| 2.1
Introduction
Le présent chapitre définit les
principales caractéristiques physiques de la zone maritime OSPAR. Il
constitue la base des descriptions plus approfondies des propriétés
chimiques et biologiques de la zone (aux chapitres 4 et 5) ainsi que de l’impact
des activités humaines (au chapitre 3).
La circulation des eaux de l’Atlantique
nord fait partie intégrante du système planétaire de circulation des eaux
océaniques, que les océanographes ont baptisé ‘boucle océanique de
circulation globale’. Le volume des eaux superficielles chaudes, salées
et riches en nutriments, s’écoulant vers le Nord dans l’ensemble de l’Atlantique,
est cent fois supérieur à celui de l’Amazone. Ces eaux s’enfoncent
ensuite dans les profondeurs des mers du Groenland et du Labrador, puis
reviennent dans l’océan méridional, à deux ou trois kilomètres au-dessous
de la surface, où elles forment les ‘eaux profondes de l’Atlantique
nord’. Les eaux superficielles chaudes dégagent de la chaleur dans l’atmosphère
septentrionale froide, à un taux équivalent à cent fois la consommation
mondiale d’énergie, qui suffit à faire monter d’environ 5 °C la
température de l’atmosphère de l’Europe.
2.2 Définition de la zone de la Convention OSPAR
Au
total, les cinq Régions de la Convention OSPAR englobent la plus grande
partie de l’océan Atlantique du Nord-Est (Figure 2.1), qui
représente une superficie de l’ordre de 13.5 x 106 km2
et un volume d’environ 30 x 106 km3. Cependant, l’Atlantique
du Nord-Est étant relativement étroit et peu profond, ces chiffres ne
représentent qu’environ 4 % de la superficie et environ 2 % du volume des
océans de la planète. Les limites sud et nord de la zone sont
respectivement le 36e parallèle nord et le pôle nord. Le 42e méridien
ouest, la côte atlantique de l’Europe et le 51e méridien est dans l’océan
Arctique constituent les autres limites de la zone.
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Figure 2.1 La superficie
des océans englobés dans la zone maritime OSPAR est de l'ordre de
13.5 x 106 km2, la zone représentant un
volume de 30 x 106 km3.
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2.3 Topographie du fond marin
Les
principales caractéristiques topographiques de la zone maritime d’OSPAR
sont la crête médio-Atlantique (dont les Açores et l’Islande sont les
points les plus élevés), et la crête Groenland-Ecosse (qui sépare le
bassin de l’Atlantique des mers nordiques) (Figure 2.2). La
profondeur des eaux va d’environ 5000 m de part et d’autre de la crête
médio-Atlantique, à moins de 200 m sur le plateau continental le long des
côtes de l’Europe. A certains endroits, les monts sous-marins se
présentent sous la forme de montagnes immergées, isolées, ou de chaînes
de montagnes dominant le fond marin.
Les zones les plus vastes du plateau
continental se trouvent en mer du Nord et dans les mers celtiques. D’autres
mers épicontinentales entourent l’Islande, le Groenland et la mer de
Barents. A l’inverse, le long de la côte ibérique et à l’ouest de la
Norvège, le talus du plateau continental est très proche du littoral (Figure
2.2).
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Figure 2.2 Topographie des
fonds marins. Source des données : Base de données ETOPO5,
National Geophysical Data Centre, Etats-Unis d'Amérique.
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2.4 Géologie et sédiments
L’Atlantique
nord a commencé à se former voici environ 200 millions d’années, au fur
et à mesure que les plaques continentales européennes et nord américaines
se séparaient de chaque côté de la crête médio-océanique active. La
vitesse de la dérive, due à la formation d’une écorce océanique de
basalte à la crête médio-océanique est de l’ordre de 2 cm par an. La
zone OSPAR peut être divisée en trois régimes géologiques distincts, à
savoir le bassin océanique et le plateau continental, 7 séparé au niveau
du talus du plateau continental, par la marge continentale passive.
