Cette estimation, comme on a pu le voir, a un certain nombre de limites dont, en parti-culier, une grande sensibilité aux hypothèses faites pour retrouver la vitesse géostrophique absolue. On pourrait cependant envisager de réutiliser cette approche dans une zone similaire à condition d’ajouter des données de courants in situ (sADCP, lADCP) et d’avoir une meilleur connaissance a priori de la variabilité du champ de densité. On peut imaginer par exemple un glider faisant une section de manière répétée pendant la campagne afin de bien évaluer la variabilité du champ de densité.
Il serait intéressant de reprendre les différentes campagnes évoquées dans le chapitre 3 et d’appliquer la même méthodologie. Les campagnes du NBP ont l’avantage d’avoir un certain nombre de traceurs supplémentaires permettant de mieux contraindre l’inversion, de plus cha-cune de ces autres campagnes a récolté des données sADCP, ces données indépendantes de courant permettant d’avoir une bonne ébauche pour le courant (Lherminier et al., 2007).
Dans un second temps, il serait intéressant de refaire une campagne sur site avec au moins une aussi bonne couverture spatiale qu’en 2008 et avec un dispositif lADCP sur la rosette per-mettant de bien diagnostiquer le courant. On pourrait alors discuter du changement ou non de la distribution des masses d’eau sur le plateau causé par le vêlage de la langue glacière qui, comme on a pu le voir dans ce chapitre, joue un rôle primordiale dans la circulation des masses d’eau sur le plateau.
7
Bilan et flux de traceur sur le plateau Adélie
durant l’été 2008
BDans ce chapitre les différents flux de traceur (chaleur et eau douce) issues de l’inversion sont présentés. Ces flux sont discutées en termes de transport de chaleur vers le plateau, fonte de glacier et fonte de glace de mer. Plus généralement nous tentons de mesurer la contribution du transport horizontal par rapport aux forçages atmosphériques et de comprendre leur contribution respective dans un contexte de transformation de masse d’eau.
Plan du chapitre
I Les conditions aux limites du problème . . . 141 II Transport de chaleur et d’eau douce sur le plateau l’été . . . 143 II.1 Transport de chaleur sur le plateau en été . . . 143 II.2 Transport d’eau douce sur le plateau en été . . . 147 II.3 Résumé du transport total sur le plateau l’été . . . 152 III Origine de l’eau douce de surface en été . . . 154
III.1 Détermination de la proportion d’eau météorique par rapport aux eaux de fonte de glace de mer . . . 154 III.2 Impact du vêlage du Mertz sur le bilan en eau douce de surface sur le
plateau . . . 158 III.3 ALBION 2009 . . . 159 III.4 Conclusion . . . 160 IV Impact du transport de chaleur et d’eau douce pour le plateau . . . 162 IV.1 Transport à l’entrée du plateau . . . 162 IV.2 Interaction avec la langue glacière du Mertz . . . 162 V Conclusion et perspectives . . . 165
Section I. Les conditions aux limites du problème 141
L
EStransports de chaleur et d’eau douce lors de la campagne hydrographique ALBION 2008 sont présentés pour chacune des couches du modèle inverse et également pour la couche de surface qui n’est ni contrainte par la conservation de la chaleur ni par la conservation de la quantité de sel. Les bilans de chaleur et d’eau douce sont dressés et discutés pour la couche de surface. Il s’agirait notamment d’identifier la contribution respective de l’eau de fonte de glacier et de l’eau de fonte de glace de mer dans le bilan d’eau douce en surface. Enfin les flux de chaleur et d’eau douce estimés a proximités du Mertz et au seuil Adélie, sont remis en perspective quant à leur impact sur la zone de formation d’eau dense et leur lien avec les interactions océan-glacier. Le travail présenté dans ce chapitre est exploratoire et sera poursuivi dans le cadre d’un article.I Les conditions aux limites du problème
