Dynamique des océans Laurent Stehly

Plan ● I - Stratification des océans ● II - Interaction océan-atmosphère ● III - Circulation thermoaline (profonde) ● IV - Variations périodiques des courants océaniques ● V - Variations récentes du niveau des mers.

Similitude entre l'océan et l'atmosphère ● Les deux obéissent aux lois de la mécanique des fluides. ● Forces de pression et de coriolis dominent ● => Tendance à former des cellules de convection. ● L'énergie est apportée par le forçage du soleil.

Différence entre la dynamique des océans et de l'atmosphère ● Les courants océaniques dépendent non seulement de la température mais aussi de la salinité. ● Transition océan/atmosphère brutale => mise en place d'une couche limite, différence de dynamique océan profond/surface. ● Chaleur spécifque de l'eau = 4186 Joule/kg K tandis que pour l'air ~1000 Joule/kg K ● => il faut apporter 4x plus d'énergie pour élever la température de l'eau de 1 degré.

I - Stratification des océans

Influence du rayonnement solaire sur les océans ● Les rayons du soleil ne pénètrent pas en profondeur ● => seul la surface est chauffée par le soleil II – Stratification des océans

Profil de température dans l'océan atlantique II – Stratification des océans

Profil de température dans l'océan atlantique ● La température est stratifiée ● Eau chaude en surface, froide en profondeur ● Température en profondeur est homogène II – Stratification des océans

Stratification des océans ● Thermocline = profondeur au- delà de laquelle la température évolue peu ● Halocline : idem pour la salinité II – Stratification des océans

Variation de la thermocline en fonction des saison II – Stratification des océans

Bilan stratification ● La dynamique des océans sera différente en surface et en prondeur (au-dessus et en-dessous de la thermocline) : ● Surface : mélange, température élevée, vents, forçage solaire, force de pression ● Profondeur : faible température, mouvement induit par les forces de pression (salinité, température) ● Zones particulières de plongement et d'upwelling II – Stratification des océans

II-Interaction océan atmosphère II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

Température surface des océans en hiver ● Couverture nuageuse = 80 %! ● Rayonnement solaire aborbée est la première source d'énergie des océans

Distribution de la salinité.

Distribution de la salinité en surface moyennée sur un an ● Très forte salinité en méditérranée ● Salinité plus élevée dans l'océan atlantique que dans le pacifique ● Salinité plus élevée près de l'équateur

Influence de la salinité sur la densité de l'eau ● Salinité moyenne : 34.6 g/kg d'eau (pour mille) ● Modifie la densité donc la pression EAUX BASSE LATITUDE CHAUDES EAUX HAUTE LATITUDE FROIDES DENSITE

Variation salinité avec la profondeur dans l'océan pacifique

● Varie de ~34.7 à 34.2 sur ~4000 m (g/L ou g/kg) ● => peu de contraste

Variation salinité avec la profondeur dans l'océan atlantique ● Contraste plus élevé dans l'océan atlantique en fonction de la profondeur et de la direction nord/sud

II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

Variations salinité sont dues aux échange de chaleur ocean-atmosphère ● Les échanges de chaleur se font de 3 manières: ● Rayonnement : océan reçoit énergie du soleil et la réémet sous forme d'IR. ● Conduction : si un courant d'eau chaude circule sous une atmosphère froide, il va la réchauffer ● Chaleur latente : l'évaporation de l'eau à la surface des océans et la libère dans l'atmosphère lors de la condensation des nuages

Echange chaleur océan-atmosphère ● Zone tropicale: océan absorbe 100 Wm-2 ● Haute latitude : océan restitue jusqu'a 140 W/m2 à l'atmosphère ● Ces échangent affectent la salinité et la température

Salinité et évaporation ● L'évaporation augmente la salinité des océans ● => dépend de la température, du forçage solaire ● Les précipitations diminuent la salinité ● => dépend de la couverture nuageuse, la température de l'atmosphère

Salinité vs latitude pacifique (bleu) et l'atlantique (rouge) EXCES PREC. BAISSE SALINITE EXCES EVAP. HAUSSE SALINITE

Moyenne annuelle précipitation – évaporation (cm.an-1)

● Zone tropicale vent soufle d'est en ouest ● => déplacement masse nuageuse océan atlantique vers l'océan pacifique => transfert d'eau douce

TRANSFERT EAU DOUCE

Salinité océan atlantique ● L'évaporation est maximale au niveau des tropiques vers les caraibes ● => entrainée vers l'ouest par les alizés, retombe sous forme de pluie dans dans le Pacifique Est. ● Cette évaporation n'est pas compensée par les précipitations ● => forte salinité (3.6% dans le gulf stream)