Dans le
bassin océanique profond, une plaine abyssale s’étend de chaque côté
de la crête médio-Atlantique, jusqu’aux marges continentales,
constituée par un socle basaltique de 4 à 6 km d’épaisseur, recouvert
par 0.1 à 2 km d’épaisseur de sédiments accumulés. Les sédiments (limon
pélagique) sont en grande partie composés des restes d’organismes
microscopiques (surtout des foraminifères et des diatomées) provenant des
eaux qui les surplombent, ainsi que de petites quantités de poussière
atmosphérique amenée par le vent et les courants de turbidité.
A hauteur
des marges continentales, d’immenses fissures à sédiments sableux à
vaseux descendent dans le bassin de la haute mer. Il s’agit là du
résultat de glissements de terrains sous-marins (courants de turbidité).
Du fait du caractère intermittent de ces phénomènes, les dépôts (qui
peuvent atteindre 10 km d’épaisseur et 700 km de longueur) sont
constitués de boues terrigènes et de sédiments pélagiques
interstratifiés. Ces dépôts sont parfois riches en hydrocarbures.
L’écorce
continentale fait en général 30 à 40 km d’épaisseur, et s’amincit
sous les bassins sédimentaires. Les ères tectoniques s’étant
succédées, sa composition est diversifiée, et elle est ainsi composée de
roches ignées, métamorphiques et sédimentaires. L’ensemble du plateau
continental nord-ouest européen repose sur le socle précambrien (> 600
millions d’années). Des gisements d’hydrocarbures se trouvent dans les
sédiments jurassiques du fossé tectonique du centre de la mer du Nord
ainsi que dans les strates tertiaires fracturées du bassin des îles
Féroé-Shetland. Les sédiments de la mer épicontinentale sont
essentiellement d’origine tellurique. Aux latitudes septentrionales, y
compris en mer du Nord et en mer d’Irlande, une grande partie des
sédiments déposés sur le fond marin sont constitués par un reliquat d’origine
glaciaire ou périglaciaire.
2.5 Description de la marge côtière
La
zone OSPAR est caractérisée par toute une série de paysages côtiers,
quoique d’une manière générale, les marges occidentales soient
profondément entaillées par des fjords, des estuaires et des rias, et que,
aux latitudes nord, la côte soit dominée par de hautes montagnes. Sur le
littoral de la mer du Nord et des mers celtiques, la côte présente toute
une série de faciès, dont des falaises de diverses hauteurs et des roches
diversifiées, des baies et des estuaires, des plages de sable et de galets,
des dunes et des archipels. Plus loin au sud, la côte française du golfe
de Gascogne est basse, et caractérisée par des lagunes. La côte ibérique
présente une alternance de falaises et de plages, les falaises prédominent
dans les îles océaniques telles que les Açores, l’Islande et les îles
Féroé.
2.6 Estuaires, fjords, rias et marais
Nombre
de cours d’eau ne se jettent pas directement dans la mer, mais y
aboutissent par un estuaire. Au Groenland et en Norvège en particulier, les
glaciers ont formé des fjords profonds pendant l’ère quaternaire. Plus
au sud dans la zone OSPAR, par exemple dans le sud-ouest de l’Irlande et
au nord-ouest de la côte ibérique, des vallées fluviales inondées, ou
rias, ont été formées par la montée du niveau de la mer. Les marais,
zones de terre saturées par les eaux soit à certaines saisons, soit en
permanence, sont surtout représentés autour de la côte de la mer du Nord
et sur la côte ouest de la France. Les marais sont des zones extrêmement
productives. Le cycle de circulation en milieu estuarien, dans lequel l’eau
saumâtre légère s’écoule en surface vers la mer tandis que l’eau
salée pénètre par dessous, est une caractéristique commune à toutes ces
zones.
2.7 Bassin hydrographique et apports d’eaux douces
Les
bassins hydrographiques et les cours d’eau qui débouchent dans les
Régions I à V (Figure 2.3) sont indiqués au Tableau 2.1. Le
bassin hydrographique de la zone de la Convention a une superficie
approximative de 5 140 000 km2 , constitué de la manière suivante :
- Région I : côte norvégienne au nord du 62° N, péninsules
fenno-scandinave et Kola et îles arctiques (dont Svalbard), Islande,
Groenland et fleuves russes (Pechora et Dvina) ;
- Région II : bassins
hydrographiques débouchant directement dans la mer du Nord et,
indirectement, via la mer Baltique, les eaux provenant de son vaste bassin
hydrographique ;
- Région III : partie ouest du Royaume Uni (dont l’Irlande
du Nord) et Irlande ;
- Région IV : zone franco-ibérique ;
- Région V :
Açores.
