Sophie  BELKATIR, David Rafael ROJAS OSPINA

 

PROCESSUS NATURELS

Question:           Comment se mettent en place les courants marins?

Question:           Les courants océaniques : comment fonctionnent-ils ?

 Les courants marins

Avant de commencer de répondre à cette question, il est nécessaire définir ce qu’est un courant marin. C’est un déplacement d’eau de mer que l’on caractérise par trois données : sa direction, sa vitesse et son débit.

On peut distinguer deux types de courant : les courants de surface, généralement provoqués par le vent, et les courants de profondeurs, produits par les gradients de température et de densité.

La réponse à notre question se décompose en deux parties : la première se concentrera sur la circulation des courants marins engendrée par les vents et la force de Coriolis ; la deuxième portera sur la thermohaline.

I.                  Le transport d’Ekman : l’influence du vent et de la rotation de la Terre sur les courants marins

Le vent met en mouvement l’eau en surface. Si la Terre ne tournait pas, une tranche d’eau surfacique se déplacerait sous l’action du vent avec la même direction que celui-ci. Cette tranche entrainera ainsi le déplacement de la tranche d’eau qui se situe juste en dessous avec une vitesse plus petite ; et ainsi de suite jusqu'à atteindre une vitesse quasi-nulle.

Or l’océan, en mouvement, subit l’effet de la  force de Coriolis due à la rotation de la Terre. Les courants sont alors déviés dans le sens des aiguilles d’une montre (rotation dextre) dans l’hémisphère nord, dans le sens anti-horaire (rotation senestre) dans l’hémisphère sud. Au niveau de l’équateur, l’effet de Coriolis est considéré comme négligeable.

Plaçons nous dans l’hémisphère Nord, la tranche d’eau superficielle poussée par le vent entraine par frottement sa voisine inférieure qui elle est déviée plus à droite. Le phénomène se transmet de proche en proche en direction de la profondeur. Chaque tranche plus profonde étant moins rapide que la tranche supérieure, elle sera certes déviée par rapport à la précédente, mais moins que celle-ci car la force de Coriolis est proportionnelle à la vitesse. La représentation du vecteur vitesse, toujours dévié dans le même sens et d’amplitude toujours plus faible constitue une spirale appelée la spirale d’Ekman en l’honneur au physicien Suédois du même nom. En 1905, Walfrid Ekman a été le premier à décrire la spirale. Pour faire un modèle mathématique de ces mouvements, Ekman a utilisé les observations faites durant le Fridtjof Nansen dans la glace de l'Arctique de la mer congelés. Ce phénomène peut être schématisé par ceci (Figure 1):

Ekman spiral diagram, description follows

Figure 1 Spirale d'Ekman Les flèches représentent les vecteurs « vitesse ».

 

 On considère qu’à 150m de profondeur, la spirale a réalisé près d’un tour. la vitesse de l’eau à cette profondeur est tellement faible par rapport à l’eau de surface (4% de celle-ci) que l’on considère que l’on atteint la limite de l’influence du vent sur les courants océaniques.

Si l’on additionne tous les vecteurs vitesses, on aura une résultante qui aura une direction perpendiculaire à celle du vent. On a ainsi un déplacement global moyen de l’eau de mer perpendiculaire à la direction du vent. (90 ° vers la droite pour l’hémisphère Nord). C’est le transport d’Ekman   (Figure 2):

Figure 2: Transport d'Ekman

http://3.bp.blogspot.com/_9caaTUCs3QA/TMTYMne0Y7I/AAAAAAAAAI8/SfTPVT8YiJY/s1600/ocean_ekman_spiral.jpg

 Une des principales conséquences de ce déplacement d’eau est la variation du niveau d’eau car il faut bien prendre l’eau quelque part. Ceci provoque un gradient de pression et donc des courants géostrophiques….

A.               Cas des vents d’origine anticycloniques ou dépression :

Le vent peut également conduire à une circulation superficielle constituée de cellules en rotation, appelées gyre. Elles sont asymétriques à cause de la force de Coriolis et font à peu près plusieurs milliers de kilomètres de diamètre.

Lorsque l’on a un anticyclone, on peut observer un tourbillon de rotation dextre et une accumulation d’eau au centre qui forme un bombement. L’eau plonge alors en profondeur afin d’équilibrer le niveau d’eau. On parle de « ventilation ».