Salinité océan pacifique ● Reçoit de l'eau douce de l'Atlantique ● Eaux s'évaporent de l'océan pacifique sont emportées vers l'Ouest par les alizés en Asie. ● Précipitations en Asie, alimentent les fleuves qui se jettent ensuite dans le Pacifique ● => Le bilan est nul : Pacifique ne perd pas d'eau par évaporation ● => Salinité plus faible

Antarctique ● Eaux de surface se mélangent peu avec le Pacifique et l'Atlantique car : en été lorsque la glace fond, un courant tourne autour de l'antarctique empechant le mélange en surface ● Il y'a toutefois une communication par les courants profonds

II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

Forçage des vents : impact que la surface ● On distingue les eaux de surface influencées par le vent, des eaux profondes Eaux de Surface Eaux profondes Thermocline ~1000 m T° SD CIRCULATION contrôlée par les vents CIRCULATION PROFONDE contrôlée par CT Découplage fort Découplage faible

Effet du vent sur les eaux de surface ● Vents (alizés dans les eaux tropicales, vent d'ouest dans les zones tempérés) => vagues + la houle entrainant l'eau de surface dans la direction du vent.

II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

Topographie dynamique des océans ● Les océans ont une topographie qui dépend de deux choses : ● 1) La présence de cyclone ou d'anticyclone ● 2) La température des eaux (dilatation thermique) IV – Interaction océan-atmosphère : vent / 1- Effet du vent sur la circulation de surface/ b- Topographie dynamique des océans

Topographie dynamique des océans due aux cyclone/anticyclone ● Forçage du vent + coriolis créent des zones de convergences et de divergences => topographie en surface + mouvement verticaux en profondeur Cyclone = BP (froid) Anticyclone = HP (chaud) se dirigeant vers les poles IV – Interaction océan-atmosphère : vent / 1- Effet du vent sur la circulation de surface/ b- Topographie dynamique des océans

Topographie dynamique des océans mesurées par Topex/Poseidon IV – Interaction océan-atmosphère : vent / 1- Effet du vent sur la circulation de surface/ b- Topographie dynamique des océans

Bilan de l'influence des vents sur les courants de surface ● Haute pression : vent circule dans le sens des aiguilles d'une montre ● => formation d'une 'bosse' ● Effet de Coriolis est de créer une topographie dynamique

II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

La topographie dynamique permet de mesurer les courants de surface par satellite. ● En moyenne l'altitude océans suivent le géoide (équipotentielle du champ de gravité) ● Ceci est modulée par la topographie dynamique ● Mesure la topographie dynamique des océans ● On en déduit les forces de pression ● => on obtient alors la vitesse des courants de surface

Mesure de la vitesse de la circulation océanique : comment mesurer la topographie des océans? ● Mesure du temps aller-retour d'une onde émise par le satellite : 13 GHz, longueur d'onde de quelques centimètres ● Suppose de mesurer la position du satellite (GPS, réflecteur laser, Doris, ~4cm), et de connaitre le géoide.

Mesures effectuées par satellite ● Les satellites couvrent la surface des océans en quelques jours => ils permettent de connaitre l'état instantanné des océans ● Ils mesurent les paramètres suivants : ● Température ● Vitesse et direction du vent ● Hauteur et direction des vagues ● Niveau de la mer, topographie des océans ● Etendue des glaces ● Ne permettent pas d'avoir d'information sur les courants profonds IV – Interaction océan-atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite

Mesure de température ● A partir du spectre d'émission des océans dans les infrarouges (lois de stefan, corps noir) IV – Interaction océan-atmosphère : vent /4. Mesures effectuées par satellite/ a- Température

Courants de surface simplifiés IV – Interaction océan-atmosphère : vent / 2 Circulation océanique en surface

II- 1 : Echange de chaleur Océan atmosphère et salinité. II-1 a : Distribution de la salinité II-1 b : Explication de cette distribution. II-2 : Couplage mécanique océan/atmosphère II-2 a: Effet du vent sur les eaux de surface II-2 b: Topographie dynamique II-2 c: Mesures par satellite. II-2 d: Description détaillée des courants de surface

ACC 130 Mm 3 /sec Profondeur : 5 km Gulf Stream : 30 Mm 3 /sec, Vitesse = 2m/sec, Vit vent : 7 m/sec, Largeur : 200 km, Prof : 1 km Vents d'Ouest : 40 ème et 50 ème rugissants NADW 20 – 30 Mm 3 /sec AIW & ABW 10 M m 3 /sec