La moyenne de l’ensemble des apports d’eaux fluviales à
chacune des Régions va d’un apport négligeable à la Région V, à
environ 25 000 m3/s dans la Région III, mais peut varier
considérablement d’une année à l’autre. Une grande partie de la
région arctique est recouverte de pergélisol et de glace, les apports d’eaux
fluviales à ces zones étant relativement faibles. Toutefois, d’énormes
volumes d’eau douce pénètrent dans la mer, du fait de l’éboulement
des glaciers de la calotte glaciaire du Groenland. On trouvera également au
Tableau 2.1 les données des apports d’eau douce par les grands
fleuves sibériens, la Léna, l’Ob et l’Iénisséi, qui se jettent dans
l’océan Arctique, et qui peuvent avoir une influence considérable sur l’hydrographie
et les écosystèmes de la Région I.
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Figure 2.3 Bassins hydrographiques des régions OSPAR
et de la mer Baltique. L'insertion montre les principaux fleuves se
jettant dans l'Arctique russe. (Voir Tableau 2.1)
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Tableau 2.1 Bassins hydrographiques et débits des fleuves |
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Encadré 2.1
Une masse d’eau est définie comme un grand
corps aquatique possédant toute une série de propriétés particulières,
typiquement caractérisé par sa température et sa salinité. Une masse d’eau
nouvellement formée se mélange et s’enfonce jusqu’à une profondeur d’équilibre
donnée, en fonction de sa densité par rapport aux eaux en subsurface.
La densité
de l’eau est déterminée par sa température et sa salinité. Le
refroidissement et le réchauffement de l’atmosphère peuvent modifier la
température d’une masse d’eau tandis que les précipitations, l’évaporation,
les apports d’eau douce et la fonte des glaces peuvent en modifier la
salinité. Si la densité d’une masse d’eau augmente, elle s’enfonce,
souvent le long d’un front. Au fur et à mesure qu’elle s’enfonce,
elle se mélange avec l’eau environnante, jusqu’à ce qu’elle atteigne
une profondeur où sa densité est égale à celle de l’eau qui l’entoure.
Le mélange vertical peut se produire de diverses manières. Par
exemple, les vents jouent un rôle fondamental et, s’ils soufflent le long
du littoral, ils peuvent engendrer des résurgences côtières. Sur le
plateau continental, les mouvements des marées sont importants puisqu’ils
mélangent les eaux du fond, et, selon la profondeur et la puissance des
courants, peuvent influencer le développement de la thermique des eaux.
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2.8 Masses d’eau
Les
propriétés de l’eau de mer peuvent varier grandement et jouer un rôle
majeur dans l’hydrographie des océans (Encadré 2.1).
Dans la
Région I, les eaux de surface et les eaux des strates supérieures sont
constituées de diverses masses d’eau. Il s’agit notamment de deux
masses d’eau chaude fortement salée provenant de l’Atlantique. Au
moment où elles pénètrent dans les mers nordiques, la température de ces
eaux va de 7 à 10° C, la salinité se situant pour l’essentiel entre
35.1 et 35.4. A l’intérieur de la région elle-même, l’eau de l’Atlantique
se refroidit et se dilue, son caractère pouvant se modifier
considérablement. Les ‘eaux côtières norvégiennes’ pénètrent dans
la région par le sud-est ; leur salinité augmente pour atteindre un
maximum autour des îles Lofoten. Si on observe d’une manière générale
une baisse de la température au fur et à mesure que l’on monte vers le
nord, les fluctuations saisonnières de température n’en sont pas moins
fortes. Les ‘eaux polaires’ se forment dans l’océan Arctique, où
elles occupent une strate superficielle mixte d’une épaisseur de 30 à 50
m. Les ‘eaux arctiques de surface’ sont observées dans les strates
supérieures du centre des mers du Groenland et de l’Islande. Le front
polaire sépare les eaux atlantiques chaudes des masses d’eau froide
septentrionales.
