université de Picardie Jules Verne

LES OCEANS

1. L'HYDROSPHERE

 La majeure partie de l'eau à la surface de la terre est contenue dans les océans. On estime que ces derniers en possèdent près de 70 % . Le reste est contenu dans la croûte (près de 30 %), à l'état libre ou combiné aux silicates, et trés accessoirement dans les glaces, les nappes aquifères, les rivières et les lacs, les organismes et l'air. L'ensemble de l'eau disponible à la surface du globe forme l'hydrosphère. Si cette eau était uniformément répartie à la surface du géoïde, elle contituerait une couche de 2,7 km d'épaisseur environ.
 La profondeur moyenne des océans est de 3800 m.  La surface totale couverte par les océans est de 71 % du globe. La part des océans par rapport aux continents est plus développée dans l'hémisphère sud.
 

Figure 1: répartition de l'eau dans le globe (d'après DEGENS, 1989)

2. CARACTERES PHYSIQUES ET CHIMIQUES DE L'EAU DE MER

 Les océans de la planète communiquent et la composition de leur eau est chimiquement assez uniforme: on peut parler d'un seul océan mondial.
 
 

Figure 2: principaux contituants de l'eau de mer (d'après DEGENS, 1989).

 La teneur moyenne en sels est de 35 g/l. La quantité totale de sels contenus dans les océans est évaluée à 5 10¹⁶ tonnes. Ce sont en majorité des chlorures, sulfates et carbonates de Na, Mg, Ca, K.
 Le mélange de ces électrolytes forme une solution tampon, ce qui explique que le pH de l'eau de mer soit constant et légèrement basique (pH = 8,2). Le CO₂ peut être ainsi absorbé, fixé à l'état de carbonate ou dégagé sans modification notable de pH. Le pH est déterminé par l'équilibre carbonates (CO₃--)-bicarbonates (HCO₃-) et probablement aussi par l'action des silicates d'alumine: les acides volatiles dégagés par la croûte et le manteau seraient neutralisés par les bases produites par l'altération des roches magmatiques. Néanmoins certains auteurs admettent que l'augmentation récente du taux de CO2 dans l'atmosphère, conséquence des activités humaines, se traduira par une plus grande dissolution de ce gaz dans l'eau des océans et corrélativement par une baisse du pH.
 L'origine des sels de l'eau de mer est à rechercher dans l'altération des roches de la croûte et les venues du manteau. Les eaux douces apportent une grande quantité de sels provenant de l'altération des roches du continent. Le long des rifts médio-océaniques se trouvent des émanations hydrothermales chargées de gaz et d'ions métalliques tandis que l'eau de mer circule et interagit avec les basaltes de la croûte océanique pour en extraire des electrolytes.
 La teneur en gaz dissous, en particulier celle de l'oxygène, dépend du contact avec l'atmosphère, de la température de l'eau et de l'activité biologique (plancton).
 
 

 Figure 3: variation de la teneur en oxygène de l'eau de mer en fonction de la profondeur.

 La salinité de l'eau est modifiée par les apports d'eau douce continentale et l'évaporation. Les eaux des mers communicant par des détroits avec l'océan montrent d'importantes variations de salinité: la Mer Noire est sous-salée du fait du fort apports d'eau douce des fleuves russes, la Méditerranée est sursalée (38 %) à cause de la forte évaporation: ses eaux plus denses se déversent au fond de l'Atlantique à travers le détroit de Gibraltar. Les variations superficielles de la salinité, fonction de la zone climatique, se stabilisent en profondeur.

Figure 4 : déversement de l'eau salée de la Méditerranée dans l'Atlantique; salinité des eaux de surface.
 
 

Figure 5 :déversement de l'eau salée de la Méditerranée dans l'Atlantique; profil au niveau du Détroit de Gibraltar  (adaptée de KNAUSS, 1997).
 
 
 

Figure 6: profil dans le Détroit du Bosphore; les eaux sous-salée de la Mer Noire surmontent celles plus salée de la Mer de Marmara en connexion avec la Méditerranée (adaptée de KNAUSS, 1997).
 