Le cas des vents dépressions présente le phénomène inverse : un tourbillon de rotation senestre qui provoque un creux et l’appel d’eau des profondeurs engendre une remontée d’eau ; c’est le pompage d’Ekman. Voici un schéma descriptif de ces phénomènes (Figure 3) :

http://la.climatologie.free.fr/ocean/ocean-conv.gif

Figure 3 : Cas des vents dépressions et anticycloniques

http://la.climatologie.free.fr/ocean/ocean.htm

La carte suivante (Figure 4) présente les 5 principales gyres océaniques :

Figure 4: Cinq principales gyres

http://en.wikipedia.org/wiki/Ocean_gyre

 

B.               Upwelling

Les remontées d’eau que l’on peut observer lors des pompages d’Ekman par exemple, sont appelées Upwelling. L’eau qui remonte est bien sûr de densité supérieure à celle de l’eau de surface initiale (i.e plus froide qu’à la surface) ; elle est également plus riche en nutriments.

1.                 Upwelling équatorial :

Ce phénomène est engendré par les vents alizés qui convergent du Nord-Est et du Sud-Est vers l’Equateur. Dans chaque hémisphère, les vents poussent ainsi dans la même direction (Ouest). Les masses d’eau sont déviées à cause de la force de Coriolis loin de l’équateur, et à l’équateur l’eau profonde remonte en surface. L’upwelling équatorial peut être illustré comme-ci (Figure 5):

Figure 5: Upwelling equatorial

http://www.atmos.washington.edu/2004Q4/211/Lecture10_notes.html

2.                  Upwelling côtier :

Ce phénomène apparaît lorsque les vents des alizés écartent l’eau située près des côtes laissant remonter de l’eau. Les masses d’eau sont également déviées à cause de la force de Coriolis. Ceci peut être schématisé par (Figure 6):

Figure 6: Upwelling côtier

II.              La circulation Thermohaline: l’influence de la température et de la salinité sur les courants marins

il existe un programme qui consiste à mesurer la température et la salinité des eaux de surface dans le monde entier. Les flotteurs ARGO mesure la salinité et la température de la couche de surface des océans. En 2003, un total de 3 000 flotteurs ont été placés dans les océans. Chaque flotteur est programmé pour plonger jusqu’à 2 000 m de profondeur, il est maintenu à cette profondeur d'environ 10 jours, puis il remonte vers la surface enregistrant en continu la température et la salinité. Une fois le flotteur atteint la surface, l'information recueillie est envoyée directement à un satellite, les scientifiques ont accès en temps réel à ces informations. Chaque flotteur a une autonomie de 4-5 ans. Les mesures à plus grande profondeur sont souvent effectuées par le biais d'un instrument CTD, cet instrument est immergé dans l'eau depuis un navire ou plate-forme. (Bergman, 2001).

Les courants de surface, qui représentent 10% de l’océan, ne sont sensibles qu’à quelques centaines de mètres. Dans cette partie nous nous intéressons à l’ensemble des courants de surface et profonds, produits non seulement par la force du vent mais aussi par des différences de température et de salinité tant en surface qu’entre les couches de l’océan. Il existe  à une échelle de temps très large, un cycle dans la circulation océanique. Il s’agit de la circulation thermohaline, appelée aussi « tapis roulant ». Il est très important pour une participation significative dans le flux net de chaleur des tropiques vers les régions polaires, sans laquelle personne ne comprendrait le climat de la Terre. Le flux de convection qui touche l'ensemble de masses d'eau océanique mondiale. (Rahmstorf, S., 2006).

En général, c’est possible dire que la circulation globale peut être décrite comme un flux relativement peu d'eau qui est chauffée dans l'océan Pacifique et Indien à l'Atlantique, qui continue à recevoir la chaleur sous les latitudes tropicales, finalement il arrive dans l'Atlantique Nord avec un retour aux niveaux plus profonds.

Le mouvement est dû à la convection, c'est à dire qu'elle est causée par des différences de densité (Masses plus denses ont tendance à couler et moins dense à la augmentation). Dans le cas des différences de densité de masse des océans dépend de deux facteurs déjà dits, la température et la salinité. La densité diminue avec l'augmentation de la température et augmente avec la salinité.C’est une circulation à grande échelle qui s’applique à l’ensemble des océans. On parle de « rivière sous-marines ». Celle-ci possède deux paramètres clefs : la température et la salinité de l’eau. En effet, ceux-ci modifient à une pression ou profondeur donnée le poids volumique de l’eau. La circulation horizontale peut ainsi amener une couche dense au dessus d’une couche d’eau qui, par comparaison, l’est moins ; ce qui fait plonger l’eau vers les profondeurs, moins denses. On a alors une circulation verticale.

Avant de décrire ce cycle, on s’intéressera aux rôles de la température et de la salinité dans la mise en place de la circulation profonde.

A.                 Le rôle de la température

Selon CREMC (2007), la température moyenne de l'océan est d'environ 17,5 º C. La température maximale est de 36 º C dans la mer Rouge et le minimum est de - 2 ° C dans la mer de Weddell en Antarctique. La distribution de température de l'eau dépend du soleil (rayons) et le mélange des masses d'eau dans l'océan. D’où vient la différence de température dans les eaux océaniques ?

