Circulation de retournement de l'océan Austral
La circulation de retournement de l'océan Austral (parfois appelée circulation méridienne de retournement australe [SMOC] [1] ou circulation de retournement antarctique) constitue la partie méridionale de la circulation thermohaline globale, reliant différents bassins océaniques à travers le globe. Son homologue septentrional, plus connu, est la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC). En reliant les eaux superficielles et profondes autour de l’Antarctique et joue un rôle déterminant dans la répartition de la chaleur, de l’oxygène, du carbone et des nutriments dans l’ensemble de l’océan mondial. Elle repose sur une alternance de remontée d’eaux profondes pauvres en oxygène mais riches en nutriments, et d’enfoncement d’eaux de surface plus chaudes et légères. Par son action, elle contribue à la régulation du climat mondial et au cycle global du carbone. Cette circulation joue effectivement un rôle central dans la régulation de la chaleur et du carbone à l’échelle planétaire. Son évolution récente, marquée par un renforcement de la cellule supérieure et un affaiblissement de la cellule inférieure, soulève des inquiétudes quant à sa stabilité future. Un ralentissement ou un effondrement partiel pourrait profondément modifier le climat mondial et les écosystèmes marins[2]. Malgré les incertitudes persistantes, la compréhension de ce système demeure cruciale pour anticiper les évolutions du climat dans les décennies et siècles à venir
Structure générale
on distingue classiquement deux cellules[3]. Celle des eaux profondes qui remontent vers la surface de l’océan (seconde cellule), où les masses d’eau sont transformées dans la couche mixte, puis réinjectées dans des couches plus profondes ou moins profondes.
La cellule inférieure
La cellule inférieure concerne la formation et l’écoulement des Antarctic Bottom Waters (AABW), les eaux les plus denses de l’océan mondial. Leur densité élevée résulte à la fois de températures très basses et de la salinité accrue provoquée par le rejet de sel lors de la formation de la glace de mer. À l’inverse, la fonte de cette glace injecte de l’eau douce en surface, modifiant la densité locale et la structure verticale de la colonne d’eau.
Bien que son rythme soit lent, cette cellule assure la ventilation des profondeurs océaniques et relie les couches abyssales au système global de circulation. Elle constitue un élément crucial du renouvellement et de la distribution des masses d’eau profondes sur l’ensemble de la planète.
La cellule supérieure
La cellule supérieure est principalement gouvernée par les vents d’ouest qui dominent l’océan Austral. Ces vents induisent un transport d’Ekman qui entraîne la remontée d’eaux profondes près de l’Antarctique et leur enfoncement plus au nord. Lorsqu’elles atteignent la surface, ces eaux gagnent en flottabilité à cause de la fonte des glaces (non salées) et des précipitations, donnant naissance à des masses d’eau intermédiaires comme les Subantarctic Mode Waters (SAMW) et les Antarctic Intermediate Waters (AAIW).
Cette circulation est fortement influencée par l’instabilité barocline, qui génère une grande quantité de tourbillons responsables d’un réarrangement des surfaces de densité. Leur rôle exact dans la fermeture de la circulation fait toutefois l’objet de débats, notamment en lien avec le « paradoxe du mélange manquant », selon lequel la fermeture de la circulation nécessiterait un mélange vertical qui est peu observé dans la réalité.
Rôle dans le cycle du carbone
La circulation de retournement de l’océan Austral exerce une influence majeure sur le cycle global du carbone[4]. L’upwelling ramène à la surface des eaux profondes riches en carbone inorganique dissous, susceptibles d’être échangées avec l’atmosphère. À l’inverse, les processus de downwelling entraînent l’exportation du carbone vers les profondeurs.
Ce mécanisme physique est complété par la pompe biologique, alimentée par l’activité du phytoplancton qui fixe le carbone lors de la photosynthèse ; une partie de cette matière organique coule ensuite vers les profondeurs. L’équilibre entre ces deux pompes — physique et biologique — conditionne le rôle de l’océan Austral en tant que puits ou source de CO₂. En raison de sa position stratégique dans la circulation globale, cet océan constitue l’un des principaux régulateurs du carbone atmosphérique et donc du réchauffement climatique.
