Océanographie physique - Physical oceanography

Bathymétrie océanique mondiale .

L'océanographie physique est l'étude des conditions physiques et des processus physiques au sein de l' océan , en particulier les mouvements et les propriétés physiques des eaux océaniques.

L'océanographie physique est l'un des nombreux sous-domaines dans lesquels l' océanographie est divisée. D'autres comprennent l' océanographie biologique , chimique et géologique .

L'océanographie physique peut être subdivisée en océanographie physique descriptive et dynamique .

L'océanographie physique descriptive cherche à étudier l'océan à travers des observations et des modèles numériques complexes, qui décrivent le plus précisément possible les mouvements des fluides.

L'océanographie physique dynamique se concentre principalement sur les processus qui régissent le mouvement des fluides en mettant l'accent sur la recherche théorique et les modèles numériques. Ceux-ci font partie du vaste domaine de la dynamique géophysique des fluides (GFD) qui est partagé avec la météorologie . GFD est un sous-domaine de la dynamique des fluides décrivant des écoulements se produisant à des échelles spatiales et temporelles fortement influencées par la force de Coriolis .

Cadre physique

Image externe
icône d'image Echelles spatiales et temporelles des processus océanographiques physiques.
Vue en perspective du fond marin de l'océan Atlantique et de la mer des Caraïbes. Le fond marin violet au centre de la vue est la tranchée de Puerto Rico .

Environ 97% de l'eau de la planète se trouve dans ses océans, et les océans sont la source de la grande majorité de la vapeur d'eau qui se condense dans l'atmosphère et tombe sous forme de pluie ou de neige sur les continents. L'énorme capacité calorifique des océans modère le climat de la planète , et son absorption de divers gaz affecte la composition de l' atmosphère . L'influence de l'océan s'étend même à la composition des roches volcaniques à travers le métamorphisme des fonds marins , ainsi qu'à celle des gaz volcaniques et des magmas créés dans les zones de subduction .

Du niveau de la mer, les océans sont bien plus profonds que les continents ne sont hauts ; L'examen de la courbe hypsographique de la Terre montre que l'élévation moyenne des masses continentales de la Terre n'est que de 840 mètres (2 760 pieds), tandis que la profondeur moyenne de l'océan est de 3 800 mètres (12 500 pieds). Bien que cet écart apparent soit important, tant pour la terre que pour la mer, les extrêmes respectifs tels que les montagnes et les tranchées sont rares.

Superficie, volume plus profondeurs moyenne et maximale des océans (hors mers adjacentes)
Corps Superficie (10 6 km 2 ) Volume (10 6 km³) Profondeur moyenne (m) Maximum (m)
océan Pacifique 165.2 707.6 4282 -11033
océan Atlantique 82,4 323,6 3926 -8605
océan Indien 73,4 291.0 3963 -8047
Océan Austral 20.3 -7235
océan Arctique 14.1 1038
Mer des Caraïbes 2.8 -7686

Température, salinité et densité

Densité de surface WOA .

Parce que la grande majorité du volume de l'océan mondial est constitué d'eau profonde, la température moyenne de l'eau de mer est basse ; environ 75 % du volume de l'océan a une température de 0° à 5 °C (Pinet 1996). Le même pourcentage se situe dans une plage de salinité comprise entre 34 et 35 ppt (3,4 à 3,5 %) (Pinet 1996). Il y a quand même pas mal de variations. Les températures de surface peuvent aller de sous le point de congélation près des pôles à 35 °C dans les mers tropicales restreintes, tandis que la salinité peut varier de 10 à 41 ppt (1,0 à 4,1 %).

La structure verticale de la température peut être divisée en trois couches de base, une couche de surface mixte , où les gradients sont faibles, une thermocline où les gradients sont élevés, et un abîme mal stratifié.

En termes de température, les couches de l'océan dépendent fortement de la latitude ; la thermocline est prononcée sous les tropiques, mais inexistante dans les eaux polaires (Marshak 2001). L' halocline se trouve généralement près de la surface, où l'évaporation augmente la salinité dans les tropiques, ou l'eau de fonte la dilue dans les régions polaires. Ces variations de salinité et de température avec la profondeur modifient la densité de l'eau de mer, créant la pycnocline .