Dans la Région II, l’eau provient de l’Atlantique nord,
cette eau se mélangeant à des apports d’eau douce, et ce dans diverses
proportions. Les caractéristiques de salinité et de température des
diverses parties de la région sont fortement influencées par les échanges
de chaleur avec l’atmosphère ainsi que par les apports locaux d’eau
douce. Les eaux profondes de la mer du Nord consistent en eau relativement
pure d’origine atlantique, et sont par ailleurs en partie influencées par
l’échange de chaleur en surface (surtout lors du refroidissement hivernal)
; dans certaines zones, elles sont en outre légèrement modifiées par un
mélange avec de l’eau de surface moins salée.
Les eaux de la Région III
varient, allant des eaux océaniques à l’ouest à des eaux relativement
peu profondes dans la mer d’Irlande à demi fermée, jusqu'aux apports des
estuaires et des fjords à sa limite est. Grossièrement, le mouvement
général des masses d’eau a lieu du sud au nord, l’eau océanique de l’Atlantique
nord pénétrant par le sud et l’ouest de la région. Ces eaux se
déplacent vers le nord dans l’ensemble de la zone, pour déboucher soit
dans la Région I au nord, soit, après avoir fait le tour du nord de l’Ecosse,
dans la Région II. Le profil général de la distribution des salinités
indique que l’eau est surtout d’origine atlantique.
La plus grande
partie de la Région IV correspond à la marge continentale de la partie la
plus méridionale de la zone de la Convention. La majorité des masses d’eau
que l’on observe dans cette région soit vient de l’Atlantique nord,
soit résulte d’une interaction entre les eaux formées dans l’Atlantique
et les eaux d’origine méditerranéenne. La convection verticale d'hiver a
également des chances de provoquer une remontée des masses d'eau vers les
strates supérieures de l’océan (entre 0 et 500 m) au-delà de la pente
continentale au nord du 40° N, en particulier dans l’ouest du golfe de
Gascogne, ce processus variant sensiblement selon les années.
La Région V
est celle dans laquelle les masses d’eau froide peu salée, venant des
mers polaires, et les eaux chaudes et salées venant du sud, sont
transformées par mélange et refroidissement. Nombre des masses d’eau que
l’on trouve dans l’Atlantique présentent de hautes teneurs en oxygène
dissous, et sont riches en nutriments. Dans l’ensemble des eaux profondes
de l’Atlantique du Nord-Est, les teneurs en oxygène dissous ne baissent
jamais suffisamment pour limiter l’activité biologique aérobie.
La
plupart des zones de la région OSPAR sont bien mélangées verticalement
pendant la période hivernale, et ce jusqu’à une profondeur supérieure
à 600 m dans l’Atlantique est. Au printemps, au fur et à mesure qu’augmente
l’apport de chaleur par le soleil, une thermocline (gradient prononcé et
vertical des températures) se crée sur une grande partie de la région,
séparant ainsi la strate superficielle chauffée et moins dense, du reste
de la colonne d’eau. Ces eaux sont dites stratifiées. Dans les zones de
hauts fonds du plateau continental où les mouvements de marée sont forts,
les eaux restent mélangées pendant toute l’année.
La distinction entre
zones stratifiées, et zones mélangées en permanence par les marées, est
d’une importance considérable pour la façon dont les écosystèmes
pélagiques et benthiques sont structurés. La stabilité provoquée par l’apparition
de la thermocline au printemps permet au phytoplancton de se maintenir près
de la surface, où la lumière et les nutriments sont abondants. Après l’efflorescence
printanière, les nutriments deviennent facteur limitant au-dessus de la
thermocline. Ainsi la production de phytoplancton baisse pendant l’été.
Lorsque la thermocline affleure à la surface, la limite entre les diverses
masses d’eau est dite front de marée, région d’intense activité
biologique. Dans les eaux océaniques du sud de la zone OSPAR, il existe une
thermocline profonde et permanente.
