dissous de Nd enregistré par les débris de poissons de plusieurs manières. La lixiviation des matériaux volcanogènes libère du Nd radiogénique qui se diffuse hors des eaux interstitielles pour interagir avec les eaux de fond. Lacan et Jeandel [ 2001 ] ont trouvé une forte addition radiogénique aux eaux du Pacifique équatorial en raison de l'interaction avec la Papouasie-Nouvelle-Guinée volcanique. Les mesures de la colonne d'eau près du fond marin ont documenté une altération à la fois de la composition isotopique en Nd et de la concentration en Nd dérivée des sédiments, cependant, le cœur de la masse d'eau n'a pas été affecté.Carter et al., 2012 ].

[42] La lixiviation de matériaux volcanogènes pourrait expliquer une excursion radiogénique isolée similaire enregistrée pendant le Campanien au Maastrichtien sur le site DSDP de Walvis Ridge 525 ∼10 millions d'années après l'excursion radiogénique sur le site 530 [Voigt et al., 2013 ]. L'excursion radiogénique au site 525 coïncide avec les plus fortes abondances de verre volcanique dans les sédiments récupérés [Groupe scientifique à bord, 1980 ], et l'excursion n'a pas été enregistrée sur les sites voisins 357, 361 ou 530. Bien que l'excursion radiogénique au site 525 ait été interprétée comme reflétant une masse d'eau locale, désignée Walvis Ridge Water [Voigt et al., 2013 ], il est plus probable que les valeurs radiogéniques enregistrées sur les sites 525 (et l'excursion précédente sur le site 530) reflètent le lessivage des sédiments volcaniques dans la couche limite sédiments-eau, plutôt que les modèles de circulation océanographique.

[43] Le piégeage particulaire des eaux de surface radiogéniques Nd pourrait également avoir eu un impact sur la composition isotopique du Nd dissous au fond de la mer, en particulier si la ventilation en eau profonde dans le bassin était relativement lente et restreinte. Cependant, l'occurrence d'une excursion radiogénique similaire à un moment différent au cours d'un intervalle de forte abondance de verre volcanogène dans le site 525 favorise le lessivage des sédiments volcanogènes. Si le balayage des particules de la surface a causé le 7 ε-augmentation unitaire au site 530, un tel signal aurait influencé d'autres sites de la région, en particulier ceux à des profondeurs d'eau plus faibles. De même, si le ∼5 ε-l'excursion de l'unité au site 525 était due à un balayage de surface, une excursion similaire serait attendue au site voisin 357, cependant, la composition enregistrée au site 357 diminue pendant l'excursion radiogénique au site 525.

[44] Nous excluons également l'influence de la convection profonde locale car les eaux de source auraient dû provenir du plateau continental salin voisin du bassin de l'Angola, à plus de 1200 km. Une convection suffisante pour avoir influencé le site 525 aurait également influencé la composition de la masse d'eau au site 357 cependant, le site 357 enregistre une diminution pendant l'excursion radiogénique au site 525. Le processus le plus probable qui explique les excursions radiogéniques aux sites 525 et 530, invoque le lessivage des sédiments volcaniques.

[45] Après l'excursion radiogénique, l'eau de mer εnd(t) au site 530 ont enregistré une diminution générale à long terme similaire aux autres sites de l'Atlantique Sud, et la plage de valeurs chevauche celles enregistrées aux sites 357, 511 et 690 à la fin du Campanien. Cette diminution est cohérente avec la suggestion que la composition isotopique du Nd dissous a progressivement diminué en réponse à l'affaissement du LIP, comme discuté ci-dessus. Il y a de la dispersion dans l'enregistrement campanien au sein des enregistrements individuels, mais cela reflète probablement des effets océanographiques à court terme, car les isotopes Nd des débris de poisson se sont révélés suffisamment sensibles pour capturer des événements de l'ordre de <10 000 ans, même jusqu'au Crétacé. [par exemple, Piotrowski et al., 2005 MacLeod et al., 2008 ]. Mais la large convergence des valeurs (toutes les valeurs comprises dans ∼2,5 ε-unités dans le Campanien par opposition à l'intérieur de ∼6 ε-unités au Cénomanien) et les tendances enregistrées aux sites 357, 511, 530 et 690 au Campanien supérieur suggèrent qu'une masse d'eau commune a circulé dans la région.

[46] Alors que les données présentées ici indiquent une masse d'eau commune dans les bassins de l'Atlantique sud à la fin du Campanien, Voigt et al. [ 2013 ] a suggéré que la crête Walvis-Rio Grande Rise restait une barrière à la circulation océanique dans le Paléocène. Ils ont émis l'hypothèse qu'une masse d'eau de source sud s'écoulant sur la crête aurait enregistré la signature hautement radiogénique observée au site 525, et le site 530 situé au nord du site 525 n'a pas enregistré de valeurs radiogéniques similaires de la fin du Campanien au Maastrichtien. Ainsi, il a été suggéré que la source de la masse d'eau dans le bassin de l'Angola ne pouvait pas avoir été l'océan Austral.

[47] Un moyen potentiel de réconcilier les différences enregistrées sur les sites 525 et 530 est d'envisager la possibilité que la crête de Walvis était encore un obstacle important à l'advection vers le nord d'une masse d'eau de source sud dans le bassin de l'Angola à la fin du Campanien. Le moyen le plus probable pour les eaux profondes de source méridionale de remplir le bassin de l'Angola à la fin du Campanien et du Maastrichtien était la subsidence du Rio Grande Rise. La subsidence aurait établi une connexion au moins à des profondeurs d'eau intermédiaires entre l'océan Austral et l'ouest de l'Atlantique Sud. Les eaux profondes auraient alors pu s'écouler dans le bassin de l'Angola à travers une zone de fracture, analogue à la zone de fracture moderne de la Romanche.