Circulation

Article détaillé : Courant océanique
Circulation thermohaline basée sur la densité

L'énergie pour la circulation océanique (et pour la circulation atmosphérique) provient du rayonnement solaire et de l'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 la température gradients qui existeraient en l'absence de mouvement fluide. Les trois quarts peut-être 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 des océans se forment dans les régions polaires où les eaux froides salées coulent dans des zones assez restreintes. C'est le début de la circulation thermohaline .

Les courants océaniques sont en grande partie entraînés par le stress du vent de surface; par conséquent, la circulation atmosphérique à grande échelle est importante pour comprendre la circulation océanique. La circulation de Hadley entraîne des vents d'est sous les tropiques et des vents d'ouest aux 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 frontière ouest intense, étroit et vers le pôle . Comme l'atmosphère, l'océan est beaucoup plus large qu'il n'est 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 océanique continue, et donc les vents d'ouest des latitudes moyennes forcent le fort courant circumpolaire antarctique . Dans l'hémisphère nord, les masses continentales empêchent cela et la circulation océanique est divisée en plus petits tourbillons dans les bassins Atlantique et Pacifique.

effet de Coriolis

L' effet Coriolis se traduit par une déviation des flux de fluides (vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud). Cela a des effets profonds sur l'écoulement des océans. En particulier, cela signifie que le flux contourne les systèmes à haute et basse pression, leur permettant 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 de la hauteur de la surface de la mer, par exemple, entraînera 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 se traduit par des courants de frontière ouest nets et relativement stables qui sont absents des frontières orientales. Voir aussi les effets de circulation secondaires.

Transport d'Ekman

Le transport d'Ekman se traduit par un 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'accroche » à une fine couche d'eau de surface. À son tour, cette mince couche d'eau transfère l'énergie du mouvement à la mince 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 vers la droite à mesure qu'elles s'enfoncent dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Dans la plupart des cas, la couche d'eau la plus basse affectée par le vent se trouve à une profondeur de 100 m à 150 m et se déplace à environ 180 degrés, complètement à l'opposé de la direction dans laquelle le vent souffle. Dans l'ensemble, le transport net d'eau serait de 90 degrés par rapport à la direction originale du vent.

Circulation Langmuir

La circulation de Langmuir entraîne l'apparition de fines bandes visibles, appelées andains, à la surface de l'océan parallèlement à la direction dans laquelle le vent souffle. Si le vent souffle à plus de 3 m s −1 , il peut créer des andains parallèles alternant upwelling et downwelling distants 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 en alternance dans le sens horaire et antihoraire. 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-atmosphère

L'ouragan Isabel à l' est des Bahamas le 15 septembre 2003

À l'interface océan-atmosphère, l'océan et l'atmosphère échangent des flux de chaleur, d'humidité et de quantité de mouvement.

Chaleur

Les termes de chaleur importants à la surface sont le flux de chaleur sensible , le flux de chaleur latente, le rayonnement solaire incident et le bilan 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 vers les 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 être le résultat d'un stockage de chaleur en été et d'un dégagement en hiver ; ou de transport de chaleur depuis des endroits plus chauds : un exemple particulièrement notable en est l'Europe occidentale , qui est chauffée au moins en partie par la dérive nord-atlantique .

Élan

Les vents de surface ont tendance à être de l'ordre des mètres par seconde; courants océaniques de l'ordre des centimètres par seconde. Du point de vue de l'atmosphère, l'océan peut donc 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.

Par le stress du vent, le vent génère des vagues de surface océaniques ; 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 par les précipitations ou la perdre par évaporation . La perte par évaporation laisse 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 jusqu'à l' océan Atlantique . À une certaine époque, on croyait que l' évaporation /les précipitations étaient un moteur majeur des courants océaniques ; on sait maintenant que ce n'est qu'un facteur très mineur.

