Océanographie physique
L’énergie pour la circulation océanique (et pour la circulation atmosphérique) provient de rayonnement solaire et énergie gravitationnelle du soleil et de la lune. La quantité de lumière solaire absorbée à la surface varie fortement avec la latitude, étant plus grande à l’équateur qu’aux pôles, ce qui engendre un mouvement fluide à la fois dans l’atmosphère et dans l’océan qui agit pour redistribuer la chaleur de l’équateur vers les pôles, réduisant ainsi les gradients de température qui existeraient en l’absence de mouvement fluide. Peut-être que les trois quarts de cette chaleur sont transportés dans l’atmosphère; le reste est transporté dans l’océan.
L’atmosphère est chauffée par le bas, ce qui conduit à la convection, dont la plus grande expression est la circulation de Hadley. En revanche, l’océan est chauffé par le haut, ce qui tend à supprimer la convection. Au lieu de cela, les eaux profondes de l’océan se forment dans les régions polaires où les eaux froides et salées s’enfoncent dans des zones assez restreintes. C’est le début de la circulation thermohaline.
Les courants océaniques sont en grande partie entraînés par la contrainte du vent de surface; la circulation atmosphérique à grande échelle est donc importante pour comprendre la circulation océanique. La circulation de Hadley entraîne des vents d’Est sous les tropiques et d’ouest sous les latitudes moyennes. Cela conduit à un écoulement lent vers l’équateur dans la majeure partie d’un bassin océanique subtropical (l’équilibre de Sverdrup). Le flux de retour se produit dans un courant de limite ouest intense, étroit et poleward. Comme l’atmosphère, l’océan est beaucoup plus large que profond, et donc le mouvement horizontal est en général beaucoup plus rapide que le mouvement vertical. Dans l’hémisphère sud, il y a une ceinture continue d’océan, et donc les vents d’ouest des latitudes moyennes forcent le fort courant circumpolaire antarctique. Dans l’hémisphère nord, les masses terrestres l’empêchent et la circulation océanique est divisée en gyres plus petits dans les bassins de l’Atlantique et du Pacifique.
Effet de Coriolis
L’effet de Coriolis entraîne une déviation des flux de fluide (vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud). Cela a des effets profonds sur le flux des océans. En particulier, cela signifie que le flux fait le tour des systèmes haute et basse pression, ce qui leur permet de persister pendant de longues périodes. En conséquence, de minuscules variations de pression peuvent produire des courants mesurables. Une pente d’une partie sur un million en hauteur de surface de la mer, par exemple, se traduira par un courant de 10 cm/s aux latitudes moyennes. Le fait que l’effet de Coriolis soit le plus important aux pôles et faible à l’équateur entraîne des courants de limite ouest forts et relativement stables qui sont absents aux limites orientales. Voir également effets secondaires de la circulation.
Ekman transportEdit
Le transport Ekman entraîne le transport net des eaux de surface à 90 degrés à droite du vent dans l’hémisphère Nord et à 90 degrés à gauche du vent dans l’hémisphère Sud. Lorsque le vent souffle à la surface de l’océan, il « s’empare » d’une fine couche d’eau de surface. À son tour, cette mince feuille d’eau transfère l’énergie de mouvement à la fine couche d’eau sous elle, et ainsi de suite. Cependant, en raison de l’effet Coriolis, la direction de déplacement des couches d’eau se déplace lentement de plus en plus à droite à mesure qu’elles s’enfoncent dans l’hémisphère Nord et à gauche dans l’hémisphère Sud. Dans la plupart des cas, la couche inférieure d’eau affectée par le vent se trouve à une profondeur de 100 m à 150 m et se déplace d’environ 180 degrés, complètement opposée à la direction du vent. Dans l’ensemble, le transport net de l’eau serait de 90 degrés par rapport à la direction initiale du vent.
Circulation de Langmuir
La circulation de Langmuir entraîne l’apparition de fines rayures visibles, appelées andains à la surface de l’océan parallèlement à la direction du vent. Si le vent souffle avec plus de 3 m s-1, il peut créer des andains parallèles alternant remontées et descentes distantes d’environ 5 à 300 m. Ces andains sont créés par des cellules d’eau ovulaires adjacentes (s’étendant jusqu’à environ 6 m (20 pi) de profondeur) tournant alternativement dans le sens des aiguilles d’une montre et dans le sens inverse des aiguilles d’une montre. Dans les zones de convergence, les débris, la mousse et les algues s’accumulent, tandis que dans les zones de divergence, le plancton est capturé et transporté à la surface. S’il y a beaucoup de plancton dans la zone de divergence, les poissons sont souvent attirés pour s’en nourrir.