 

Figure 7: évolution de la salinité de l'eau de mer en fonction de la profondeur dans l'Océan Atlantique (région intertropicale).

 La température des eaux de surface varie en fonction des saisons, des zones climatiques et des courants. L'eau froide plus dense s'accumule en profondeur. A partir de -2 °C l'eau de mer superficielle gèle et forme une banquise: l'eau sous-jacente devient plus salée et s'enfonce. Il s'établit une limite de salinité ou halocline à une centaine de mètres de profondeur. L'eau moins salée et froide reste en surface . La température de l'eau des grands fonds océaniques est voisine de 2 °C dans l'Atlantique Nord; elle augmente légèrement dans les grandes profondeurs (hydrothermalisme). D'une façon générale, la température des eaux superficielles des océans varient moins vite que celle des continents: la masse océanique joue un rôle régulateur dans les climats.

Figure 8:  Variation de la température, de la salinité et de la densité des eaux marines dans la région polaire.
 
 
  

Figure 9: variation de la température, la salinité et la densité des eaux océaniques de surface en fonction de la latitude.
 

3. LES MOUVEMENTS OSCILLATOIRES

3.1 La houle

 La houle est un mouvement oscillatoire des couches superficielles d'un corps d'eau provoqué par le frottement du vent sur la surface. La houle est d'autant plus forte que le vent est plus fort et frotte sur une plus grande distance  (le « fetch »). Selon la théorie de Airy, les particules décrivent des orbites circulaires qui diminuent de taille avec la profondeur; il n'y a pas de transfert horizontal de matière. Lorsque la profondeur diminue, les orbitales s'écrasent en ellipses puis, du fait du frottement sur le fond, la vague déferle sur la plage: l'eau est animée d'un mouvement de va et vient.

 Figure 10a: trajectoire des particules selon la théorie de Airy.
 

Figure 10b: orbitales (animation)

Figure  10c: modification de la forme des orbitales en zone peu profonde.

 En réalité, en plus de l'oscillation, le frottement du vent entraîne la couche d'eau superficielle et crée des courants de surface qui suivent le trajet des vents dominants.
 La période des vagues va de la seconde à trente secondes. Leur longueur d'onde est proportionnelle au carré de la période, de 1 m à plus d'1 km. Leur hauteur peut atteindre 30 m en Mer du Nord notamment: elles sont générées par un vent fort (30 m/s) soufflant pendant plus de 6 heures; leur période est de 15 secondes pour une longueur d'onde de 350 m et une vitesse d'une centaine de km/h. Les vagues de grande longueur d'onde peuvent traverser l'Atlantique.

Figure 11a : relation existant entre la vitesse de propagation et la longueur d'onde d'une vague. Les vagues de faible longueur d'onde sont des vagues de tension superficielle ou vagues capillaires qui disparaissent lorsque la tension superficielle diminue: un film d'huile rend la mer lisse ("mer d'huile").

 Les fronts d'onde produisent par réflexion une dérive littorales lorsqu'ils sont obliques à la ligne de côte.
 

3.2 Les marées

 Les marées sont des variations globales du niveau des océans provoquées par l'attraction de la lune et du soleil. Comme la Terre tourne, l'eau des océans entre en oscillation selon une période généralement voisine de 12 heures (marées semi-diurnes) . Un cycle de marée comprend une marée haute et une marée basse. L'amplitude moyenne à l'échelle du globe est de 0,50 m mais ellet varie grandement selon les lieux sous l'action de la force de Coriolis, la forme et la profondeur du corps d'eau, la forme des côtes; elle dépasse 15 m en Baie de Fundy (Canada). Ces paramètres agissent également sur la période de la résonnance du corps d'eau: localement, cette période est proche de 24 heures (marées diurnes du Golfe du Mexique). Dans un même lieu, l'amplitude de la marée varie au cours d'un mois lunaire (28 jours), en fonction de la position respective de la lune et du soleil. Quand la lune et le  soleil ajoutent leur attraction (pleine lune et nouvelle lune), l'amplitude des marée est grande: ce sont les marées de vive eau. Quand les attractions se contrarient (premier et dernier quartier), l'amplitude est faible: ce sont les marées de morte eau.
 L'amplitude de la marée, ou marnage, est évaluée à l'aide du coefficient de marée qui varie de 20 à 120. Sur la côte picarde, les marées de fort coefficient (vive eau) ont une amplitude qui peut atteindre 10 mètres environ, celles de faible coefficient (morte eau) ne dépassent pas 4 mètres. Il y a deux périodes de vive eau et deux de morte eau en 28 jours, durée du mois lunaire.
 Dans une mer, les ondes de marées partent et divergent d'un ou plusieurs points fixes, les points amphidromiques.