Courants en surface détaillés

Equateur ● Vers l'équateur : vent vers l'ouest + force de Coriolis faible => courant en 'ligne droite' vers l'Ouest ● => accumulation d'eau vers l'ouest des océans ● => 'Bosse' sur les cotes Ouest due à l'accumulation d'eau et à la dilatation thermique ● => Courant circule vers l'est sous la surface (effet pente) = sous-courant équatoriaux

Atlantique Nord: le gulf stream ● Courant équatorial se mélange avec le courant de Floride pour former le gulf stream = courant d'eau chaude ● Débit =90.10^6 m3/s ● Tourne autour d'une zone de HP ● Plus au nord le sens de circulation s'inverse, et se mélange au courant du Labrador

Role du gulf stream dans la régulation du climat européen ● Plongé eau atlantique nord Gulf stream ● Si réchauffement mondial => Fonte glace Groenland => baisse de salinité dans l'atlantique Nord => diminution du Gulf stream ● => Climat en France pourrait ressembler au climat au Canada

Pacifique : le Kouroshio ● Kouroshio : equivalent du Gulf Stream dans le pacifique ● Vers l'Alaska : courant cyclonique

Atlantique sud ● Courant sens inverse aiguille d'une montre

Océan Indien ● Océan fermé, entouré par les continents ● Vents et le sens de la circulation s'inverse deux fois par an (cf mousson). ● => C'est la région présentant la plus forte variabilité océanique.

Antarctique ● Emporté par les vents violents d'ouest, le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du globe

Courant de surface et température ● Rouge = chaud ● Bleu = froid

Ordre de grandeur des masses d'eau transportées par les courants ● L'unité employée est le Sverdrup [Sv]. 1 Sv vaut 1 million de mètres cube d'eau par seconde. L'énergie des courants océaniques est ~5x supérieure à celui des vents

Circulation thermoaline (profonde) III-1 : Méthode d'observation III-2 : Circulation globale III-3 : Zones de plongement III-4 : Upwelling

Comment connaitre la circulation océanique profonde ? ● La circulation en surface est bien connue grace aux satellites ● Le rayonnement éléctromagnétique ne pénètre pas dans l'eau => ces méthodes ne marchent pas pour étudier les courants profonds... ● On utilisera des flotteurs, des traceurs (14C,..) ou on déduira les courants des profils de température, salinité

Etudier les courants profonds via des flotteurs ● Flotteurs dérive en suivant les courants ● Plongent dans les eaux profondes ● Équipés de courantomètre mesurant les courants ● Remonte régulièrement à la surface pour indiquer sa position mesurée avec un GPS.

Exemple de trajectoires suivie par 49 flotteurs à 800m de profondeur

2eme méthode : profil Température : minimum correspond aux eaux de l'antarctique Salinité maximum correspond aux eaux de l'océan atlantique

Circulation thermoaline (profonde) III-1 : Méthode d'observation III-2 : Circulation globale III-3 : Zones de plongement III-4 : Upwelling

Circulation océanique globale COURANT CIRCUM-POLAIRE PLONGEMENT REMONTEE REMONTEE PLONGEMENT Pas de plongement car S trop faible

Exemple circulation d'une masse d'eau (ne tient compte que des courants de grande échelle) Plongement Plongement Sortie Sortie 20 – 30 M m 3 /sec 10 M m 3 /sec COURANT FROID SALE : profond COURANT CHAUD PEU SALE : surface Vitesse : qq mm/s => boucle dure ~1000 ans

Circulation thermoaline (profonde) III-1 : Méthode d'observation III-2 : Circulation globale III-3 : Zones de plongement III-4 : Upwelling

Zones de plongement ● 1) Atlantique nord : mer de Norvège, du Groenland et du Labrador ● 2) Mer de Weddell : formation de glaces de mer et de Polynyas ● 3) détroit de Gibraltar (arrivée d'eau salée de la Méditérranée)

Atlantique nord ● Plongé des masse d'eaux est due à : ● Refroidissement d'eaux salées (3.525% donc dense) et chaudes du Gulf Stream provenant des Caraibes ● Salinité est du à la Méditerranée et à l'évaporation ● En hiver, la formation de glace (augmente salinité de l'eau) ● Eaux s'accumulent dans le bassin de norvège, et se vide lorsque l'eau dépasse la hauteur de la ride océanique

● Le plongement d'eaux salées est visible au nord ● Le courant provenant de l'atlantique nord = Millions de m3/s

Gibraltar : plongement d'eau salée Coupe verticale près du détroit de Gibraltar : eau salée plus dense plonge