Interface océan–atmosphèrEdit
À l’interface océan-atmosphère, l’océan et l’atmosphère échangez des flux de chaleur, d’humidité et d’élan.
Chaleur
Les termes thermiques importants à la surface sont le flux thermique sensible, le flux thermique latent, le rayonnement solaire entrant et l’équilibre du rayonnement à ondes longues (infrarouge). En général, les océans tropicaux auront tendance à montrer un gain net de chaleur, et les océans polaires une perte nette, résultat d’un transfert net d’énergie des pôles dans les océans.
La grande capacité thermique des océans modère le climat des zones adjacentes aux océans, conduisant à un climat maritime à ces endroits. Cela peut résulter du stockage de la chaleur en été et de la libération en hiver; ou du transport de la chaleur depuis des endroits plus chauds: un exemple particulièrement remarquable de cela est l’Europe occidentale, qui est chauffée au moins en partie par la dérive de l’atlantique nord.
Momentum
Les vents de surface ont tendance à être de l’ordre de mètres par seconde; les courants océaniques de l’ordre de centimètres par seconde. Ainsi, du point de vue de l’atmosphère, l’océan peut être considéré comme effectivement stationnaire; du point de vue de l’océan, l’atmosphère impose une contrainte de vent importante à sa surface, ce qui force des courants à grande échelle dans l’océan.
Grâce à la contrainte du vent, le vent génère des vagues de surface de l’océan; les vagues plus longues ont une vitesse de phase tendant vers la vitesse du vent. L’élan des vents de surface est transféré dans le flux d’énergie par les vagues de surface de l’océan. La rugosité accrue de la surface de l’océan, par la présence des vagues, modifie le vent près de la surface.
Humidité
L’océan peut gagner de l’humidité à cause des précipitations ou la perdre par évaporation. La perte par évaporation rend l’océan plus salé; la Méditerranée et le golfe Persique, par exemple, ont de fortes pertes par évaporation; le panache d’eau salée dense qui en résulte peut être tracé à travers le détroit de Gibraltar dans l’océan Atlantique. À une époque, on croyait que l’évaporation / précipitation était un facteur majeur des courants océaniques; on sait maintenant qu’il ne s’agit que d’un facteur très mineur.
Ondes planétairesmodifier
Ondes de Kelvin
Une onde de Kelvin est une onde progressive canalisée entre deux limites ou forces opposées (généralement entre la force de Coriolis et un littoral ou l’équateur). Il en existe deux types, côtier et équatorial. Les ondes Kelvin sont entraînées par gravité et non dispersives. Cela signifie que les ondes Kelvin peuvent conserver leur forme et leur direction sur de longues périodes. Ils sont généralement créés par un changement soudain du vent, tel que le changement des alizés au début de l’Oscillation El Niño-Australe.
Les vagues de Kelvin côtières suivent les rives et se propageront toujours dans le sens antihoraire dans l’hémisphère Nord (avec le rivage à droite du sens de déplacement) et dans le sens horaire dans l’hémisphère Sud.
Les ondes de Kelvin équatorial se propagent vers l’est dans les hémisphères Nord et Sud, en utilisant l’équateur comme guide.
Les ondes Kelvin sont connues pour avoir des vitesses très élevées, généralement autour de 2-3 mètres par seconde. Ils ont des longueurs d’onde de milliers de kilomètres et des amplitudes de dizaines de mètres.
Ondes de Rossby
Les ondes de Rossby, ou ondes planétaires, sont des ondes énormes et lentes générées dans la troposphère par les différences de température entre l’océan et les continents. Leur force de restauration majeure est le changement de la force de Coriolis avec la latitude. Leurs amplitudes d’ondes sont généralement de l’ordre de quelques dizaines de mètres et de très grandes longueurs d’onde. On les trouve généralement aux latitudes basses ou moyennes.
Il existe deux types d’ondes de Rossby, barotropes et barocliniques. Les ondes de Rossby barotropes ont les vitesses les plus élevées et ne varient pas verticalement. Les ondes barocliniques de Rossby sont beaucoup plus lentes.
La caractéristique d’identification particulière des ondes de Rossby est que la vitesse de phase de chaque onde individuelle a toujours une composante vers l’ouest, mais la vitesse du groupe peut être dans n’importe quelle direction. Habituellement, les ondes de Rossby les plus courtes ont une vitesse de groupe vers l’est et les plus longues ont une vitesse de groupe vers l’ouest.
