Introduction à l’Océanographie

Les Courants de surface dont nous avons parlé jusqu’à présent sont finalement entraînés par le vent et, comme ils ne concernent que l’eau de surface, ils n’affectent qu’environ 10% du volume de l’océan. Cependant, il existe d’autres courants océaniques importants qui sont indépendants du vent et impliquent des mouvements d’eau dans les 90% restants de l’océan. Ces courants sont entraînés par les différences de densité de l’eau.

rappelez-vous que l’eau moins dense reste à la surface, tandis que l’eau plus dense coule., Les eaux de différentes densités ont tendance à se stratifier en couches, avec l’eau la plus dense et la plus froide sur le fond et l’eau plus chaude et moins dense sur le dessus. C’est le mouvement de ces couches de densité qui crée la circulation en eau profonde. Étant donné que la densité de l’eau de mer dépend principalement de la température et de la salinité (section 6.3), cette circulation est appelée circulation thermohaline.

Les principaux processus qui augmentent la densité de l’eau de mer sont le refroidissement, l’évaporation et la formation de glace., L’évaporation et la formation de glace provoquent une augmentation de la densité en éliminant l’eau douce, laissant l’eau de mer restante avec une plus grande salinité (voir rubrique 5.3). Les principaux processus qui diminuent la densité de l’eau de mer sont le chauffage et la dilution par l’eau douce par précipitation, la fonte de la glace ou le ruissellement de l’eau douce. Notez que tous ces processus exercent leurs effets à la surface, mais n’affectent pas nécessairement les eaux plus profondes. Cependant, la modification de la densité de l’eau de surface la fait couler ou monter, et ces mouvements verticaux entraînés par la densité créent les courants océaniques profonds., Ces courants thermohalins sont lents, de l’ordre de 10-20 km par an par rapport aux courants de surface qui se déplacent à plusieurs kilomètres par heure.

masses D’eau

une masse d’eau est un volume d’eau de mer avec une densité distinctive en raison de son profil unique de température et de salinité. Comme indiqué ci-dessus, les processus qui affectent la densité de l’eau de mer ne se produisent vraiment qu’à la surface. Une fois qu’une masse d’eau a atteint son profil particulier de température et de salinité en raison de ces processus de surface, elle peut couler sous la surface, à quel point ses propriétés de densité ne changeront pas vraiment., Nous pouvons donc distinguer des masses d’eau particulières en prenant des mesures de salinité et de température à différentes profondeurs, et en recherchant la combinaison unique de ces variables qui lui donnent sa densité caractéristique. Ceci est souvent effectué à l’aide de diagrammes température-salinité (diagrammes T-S, voir encadré ci-dessous).

Il existe plusieurs masses d’eau bien connues dans l’océan, en particulier dans l’Atlantique, qui se distinguent par leurs caractéristiques de température et de salinité., L’eau de mer la plus dense se forme à deux endroits primaires près des pôles, où l’eau est très froide et très saline en raison de la formation de glace. La masse d’eau profonde la plus dense se forme dans la mer de Weddell de L’Antarctique et devient L’Antarctique Bottom Water (Aabw). Des processus similaires dans l’Atlantique Nord produisent les eaux profondes de l’Atlantique Nord (NADW) dans la mer du Groenland (Figure 9.8.1).

Cette eau froide et dense coule, et une fois retirée de la surface, sa température et sa salinité restent inchangées, de sorte qu’elle garde les mêmes caractéristiques qu’elle se déplace dans l’océan dans le cadre de la circulation thermohaline. AABW coule au fond dans la mer de Weddell, puis se déplace vers le nord le long du fond dans l’Atlantique, et à l’est à travers l’océan Austral., Au même moment, NADW coule dans la mer du Groenland. Cette masse d’eau est moins dense que L’AABW et tend à former une couche au-dessus de L’AABW lorsqu’elle traverse l’Équateur vers le sud (Figure 9.8.2). Alors que le NADW se déplace vers le continent Antarctique, il est ramené à la surface. Rappelons que près de L’Antarctique, il y a la divergence Antarctique, où les eaux de surface s’éloignent horizontalement les unes des autres et sont remplacées par des remontées d’eau profonde (apportant des nutriments à la surface et conduisant à une productivité élevée; voir section 7.3)., Étant donné que l’eau polaire a une faible thermocline, il n’y a pas beaucoup de différence de densité empêchant l’eau profonde d’atteindre la surface, de sorte que certains NADW montent dans le cadre du processus de remontée d’eau (Figure 9.8.2).