2.9 Circulation et mouvement des masses d'eau
Dans
la zone OSPAR, les eaux de surface chaudes de l’Atlantique se déplacent
vers le Nord-Ouest, en direction de la mer de Norvège ; c’est le courant
de l’Atlantique nord (NAC). Le courant des Açores (AzC), orienté à l’est,
coïncide grosso modo avec la limite sud de la zone maritime d’OSPAR.
Prolongements du Gulf Stream, ces deux courants forment respectivement la
limite sud du courant giratoire subpolaire, et la limite nord-est du courant
giratoire subtropical. Sur les marges de l’Europe, on observe par
intermittence un courant des contours est, se dirigeant vers le Nord (EBC).
Un courant orienté à l’ouest coule du détroit de Fram, c’est le
courant de l’est du Groenland (EGC), tout en étant prolongé par le
courant du Labrador (LC). Le transport vers le Nord des eaux superficielles
chaudes allant vers l’océan Arctique est compensé par un courant de
retour orienté au sud, courant d’eaux intermédiaires et profondes
provenant des mers nordiques, empruntant le détroit du Danemark, et
provenant tant du chenal des îles Féroé-Shetland, que de la mer du
Labrador. Les moyennes des débits de ces courants, déduites des modèles
et des observations, sont indiquées en Figure 2.4.
Les NAC et AzC,
les vents d’ouest dominants qui soufflent aux latitudes moyennes et un
gradient de densité moyen méridional, se combinent pour pousser les eaux
océaniques contre la côte de l’Europe. Ce phénomène, influencé par la
force de Coriolis, engendre l’EBC orienté au nord. Bien que ce dernier ne
semble pas permanent, il se manifeste à l’évidence du sud du Portugal au
nord de la Norvège. Il peut aussi changer de sens, à une vitesse moyenne
en surface, et s’orienter au sud pendant la période estivale de
résurgence des eaux, surtout au large de la côte de la péninsule
ibérique.
Dans les mers épicontinentales européennes, la circulation des
eaux est dominée par des courants créés par les marées et par les vents.
En mer du Nord, la circulation résiduelle est anticyclonique (dans le sens
inverse des aiguilles d’une montre), et passe au large de la côte
norvégienne, après que, dans le Skagerrak, les eaux se soient mêlées aux
apports des eaux de la Baltique (Figure 2.5). Ces apports de faible
salinité poursuivent leur route vers le nord, en direction de l’Arctique,
et jusque dans la mer de Barents. Ailleurs, sur les étroits plateaux
continentaux des marges est de l’Europe et dans la Région III, les
courants épicontinentaux s’écoulent essentiellement du sud au nord. Les
résurgences côtières qui se produisent typiquement entre avril et octobre
au large de la péninsule ibérique, compliquent les courants côtiers dans
la Région IV. Dans la Région I, les courants sont complexes, surtout
autour des îles de la Région. Au large de l’Islande, le courant côtier
circule dans le sens des aiguilles d’une montre.
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Figure 2.4 Courants de surface moyens |
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Figure 2.5 Schéma de la circulation générale de la
mer du Nord. La largeur des flèches est indicative de l'ampleur du
volume transporté. Source: d'après Turrell et al. (1992).
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2.10 Vagues, marées et surcôtes de tempête
2.10.1 Vagues
En haute mer, le régime des vagues
est conditionné par les changements de régimes du vent. Les courants
océaniques, et dans les zones de hauts fonds, les puissants courants de
marée, sont susceptibles de modifier l’ampleur des vagues. Dans les eaux
peu profondes, l’énergie de la houle peut aussi contribuer au mélange
des masses d’eau, en affaiblissant ou en détruisant la stratification.
Les études statistiques montrent que dans l’Atlantique nord, il n’y a
pas d’intensification des tempêtes, que ce soit en haute mer ou dans les
eaux côtières. Bien que l’on ait constaté une augmentation notable de
la hauteur moyenne significative des vagues dans l’Atlantique nord, ce
phénomène semble être corrélé à l’accroissement de l’intensité de
l’oscillation de l’Atlantique nord (NAO), observée ces dernières
décennies. Il semble donc y avoir une corrélation positive entre la
hauteur moyenne significative des vagues et la force moyenne des courants
atmosphériques zonaux plutôt qu’avec une intensification des tempêtes.