Variabilité climatiquedit
L’interaction de la circulation océanique, qui sert de le type de pompe à chaleur et les effets biologiques tels que la concentration de dioxyde de carbone peuvent entraîner des changements climatiques mondiaux sur une échelle de temps de plusieurs décennies. Les oscillations climatiques connues résultant de ces interactions comprennent l’oscillation décennale du Pacifique, l’oscillation de l’Atlantique Nord et l’oscillation de l’Arctique. Le processus océanique de circulation thermohaline est une composante importante de la redistribution de la chaleur à travers le monde, et les changements dans cette circulation peuvent avoir des impacts majeurs sur le climat.
La Niña–El NiñoEdit
et
Onde circumpolaire antarctiquedit
Il s’agit d’une onde couplée océan/atmosphère qui fait le tour de l’océan Austral environ tous les huit ans. Comme il s’agit d’un phénomène d’onde 2 (il y a deux pics et deux creux dans un cercle de latitude) à chaque point fixe de l’espace, un signal d’une période de quatre ans est vu. L’onde se déplace vers l’est dans la direction du courant circumpolaire antarctique.
Courants océanesmodifier
Parmi les courants océaniques les plus importants figurent les courants océaniques suivants:
- Courant circumpolaire Antarctique
- Océan profond (en fonction de la densité)
- Courants de limite ouest
- Gulf Stream
- Courant de Kuroshio
- Courant du Labrador
- Courant d’Oyashio
- Courant des Agulhas
- Courant du Brésil
- Courant de l’Australie orientale
- Courants de limite orientale
- Courant de Californie
- Courant Canarien
- Courant du Pérou
- Courant de Benguela
Circumpolaire antarctiquedit
Le corps océanique entourant l’Antarctique est actuellement le seul plan d’eau continu où il y a une large bande de latitude d’eau libre. Il relie les océans Atlantique, Pacifique et Indien et fournit un tronçon ininterrompu aux vents d’Ouest dominants pour augmenter considérablement l’amplitude des vagues. Il est généralement admis que ces vents dominants sont principalement responsables du transport du courant circumpolaire. On pense maintenant que ce courant varie avec le temps, éventuellement de manière oscillatoire.
Océan Profondmodifier
Dans la mer de Norvège, le refroidissement par évaporation est prédominant, et la masse d’eau qui coule, les eaux profondes de l’Atlantique Nord (NADW), remplit le bassin et se déverse vers le sud à travers des crevasses dans les seuils sous-marins qui relient le Groenland, l’Islande et la Grande-Bretagne. Il s’écoule ensuite le long de la limite ouest de l’Atlantique, une partie du flux se déplaçant vers l’est le long de l’équateur, puis vers le pôle dans les bassins océaniques. Le NADW est entraîné dans le courant circumpolaire et peut être tracé dans les bassins indien et Pacifique. Cependant, le flux du bassin de l’océan Arctique vers le Pacifique est bloqué par les bas-fonds étroits du détroit de Béring.
Voir également géologie marine à propos de qui explore la géologie du fond de l’océan, y compris la tectonique des plaques qui créent des tranchées océaniques profondes.
Limite occidentalemodifier
Un bassin océanique subtropical idéalisé forcé par des vents tournant autour d’un système à haute pression (anticyclonique) tel que le haut des Açores-Bermudes développe une circulation gyre avec des écoulements lents et réguliers vers l’équateur à l’intérieur. Comme l’a expliqué Henry Stommel, ces écoulements sont équilibrés dans la région de la limite ouest, où se développe un mince courant polewards rapide appelé courant de limite ouest. Le flux dans l’océan réel est plus complexe, mais le Gulf stream, les Agulhas et les Kuroshio sont des exemples de tels courants. Ils sont étroits (environ 100 km de diamètre) et rapides (environ 1,5 m/s).
Les courants de limite ouest de l’Équateur se produisent dans des endroits tropicaux et polaires, par exemple les courants de l’Est du Groenland et du Labrador, dans l’Atlantique et l’Oyashio. Ils sont forcés par la circulation des vents autour de la basse pression (cyclonique).
Gulf stream
Le Gulf Stream, avec son extension nord, le courant de l’Atlantique Nord, est un courant de l’océan Atlantique puissant, chaud et rapide qui prend sa source dans le golfe du Mexique, sort par le détroit de Floride et suit les côtes orientales des États-Unis et de Terre-Neuve au nord-est avant de traverser l’océan Atlantique.
Kuroshio
Le courant de Kuroshio est un courant océanique qui se trouve dans l’océan Pacifique occidental au large de la côte est de Taiwan et qui s’écoule vers le nord-est au-delà du Japon, où il se confond avec la dérive est du courant du Pacifique Nord. Il est analogue au Gulf Stream dans l’océan Atlantique, transportant de l’eau chaude et tropicale vers le nord vers la région polaire.