à mesure que le NADW montant atteint la surface, certains se dirigent vers le sud où il contribuera éventuellement à la production de nouveaux AABW. Le NADW qui se déplace vers le nord rencontre la convergence Antarctique, qui produit le downwelling., Ce NADW qui coule devient une nouvelle masse d’eau; Antarctic Intermediate Water (Aaiw), qui coule et crée une couche entre l’eau de surface et le NADW (Figure 9.8.2). L’eau de surface de l’Atlantique équatorial, également appelée eau de Surface de l’Atlantique Central, est très chaude et de faible densité, elle reste donc à la surface et ne contribue pas beaucoup à la circulation thermohaline.

dans l’Atlantique, Les Eaux intermédiaires méditerranéennes (MIW) traversent le détroit de Gibraltar et se jettent en pleine mer., Cette eau est chaude et salée à cause des températures chaudes et de la forte évaporation caractéristique de la mer Méditerranée, elle est donc plus dense que l’eau de surface normale et forme une couche d’environ 1-1, 5 km de profondeur. Finalement, cette eau se déplacera vers le Nord jusqu’à la mer du Groenland, où elle sera refroidie et coulera, devenant le NADW dense.

Diagrammes T-S

un diagramme température-salinité (t-s) est utilisé pour examiner comment la température, la salinité et la densité changent avec la profondeur, et pour identifier la structure verticale de la colonne d’eau, y compris les masses d’eau qu’elle contient., La température de l’eau est sur l’axe des y, et la salinité apparaît sur l’axe des abscisses. Souvent, au lieu de la température réelle de l’eau, les océanographes tracent la température potentielle, qui est la température que l’eau atteindrait si elle était amenée à la surface et n’obtenait pas de chaleur supplémentaire par compression en profondeur. Un diagramme T-S montre des lignes de densité égale, ou isopycnales, pour diverses combinaisons de température et de salinité (Figure 9.8.3). Vous pouvez ensuite tracer les valeurs de température et de salinité sur le diagramme, et utiliser leur point d’intersection pour calculer la densité de l’eau., Dans l’exemple de la Figure 9.8.3, une température d’environ 11o C et une salinité de 34,6 PSU donne une densité de 1,0265 g/cm3.

étant donné que la plage de densités dans l’océan est plutôt petite, souvent la valeur de densité est raccourcie et est exprimée en sigma-T ou σt. Sigma-t est calculé comme suit: (Densité – 1) x 1000., Donc, il regarde essentiellement les trois dernières décimales de la valeur de densité. Ainsi, une densité de 1.0275 g/cm3 aurait un σt de 27.5.

Les diagrammes T-S peuvent être utilisés pour identifier les masses d’eau. Étant donné que chaque masse d’eau principale a sa propre plage caractéristique de températures et de salinités, un échantillon d’eau profonde qui tombe dans cette plage peut vraisemblablement provenir de cette masse d’eau. La Figure 9.8.4 montre la plage typique de température et de salinité pour les principales masses D’eau de l’Atlantique.

pour étudier les masses d’eau, les océanographes peuvent prendre une série de mesures de température et de salinité sur une plage de profondeurs à un endroit particulier., Si la colonne d « eau était très stratifiée et qu » il n « y avait pas de mélange entre ou à l » intérieur des couches, comme la sonde a été abaissée, vous obtiendrez une série de lectures de température et de salinité constantes lorsque vous vous déplacez à travers la première masse d « eau, suivi d » un saut soudain vers un autre ensemble de lectures En traçant la température par rapport à la salinité sur un diagramme T-S, on obtient un point distinct et indépendant pour chaque masse d’eau. Cependant, en réalité, les masses d’eau montreront un certain mélange à l’intérieur et entre les couches., Ainsi, lorsque les sondes sont abaissées, elles rencontreront de l’eau qui montre des traits intermédiaires entre les deux points. Par conséquent, avec l’augmentation de la profondeur, les points sur le diagramme T-S se déplaceront progressivement d’un point à l’autre, créant une ligne reliant les deux points, illustrant le mélange entre ces deux masses d’eau.

dans L’exemple de la Figure 9.8.5, NACSW est présent à la surface (0 m de profondeur), et entre 0 et environ 800 m il y a une transition de NACSE en AAIW. Entre environ 800-2100 m, il y a une transition D’AAIW dans la couche NADW juste au-delà de 2000 m., AABW est la masse d’eau la plus profonde, à des profondeurs d’environ 4000 m. La transition entre NADW et AABW se produit entre environ 2100-4000 m.

notez qu’à mesure que les enregistrements s’approfondissent dans la Figure 9.8.5, la densité augmente toujours (c’est-à-dire, en se déplaçant vers le coin en bas à droite). En effet, l’eau la plus dense doit être située au fond, les autres couches étant stratifiées en fonction de leur densité, sinon la colonne d’eau serait instable.