Figure 11b: Points amphidromiques dans l'Atlantique Nord. Les chiffres indiquent l'heure de la marée haute.

Figure 11c: points amphidromiquess dans la Mer du Nord.

4. LA CIRCULATION OCEANIQUE
 

 Les forces qui déplacent les eaux des océans sont d'origine astronomique: attraction universelle, radiations solaires, rotation de la Terre. A coté des courants provoqués par l'oscillation des marées (courants tidaux) qui sont surtout ressentis près des côtes, et dont la cause est l'attraction de la lune et du soleil, existent les déplacements de masses d'eau considérables à l'échelle de la planète qui constituent les grands courants océaniques.

 Figure 12: principaux courants océaniques de surface (d'après DUXBURY in DEGENS).

 Ces courants sont produits directement ou indirectement par la différence du bilan radiatif solaire à la surface du globe. Les radiations solaires générent des vents qui peuvent entraîner la surface de l'eau par friction; le réchauffement ou le refroidissement de la masse d'eau, l'évaporation ou les précipitations changent la température et la salinité de l'eau et provoquent des changements de densité et donc des déplacements verticaux. Ces mouvements sont fortement influencés par la force géostrophique (déviation de Coriolis). Sous l'action des vents,  les courants de surface tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et à l'opposé dans l'hémisphère sud.
 
 

Figure 13 : principe de circulation océanique de surface.

 La circulation océanique peut être subdivisée en deux composants: la circulation de surface et la circulation profonde.

Les courants de surface sont induits principalement par la circulation atmosphérique. Les grands vents zonaux, vents d'ouest et alizés en particulier, déterminent sous l'action de la force de Coriolis de larges systèmes circulaires centrés approximativement à 30° N et 30° S. Ces courants circulaires tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'Atlantique Nord et le Pacifique Nord, et en sens inverse dans l'Atlantique Sud, le Pacifique Sud et l'Océan Indien. La rotation de la Terre déplace ces systèmes vers la bordure ouest des océans: les courants y sont les plus forts (par exemple le Gulf Stream est plus puissant que le courant des Canaries) et transportent des eaux chaudes, transférant ainsi la chaleur des zones équatoriales vers les pôles.

 L'action du vent sur la surface de l'eau est transmise aux couches d'eau plus profondes avec diminution progressive de la vitesse du courant induit. Mais, du fait de l'action de la force de Coriolis, la déviation vers la droite ou la gauche , selon l'hémisphère, est de plus en plus sensible jusqu'à ce que les couches profondes se déplacent en sens inverse de celles de la surface: c'est la spirale d'Ekman qui se poursuit à plusieurs centaines de mètres de profondeur. Le déplacement moyen de l'eau est à 90° à droite du vent.

 Sous l'action des vents,  les courants de surface tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et à l'opposé dans l'hémisphère sud. La déviation due à la force de Coriolis produit l'accumulation de l'eau à l'intérieur des circuits; la hauteur peut atteindre 30 cm. Cette surcharge entraîne un bombement de la surface, donc une différence de pression et le déplacement de l'eau en surface et sa descente en profondeur. Sous vents cycloniques, c'est une dépression qui apparaît au centre du circuit et les eaux profondes remontent ("pompage d' Ekman").

