Océan et dynamique océanique

Océan et dynamique océanique

1. Caractéristiques générales

• Caractéristiques géographiques

• 71% de la surface terrestre
• Profondeur moyenne de 3700 m
• T°C moyenne de 2.8 °C
• Salinité moyenne de 34.5 g/kg
• 361 millions de km²
• 1,35 milliards de km3 (soit tranche d’eau sur le globe de 2700 m)
• 300 fois la masse de l’atmosphère
• 1200 fois la capacité de stockage de chaleur de l’atmosphère
• Dissymétrie des hémisphères: nord + continental, sud + océanique.

• Caractéristiques physiques 

• Températures de surface des océans: Capacité d'absorber et de rejeter de la chaleur dans l'atmosphère. L'hémisphère sud a la plus grande capacité de stockage océanique.

• Salinité:

• Définition: Teneur totale en matière dissoutes de l'eau.
•  Moyenne de 34,5g pour 1 kg d'eau.
• La distribution de la salinité varie avec les précipitations et l'évaporation:

• Espace avec beaucoup de précipitations : diminution de la salinité.
• Augmentation de la salinité avec l'évaporation.

• Mécanisme physico-chimiques et biologiques régulant la concentration des composés dissous dans l'eau de mer. Echanges entre l océan et les différents compartiments:

• échanges d’eau avec l'atmosphère (précipitations, évaporations),
•  éléments dissous par les cours d’eau (ions: Ca²⁺, Na⁺, SO₄²⁻, Mg²⁺, K⁺, HCO₃⁻),
• vent,
• cendres volcaniques.
• Interaction eau/sédiments. Les sédiments vont retourner dans le manteau. [pic 1]

• Gamme de variabilité de la température et de la salinité de l'océan mondial.

• La salinité ne varie pas beaucoup (entre 33 et 37 g/kg) par rapport à la température (entre  0 et 30 degrés).
• 3 quarts des océans ont une température moyenne de 3 degré et  une salinité de 34,5 g/kg .

• Densité de l'eau de mer:

• Définition:  c'est le rapport de la masse d'un volume y d'un liquide par la masse  du volume y d'eau pur (distillée).
• En océanographie, on utilise le terme anomalie de densité:

                                σ = ρ - 1000  avec ρ : masse volumique = masse d’un m3 d’eau de mer (kg/m3).

• La relation ρ = ρ (S, T, p) est l'équation d'état de l'eau de mer.
• Cette relation empirique est le résultat de nombreuses études en laboratoire. La première équation établie en 1902 est remplacée depuis 1980 par "l'Equation d'Etat Internale”.

• Stratification

• L océan est stratifiée.

• Température: Les variations de température sont extrêmement faibles dans l'océan profond. Variations ayant lieu dans les 400 a 800 premiers mètres. Forte variation de température au niveau de la couche appelée la thermocline. Elle varie avec les saisons. Entre les régions tropicales et intertropicales , variation très forte. Thermocline qui n'existe pas dans les régions polaires.

• Salinité: elle varie beaucoup en surface.

• Densité : peu de variation dans les eaux profondes, et forte variation dans les eaux superficielles. Forte variation en régions tropicales et peu de variations en régions polaires.

• La thermocline:

• Définition: zone de transition thermique rapide entre les eaux superficielles et les eaux profondes.
• Elle peut être:

• saisonnière (50-200m). Exemple: pas de thermocline en hiver en Méditerranée donc pas de variation de température en hiver.

      ou

• Permanente (200-1000m)
• Ces variations sont saisonnières mais aussi géographiques.[pic 2]

• Distribution des anomalies de densité en surface:

Les anomalies de densité dépendent de la latitude. L'effet de faible densité à l'Equateur est dû aux fortes précipitations et à l’apport en eaux douces.