Ondes planétaires

Ondes Kelvin
Article principal: vague Kelvin

Une onde Kelvin est une onde progressive qui est canalisée entre deux frontières 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 la gravité et non dispersives . Cela signifie que les ondes Kelvin peuvent conserver leur forme et leur direction sur de longues périodes de temps. Ils sont généralement créés par un changement soudain du vent, comme le changement des alizés au début de l' oscillation australe El Niño .

Les ondes Kelvin côtières suivent les rivages et se propageront toujours dans le sens inverse des aiguilles d' une montre dans l' hémisphère nord (avec le rivage à droite du sens de déplacement) et dans le sens des aiguilles d'une montre dans l' hémisphère sud .

Les ondes Kelvin équatoriales 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 à 3 mètres par seconde. Ils ont des longueurs d' onde de milliers de kilomètres et des amplitudes de quelques dizaines de mètres.

Les vagues de Rossby
Article détaillé : Vague de Rossby

Les ondes de Rossby , ou ondes planétaires, sont d'énormes ondes lentes générées dans la troposphère par les différences de température entre l' océan et les continents . Leur principale force de rappel est la variation 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 baroclines . Les ondes barotropes de Rossby ont les vitesses les plus élevées et ne varient pas verticalement. Les ondes baroclines de Rossby sont beaucoup plus lentes.

La particularité d'identification des ondes de Rossby est que la vitesse de phase de chaque onde individuelle a toujours une composante vers l'ouest, mais la vitesse de 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 climatique

Carte de décembre 1997 de l'anomalie de la température de surface de l'océan [°C] lors du dernier El Niño fort

L'interaction de la circulation océanique, qui sert de 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 la 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 Niño

Article détaillé : El Niño

et

Article détaillé : La Niña

Onde circumpolaire antarctique

Article détaillé : Vague circumpolaire antarctique

Il s'agit d'une onde couplée océan / atmosphère qui fait le tour de l'océan Austral environ tous les huit ans. Puisqu'il s'agit d'un phénomène de vague 2 (il y a deux pics et deux creux dans un cercle de latitude ) à chaque point fixe de l'espace un signal avec une période de quatre ans est vu. La vague se déplace vers l'est en direction du courant circumpolaire antarctique .

courants océaniques

Parmi les courants océaniques les plus importants figurent :

Informations complémentaires : gyre océanique

circumpolaire antarctique

La masse océanique entourant l' Antarctique est actuellement la seule masse d'eau continue où il y a une large bande de latitude d'eau libre. Il relie les océans Atlantique , Pacifique et Indien et offre 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 profond

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 les crevasses des 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 les pôles dans les bassins océaniques. Le NADW est entraîné dans le courant circumpolaire et peut être tracé dans les bassins indien et pacifique. L'écoulement du bassin de l' océan Arctique vers le Pacifique, cependant, est bloqué par les bas-fonds étroits du détroit de Béring .

Voir aussi la géologie marine à ce sujet qui explore la géologie du fond océanique, y compris la tectonique des plaques qui crée des tranchées océaniques profondes.

Limite ouest

Un bassin océanique subtropical idéalisé forcé par des vents tournant autour d'un système de haute pression (anticyclonique) tel que l'anticyclone des Açores-Bermudes développe une circulation gyre avec des flux lents et constants vers l'équateur à l'intérieur. Comme discuté par Henry Stommel , ces écoulements sont équilibrés dans la région de la limite ouest, où un mince écoulement rapide vers les pôles appelé courant de limite ouest se développe. L'écoulement dans l'océan réel est plus complexe, mais le Gulf Stream , Agulhas et 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 frontière ouest vers l'équateur se produisent dans les régions tropicales 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 des basses pressions (cycloniques).

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 Terre-Neuve au nord-est avant de traverser l'océan Atlantique.

Kuroshio

Le courant de Kuroshio est un courant océanique que l'on trouve dans l'ouest de l'océan Pacifique au large de la côte est de Taïwan et qui coule 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 tropicale chaude vers le nord vers la région polaire.