 Figure 14: la "spirale d'Ekman": le courant de surface est à 45° et le déplacement moyen de l'eau est à 90° à droite du vent dans l'hémisphère nord.

 
 La vitesse des courants océaniques atteint plusieurs noeuds à la surface; avec l'action des vagues, ils provoquent le brassage de l'eau superficielle: on estime que la zone photique est entièrement brassée en 50 ans. En profondeur, ces courants sont beaucoup plus lents: les eaux profondes ont un période de renouvellement de 500 ans.

 Les courants de densité, provoqués par les variations de température et de salinité, sont les principaux agents de mélange des eaux océaniques. En coupe, l'océan comporte 3 couches :
(1) une couche superficielle bien mélangée sous l'action du vent, d'une centaine de mètres d'épaisseur;
(2) une zone montrant un gradient décroissant de température, la thermocline, qui agit comme une couche stratifiée stable limitant les transfert d'eau dans le sens vertical;
(3) au delà de 1000 m de profondeur environ, une masse d'eau profonde ayant une température et une salinité plus uniforme.

  Plusieurs masses d'eau profonde ont été identifiées en fonction de leur température et leur salinité. Les eaux de fond de l'Antarctique(AABW) , à 0,5 °C et 34,7 pour mille de salinité, s'écoulent le long de la pente antarctique depuis la mer de Weddell jusqu'à l'équateur. Dans l'hémisphère nord, les mers de Norvège et du Groenland fournissent les eaux profondes nord-atlantiques (NADW) à 2°C et 34,95 pour mille de sels.

 

 Figure 15: Principe de la circulation en surface et en profondeur dans l'Atlantique:
    NADW: North Atlantic Deep Water; AABW : Antartic Bottom Water.

 Ces masses d'eau profondes acquièrent leurs caractères en surface suite à l'évaporation, les précipitations et l'arrivée d'eaux douces continentales, la congélation de l'eau de mer. L'installation d'une banquise produit le même effet que l'évaporation (augmentation de la salinité et de la densité de l'eau non gelée qui s'enfonce).

Figure 16 : Densité de l'eau de mer en fonction de sa température et sa salinité.

 L'ensemble des eaux océaniques se déplace lentement sur le globe en un cycle dont la durée est estimée à un millier d'années: c'est la circulation thermohaline. Les eaux chaudes se déplacent en surface, elles se refroidissent dans les hautes latitudes et s'enfoncent en profondeur où elles suivent le trajet inverse. L'écoulement des eaux froides et profondes dans l'Atlantique Nord est évalué à 15 Millions de m3/s.
 
 

 Figure 17: principe de la circulation thermo-haline.

 Les courants de surface rassemblent les eaux en des points de convergence où elles se mélangent et s'enfoncent en fonction de leur densité. Localement, des eaux profondes remontent à la surface (courant d'upwelling) sous l'effet de la venue de nouvelles masses d'eau froide qui s'enfoncent  et de l'action de la force de Coriolis qui dévient les courants longeant les côtes ouest vers le large. Les eaux s'accumulent ainsi vers l'Ouest, le déficit à l'Est est comblé par la remontée des eaux profondes, même sous l'équateur. Dans ce circuit le rôle joué par les eaux polaires froides est fondamental pour la vie: ce sont elles qui apportent l'oxygène en profondeur. On comprend qu'un réchauffement climatique puisse entraîner l'arrêt de cette circulation profonde, la stratification des eaux et l'anoxie (par exemple l'évènement anoxique du Crétacé s'est traduit par une mortalité en masse et le dépôt de sédiments noirs réduits, les black shales).
 

Figure 19a  : température des eaux de surface. Les eaux froides remontent  au large des côtes de Californie (upwelling); les eaux sont trés chaudes le long des côtes d'Amérique centrale en région équatoriale.