Mer de Weddell avril-octobre (hiver hémisphère sud) Production de glace de mer 3 à 20 M km²

● Hiver : formation de 3 à 20 km3 de glace ● => hausse de salinité de l'eau résiduelle ● Glace se déplace (vent), l'eau nouvellement en surface se refroidit ● Cristallisation de la glace ● => refroidissement de l'eau ● => Augmentation densité => plongement ● ~10 millions m3/s

Devenir des eaux plongeantes dans l'océan atlantique

Pourquoi n'y a t-il pas de plongement dans l'océan pacifique nord ? ● Les températures y sont du meme ordre que dans l'océan atlantique nord. ● Toutefois la salinité y est plus faible (3.3% vs 3.525%, due aux transferts d'eau douce entre l'océan Atlantique et Pacifique)

Pourquoi y'a t-il une différence de salinité entre les océan atlantique et pacifique nord? ● Pacifique est „arrosé” par l'océan atlantique ● Le Kurushio ne transporte pas d'eau salée contrairement au gulf stream, car il prend origine dans une région ou les précipitation > évaporation ● Pacifique Nord : très peu d'évaporation, mais des précipitations => diminue salinité eau

Circulation thermoaline (profonde) III-1 : Méthode d'observation III-2 : Circulation globale III-3 : Zones de plongement III-4 : Upwelling

Zones d'upwelling ● Il existe différent types d'upwelling : le long des cotes, au sein des océans dus aux vents

Upwelling le long des cotes ● Lorsque les vents soufflent le long des cotes : ● Coriolis entraine les masse d'eau à droite des vents dans l'hémisphère nord ● => Courant de surface de la cote vers l'océan profond ● => Remonté d'eau profonde pour compenser

Upwelling équatorial

● Vent soufflant vers l'Ouest à l'équateur ● => courant océanique dévié vers la droite dans l'hémisphère nord, et la gauche dans l'hémisphère sud ● => Remontée d'eau profonde à l'équateur

Variations périodiques des courants océaniques IV-1 : El Nino IV-2 : NOA

El - Nino ● Relachement des Alizés => changement topographie de l'océan pacifique ● A lieu tous les ans de façon modéré et 1 à 2x tous les 10 ans de façon forte VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

El Nino : régime normal ● Régime normal : surface eau plus élevé à l'ouest en Asie qu'à l'Est. La thermocline est inclinée dans le sens opposé. ● Upwelling + courant froid en Amérique du sud ● Alizés soufflent vers l'Ouest VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

Régime normale ● ZICT : mouvement atmosphérique verticaux ● Alizés vers l'Ouest : Upwelling marqué en Amérique sud sud près de l'équateur => refroidisse l'air en surface => Forte différence de température entre la cote et le large ● => Amplifie vent vers l'Ouest ● => Subsidence d'air sur les cotes (pas de nuage, climat sec) et ascendance au large VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

Naissance d'El Nino ● Les alizés s'affaiblissent ● => Baisse de l'upwelling en Amérique du sud => moins d'eau froide => l'océan se réchauffe en surface ● => déplacement vers l'Est de la zone ou on trouve des courants atmosphériques ascendants. ● => + pression Pacifique central, - Pression pacifique Est VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

Régime El-Nino ● Régime El Nino : la thermocline et la topographie se remettent à l'horizontal ● Précipitations se déplacent vers l'Est => Climat humide au Chili et au Pérou propice à l'agriculture ● Empeche l'upwelling en Amérique du sud (nuit à la peche) VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

Régime El Nina ● Régime El Nina : la différence d'élévation Ouest/Est s'accentue de meme que la pente de la thermocline VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

El Nino mois par mois ● Cartes de couleur indique le niveau moyen des océans par rapport à une référence. ● Les variation de niveau moyen ici ne dépendent (presque) que de la température (dilatation thermique) VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / a Principe