[48] ​​Les données du site 357 du Rio Grande Rise nous permettent de tester la communication à travers le Rio Grande Rise à la fin du Campanien jusqu'au Maastrichtien. Le site 357 était situé à une paléoprofondeur similaire (∼1600–1400 m Figure 2) [Thiede, 1977 Aboyeur, 1983 ] jusqu'au site 525, et géographiquement, les deux sites n'étaient situés qu'à ∼1000 km l'un de l'autre pendant le Maastrichtien. Le εnd les valeurs enregistrées au site 357 sont significativement inférieures à celles du site 525, similaires à celles enregistrées au site 511 au sud du Rio Grande Rise, et au site 530, au nord. Ce modèle isotopique Nd suggère que les sites 357, 511 et 530 partageaient tous une masse d'eau commune qui a pénétré le système Rio Grande Rise-Walvis Ridge. La composition distincte en Nd des eaux enregistrées au site 525 enregistre la lixiviation du verre volcanique à travers cet intervalle et ne reflète pas le flux d'eau à travers le système Walvis Ridge-Rio Grande, comme indiqué ci-dessus. La comparaison des sites 357 et 525 suggère un âge campanien précoce d'ouverture de la montée du Rio Grande à une circulation d'eau intermédiaire et profonde.

[49] Le moment de la fin du Campanien de la masse d'eau commune de l'Atlantique Sud est cohérent avec les conclusions de Robinson et al. [2010]. Ils ont suggéré que la diminution à long terme enregistrée au site 530, ainsi que la convergence des valeurs du site 530 avec celles du site 766 de l'océan Indien, résultaient du début de la convection dans l'océan Austral (Southern Component Water (SCW)). Nos nouvelles données provenant de sites supplémentaires dans l'Atlantique Sud et l'océan Austral suggèrent que le début de la convection SCW a probablement commencé beaucoup plus tôt, potentiellement à la fin de l'Albien, et que la subsidence tectonique a permis à SCW de circuler vers le nord dans la région du site 530 à la fin du Campanien.

[50] De plus, la convergence de la composition des masses d'eau enregistrée sur les sites peu profonds 357, 511, 690 et 1138, avec celle enregistrée sur les sites plus profonds 361 et 530 implique une tendance vers une stratification verticale diminuée. À la fin du Campanien, l'océan profond était rempli par une seule masse d'eau, des profondeurs abyssales jusqu'à au moins 1500 m de profondeur d'eau.

4.3. Circulation océanique mondiale au Crétacé

[51] Le corpus existant de données isotopiques du Nd du Crétacé supérieur dans l'Atlantique Nord, l'Atlantique Sud, la Téthys, le Pacifique et les océans proto-indien soutient une circulation de renversement caractérisée par plusieurs sources distinctes de convection aux hautes et basses latitudes. Cette étude confirme la formation d'eaux profondes dans le secteur atlantique de l'océan Austral (SCW) tout au long du Crétacé supérieur, prolongeant le record d'existence de SCW de ∼25-30 millions d'années. Murphy et Thomas [ 2012 ] ont trouvé des preuves de convection dans le secteur indien de l'océan Austral sur la base des tendances et des valeurs des sites ODP 763, 765, 766 et 1138 (Figure 5). Cependant, à la fin du Campanien, la convection dans le secteur indien a été remplacée par le SCW comme suggéré par Robinson et al. [ 2010 ] et cette étude (Figure 5). L'extension progressive du fond marin dans le proto-océan Indien et l'affaissement de certaines parties du plateau de Kerguelen ont probablement favorisé l'écoulement de SCW dans la région et modifié le modèle de convection régional.

[52] Travaux récents de Martin et al. [ 2012 ] et Robinson et Vance [ 2012 ] fournissent des synthèses détaillées des données existantes, et les nouvelles données clés qu'ils présentent indiquent que les eaux intermédiaires et profondes de l'Atlantique Nord εnd(t) les valeurs diminuent également au Campanien et au Maastrichtien. Plus tard dans le Maastrichtien (∼68 Ma), les valeurs extrêmement non radiogéniques trouvées à Demerara Rise, qui suivent la formation de la Demerara Bottom Water à basse latitude [MacLeod et al., 2008 Jiménez Berrocoso et al., 2010 ], montrent un important décalage radiogénique (Figure 5) qui coïncide avec le réchauffement anormal de l'Atlantique Nord pendant une période de refroidissement global [MacLeod et al., 2011 ]. Le changement interprété des masses d'eau à ce moment-là peut être cohérent avec le modèle de « piratage de la chaleur » pour expliquer le réchauffement, dans lequel le début de la convection de l'Atlantique Nord attire les eaux tropicales chaudes vers des latitudes plus élevées, expliquant le réchauffement apparent des régions tempérées.MacLeod et al., 2005 Isaza-Londoño et al., 2006 MacLeod et al., 2011 ]. MacLeod et al. [ 2011 ] et Martin et al. [ 2012 ] soutiennent que le εnd diminution dans l'Atlantique Sud au cours du Campanien, qui coïncide avec l'approfondissement de la profondeur de compensation du carbonate de calcium dans l'Atlantique Nord [Franck et Arthur, 1999 ], indique un début plus précoce de la convection dans l'Atlantique Nord, déplaçant la date de début à ∼80 Ma.

[53] Cependant, Robinson et Vance [ 2012 ] a interprété les données pour refléter la ventilation de l'Atlantique Nord profond par SCW. La ventilation méridionale de l'Atlantique Nord est encore renforcée par l'absence de toute « piraterie thermique » dans les hautes latitudes septentrionales jusqu'à la fin du Maastrichtien [MacLeod et al., 2005 ]. De plus, la convergence de l'Atlantique Nord et Sud εnd valeurs avec celles de l'océan Indien oriental [Murphy et Thomas, 2012 ] s'explique mieux avec une source de l'Atlantique Sud qu'avec une source de l'Atlantique Nord. L'enregistrement des isotopes d'oxygène des sites 511 et 690 montre plusieurs degrés de refroidissement à la fois dans les eaux de surface et intermédiaires coïncidant avec la εnd déplacement montré ici, peut-être indicatif d'une plus grande production de SCW lorsqu'il a pénétré le système Rio Grande Rise-Walvis Ridge et est entré dans l'Atlantique Nord [Huber et al., 1995, 2002 Robinson et al., 2010 ]. Les enregistrements des isotopes de l'oxygène benthique du Maastrichtien au nord et au sud du système Rio Grande Rise-Walvis Ridge semblent confirmer une masse d'eau constante, et sont en grande partie en accord avec les enregistrements des sites 511 et 690 [Franck et Arthur, 1999 ]. Les enregistrements des isotopes du carbone ont été interprétés comme une convergence des masses d'eau du Maastrichtien tardif, contrairement à l'âge Campanien tardif posé ici et à l'absence apparente de changement simultané des isotopes de l'oxygène [Franck et Arthur, 1999 ].