2.10.2 Marées
Les marées sont semi-diurnes dans l’ensemble
de la zone. Dans l’Atlantique, leur amplitude est relativement faible par
rapport à celle que l’on observe dans nombre des régions du plateau
continental. En plus des fluctuations normales du niveau de la mer, les
marées induisent aussi des courants oscillants pendant la même période,
courants qui là encore, sont les plus forts dans les zones du plateau
continental.
Les amplitudes des marées augmentent considérablement à
proximité des côtes des zones à demi fermées. Les meilleurs exemples
sont ceux de la mer du Nord et de la mer d’Irlande, où des amplitudes
allant jusqu'à 8 m, voire plus, peuvent être observées. De puissants
courants oscillants sont souvent associés à ces marées de grande
amplitude, un mélange vigoureux et une resuspension des sédiments étant
fréquents dans ces zones. Les marées peuvent créer un courant résiduel net, et dominer la circulation dans certaines régions côtières.
Lorsqu’ils sont suffisamment puissants, les courants de marée peuvent
opérer un mélange permanent de la colonne d’eau, ceci dans les zones
marquées par des fronts de marée. La circulation et les fronts de marée
influencent la distribution des organismes ainsi que le transport, la
dispersion et l’agrégation des polluants.
2.10.3 Surcôtes de tempête
Une surcôte de
tempête est une remontée anormalement importante du niveau de la mer,
engendrée par des vents puissants qui poussent l’eau vers le littoral,
phénomène qui se produit aussi lorsque la surface de l’océan s'élève
sous l'effet des basses pressions atmosphériques. Les zones de hauts fonds
en partie fermées sont particulièrement vulnérables aux surcôtes de
tempête, qui peuvent faire remonter la mer de plusieurs mètres. En mer du
Nord, des modèles numériques opérationnels sont utilisés pour obtenir
des prévisions fiables des surcôtes de tempête.
2.11 Transport des solides
Les
apports de matière particulaire en suspension (SPM) au milieu marin sont
pour l’essentiel dus aux cours d’eau, et, dans une moindre mesure, à l’atmosphère
et à la fonte de la banquise. La granulométrie de la SPM va du sable (millimètres),
à l’argile (micromètres) en passant par la vase. D’une manière
générale, ce sont les particules les plus fines qui se déplacent sur les
plus grandes distances, selon l’intensité de la dynamique du courant qui
les transporte. En conséquence, les sédiments côtiers et les sédiments
des hauts fonds sont normalement plus grossiers que ceux que l’on trouve
loin de la côte. Il se peut qu’il y ait des exceptions à cette règle
dans les baies étroites semi-fermées telles que les fjords, ou encore dans
les zones intertidales, où la dynamique de l’eau est faible.
Les apports
de SPM d’origine tellurique dépendent tant de la présence de sols sujets
à érosion dans l’intérieur des terres, que du climat lui-même. Par
conséquent, dans les conditions climatiques actuelles, il semblerait que la
SPM pénètre dans la zone OSPAR surtout dans les latitudes moyennes,
plutôt que dans le sud, plus sec.
La composition minérale des SPM est un
facteur important pour le transport et le devenir des contaminants dans le
milieu marin. Certains minéraux, tels que les argiles, ont une capacité
élevée d’adsorption d’un certain nombre de contaminants tant
organiques qu'inorganiques, tandis que les fractions les plus limoneuses et
sableuses sont des minéraux inertes, dont la capacité d’adsorption est
négligeable. Cette capacité d’adsorption/affinité a une grande
influence sur le transport des contaminants.
2.12 Météorologie
La
circulation atmosphérique est caractérisée par des vents d'ouest,
associés à un jet stream se déplaçant en méandres dans les strates
supérieures de la troposphère. De nombreux cyclones sont imbriqués dans
cette enveloppe de vents d’ouest, cyclones qui se développent le long des
zones des gradients de température les plus grands, à savoir le front
polaire, et qui généralement traversent la zone dans le sens Sud-Ouest
Nord-Est. L’activité cyclonique dans l’atmosphère est beaucoup plus
intense en hiver qu’en été.