Le plateau antarctique au large de la terre Adélie, comme toute région polaire, est carac-térisé par un important cycle saisonnier des forçages en surface, affectant les vents de surface (voir Chapitre 1), la couverture de glace (Figure 7.1) et également les flux d’eau douce (Évapo-ration et Précipitation E-P, formation de glace) et sur le flux de chaleur air-mer-glace (Figure 7.1). En conséquence, on observe un fort cycle saisonnier des masses d’eau et des courants sur le plateau (voir chapitre 3). La circulation horizontale contribue à apporter de la chaleur et de l’eau douce sur le plateau continental, l’apport d’eau douce doit compenser en moyenne la pro-duction nette de glace de mer. La propro-duction de glace annuelle dans la polynie du Mertz est de l’ordre de 100 km3(Marsland et al., 2004) à 190 km3±18 (Lacarra et al., 2014) (soit 3.9 m an−1). La fonte de glace moyenne annuelle étant de 4.5 km3±2.2, l’apport d’eau douce sur plateau pour avoir un bilan nul de sel sur l’année est estimé dans (Lacarra et al., 2014) à 3.85 man−1 d’eau douce. L’eau douce peut-être apportée de deux façons différentes sur le plateau, soit en exportant l’eau de plateau très salée formée localement, soit en important de l’eau peu salée, ou soit en fondant de la glace de mer importée sur le plateau. Marsland et al. (2004) montrent que le transport moyen de glace de mer vers le nord cause une fonte nette de glace de mer au nord de 64˚sud. La couche d’eau douce qui en résulte en surface peut, par advection, avoir un impact important sur la stratification de surface des eaux de plateau.
En été, de décembre à février, la couverture de glace est minimale (figure 7.1), la concentra-tion moyenne de glace est de l’ordre de 5%. Le flux de chaleur air/mer vers l’océan est dominé par le flux radiatif solaire (non montré), il est maximum en décembre-janvier (Figure 7.1). Le plateau est dominé par des vents de sud-est associés à un transport d’Ekman vers la côte et une dérive de surface vers l’ouest. Ces vents d’est induisent un pompage moyen sur janvier positif au dessus du banc du Mertz et du talus et à un pompage négatif le long de la côte (Figure 7.2). Cette structure est récurrente en janvier comme le montre le vent moyenné sur les mois de janvier de 1979 à 2012 (Figure 7.2 a). Les variations interannuelle les plus importantes du pompage d’Ekman en janvier se situent à la côte (non montré). Pendant la campagne ALBION 2008 (10 au 17 janvier), la tension de vent moyenne est plus faible et est associée à un pompage négatif sur toute la zone (non montré). Nous supposerons que la distributions des traceurs en janvier est principalement expliqué par le vent moyen de janvier plutôt que par le vent sur la campagne.
J F M A M J J A S O N D J 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1
AdelieLand: SIC Seasonal Cycle
(a) SSMI : SIC
J F M A M J J A S O N D −400 −350 −300 −250 −200 −150 −100 −50 0 50 100 150 200 250 300 350 400 time
total net downward surface heat flux
(b) ERA-Interim : Flux de chaleur air/mer net
FIGURE7.1 – Évolution saisonnière de (a) la concentration de glace de mer et (b) du flux de
chaleur net en surface (W m−2), pour l’année 2007 (courbe rouge) : variabilité interannuelle (gris), moyenne interannuelle (courbe noire).
MEAN JAN. 1979−2012 140oE 141oE 142oE 143oE 144oE 145oE 146oE 20’ 67oS 40’ 20’ 66oS 40’ −0.01 −0.008 −0.006 −0.004 −0.002 0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01 (a) janvier 1979-2012 MEAN JAN. 2008 140oE 141oE 142oE 143oE 144oE 145oE 146oE 20’ 67oS 40’ 20’ 66oS 40’ −0.01 −0.008 −0.006 −0.004 −0.002 0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01 (b) janvier 2008
FIGURE7.2 – Pompage d’Ekman [10−3m s−1] (contours) et tension de vent moyenne pour (a)
Section II. Transport de chaleur et d’eau douce sur le plateau l’été 143
II Transport de chaleur et d’eau douce sur le plateau l’été
À partir du courant estival estimé dans le chapitre précédent nous estimons le transport de chaleur et d’eau douce sur le plateau. Sauf indications contraires, ces transports ainsi que les contenus en chaleur et en eau douce sont évalués en prenant comme température et salinité de référence : la température et la salinité moyennées sur les trois boîtes (θre f = −1.52 ˚C et Sre f =34.49).