[54] L'enregistrement du site 530 confirme que le SCW a circulé vers le nord dans l'Atlantique à la fin du Campanien, et les sites 361, 511 et 1138 indiquent que le SCW était une caractéristique à long terme de la circulation renversante du Crétacé supérieur. La persistance du SCW résulte probablement de son emplacement à haute latitude et suggère que la convection à haute latitude est relativement insensible aux tendances de réchauffement ou de refroidissement - les hautes latitudes favorisent généralement la convection des eaux denses quel que soit l'état du climat. Cette étude appuie l'affirmation de Robinson et Vance [ 2012 ] que l'Atlantique Nord pendant le Crétacé supérieur n'était tout simplement pas situé à une latitude suffisamment élevée pour favoriser la convection - les températures de surface de la mer étaient probablement trop chaudes.


Notes d'échafaudage

Les enseignants doivent élaborer leur propre plan individuel sur la façon dont ils enseigneront l'unité. Les activités d'apprentissage et les ressources pédagogiques de cette unité sont destinées à compléter d'autres activités pédagogiques dirigées par l'enseignant. Bon nombre des expériences d'apprentissage sélectionnées fournissent des liens vers d'excellents documents préparatoires, des ressources pratiques supplémentaires, des conseils pédagogiques et des liens interdisciplinaires.

Les enseignants devront créer leurs propres présentations multimédias, donner des conférences et assigner des travaux auxiliaires à leurs étudiants afin de préparer le terrain pour une utilisation efficace des activités d'apprentissage contenues dans le présent document. Par conséquent, il est impératif d'allouer du temps pour revoir les activités et le matériel de base avant d'utiliser les expériences d'apprentissage de cette unité et de sonder les élèves sur leurs connaissances antérieures avant de commencer une activité.

De plus, bien que certaines activités puissent incorporer des évaluations, les enseignants peuvent avoir besoin de créer leurs propres évaluations pour s'assurer qu'elles sont appropriées pour les élèves qu'ils enseignent.

Les astérisques (*) indiquent des recommandations de ressources pédagogiques et d'informations contextuelles pour le soutien aux activités.

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*Les interactions entre le soleil et la Terre qui créent la circulation atmosphérique et la circulation océanique qui se traduisent ensuite par les régimes météorologiques et climatiques, sont très compliquées. Cette unité commence par la façon dont la Terre se réchauffe et comment la chaleur est retenue et distribuée dans la basse atmosphère. Nous examinons ensuite comment la circulation atmosphérique et la circulation océanique sont interdépendantes et explorons la circulation thermohaline. L'unité se termine par le rôle important que joue la glace dans les processus océaniques et climatiques.

Les activités en Climat et bilan énergétique de la Terre nécessitent l'utilisation d'un ordinateur et la préparation préalable du matériel par l'enseignant. Une section utile et complète de conseils et de directives pour les enseignants sur la "Page d'informations sur les éducateurs"s" est fournie. Nous recommandons fortement la section qui répertorie le matériel nécessaire pour les activités.

Partie A : Énergie solaire et cycle de l'eau comprend une animation et une activité qui peut être réalisée sous forme de démo. L'activité nécessite des matériaux pour modéliser le cycle hydrologique : une boîte à chaussures en plastique, une lampe chauffante, une tasse, de la glace et du sable, du gravier ou de la terre. Un exemple d'installation est présenté sur la page de l'étudiant. Il existe un certain nombre de modèles de cycle hydrologique préfabriqués qui fonctionneront également bien et qui peuvent être achetés auprès de sociétés d'équipement de fournitures de laboratoire scientifique.

Partie C : Explorer l'effet de serre Il existe de nombreuses façons de gérer le contenu de cette activité si l'enseignant a des besoins d'enseignement différenciés. Il y a une courte vidéo de 45 secondes, une animation, puis un article, le tout pour l'instruction et la discussion.Il y a alors une animation de la relation entre les gaz à effet de serre et la température moyenne à la surface de la Terre. L'activité se termine par une vidéo de 5 minutes. Tous les composants de l'activité peuvent être dirigés par un enseignant, individualisés pour les besoins des étudiants ou effectués sur un iPad à l'aide de l'application Earthlabs.

Partie D : Laboratoire de gaz à effet de serre est une activité de laboratoire mettant l'accent sur les concepts appris dans la partie C. Il est fortement recommandé que l'enseignant vérifie le matériel et les procédures à l'avance car un peu de configuration est nécessaire. Le laboratoire recommande l'utilisation de sondes, mais des thermomètres ordinaires peuvent également être utilisés.

Configurations globales des vents et convection est une activité qui utilise des visuels et des discussions dirigées par des enseignants pour enseigner les relations entre le bilan radiatif de la Terre et la circulation atmosphérique. L'activité introduit également l'effet Coriolis. Les graphiques et les liens de l'effet Coriolis à l'étape 6 de l'activité ne sont pas liés. Une visualisation de remplacement peut être trouvée à l'animation de l'effet Coriolis Exploring Earth's

Modélisation de l'effet Coriolisest un petit laboratoire de modélisation de Carolina Biological. À l'aide d'un ballon et de deux marqueurs permanents de couleurs différentes, les élèves modélisent l'effet Coriolis. Les deux premières extensions sont recommandées car la première demande aux étudiants de relier le mouvement des grandes masses d'air, des courants océaniques et des ouragans à l'effet Coriolis et à la recherche de cartes à l'appui et la deuxième extension demande aux étudiants de discuter de l'inégalité du chauffage de la Terre, des courants de convection, du vent courants, les courants océaniques et l'effet Coriolis sont liés à la distribution du biome. Le laboratoire comprend un ensemble de questions d'analyse.