Le NAO est défini comme la différence
entre la pression atmosphérique au niveau de la mer entre les Açores et
l'Islande, et indique la force et la position géographique des courants
atmosphériques d’ouest à travers l’Atlantique nord. On suppose que les
fluctuations de la force des vents d’ouest qui soufflent au-dessus de l’Atlantique
nord jouent un rôle de tout premier plan dans le fonctionnement des
écosystèmes océaniques, et, finalement, influencent fortement les stocks
halieutiques de l’Atlantique nord.
Lorsque l’indice NAO est élevé, les
vents d’ouest au-dessus de l’Atlantique du Nord-Est sont forts, et de
nombreux cyclones apportent un temps humide (en particulier dans les parties
ouest des îles britanniques et de la Scandinavie). En hiver, des valeurs
élevées de la NAO donnent lieu à un temps très doux sur la partie est de
la zone OSPAR et dans le nord-ouest de l’Europe, tandis que pendant l’été,
le temps est souvent variable et frais. Lorsque cette différence de
pression est anormalement faible, les anticyclones prédominent dans une
grande partie de ces deux zones, et l’hiver est plus froid. Plus à l’ouest,
à proximité du sud du Groenland, les réactions aux variations de la NAO
tendent à être inversées. Ainsi, lorsque l’indice NAO est élevé, les
conditions sont le plus souvent caractérisées par un temps froid, un air
très froid arrivant de l’Arctique. Les périodes où les valeurs de l’indice
NAO sont faibles peuvent au contraire être très douces dans le sud-ouest
du Groenland, des masses d’air chaud se dirigeant vers le Nord, en
empruntant le détroit de Davis.
2.13 Variabilité climatique et changement du climat
L’indice
NAO subit des cycles à long terme, avec une périodicité variable. Ces
oscillations ont été corrélées aux fluctuations de la vitesse du vent,
de la température de la mer, des flux de chaleur, de la hauteur des vagues,
de la trajectoire des tempêtes, et des profils d’évaporation et des
précipitations. L’indice NAO relativement élevé qui a été observé
ces quinze dernières années (Figure 2.6) a été associé à des
hivers anormalement doux en Europe, à de hautes températures à la surface
de la mer, surtout en hiver. Si on considère l’indice NAO pour la
décennie actuelle, en particulier dans la perspective du siècle qui vient
de s’écouler, on observe, d’une manière générale que dans les
années 1960, cet indice a été bas, tandis qu'il a été élevé dans les
années 1990.
L’énergie libérée par l’Atlantique nord réchauffe l’air
au-dessus de l’Europe. L’Europe du Nord-Ouest, et la région
septentrionale de l’Atlantique nord en particulier, ont un climat de 5 à
10° C plus chaud que la moyenne de la zone. Ceci donne un climat très
clément par rapport à celui d’autres régions aux mêmes latitudes.
Cependant, cela n’a pas toujours été le cas. Les relevés
climatiques du passé prouvent qu’il y a eu plusieurs cas dans lesquels,
pour des raisons encore mal connues, le climat de l’Europe a subi des
phénomènes de refroidissement de grande ampleur, qui se sont produits
très rapidement (entre 10 et 100 ans). C’est à la circulation
thermohaline mondiale (ou ‘boucle océanique de circulation globale’) et
au fait qu’elle ait tour à tour disparu et réapparu dans l’Atlantique
nord, qu’ont été attribuées ces fluctuations rapides et potentiellement
catastrophiques. Différents enregistrements historiques suggèrent qu’une
évolution aussi rapide pourrait se produire de nouveau, en particulier si
les teneurs en dioxyde de carbone dans l’atmosphère augmentaient
rapidement.