Avril - Mai 1997 ● Mars 1997: Les vents d'est se relâchent => onde océanique parcourant l'océan d'ouest en est. ● => Eaux chaudes de surface se déplacent alors nord-est de l'Australie, vers L'Amérique du sud. C'est le phénomène El-Nin ͂ o. VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Juin ● L'étalement des eaux de surface plus hautes (chaudes) que la normale se poursuit vers le nord et le sud de la côte américaine. ● => Les pêcheurs ressentent les effets de cette arrivée d'eau chaude qui perturbe la remontée des eaux profondes (upwelling) plus froides et riches en nutriments nécessaires à l'écosystème marin. VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Juillet 1997 ● Eaux chaudes recouvrent une surface équivalente à une fois et demi la surface des États-Unis. ● Leur volume correspond à 30 fois celui de tous les Grands Lacs réunis. ● L'excès de chaleur apporté par ces eaux = 90 fois l'énergie des combustibles fossiles utilisées pendant une année entière par les États-Unis. VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Aout 1997 ● Australie: bandes violettes (plus de 125 mm au dessous du niveau moyen) grossissent de plus en plus. ● Températures anormalement basses. ● => Océan échange moins d'humidité et d'énergie avec l'atmosphère ● => sécheresse en Australie et en Indonésie. VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Novembre 1997 : apogé d'El Nino ● La surface des Eaux chaudes augmente sensiblement, surtout le long de la côte ouest des États-Unis. ● Niveau de l'océan s'élève alors à 40 cm au dessus de la moyenne dans le Pacifique Est. ● La thermocline (interface entre les eaux chaudes de surface et les eaux froides profondes) (80 m) environ. VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Janvier 1998 ● La surface des eaux chaudes associées à El Nino diminue. Elle reste égale à 1.5x surface des USA VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Mars 1998 ● Pacifique central : eau sont revenues à leur état normal. ● Retour progressif à la normal VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Juillet 1998 ● Déclin des courants chaud associés à El Nino. ● Par contre les eaux froides restent en place. Début d'El Nina VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Novembre 1998 ● Condition type La Nina : eaux chaudes à l'ouest et eaux froides à l'est VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Avril 1999 ● La Nina s'atténue VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Juin 1999 : retour à la normale VI- Variations périodiques/ 1 El Nino / b El-Nino mois par mois

Variations périodiques des courants océaniques IV-1 : El Nino IV-2 : NOA

Northern Atlantique Oscillation : NAO ● Ce phénomène dépend du poids relatif de la dépression d'Island et de l'anticyclone des Açores VI- Variations périodiques/ 2 NAO

NAO : phase positive ● Pression augmente dans l'anticyclone des Açores et diminue dans la dépression d'Islande. Le système migre vers le nord ● => Gradient de pression + élevé => + Force de pression => Vent vers l'Est renforcés vers de latitude ● => Europe du Nord : humide (vent de l' océan) et doux ● => Europe du Sud : sec ● Groenland : sec et froid VI- Variations périodiques/ 2 NAO

NAO : phase négative ● L'anticyclone des açores diminue de meme que la dépression islandaise. Système se déplace vers le sud. ● => Force pression plus faible => moins de vent d'Ouest ● Europe du Nord : moins d'humide et plus froid ● Europe du Sud : temps plus humide (plus de neige) VI- Variations périodiques/ 2 NAO

L'index NAO ● L'index NAO est proportionnel à la différence de pression entre Stykkisholmur (Islande) et Ponta Delgada (Açores). ● Mesuré depuis 1864 VI- Variations périodiques/ 2 NAO

NAO ● Principale cause de la variabilité climatique actuelle autour de l'atlantique nord. ● NAO est lié à la zone haute pression des Açores ● Index NAO positif = zone haute pression renforcée et vice-versa ● => courant atmosphérique d'Ouest dévié vers le nord ● => Hiver humide en Europe du nord et sec en Europe du sud. VI- Variations périodiques/ 2 NAO

Variations récentes du niveau des océans

Elévation du niveau des mers depuis 1880

Depuis 1992 (mesuré par satellite) ● ~3 mm/an

Répartition de l'élévation du niveau des mers

L'élévation du niveau des océans est-il du à la dilatation thermique ou à la fonte des glaciers ? ● En un siècle le niveau moyen des océans a augmenté de 15 cm ● La Température sur Terre a augmenté de 0.6 degré en un siècle ● Le coefficient de dilatation thermique de l'eau est de C-1 ● La thermocline est à environ 1000m de prof. ● Si le 1er km d'océan voit sa température augmenter de 0.6 degré quelle serait les variations du niveau des océans ?

● L'évolution du niveau des océans actuels s'explique essentiellement par la dilatation thermique des océans. ● Il n'est pas nécessaire d'invoquer la fonte des glaciers.

Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces continentales est d’environ km 3

Les glaces continentales Le volume total actuel des glaces continentales est d’environ km 3 Antarctique : km 3 Groenland : 2, km 3 Glaciers de montagne : 0, km 3 La surface des océans est de m 2 Quelle serait l'élévation du niveau des mer si toute cette glace fondait ?

● C'est peut-etre ce qui s'est passé au Crétacé ou il semble que le niveau des océans a augmenté de 100m. ● Quelle serait l'élévation des océans si le groenland et les glaciers de montagne fondait ?

FIN