Le court métrage NOVA Video, L'effet Coriolis, utilise une vidéo satellite simple mais efficace des ouragans et des simulations pour illustrer l'effet Coriolis. Il est recommandé que l'enseignant publie une question de "réflexion" tirée des questions posées tout au long de la vidéo et que les élèves enregistrent et discutent de leurs réponses avant de lire la vidéo.

Les courants océaniques font des vagues est une vidéo de 3 minutes sur les différentes façons dont l'eau dans l'océan se déplace. Il fait bien la différence entre les marées et les différents types de courants.

Détection d'El Niño dans les données de température de surface de la mer fait partie du Earth Exploration Toolbook et contient des instructions explicites étape par étape pour l'enseignant utilisant l'activité. Les enseignants devront télécharger une version d'essai gratuite du logiciel My World GIS. Nous recommandons fortement aux enseignants de parcourir l'activité avant de l'utiliser avec les élèves pour s'assurer de la compréhension. Un dossier de projet d'étude de cas complet est également à la disposition de l'enseignant.

Il y a deux parties de l'activité Pourquoi nous étudions la cryosphère (LAB 1B). Le premier, Mesure de l'albédo nécessite l'utilisation de photomètres ou de sondes, et la préparation préalable des matériaux de surface qui seront mesurés. Bien que le laboratoire demande de la neige ou de la glace pilée, de la glace ordinaire peut être utilisée si rien d'autre n'est disponible. La seconde partie Mesure de la température peut être complété à l'aide de thermomètres ou de sondes de température ordinaires. Si l'accès aux lampes est limité, cela peut être fait sous forme de démonstration/activité en classe entière dirigée par l'enseignant, en appelant les températures après chaque intervalle. Il n'est pas nécessaire de faire la "Mesure de l'albédo" avant la "Mesure de la température" (si les sondes ne sont pas disponibles), car après avoir terminé la deuxième activité, le concept de "albedo" devient plus compréhensible. Le lien vers les pages étudiants est donné dans les notes d'activités.

*Une section utile et complète de conseils et de directives pour les enseignants sur la page liée, "Page d'informations sur les éducateurs"s", est fournie.

Bande transporteuse océanique mondiale est une activité qui commence par poser une question aux élèves sur la circulation thermohaline. Les apprenants complètent ensuite un laboratoire menant à des solutions possibles à la question. Cette activité se prête bien à un apprentissage basé sur l'investigation, car les élèves sont invités à approfondir leurs recherches et à présenter leurs découvertes à la classe.

L'activité de laboratoire contient de nombreuses ressources d'informations générales ainsi que plusieurs conseils et suggestions pour les enseignants, tels que la nécessité de préparer les icebergs salés au moins un jour à l'avance.

Expédition 2005 des tremplins de l'Atlantique Nord : de haut en bas entraîne les élèves dans un voyage jusqu'au fond des océans, où les monts sous-marins interrompent les courants océaniques et font monter et traverser la surface des monts sous-marins, riches en nutriments. Les élèves feront des recherches sur les effets que le changement climatique peut avoir sur les populations fauniques des monts sous-marins de la Nouvelle-Angleterre et de Corner Rise. La procédure d'apprentissage recommande comme première étape la lecture des essais d'introduction.

Les activités en Océans gelés de la Terre (Climat et cryosphère Lab 2) nécessitent l'utilisation d'un ordinateur et la préparation préalable du matériel par l'enseignant. Une section utile et complète de conseils et de directives est fournie aux enseignants sur la page liée, "Educator's Information Page". Nous vous recommandons fortement de lire la section qui répertorie le matériel nécessaire pour les activités.

Partie A : Glace de mer et courants océaniques examine l'effet de l'eau super salée et super froide. Il comprend deux courtes vidéos, une activité de laboratoire et une visualisation des molécules impliquées dans le chauffage et le refroidissement de l'eau salée. Encore une fois, le lien de l'application Earthlabs est fourni pour afficher les visualisations sur un iPad.

Partie B : Épaisseur de glace de mer demande aux élèves de visualiser des diagrammes, des graphiques et une vidéo.

Partie C : Étendue de la banquise arctique demande aux élèves d'utiliser un " Outil d'animation de l'indice de glace de mer" pour produire des graphiques qui montrent les changements saisonniers et climatiques de la glace de mer. Cet outil d'animation est simplement lié et ne nécessite aucun téléchargement. L'activité demande aux élèves de tracer leurs données afin que les enseignants puissent passer du temps à montrer comment utiliser Excel pour cela. Alternativement, le tracé peut être créé en classe, ou les élèves peuvent créer des tracés au papier et au crayon.


Jason E. Box est reconnu pour son travail sur la corrélation des indices climatiques qui a inspiré une partie de cette étude, et David N. Wiese pour avoir produit les mascons du JPL et commenté l'analyse GRACE. Nous remercions Bart Root et Alexander Jarosch pour nous avoir fourni les corrections GIA pour la région de Barentz et l'Islande, respectivement, et Edwin H. Sutanudjaja pour les données du modèle PCR-GLOBWB v2. Nous remercions Geert Jan van Oldenborgh pour la mise à disposition des indices climatiques sur climexp.knmi.nl.

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Mots clés : GRACE, glaciers, calottes glaciaires, niveau de la mer, bilan de masse

Citation : Wouters B, Gardner AS et Moholdt G (2019) Global Glacier Mass Loss during the GRACE Satellite Mission (2002-2016). De face. Terre Sci. 7:96. doi: 10.3389/feart.2019.00096

Reçu : 15 octobre 2018 Accepté : 18 avril 2019
Publié: 21 mai 2019.