 Dans les régions tropicales Nord et Sud, les alizés génèrent des cellules de courants circulaires anticycloniques qui convergent vers l'équateur. Les eaux s'accumulent vers l'Ouest, ce qui engendre un contre-courant équatorial dans le sens Ouest-Est. Le Gulf Stream au Nord dans l'Atlantique est une branche de ce circuit. Il débite environ 90 Millions de m³/s et se poursuit au Nord par la dérive Nord Atlantique. Le Kuro Shio en est l'équivalent pour le Pacifique Nord. Dans l'hémisphère Sud, les branches sud des circuits anticyclonique forme le courant circumpolaire antarctique.
 

5.  LE COUPLAGE ATMOSPHERE-OCEAN

 L'atmosphère interagit avec l'océan de multiples manières; il influence son contenu biologique et ses caractéristiques physico-chimiques; il provoque directement ou indirectement ses mouvements. Les échanges gazeux à l'interface air-eau de mer concernent aussi bien  l'oxygène, le dioxyde de carbone que l'azote. Les échanges sont facilités par les aérosols.  Les gaz dissous sont libérés par l'évaporation de l'eau de mer . Leur perte  est compensée par la dissolution des gaz de l'air à la surface de l'eau. Les bulles servent de véhicules aux échanges; les aérosols générent des cristaux de sels, qui jouent le rôle de nucleus pour les gouttes de pluie, et des cristaux de glace dans l'atmosphère; ils transportent un grand nombre d'éléments chimiques jusque sur les continents (on estime à 20 kg/ha la quantité d'éléments d'origine marine apportés au continent; ceux-ci proviennent de la surface où ils ont été concentrés par le plancton).

 La température est le facteur majeur pour le contrôle de la solubilité des gaz. L'oxygène et le dioxyde de carbone ne sont pas en solution saturée dans l'eau de mer; leur teneur varie en fonction de l'activité biologique : respiration, photosynthèse et pour le CO2  formation et dissolution des squelettes calcaires.
 Les vents sont les vecteurs également des poussières et des polluants (hydrocarbures, PCB) du continent à la mer. Les échanges  entre l'atmosphère et l'océan ont un effet important sur le transfert de chaleur entre l'équateur et les pôles, donc sur le bilan radiatif de la Terre.

 Du point de vue thermodynamique, l'atmosphère et l'océan constituent un système couplé. L'océan est un réservoir de chaleur, à cause de la forte capacité calorifique de l'eau (inertie thermique): il suffit de comparer l'amplitude thermique d'un climat océanique à celle d'un climat continental. L'océan absorbe plus de chaleur solaire que l'atmosphère. La chaleur est distribuée sur l'ensemble du globe par les courants marins. L'océan échange de la chaleur avec l'atmosphère par rayonnement (Infra-Rouges longs), par conduction (selon la différence de température entre les deux milieux)  et par évaporation, ce qui détermine des zones de haute ou de basse pression dans l'atmosphère et donc des vents. Les vents transfèrent à l'océan la moitié de leur énergie par frottement; ils induisent les courants océaniques de surface, qui transfèrent la chaleur à l'atmosphère sous d'autres latitudes. Le couplage est permanent. Il existe une grande analogie entre les circuits de l'eau de mer et de l'atmosphère: il suffit de comparer les circulations océaniques et atmosphériques dans l'Atlantique.

6.  ROLE DE L'OCEAN DANS LA REGULATION DU CLIMAT

L'océan mémorise les conditions atmosphériques par la température et la salinité des eaux de surface mise au contact de l'atmosphère. Le temps de réponse et la conservation de l'information dépendent de la latitude.
 
 

6.1 Basses latitude (équateur)

temps de réponse court, oscillation du système air-océan  sur une période de 2 à 10 ans environ: phénomène El Niño.
 situation  normale (La Niña):dans la zone équatoriale du Pacifique, les alizés souffant de l'Est entrainent les eaux superficielles chaudes vers l'Ouest tandis que les eaux froides profondes remontent au niveau des côtes du Pérou.  Les eaux chaudes de surface (29°C sur 100 m d'épaisseur) chauffent l'atmosphère: l'air monte, son humidité se condense en forte précipitations; les basses pressions produites entretiennent le flux des alizés. Le système s'auto-entretient et paraît stable.
 situation El Niño: si les alizés faiblissent, l'eau chaude équatoriale reflue vers l'Est et le contraste thermique entre l'Ouest et l'Est faiblit. L'up welling s'arrête. Les pluies se déplacent vers l'Est. Les hautes pressions tropicales diminuent et les alizés faiblissent encore plus. Le phénomène s'amplifie de lui-même. Les alizés peuvent s'inverser et souffler alors vers l'Est. Les côtes du Pérou perdent leurs poissons et la pêche est sinistrée. Cette situation dure environ 18 mois.
 