La « Bande transporteuse Océanique”

Les Eaux de fond de la mer de Weddell et de la mer du Groenland ne circulent pas seulement à travers l’Atlantique. NADW se déplace vers le Sud à travers l’Atlantique Ouest avant de rencontrer L’AABW au nord de la mer de Weddell. Ensemble, ces masses d’eau se déplacent vers l’est dans les océans Indien et Pacifique., À ce moment-là, le NADW et L’AABW ont commencé à se mélanger, pour créer ce qu’on appelle L’eau commune. L’eau commune profonde se déplace vers le Nord dans les océans Pacifique et indien et se mélange progressivement à l’eau plus chaude, ce qui la fait remonter à la surface. En tant qu’eau de surface, elle retourne dans l’Atlantique Nord à travers les courants de surface des océans Pacifique et Indien. Une fois de retour dans l’Atlantique Nord, il se refroidit et forme à nouveau NADW, recommençant le processus., Ce cycle de montée et de descente de l’eau transportant l’eau entre la surface et la circulation profonde a été appelé « bande transporteuse” océanique globale et peut prendre environ 1000-2000 ans (Figure 9.8.6).

Ce schéma de circulation global a un certain nombre d’implications importantes pour l’environnement terrestre., D’une part, il est vital pour le transport de la chaleur dans le monde entier, apportant de l’eau chaude vers les pôles, et de l’eau froide vers les tropiques, stabilisant la température dans les deux environnements.

la bande transporteuse aide également à fournir de l’oxygène aux habitats en eau profonde. L’eau profonde a commencé comme une eau de surface froide saturée d’oxygène, et quand elle a coulé, elle a amené cet oxygène en profondeur. La circulation Thermohaline transporte cette eau profonde riche en oxygène dans les océans, où l’oxygène sera utilisé par les organismes d’eau profonde., Les eaux de fond de l’Atlantique sont relativement riches en oxygène, car elles conservent encore une grande partie de leur teneur en oxygène d’origine, mais lorsqu’elles se déplacent sur le fond marin, l’oxygène est épuisé, de sorte que les eaux profondes de l’océan Pacifique contiennent beaucoup moins d’oxygène que les eaux profondes de l’Atlantique, avec Dans le même temps, l’eau profonde accumulera des nutriments à mesure que la matière organique s’enfonce et se décompose. L’eau de fond de l’Atlantique est pauvre en nutriments parce qu’elle n’a pas eu beaucoup de temps pour les accumuler et que l’eau de surface d’origine était pauvre en nutriments., Au moment où cette eau de fond atteint l’Océan Indien, puis le Pacifique, elle accumule les nutriments qui coulent depuis des siècles, de sorte que les concentrations en nutriments profondes sont plus grandes dans le Pacifique que dans l’Atlantique. Nous pouvons donc utiliser les rapports oxygène / nutriments dans les eaux profondes pour dire l’âge relatif d’une masse d’eau, c’est-à-dire depuis combien de temps elle a coulé de la surface. Les eaux de fond plus jeunes devraient être riches en oxygène et pauvres en nutriments, alors que l’inverse serait attendu pour les eaux de fond plus anciennes.,

la bande transporteuse océanique peut être fortement impactée par le changement climatique qui perturbe la circulation thermohaline. Un réchauffement accru, en particulier dans l’Arctique, pourrait entraîner la fonte continue des calottes polaires, ajoutant une grande quantité d’eau douce à l’eau de surface polaire. Cet apport d’eau douce pourrait créer une couche superficielle d’eau à faible densité et à faible salinité qui ne coule plus, perturbant ainsi la bande transporteuse à circulation profonde et empêchant le transport de l’oxygène et des nutriments vers les communautés de fond., Le naufrage de l’eau de mer dans la mer du Groenland contribue également à conduire le Gulf Stream; à mesure que l’eau coule, plus d’eau de surface est tirée vers le Nord dans le Gulf Stream. Si cette eau polaire cesse de couler, le Gulf Stream pourrait s’affaiblir, réduisant le transport de chaleur vers les pôles et refroidissant le climat nordique. Cela semble contre-intuitif, mais le réchauffement climatique pourrait entraîner des conditions plus froides en Europe et le gel des ports et des villes qui sont généralement libres de glace en raison des effets de réchauffement du Gulf Stream., Des preuves récentes ont déjà montré que la force du Gulf Stream diminue, probablement en raison de la fonte accrue des glaces arctiques.