Matthias Holger Braun, Université d'Erlangen Nuremberg, Allemagne

Roelof Rietbroek, Université de Bonn, Allemagne
Horst Machguth, Université de Fribourg, Suisse

Copyright © 2019 Wouters, Gardner et Moholdt. Il s'agit d'un article en libre accès distribué sous les termes de la Creative Commons Attribution License (CC BY). L'utilisation, la distribution ou la reproduction dans d'autres forums est autorisée, à condition que le ou les auteurs originaux et le ou les titulaires des droits d'auteur soient crédités et que la publication originale dans cette revue soit citée, conformément aux pratiques académiques acceptées. Aucune utilisation, distribution ou reproduction non conforme à ces conditions n'est autorisée.


7. Conclusions

[39] La comparaison des enregistrements isotopiques de l'oxygène et du carbone de la carotte MD99-2343 dans le nord-ouest de la Méditerranée avec les enregistrements isotopiques de l'Atlantique nord-est et du Groenland Ice Core (GISP2) nous a permis d'élucider la relation entre les circulations thermohalines profondes dans l'Atlantique et Méditerranée depuis 52 000 ans. Inférieur G. bulloides 18 O et C. pachydermus Les valeurs de δ 13 C pendant les événements interstades indiquent des eaux de surface plus chaudes en Méditerranée et des taux réduits de convection en eau profonde en réponse au transfert de chaleur et d'humidité vers l'Europe occidentale pendant les périodes de formation accrue de NADW. En revanche, l'augmentation des valeurs isotopiques de l'oxygène et du carbone lors d'événements stadiaux était le résultat de températures froides et de conditions climatiques terrestres sèches qui ont amélioré la formation d'eau profonde en Méditerranée pendant les périodes de production réduite de NADW. Étant donné que la variabilité de la température au Groenland était principalement régulée par la circulation thermohaline de l'Atlantique Nord et les taux associés d'advection de chaleur vers le nord, nous concluons que la circulation des eaux profondes dans l'Atlantique profond et la Méditerranée étaient généralement anticorrélées pendant les événements stadiaux-interstades de la dernière période glaciaire. Une exception à cette relation s'est produite pendant la partie médiane de l'HE, lorsque la circulation thermohaline à la fois dans la Méditerranée profonde et dans l'Atlantique a été réduite. A ces moments, des anomalies isotopiques négatives brèves mais prononcées se sont produites dans le G. bulloides 18 O et C. pachydermus Records de 13 C, coïncidant avec de fortes augmentations de l'abondance des espèces polaires N. pachyderma (s) et le coccolithophoride d'eau froide E. huxleyi (>4 m). Les températures froides et le climat aride ont dominé au milieu de l'HE qui aurait dû être une période de haute salinité et de forte densité des eaux de surface méditerranéennes. Comme de faibles salinités ne sont pas prévues pendant les périodes de climat froid et sec, une source d'eau douce externe est nécessaire pour expliquer la diminution du planctonique méditerranéen δ 18 O et de la salinité de la surface de la mer. Nous concluons que les icebergs de l'Atlantique Nord ou les eaux de fonte qui en dérivent sont entrés en Méditerranée. L'effet était de réduire la salinité de surface et la formation d'eau profonde en Méditerranée, similaire à l'impact de l'eau de fonte sur la réduction des taux de formation de NADW. Les événements de Heinrich représentent le seul moment au cours des événements stadial-interstadial de la dernière période glaciaire où la circulation thermohaline profonde de l'Atlantique Nord et de la Méditerranée a été simultanément réduite.


Apocalypse

Les pires scénarios sont rarement envisagés pour les catastrophes et généralement pour une bonne raison. Ils sont soit si improbables, soit si ennuyeux qu'il ne sert à rien de s'inquiéter ou d'y penser. Le pire des cas d'impact est celui qui détruirait complètement la Terre et créerait entièrement une autre ceinture ou planète d'astéroïdes. Le pire des cas de tornade serait celui qui produirait des dégâts de niveau Jarrell tout en se déplaçant à plus de 70 mph à travers le centre-ville d'une grande ville (Pas probablement du tout !). Les basaltes d'inondation et les sursauts gamma sont des événements similaires. Cependant, l'hiver volcanique par éruption explosive n'est pas comme ça, car nous ne connaissons même pas les effets climatiques des éruptions VEI 7 supérieures, sans parler des VEI 8. Nous ne pouvons pas simplement nous asseoir ici et dire « Nous ne savons pas, alors oubliez ça. » J'ai donc fait quelques remue-méninges et j'ai conceptualisé un scénario potentiel du pire des cas pour l'hiver volcanique explosif.

Tout d'abord, abordons le meilleur des cas, ces derniers temps, certains scientifiques ont déclaré que les éruptions VEI 8 produisent des effets climatiques limités, produisant une baisse des températures inférieure à 1 C. Il semblerait qu'il y ait une guerre froide en ce qui concerne les effets de ces éruptions entre sceptiques et partisans de l'hiver volcanique apocalyptique. Personnellement, je pense qu'une éruption VEI 8 produirait probablement une chute de température de 5-8 C. Assez méchant mais pas fou, le simple fait qu'un argument puisse être avancé pour une baisse de 10+ C ou 1> C montre à quel point nous en savons peu.

La bataille centrale de cette guerre froide est l'éruption du Toba, divers arguments ont été avancés de part et d'autre mais les preuves matérielles penchent du côté des sceptiques. Les deux principaux arguments avancés par les sceptiques sont qu'à mesure que la masse de SO2 libérée augmente, les aérosols deviendront plus gros et seront évacués plus rapidement et des concentrations plus élevées d'aérosols ne peuvent pas être maintenues car la microphysique des aérosols entraînera des taux d'élimination plus élevés. Les partisans se sont disputés avec les sceptiques quant à la mesure dans laquelle ces facteurs limiteraient l'hiver volcanique, mais il n'y a pas beaucoup d'arguments sur d'autres façons dont les effets climatiques de l'éruption de Toba pourraient être neutralisés.