Modifications récentes
Observations depuis les années 1970
Les observations montrent que la circulation évolue rapidement. Depuis les années 1970, la cellule supérieure se serait renforcée d’environ 50 à 60 %, tandis que la cellule inférieure se serait affaiblie de 10 à 20 %[5]. Une partie de ces variations s’explique par la variabilité naturelle, dont l’Interdecadal Pacific Oscillation, mais les effets du changement climatique deviennent de plus en plus déterminants.
Effets du réchauffement climatique
Le réchauffement des eaux australes intensifie la fonte des glaces continentales et de la banquise, augmentant les apports d’eau douce en surface. Cette dilution réduit la densité des eaux susceptibles de former les AABW, affaiblissant la cellule inférieure.
En parallèle, les modifications du Southern Annular Mode influencent la force et la position des vents, ce qui affecte directement l’upwelling. L’une des conséquences majeures est l’augmentation de la stratification : les couches superficielles se stabilisent et communiquent moins bien avec les couches profondes, ce qui perturbe la ventilation de l’océan et ralentit l’ensemble de la circulation.
Projections climatiques et risques de bascule
Les projections indiquent que, dans un scénario d’émissions élevées, la circulation pourrait perdre jusqu’à la moitié de son intensité d’ici 2050. Une telle diminution réduirait considérablement la capacité de l’océan Austral à absorber la chaleur et le carbone excédentaires, renforçant le réchauffement global et modifiant la dynamique climatique de l’hémisphère Sud.
Les données paléoclimatiques montrent que des réchauffements compris entre 1,7 °C et 3 °C ont déjà provoqué dans le passé un affaiblissement marqué, voire un quasi-effondrement, de cette circulation. Un éventuel effondrement actuel pourrait se dérouler sur plusieurs siècles, certains modèles l’étendant jusqu’aux environs de 2300.
Une réduction durable de la SMOC pourrait entraîner un déclin significatif de la productivité marine dans l’océan Austral, une modification importante de la répartition globale des précipitations et un affaiblissement général de la capacité de l’océan à stocker chaleur et carbone. Cette circulation est ainsi considérée comme un point de bascule potentiel du système climatique terrestre.
Notes et références
- ↑ Liu, Moore, Primeau et Wang, « Reduced CO2 uptake and growing nutrient sequestration from slowing overturning circulation », Nature Climate Change, vol. 13, , p. 83–90 (DOI 10.1038/s41558-022-01555-7, S2CID 255028552)
- ↑ (en-US) AOML Communications, « Scientists Detect a Reshaping of the MOC in the Southern Ocean », sur NOAA's Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, (consulté le )
- ↑ (en) Violaine Pellichero, Jean-Baptiste Sallée, Sunke Schmidtko et Fabien Roquet, « The ocean mixed layer under Southern Ocean sea-ice: Seasonal cycle and forcing: OCEAN MIXED LAYER UNDER SOUTHERN SEA-ICE », Journal of Geophysical Research: Oceans, vol. 122, no 2, , p. 1608–1633 (DOI 10.1002/2016JC011970, lire en ligne, consulté le )
- ↑ Matthew C. Long, Britton B. Stephens, Kathryn McKain et Colm Sweeney, « Strong Southern Ocean carbon uptake evident in airborne observations », Science, vol. 374, no 6572, , p. 1275–1280 (DOI 10.1126/science.abi4355, lire en ligne, consulté le )
- ↑ (en) Karina von Schuckmann, Lijing Cheng, Matthew D. Palmer et James Hansen, « Heat stored in the Earth system: where does the energy go? », Earth System Science Data, vol. 12, no 3, , p. 2013–2041 (ISSN 1866-3508, DOI 10.5194/essd-12-2013-2020, lire en ligne, consulté le )
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