Le Panel Intergouvernemental sur le Changement du Climat (IPCC)
de l’ONU a tiré plusieurs conclusions relatives à l’impact du
changement du climat en Europe et dans l’Atlantique nord. Ce Panel a fait
remarquer que la plus grande partie de l’Europe avait subi des hausses de
température au cours de ce siècle plus importantes que la moyenne mondiale,
ainsi qu’une accentuation des précipitations dans la moitié nord,
parallèlement à une diminution de celles-ci dans la moitié sud de la
région. Les prévisions du climat à venir, sans tenir compte de l’effet
des aérosols, indiquent que dans les hautes latitudes de l’Europe, les
précipitations pourraient s’intensifier, les résultats étant moins nets
dans les autres régions de l’Europe. Les aérosols ont surtout pour effet
d’exacerber les incertitudes actuelles quant aux précipitations dans l’avenir.
L’IPCC a par ailleurs remarqué que les apports en eau risquaient d’être
affectés, ce qui se traduirait par l'augmentation des inondations dans le
Nord et le Nord-Ouest de l’Europe et par la sécheresse dans les parties
sud du continent. Un réchauffement du climat pourrait aboutir à une
dégradation de la qualité de l’eau, en particulier s’il s’accompagne
d’une diminution du débit des fleuves. Le fait que les étés soient plus
chauds aboutira aussi vraisemblablement à une augmentation de la
consommation d’eau. Les modifications prévues du bilan des neiges et de
la glace, auront par ailleurs une influence sur les fleuves européens, et
affecteront, par exemple, les ressources en eau pendant l’été, la
navigation et l’énergie hydraulique.
Le rapport de l’IPCC souligne en
outre l’importance écologique des zones côtières. Certaines zones
côtières sont en effet d’ores et déjà au-dessous du niveau moyen de la
mer et beaucoup d’autres sont vulnérables aux surcôtes de tempête. En
Europe, les zones les plus en danger sont notamment les zones côtières des
Pays-Bas et de l’Allemagne. Les surcôtes de tempête, les changements
dans les précipitations ainsi que dans la vitesse et l'orientation des
vents, ajoutent aux inquiétudes des instances d’aménagement du littoral.
D’une manière générale, les grandes incidences socio-économiques
peuvent être maîtrisées moyennant des investissements relativement
faibles. Ce n’est en revanche pas le cas d’un certain nombre de zones
urbaines de basse terre, vulnérables aux surcôtes de tempête, non plus
que des écosystèmes, en particulier les zones humides côtières, qui
risquent en effet d’être dégradés plus encore par des mesures de
protection.
Certains indices donnent à penser que le climat change dans la
zone OSPAR, ou, à tout le moins, que certains changements se manifestent
dans la circulation océanique et dans les caractéristiques des masses d’eau.
Le volume des eaux de l’Atlantique qui pénètrent dans l’océan
Arctique a augmenté ces dernières années, la température des eaux
profondes de la mer de Norvège a augmenté, tandis que certains éléments
indiquent une évolution du débordement à la crête sous-marine Islande–Ecosse.
Le bilan annuel du CIEM sur l’état du climat des océans signale des
températures relativement élevées dans l’Atlantique nord pendant les
années 1990. Dans la plupart des zones, on constate une tendance au
réchauffement, en dépit du fait que la température ait baissé dans l’Atlantique
nord subpolaire, entre le Groenland et l’Islande (Read et Gould, 1992).
La
variabilité du climat des océans, telle qu’elle est observée, est mal
comprise en raison de la complexité des interactions entre les paramètres
en cause. Il est fondamental de mieux appréhender la cause de la
variabilité du climat des océans pour pouvoir prédire les impacts
climatiques dans l’avenir. Par ailleurs, les incidences du changement du
climat sont passablement incertaines. Certains modèles d’évolution du
climat prédisent une élévation mondiale du niveau de la mer. Une
remontée du niveau moyen de la mer de 50 cm dans les cent ans à venir a
été prévue, les zones côtières basses et les marais seront alors
particulièrement exposés aux inondations.
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Figure 2.6 Comparaison de l'indice NAO observé et des
moyennes des températures à terre/en mer en Europe du nord dans la
case des 5 à 50° E et des 50 à 70° N, de 1900
à 1999. Source: d'après Rodwell et al. (1999).
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