Certains ont fait valoir que la charge de soufre de l'éruption du Samalas est le point où les aérosols deviennent trop gros et sont évacués plus rapidement. Pour référence, cette éruption a libéré environ 120 à 240 mégatonnes de SO2, si cette masse était la limite d'un hiver volcanique durable, alors il serait prudent de dire que nous n'aurions pas vraiment à nous soucier des éruptions plus importantes. Heureusement, nous avons un événement préhistorique qui réfute cela : il y a 7 600 ans, le mont Mazama a produit une éruption de taille similaire à l'éruption de Samalas également avec des quantités de SO2 similaires pour l'hémisphère nord. Une analyse des carottes de glace suite à cette éruption a montré que le SO2 a été évacué sur une période de 6 ans ! Je suis donc sûr que cela signifie que l'éruption du Samalas n'a pas dépassé le seuil de masse parfaite. Quelle que soit cette « messe magique », je ne pense pas qu'aucune éruption historique ne l'ait dépassée, pour autant que nous sachions, cela pourrait être un assez petit nombre ou ce pourrait être le chiffre le plus massif.

La première limite à un hiver volcanique explosif est le temps, les aérosols ont généralement une durée de vie de 2-3 ans au maximum. Les pires effets disparaîtront généralement après la deuxième année et il n'y a aucune raison de supposer que les règles changeraient avec des éruptions plus importantes. Trouver des données physiques concrètes concernant un événement si bref sera extrêmement difficile, les effets à long terme sont probablement légers par rapport à d'autres événements de refroidissement, de sorte qu'ils peuvent ne pas être fiables non plus. L'éruption de Toba a eu lieu pendant la période glaciaire et je crois que la période glaciaire a neutralisé l'éruption.

Il y a deux ingrédients fondamentaux pour les aérosols sulfuriques, le SO2 et l'eau. S'il n'y en a pas assez, peu importe la quantité de l'autre, vous ne verrez pas grand-chose. Je pense que le SO2 libéré par l'éruption de Toba n'avait pas beaucoup d'eau avec laquelle travailler à cause de la période glaciaire. Cela peut sembler un argument stupide en un coup d'œil, étant donné que le gaz le plus abondant libéré par les éruptions volcaniques est la vapeur d'eau, donc cela ne devrait sûrement pas être un problème. Des injections de vapeur d'eau volcanique stratosphérique ont été étudiées et, de manière choquante, elles ont constaté que bien qu'il y ait eu une augmentation, cela n'a duré que quelques jours, pas assez de temps pour former tous les aérosols. D'autres études sur l'injection stratosphérique d'autres gaz volcaniques ont fait valoir que tous ne peuvent pas atteindre la stratosphère. En fait, seules des quantités limitées de certains gaz volcaniques s'installent durablement dans la stratosphère. Les éruptions effusives n'ont probablement pas ce problème en raison du fait que la dynamique du panache est complètement différente.

Pendant une période glaciaire, la vapeur d'eau naturelle ne serait pas suffisante pour réagir avec tout le SO2, je pense qu'une partie du H2O volcanique pourrait faire une résidence plus longue dans la stratosphère mais finalement pas assez. Cela pourrait en fait expliquer pourquoi de nombreuses grandes éruptions au cours des 2 derniers millions d'années ne semblent pas produire d'effets climatiques extrêmes. Les preuves de l'idée de base des injections limitées de vapeur d'eau sont étayées par des résultats réels. Je suis donc assez confiant que c'est la cause probable de la réponse climatique stérilisée de Toba.

Avec cette idée, la dynamique de grandes quantités d'aérosols sulfuriques peut être encore plus mystérieuse et difficile à comprendre. Nous ne connaissons pas ces dynamiques et jusqu'à ce que quelque chose nous accorde la compréhension et la connaissance, ni les supporters ni les sceptiques ne peuvent crier victoire. Le magnétisme d'une catastrophe incroyable ou la peur de celle-ci peut obscurcir l'esprit de quelqu'un, après tout, peu importe à quel point on prétend qu'il est impartial, il sera toujours enclin d'un côté. Je suis sûr que vous pouvez deviner de quel côté je suis incliné.

Pouvons-nous même discerner concrètement le pire des scénarios sans cette connaissance cruciale ? Non. Pouvons-nous avoir une photo ? Oui. Je crois qu'il existe le niveau parfait de masse de SO2 qui équilibre la durée de vie et l'intensité des aérosols, je ne sais pas quelle serait la valeur exacte de la "masse parfaite", mais je suis sûr qu'elle existe. La taille de l'éruption serait un facteur important pour le pire des cas, mais ce n'est pas la partie la plus importante. Quelle est l'autre partie ? Le Dryas plus jeune montre la réponse.

La cause du Dryas plus jeune a été débattue, allant d'un événement d'impact à une supernova, mais la cause la plus acceptée est une impulsion d'eau de fonte fermant la circulation de renversement méridional de l'Atlantique. L'AMOC, comme nous l'appellerons dans cet article, est responsable du transport de l'eau chaude dans l'Atlantique Nord. C'est ce qui maintient le climat de l'Europe de l'Ouest et de l'Amérique de l'Est au chaud. Il fait partie de la circulation thermohaline mondiale.

Il existe une hypothèse selon laquelle l'éruption du Laacher See coïncide avec l'impulsion d'eau de fonte qui a déclenché cet événement. (Remarque : le volcan Laacher see est en Allemagne et fait partie d'un système de coups de pied immobiles et si vous souhaitez plus d'informations, lisez cet article https://www.volcanocafe.org/unrest-at-laacher-see-is-it- us-or-the-volcano/) Cette hypothèse n'a pas été confirmée, mais il n'y a eu aucune preuve significative contre elle. Des Dryas plus jeunes ont eu lieu très peu de temps après cette éruption et une rétroaction positive de la circulation glace-océan pourrait soutenir le refroidissement de l'éruption. La dynamique d'un tel processus n'est pas réglée et c'est ce qui fait que cette idée reçoit plus de soutien.