L’eau se réchauffe en surface grâce au rayonnement solaire, principalement sous les basses latitudes. Grâce aux mouvements de l’eau comme par exemple le vent ou des animaux, les eaux de surface se réchauffent elles, ainsi, elle aura une température à peu près homogène. Mais, cela ne représente que 10% de l’océan. Dans la zone de la thermocline, zone dans laquelle la température varie de manière significative avec la profondeur, la température peut alors descendre rapidement de 20°C, puis elle baisse fur à mesure avec la profondeur et peut toucher une température près du zéro dégrées Celsius. (Bouchardon, 2010), (Rahmstorf, S., 2003).

L’échange de chaleur avec les pôles contribue à organiser les courants de surface chauds en direction des pôles et à rediriger les courants froids de surface des hautes latitudes vers les basses latitudes. Il en résulte une température moyenne de surface de l’eau qui dépend alors de la latitude et des saisons.

En dessous de ces couches d’eau chaudes, la température décroit plus ou moins rapidement avec la profondeur, jusqu’à 500-800 mètres où l’on atteint les eaux profondes dont la température décroit légèrement avec la profondeur et la latitude. Certains phénomènes que l’on va décrire plus loin refroidissent l’eau de surface et « inversent le gradient de température ».

 La tranche d’eau intermédiaire i.e. celle qui est située à la transition entre les eaux chaudes de surface et les eaux froides des profondeurs est appelée thermocline. Elle est particulièrement abrupte aux basses latitudes. Dans ces régions, il n’y a donc pas de brassage vertical à cause de la stratification de l’eau. Inversement, elle disparait sous les hautes latitudes ce qui permet ici le plongeon d’une partie des eaux de surface. En effet, ces eaux en provenance des basses latitudes et donc relativement chaudes, vont être rapidement refroidies et donc rendues plus denses, ce qui leur permet de plonger vers les fonds océaniques.

84,thermocline

Thermocline

http://www.google.fr/imgres?imgurl=http://www.wikicsm.com/Photo/Images/Thermocline.jpg&imgrefurl=http://www.wikicsm.com/Sujet-chasse-sous-marine/84,thermocline.php&usg=__L-0SBtv9GHP0lDNX_UxhTxZLocI=&h=309&w=300&sz=25&hl=fr&start=1&zoom=1&um=1&itbs=1&tbnid=Kd-9xD94Z5LN8M:&tbnh=117&tbnw=114&prev=/images%3Fq%3DthermoCLine%26um%3D1%26hl%3Dfr%26sa%3DG%26tbs%3Disch:1

B.                Le rôle de la salinité

Il est bien connu que l’eau salée est plus dense que l’eau douce. D’où vient la salinité dans les eaux océaniques ? et d’où vient cette différence de salinité ?

La salinité de l’océan qui se présente sous forme de sels dissouts vient d’un équilibre entre ce qui entre et sort de l’océan.

D’une part, l’eau douce des rivières accumule dans l’océan des solutés, empruntés aux roches continentales, par altération chimique ; elle transportera ainsi ces ions jusqu'à l’océan.

D’autre part, l’océan se débarrasse d’une certaine fraction des solutés apportés grâce aux sédiments et à la vie aquatique. Certains organismes les utilisent pour former leur squelette ou leur coquille. Ces derniers se déposent sur les fonds marins, après la mort des organismes. Ils peuvent également, comme une partie des sels présents dans les océans,  être stockés dans les sédiments.

La composition moyenne de l’eau de mer se stabilise à peu près autour de 34.5 g/Kg soit 34.5‰. La salinité de surface de l'eau est très dépendante de l'évaporation et les précipitations. La salinité moyenne des océans est environ 35%o, mais peut varier selon la saison, la latitude et la profondeur. C’est important dire que la densité affecte d’autres paramètres comme processus de mélange des masses d'eau différentes (froide et chaude).

La composition moyenne est détaillée dans le tableau qui suit :

Anions

Total (‰)

Chlorure Cl-

19.0

21.9

Sulfate SO42-

2.65

Bicarbonate HCO3-

0.15

Bromure Br-

0.065

Borate H2BO3-

0.025

Fluorure F-

0.001

Cations

 

 

Sodium Na+

10.6

12.6

Magnésium Mg2+

1.3

Calcium Ca2+

0.4

Potassium K+

0.35

Strontium Sr2+

0.01

Tableau 1 :  Composition de l'eau de mer

L’océan n’est cependant pas homogène, la concentration en sel varie d’une zone à une autre grâce à plusieurs phénomènes :

·         La dilution à cause de la pluie qui peut faire abaisser la salinité du milieu

·         L’évaporation et la cristallisation de l’eau en glace qui augmentent la salinité de l’eau restante.