 
 

Figure 20: alternance de la situation normale (La Niña) et de la situation El Niño sur la zone équatoriale pacifique
 

6.2 Latitudes moyennes

L'océan joue le rôle de « réservoir-tampon » en amortissant les variations rapides de l'atmosphère et celui de transporteur de chaleur vers les zones polaires.
Dans les grands bassins, la circulation des eaux se fait dans le sens anticyclonique sous l'action du contraste  thermique et du frottement des vents (Alizés, vents d'Ouest). Dans l'hémisphère Nord, coté chaud à l'Ouest (Gulf Stream), courant de retour froid à l'Est du bassin (courant des Canaries) et transport de chaleur vers les pôles. Couplage air-océan: si la circulation océanique se ralentit, le contraste thermique entre le Nord et le Sud augmente, de même pour l'air en contact; les vents se renforcent et relancent le courant marin: le système est ramené vers son état d'équilibre. Le temps de réponse de l'océan est plus longue, le système peut osciller avec une période de plusieurs dizaines d'années. En fait, la couche superficielle de l'océan est souvent agitée sous ces latitudes, c'est la    »mer de vent »; elle absorbe les variations thermiques saisonnières et joue le rôle d'un tampon (au cours d'une tempête, le transfert d'énergie thermique vers l'atmosphère est important). Elle limite les variations thermiques de l'air entre l'été et l'hiver (comparer l'amplitude thermique annuelle d'un climat maritime avec celle d'un climat continental).
 

6.3 Hautes latitudes

Les eaux froides et denses des mers polaires (mer de Norvège, du Groënland, du Labrador au Nord, mer de Weddell et de Ross au Sud) s'enfoncent , s'écoulent et s'accumulent lentement au fond des océans. Elles remontent ensuite vers la surface. Elles constituent un circuit avec les eaux chaudes de surface qui migrent en sens opposé.  La dérive de ces eaux chaudes dans l'Atlantique Nord prolonge la branche du Gulf Stream; elle adoucit le climat de l'Europe occidentale. Le cycle dure plusieurs siècles. Ces eaux conservent leur caractères pendant des centaines d'années: elles sont la mémoire de l'océan. Ce système est néanmoins instable, il dépend de la salinité des eaux polaires. Si ces dernières reçoivent trop d'eaux douces (précipitations, fleuves), leur salinité et leur densité diminuent, elles cessent de s'enfoncer  et il se forme de la glace de mer qui bloque les échanges avec l'atmosphère et l'absorption d'énergie thermique solaire (albédo élevée). La circulation des eaux profondes s'arrête et en conséquence celle des eaux chaudes superficielles. Le contraste thermique entre l'équateur et les pôles augmente. Les oscillations de ce système seraient de l'ordre de quelques siècles. Il y a 11 000 ans, l'épisode froid qui a suivi le réchauffement et la fonte des calottes glaciaires est expliqué par l'excès d'eau douce libérée qui a provoqué l'arrêt de l'alimentation en eaux profondes.  Le flux de chaleur superficiel aurait été interrompu et donc le climat serait devenu plus rigoureux aux latitudes moyennes et hautes de l'hémisphère nord. Un réchauffement modéré de l'atmosphère pourrait donc produire paradoxalement un refroidissement du climat sur les hautes et moyennes latitudes.

REFERENCES
 
 

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LIENS UTILES

SHOM
IFREMER
EL NINO
LE CALVE: propriétés physiques du milieu marin
DIOGENE

Jacques Beauchamp

(20/08/06)