Pour que cette hypothèse fonctionne, nous devons découvrir comment l'impulsion d'eau de fonte intensifierait et maintiendrait le refroidissement des aérosols. Comme mentionné précédemment, le pouls ralentirait la circulation méridienne de renversement de l'Atlantique et nous avons déjà des données actuelles sur ce à quoi cela ressemblerait car l'AMOC s'affaiblit rapidement maintenant. Que l'on croie au changement climatique anthropique apocalyptique (je suis moi-même assez sceptique) ne change rien au fait que l'AMOC s'affaiblit assez rapidement maintenant et en fait, c'est le plus faible qu'il ait été en 1600 ans. (Les données vont à 450, elles étaient stables de cette époque au 19e siècle.) Je pense que cela pourrait être ce qui a conduit les récentes saisons actives des ouragans dans l'Atlantique et certaines des récentes puissantes tempêtes de vent européennes. Nous pouvons voir clairement les résultats de ce changement dans l'océan, car une goutte croissante d'eau froide existe dans l'Atlantique nord. Ce ralentissement entraînerait une diminution de la salinité ainsi que de la température.

La première chose qui améliorerait l'hiver volcanique est le fait que l'eau douce gèle plus rapidement que l'eau salée, avec un afflux soudain d'eau douce froide avec un transport réduit d'eau salée chaude. Une quantité importante de glace de mer pourrait se développer, mais sa quantité dépendrait de l'ampleur du refroidissement. En raison de la nature de l'hiver volcanique, le refroidissement le plus intense aurait lieu pendant l'été et, en tant que tel, pendant un an ou deux, la fonte de la banquise serait faible et pourrait même s'accumuler. Une fois les aérosols éliminés, cette banquise fondrait et perturberait encore plus la circulation.

Si suffisamment de glace de mer se développe, la glace pourrait augmenter l'albédo de la Terre et donner également à l'hiver volcanique un bon coup de pouce. Avec l'affaiblissement de l'AMOC, il y aurait une augmentation de la baroclinicité, ce qui conduirait à des cyclones extra-tropicaux plus puissants. Ce qui signifie qu'il y aurait des chutes de neige plus importantes qui pourraient également donner un coup de pouce à l'hiver.

Il a été dit que les grandes éruptions volcaniques sont parfaitement capables de diminuer le flux de chaleur vers l'Arctique à elles seules, après tout, l'AMOC n'est pas la seule circulation sur cette planète ! L'AMOC est connecté à d'autres courants majeurs à travers le monde, y compris les courants de Kurishio et d'Australie orientale, ils constituent tous la circulation thermohaline mondiale, donc si vous jouez avec un, vous jouez avec tout. Ainsi, l'éruption volcanique et l'impulsion d'eau de fonte perturberaient également les autres circulations, probablement dans une moindre mesure.

Tout simplement avec la nature de l'hiver volcanique à grande échelle qui perturbe déjà cette circulation, nous avons quelques problèmes, avec une impulsion d'eau de fonte, qui la rend encore plus désagréable ! Cependant, même si la perturbation actuelle de l'AMOC est liée au réchauffement de la planète, le refroidissement global est parfaitement capable de perturber également la circulation. En fait, je viens d'expliquer comment cela fonctionnerait plus tôt! Ainsi, avec les perturbations soudaines du climat à travers les aérosols, l'affaiblissement de la circulation commencerait en fait à s'intensifier et à s'aggraver.

Ce ne serait pas un événement rapide, avec le refroidissement pendant des décennies et la circulation sur support vital, de plus petites éruptions volcaniques aggraveraient les choses et pourraient maintenir la tendance plus longtemps. Cela ne durera pas éternellement, car d'autres variables climatiques existent et si nous devons supposer que la vapeur d'eau dans la stratosphère a un rôle important à l'échelle de l'hiver volcanique, il serait prudent de supposer qu'après un certain temps, il n'y aurait Cela ne suffira pas à soutenir un hiver volcanique à plus grande échelle, mais la question est la suivante : le Laacher a-t-il vu une éruption suffisamment importante pour affecter la circulation comme celle-ci ? À première vue, cela peut sembler un peu bizarre. L'éruption n'avait que la taille de l'éruption de Novarupta de 1912 et la charge de SO2 était similaire à celle de l'éruption de Tambora, cette éruption a produit environ 120 mégatonnes de SO2.

Mais examinons cette proposition un peu plus loin, y a-t-il eu une éruption comme cette époque historique ? Une éruption avec des effets réels et bien étudiés ? Oui! En fait, il a à peu près la même charge de SO2 et s'est déroulé fermement dans le même hémisphère. Elle s'appelait Laki.

À partir du 8 juin 1783, cette fissure massive libérerait 14,7 km3 de magma liquide avec 0,8 km de DRE de téphra également sur 9 mois, mais surtout au cours des 6 premiers mois, couvrant la brume européenne mêlée de gaz volcaniques qui ont tué des dizaines de milliers et produit un de l'hiver volcanique le plus rigoureux connu de l'histoire. Bien que cela soit inconnu, il est possible que l'hiver volcanique ait tué ou aidé à tuer des millions de personnes dans le monde. Cette éruption a également produit environ 120 à 150 mégatonnes de SO2, mais la dynamique du panache de cette éruption a assuré que tout ce gaz ne ferait pas une résidence durable dans la stratosphère. En regardant ce tableau, nous pouvons voir que la baisse totale de l'irradiance solaire due à cette éruption est d'environ 15,5 W m -2 . Il est important de noter que tout cela ne vaut que pour l'hémisphère nord et une fois que vous avez pris en compte cela, à Laki, vous pouvez figurer parmi les 3 premières éruptions de cette liste.

