La circulation atmosphérique au dessus de l'Atlantique nord est caractérisée par un centre de haute pression (anticyclone) au voisinage des Açores, et un centre de basse pression au voisinage de l'Islande, créant des vents dominants d'ouest-sud-ouest sur l'Europe de l'ouest (voir les figures ci-dessous). 

L'Oscillation Nord Atlantique (NAO est l'acronyme anglais) est un indice qui permet de quantifier le mode de variabilité atmosphérique prépondérant de cette région.  Il existe de nombreuses variantes de calcul, mais l'idée est de quantifier la variabilité de la différence de pression entre la dépression d'Islande et l'anticyclone des Açores, d'en ôter la moyenne et de normaliser cette quantité. Comme ce mode de variabilité est particulièrement caractéristique de l'hiver, l'indice NAO est calculé à partir des mois de décembre, janvier, février, mars.

Pour plus d'information, on peut se référer à la page de Jim Hurrell:
http://www.cgd.ucar.edu/cas/jhurrell/indices.html 

 

Lorsque l'indice NAO est positif, les tempêtes sont plus violentes en Atlantique Nord, favorisant des hivers plus doux et humides en Europe du nord. La Mer du Labrador, au sud-ouest du Groenland, est particulièrement exposée à des vents très froids (-20°C) et secs.

Lorsque l'indice NAO est négatif, le vent est moins fort en moyenne au dessus de l'Atlantique, et les hivers nord-européens sont plus froids et secs.

La variabilité relative de la dépression d'Islande et de l'anticyclone des Açores est la principale cause de la variabilité des vents d'ouest. Ces vents deviennent plus forts quand le contraste de pression s'accentue. Ils refroidissent l'eau de surface qui  devient alors plus dense et se mélange avec les eaux sous-jacentes. Ce processus de mélange vertical lié aux pertes de chaleur à la surface est appelé "convection océanique". Il contribue, avec le mélange mécanique dû au vent, au maintien d'une couche de surface océanique homogène en propriétés, qu'on appelle "couche mélangée". En hiver, la couche mélangée océanique s'approfondit à l'occasion des coups de vents froids. La masse d'eau formée est très homogène verticalement, et lorsqu'elle dépasse 200m de profondeur environ, elle survit à l'été et est transportée avec les courants. On appelle ces eaux très homogènes des "eaux modales". 

L'indice NAO a pu être calculé depuis 1864, et voici la courbe de 1900 à 2008. Ce graphique provient de  "Climate Analysis Section", NCAR, Boulder, USA, Hurrell (1995).

Le début des années 90 a été marqué par un indice NAO positif soutenu, et son empreinte dans l'océan a motivé de nombreuses études dans le monde entier. Durant cette décennie, la Mer du Labrador a connu des hivers très rudes donnant lieu à la formation, par convection profonde, d'une eau particulièrement dense qui s'est ensuite propagée dans tout l'Atlantique nord entre 1500 et 2500m de profondeur sous le nom d'Eau de la Mer du Labrador (c'est l'eau modale la plus profonde de l'Atlantique nord). Elle se reconnaît à son minimum de salinité et son maximum d'oxygène et de fréons (voir les sections de la page données). Après 1996, suite une hiver remarquablement doux, la convection s'est arrêtée, puis a repris à partir de 2000 sous une forme atténuée, donnant naissance à une eau moins dense observée à une profondeur de 1200m environ. 

A la variabilité atmosphérique, il faut ajouter l'inertie de l'océan, qui garde la mémoire des événements convectifs d'un hiver sur l'autre. L'eau, homogénéisée verticalement pendant l'hiver, est isolée de la surface en été par une fine couche de mélange plus chaude. Si cette eau n'est pas transportée loin de son lieu de formation immédiatement, ce qui est le cas dans les circulations semi fermée comme celle de la Mer du Labrador, alors elle sera plus facilement ré-homogénéisée l'hiver d'après si les conditions atmosphériques s'y prêtent. 

L'avènement de l'observation du niveau de la mer par satellite permet depuis 1993 d'observer régulièrement la circulation de surface de tout l'océan. Comme dans l'atmosphère, les dépressions (abaissement de la surface de la mer) caractérisent une circulation cyclonique (exemple du Gyre Subpolaire sur la figure), alors que les niveaux plus élevés indiquent une circulation anticyclonique (exemple du Gyre Subtropical). Plus les lignes de niveau sont serrées, plus les courants qui y sont tangents sont forts. 

C'est en étudiant cette circulation de surface que Häkkinen et Rhines (2004) ont montré que le Gyre Subpolaire de Atlantique Nord variait en intensité. Il ont observé que le gyre s'était notablement affaibli entre 1995 et 1998, et des observations  faites avec des courantomètres dans le Courant du Labrador montrent que cet affaiblissement affecte également les courants profonds. Bien que la circulation en gyres soit essentiellement une réponse au vent, Häkkinen et Rhines montrent que la variabilité de la circulation autour du Gyre Subpolaire répond principalement à l'intensité de la convection dans le gyre en hiver: la densification du centre du gyre accélère la circulation cyclonique ; et nous avons vu plus haut que la convection était étroitement liée à la NAO. Cependant, cette étude n'a pu être menée que sur 2 décennies, dont une très particulière, et des observations supplémentaires sont nécessaires pour confirmer cette théorie. Il faudrait également affiner l'indice NAO, car le déplacement vers l'est de la dépression d'Islande à la fin des années 1990 n'est pas pris en compte alors qu'il détermine le lieu de passage moyen des tempêtes hivernales.

Des études de Pickart, Straneo et Moore (2003), de Bacon,  Gould et Jia (2003), Louarn, Mercier et al. (2008), montrent que la convection profonde n'est pas limitée à la Mer du Labrador: il existe des preuves directes et indirectes de mélange vertical profond dans la Mer d'Irminger et également au sud du Groenland. Cependant, on suspecte que ces régions sont sporadiquement connectées par une seule et même cellule de circulation cyclonique.  

 

R. R. = Ride de Reykjanes

La section Ovide coupe la partie nord-est du Gyre Subpolaire. On y voit très clairement les deux cœurs de l'Eau de la Mer du Labrador (minimum de salinité en bleu foncé). A mesure que les années passent, le cœur profond perd sa signature par mélange avec les eaux environnantes, alors que le cœur à 1200m est apparu en Mer d'Irminger en 2002 puis dans le Bassin d'Islande en 2004. Une eau modale est également formée sur le flanc est de la Ride de Reykjanes. Thierry, de Boisséson et Mercier (2008) montrent que ses propriétés sont indirectement liées à la NAO. 

Un affaiblissement remarquable de la circulation en 2006 est relativement cohérent avec l'absence de convection l'hiver précédent. Mais en 2008, les flotteurs profileurs (du type des Provor que nous mettons à l'eau dans Ovide) montrent une convection importante pendant l'hiver 2007-2008, cohérente avec les 2 années consécutives de NAO positive. Nous nous attendons donc à mesurer les traces de cette convection en Mer d'Irminger dans quelques jours ! L'équipe de chimie marine en frétille d'avance, car ce sont les fréons qui avec l'oxygène constituent le meilleur traceur de cette masse d'eau récemment en contact avec l'atmosphère. Va-t'on également observer une intensification de la circulation du Gyre Subpolaire ? suspens ...