2) circulation profonde et de la surface

• Circulation à grande échelle

• Circulation thermohaline:

• Elle est forcée par les variations de densité. En effet, elle est sous le  contrôle de la température et de la salinité.
• Mouvements d'eau de la surface en  profondeur du nord vers l'Equateur. Le plongement de l'eau au niveau des pôles est dû aux eaux froides. Sous la banquise, l'eau de mer est plus salée et donc plus dense. Eau à la fois froide et salée. Le moteur de cette circulation est cette plongée d’eaux froides des pôles. Les croix représentent les eaux qui plongent. Ces eaux vont vers le sud. Une partie va remonter en surface au niveau de l'océan Pacifique. Une autre partie va remonter dans l'océan indien.

• Gulf stream:

• Définition: eaux chaudes qui vont remonter le long des côtes américaines. Dérive nord atlantique.

• Un inlandsis : glace sur le continent. Le réchauffement d'inlandsis va être un apport d'eau douce et va réduire la banquise. L eau de mer a tendance à ne plus geler. Baisse de la salinité et donc de la densité et donc de la plongée des eaux. Le phénomène de gulf stream va diminuer.

• Échelle temporelle :

• Age moyen des eaux profondes supérieures à 1500 m de profondeur. Eaux les plus anciennes : 2500 ans. Pour parcourir toute la boucle, il faut 4000 ans.

• On date les eaux océaniques avec du 14 C. Cet isotope radioactif formé dans l'atmosphère va être incorporé dans le CO2 atmosphérique=>Échange avec l'eau de mer=>absorption par cette dernière=>dissolution dans les eaux chaudes de surface=>le 14 CO2 est entrainé dans les eaux profondes =>En profondeur, le 14 C ne va plus être renouvelé et  on va donc étudier sa désintégration en azote.

• Circulation superficielle:

• Spirale d'Eckman et transport d'Eckman:

• Définition: effet du vent sur la surface des océans : frottements. Déviations des courants de surface. Frottements de la masse d eau mise en mouvements avec les couches du dessous. Le courant va être dévié.

• On a un vent qui met en mouvement la surface de l'eau par friction. La force de Coriolis fait dévier vers la droite ou la gauche le courant ainsi induit et donne un transport de l'eau à 90°. Cette couche de surface fait bouger la couche sous-jacente.

• Le transport intégré dans la couche de surface est perpendiculaire au vent (à droite dans l'hémisphère Nord et gauche dans l'hémisphère Sud).

[pic 3]

• Le transport d Eckman associés à des vents cycloniques va être divergent. Effet sur la hauteur de l océan=>phénomène de creux en surface avec la divergence océanique => upwelling (remontée d'eau). Exemple: La divergence équatoriale: la convergence des vents alizés à l’équateur (qui forment la Zone de Convergence Intertropicale) entraine une divergence des courants océaniques de surface appelée divergence équatoriale qui crée un « creux »en surface de l’océan induisant un upwelling [pic 4]

• Le transport d Eckman associés à des vents anticycloniques va être convergent => les eaux de surface forment une bosse en surface=> downwelling (plongée d'eau). Exemple: La convergence subtropicale: Le transport d’Ekman entraine une Convergence d’eau au centre des gyres subtropicaux centrés sur les zones de HP et un downwelling.

[pic 5][pic 6]

[pic 7]

• Hauteur dynamique:

• vue d'ensemble: Qu’est-ce qui contrôle les courants de surface?

• Effet direct du vent

• Limité à 50-100 m
• Dû aux effets de friction et de Coriolis, la direction du courant est à ~90° de la direction du vent -> spirale et transport d’Ekman
• Noter que le transport d’Ekman s’affaiblit considérablement vers l’équateur (±5°) du fait de la force de Coriolis qui devient nulle

• Effet indirect de Coriolis

 Le transport d’Ekman => gradients de pressions,(différence de niveau de la mer) =>courants

• Circulation de retour de la circulation thermohaline

en surface.                                                                                                                                                                                         

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