L'éruption du Laki a provoqué une chute des températures de l'ordre de 1,3°C pour l'hémisphère nord, un très mauvais hiver volcanique pour le moins. Je pense que cela nous donne une idée des impacts climatiques potentiels de l'éruption du Laacher see. Je suis sûr que les impacts climatiques seraient beaucoup plus importants que l'éruption du Laki en raison du fait que la plupart du SO2 se rendrait dans la stratosphère et serait converti en aérosols plus durables. Une chute brutale de 1,3+ C devrait suffire à produire de la glace de mer et de la neige importantes. Que l'éruption du Laacher ait causé ou non le Younger Dryas, une éruption pourrait renforcer les effets d'une impulsion d'eau de fonte et un ralentissement de la circulation thermohaline et vice versa. (Une fois que l'éruption est suffisamment importante !)

Le pire des cas serait une grande éruption avec cette hypothétique masse parfaite de SO2 se produisant avec une impulsion d'eau de fonte avec un ENSO neutre ou négatif. Je ne suis pas qualifié pour donner des chiffres précis, mais je suis sûr que cela ferait chuter les températures mondiales d'au moins 9 °C. Encore une fois, je ne peux pas réellement prouver mon hypothèse, mais quelqu'un d'autre le peut ! S'il y a des climatologues et des volcanologues qui lisent ceci, donnez-leur l'idée !

Ce ne serait pas un de mes articles si je n'essayais pas d'une manière ou d'une autre de relier cela au présent ! Alors, les conditions sont-elles actuellement adaptées à un scénario du Dryas plus jeune ? C'est un NON catégorique, mais je pense que les conditions actuelles sont propices à un bon hiver volcanique. Nous avons déjà des problèmes avec l'AMOC, mais y a-t-il d'autres variables de soutien ? Actuellement, dans l'hémisphère sud, d'importants icebergs se détachent et la plate-forme glaciaire de l'Antarctique occidental est instable. Si nous pouvons obtenir plus de glace, nous pourrions voir des perturbations dans les circulations dans le sud.

Un autre problème est que le Beaufort Gyre, un courant marin arctique, accumule de l'eau douce depuis des années et qu'il finira par rejeter cette eau dans l'Atlantique. Ce n'est rien comparé à l'eau douce libérée pendant le Dryas plus jeune, mais c'est toujours important. Cela ne suffirait pas pour emmener l'hiver volcanique à Super Saiyan mais cela pourrait suffire à Kaio-ken. Nous avons également vu la vapeur d'eau stratosphérique augmenter au cours des dernières années. Cela a été un problème pour la couche d'ozone, car la vapeur d'eau contribue à la destruction de l'ozone. Maintenant, je n'ai pas pu trouver le nombre exact, mais nous pouvons le découvrir avec les informations dont nous disposons. Actuellement, il y a 4 à 10 ppmv de vapeur d'eau dans la stratosphère, maintenant la stratosphère contient environ 20% de la masse de l'atmosphère et la quantité totale de particules dans l'atmosphère est de 1,09, donc divisons cela par 20%, Euh je veux dire 5 ! Ce qui conduit à 2,18吆 43 supprimons 6 zéros et multiplions la valeur par 4, ce qui nous donne 8,72吆 37 . La masse molaire pour H2O est de 18,01528(33) g/mol donc divisons à nouveau par 6,02214076×10 23 ce qui nous donne 61 772 053 298 867 multiplions ce 18 et divisons cela par un million, ce qui nous donne 1 111 896 959 tonnes. À l'extrémité inférieure, à l'autre extrémité, nous obtenons 2 779 742 398 tonnes.

Avec cela, nous constatons que même si l'éruption de Toba avait lieu maintenant, il n'y aurait toujours pas assez de vapeur d'eau pour tout ce SO2 et c'est après les tendances climatiques actuelles soutenant l'excès de H20 dans la stratosphère ! C'est quand même suffisant pour supporter une grande éruption pour le moins, donc si nous obtenons une belle éruption émettant un milliard de tonnes de SO2, nous avons assez d'eau pour transformer tout cela en aérosols. Ne tenant pas compte de la vapeur d'eau potentielle de l'éruption. En fin de compte, la microphysique des aérosols décidera de la force de l'hiver volcanique en l'absence de variables externes et aussi intelligent que je sois, c'est quelque chose que je ne pouvais pas comprendre. La dynamique des aérosols provenant d'éruptions plus importantes nécessite des recherches supplémentaires et avec un esprit ouvert, cela ne peut pas être abordé avec le mauvais dépôt. Je pense que les conditions actuelles sont propices à un hiver volcanique à grande échelle, mais avant de conclure, je dois m'adresser à l'éléphant dans la pièce.

L'éruption du Pinatubo a eu lieu récemment et a produit un hiver volcanique, cependant elle n'a semblé en aucune façon renforcée malgré une période assez favorable selon mon hypothèse. Je sais que c'était une assez petite éruption en termes de charge de SO2 par rapport aux événements historiques et elle n'apparaît même pas dans les 25 premières éruptions des 2500 dernières années. Cela pourrait donc être la réponse, mais je pense qu'étant donné qu'il y a eu un El Niño qui a eu lieu peu de temps avant et qui s'est poursuivi quelques années après l'éruption, le refroidissement n'a pas été aussi intense. Selon combien El Ninos réduit le refroidissement des volcans, le simple fait qu'il y ait eu un événement de refroidissement substantiel pourrait signifier que l'éruption du Pinatubo a été renforcée.

Quoi qu'il en soit, la réalité est, je suis sûr que nous pouvons le comprendre. Cette guerre froide entre sceptiques et partisans doit prendre fin et nous devons trouver les faits concernant l'hiver volcanique. Je pourrais me tromper complètement dans tout ce que j'ai présenté ici, mais sur le chemin de la vérité, nous devons nous attendre à des chutes. Nous pourrons peut-être tester cette idée dans la vraie vie, alors gardons également un œil sur les volcans réels !


Voir la vidéo: Usage of temporal data in this research LULC, Shoreline and Suspended sediment concentration