Entre les eaux de surfaces, moins denses et moins salées, et les eaux de profondeurs, plus denses et salées se trouve une frontière appelée halocline. C’est une zone verticale dans laquelle la salinité change rapidement.  Dans l’halocline de l’océan Atlantique, la salinité peut diminuer de plusieurs parties par mille entre la surface et un kilomètre de profondeur.

La halocline pouvant être une barrière infranchissable, les mouvements d’eau (quand une couche dense plonge vers des profondeurs où l’eau l’est moins) ont lieu suivant les surfaces d’égale densité appelée isopycnes. Prenons l’exemple de la méditerranée. C’est une mer très salée à cause de l’évaporation qui se déverse dans l’océan Atlantique pour plonger jusqu’à 200m environ.

On peut facilement créer et observer une halocline dans un verre d’eau, en versant de l'eau douce lentement au-dessus d'une quantité d'eau salée, à l'aide d'une cuillère tenue horizontalement pour empêcher le mélange. Une couche brumeuse d'interface, la halocline, sera aussitôt visible, à cause de la variation rapide de l’indice de réfraction à travers la frontière. (Worldlingo, 2010) 

C.                Retour sur la circulation thermohaline

Partons depuis les basses latitudes nord de l’Atlantique où le gulf Steam prend naissance sous l’effet combiné des alizés et du transport d’Ekman. La forte évaporation tropicale fait que ce courant chaud de surface est fortement salé. En traversant l’Atlantique-Nord, il rencontre le courant froid du Labrador qui descend d’Islande et du Canada qui plonge sous le Gulf Stream. La force du Gulf Stream, souvent évoquée dans les média, dépend donc directement de ce mélange. En temps ordinaire, le Gulf Stream remonte jusqu’à la latitude de la Norvège au moins. Les eaux, encore salées du Gulf Stream sont là-bas rapidement refroidie (vents froids) et la formation de la banquise, en particulier en hiver accroît leur salinité (cristallisation) ; elles deviennent donc très denses et plongent vers le fond de la mer et retournent au fond en direction du sud tout au long de l’Atlantique. La circulation profonde circum-Antarctique à travers l’étroit passage du Drake entre Antarctique et Amérique du Sud impose aux eaux profondes arrivant de l’Atlantique Sud de prendre la direction de l’océan Indien où elles ressurgissent en surface puis font chemin arrière. Le retour en surface de cette boucle est réalisée par les eaux chaudes qui vont se refroidir au nord de l’Atlantique et qui vont boucler la boucle.

Ce circuit nécessite à peu près 1000 ans. Voici un schéma de ce cycle (Figure 7) :

http://reflexions.ulg.ac.be/upload/docs/image/jpeg/2009-11/circulation_thermohaline.jpg

Figure 7: circuit Circulation Thermohaline

 http://reflexions.ulg.ac.be/upload/docs/image/jpeg/2009-11/circulation_thermohaline.jpgt . Dic. 2010.

La circulation thermohaline semble s'être arrêtée au cours de la période interglaciaire et que la disparition des glaces de l'Arctique fait la diminution de l'eau. Cependant ce n'est pas le seul mécanisme de diminution. La réunion des courants océaniques chauds et froids, permet la formation comme un «front» (comme la météo) qui pousse l'eau froide dans les profondeurs de l'océan.

III.           Conclusion :

Nous pouvons voir ainsi deux types de circulation : une circulation plutôt horizontale engendrée par les vents et la force de Coriolis, et une circulation plutôt verticale dans laquelle les propriétés physiques de l’eau (température, salinité) interviennent.

Il est évident que d’autres paramètres entrent en jeu dans la mise en place de la circulation océanique comme la présence de continents, la variation du niveau marin, accentuée par le réchauffement climatique.

De plus, cette circulation n’est pas fixe dans le temps. En effet, on pense que les circulations sont en plein changement à cause du réchauffement climatique, et que la fonte des glaces (donc l’apport d’eau douce) engendrerait la disparition du Gulf Stream.

IV.           Bibliographie :

 

La Terre est Ronde, J.L. Bourchardon

http://la.climatologie.free.fr/ocean/ocean.htm

http://oceanmotion.org/html/background/ocean-in-motion.htm

http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/cycles.geoch.html

http://www.educapoles.org/index.php?/news/le_tapis_roulant_oceanique/&uid=83&lg=fr

www.wikipedia.fr ou www.wikipedia.com

article : courant marin, transport ekman, gyre, force de coriolis….

http://marine.rutgers.edu/dmcs/ms320/2009-09-23-Wind-forcing-Coriolis-and-Ekman-Currents.ppt.

http://www.atmos.washington.edu/2006Q1/211/Lecture10_notes.html

http://lecalve.univ-tln.fr/oceano/fiches/fiche4D.htm

http://winds.jpl.nasa.gov/images/olga_atlantic_high.jpg