Flux de chaleur

Stockage de chaleur

Le flux de chaleur océanique est un système turbulent et complexe qui utilise des techniques de mesure atmosphérique telles que la covariance turbulente pour mesurer le taux de transfert de chaleur exprimé en unité de ou pétawatt . Le flux de chaleur est le flux d'énergie par unité de surface par unité de temps. La majeure partie du stockage de chaleur de la Terre se trouve dans ses mers avec de plus petites fractions du transfert de chaleur dans des processus tels que l'évaporation, le rayonnement, la diffusion ou l'absorption dans le fond marin. La majorité du flux de chaleur océanique se fait par advection ou par le mouvement des courants océaniques. Par exemple, on pense que la majorité du mouvement des eaux chaudes dans l'Atlantique Sud est originaire de l'océan Indien. Un autre exemple d'advection est le réchauffement non équatorial du Pacifique qui résulte de processus souterrains liés aux anticlinaux atmosphériques. Les récentes observations de réchauffement des eaux de fond de l' Antarctique dans l' océan Austral inquiètent les océanographes car les changements des eaux de fond affecteront les courants, les nutriments et le biote ailleurs. La prise de conscience internationale du réchauffement climatique a concentré la recherche scientifique sur ce sujet depuis la création en 1988 du Groupe d'experts intergouvernemental sur l' évolution du climat . L'amélioration de l'observation des océans, de l'instrumentation, de la théorie et du financement a accru les rapports scientifiques sur les problèmes régionaux et mondiaux liés à la chaleur.

Changement du niveau de la mer

Article principal: élévation du niveau de la mer

Les marégraphes et l'altimétrie par satellite suggèrent une augmentation du niveau de la mer de 1,5 à 3 mm/an au cours des 100 dernières années.

Le GIEC prévoit que d'ici 2081-2100, le réchauffement climatique entraînera une élévation du niveau de la mer de 260 à 820 mm.

Variations rapides

Marées

Article principal: Marées
La baie de Fundy est une baie située sur la côte atlantique de l'Amérique du Nord , à l'extrémité nord-est du golfe du Maine entre les provinces du Nouveau-Brunswick et de la Nouvelle-Écosse .

La montée et la descente des océans dues aux effets des marées ont une influence clé sur les zones côtières. Les marées océaniques sur la planète Terre sont créées par les effets gravitationnels du Soleil et de la Lune . Les marées produites par ces deux corps sont à peu près comparables en magnitude, mais le mouvement orbital de la Lune entraîne des modèles de marées qui varient au cours d'un mois.

Le flux et le reflux des marées produisent un courant cyclique le long de la côte, et la force de ce courant peut être assez spectaculaire le long des estuaires étroits. Les marées montantes peuvent également produire un mascaret le long d'une rivière ou d'une baie étroite, car l'écoulement de l'eau à contre-courant provoque une vague à la surface.

Tide and Current (Wyban 1992) illustre clairement l'impact de ces cycles naturels sur le mode de vie et les moyens de subsistance des autochtones hawaïens qui s'occupent des étangs piscicoles côtiers. Aia ke ola ka hana sens. . . La vie est en travail .

La résonance des marées se produit dans la baie de Fundy puisque le temps qu'il faut pour qu'une grosse vague se déplace de l'embouchure de la baie à l'extrémité opposée, puis se réfléchisse et retourne à l'embouchure de la baie coïncide avec le rythme des marées produisant le plus haut marées.

Lorsque la marée de surface oscille sur la topographie, comme les monts sous-marins ou les crêtes submergés, elle génère des ondes internes à la fréquence des marées, appelées marées internes .

Tsunami

Article principal : Tsunami

Une série d'ondes de surface peut être générée en raison du déplacement à grande échelle de l'eau de l'océan. Celles-ci peuvent être causées par des glissements de terrain sous-marins , des déformations du fond marin dues à des tremblements de terre ou l'impact d'une grosse météorite .

Les vagues peuvent se déplacer à une vitesse allant jusqu'à plusieurs centaines de km/heure à la surface de l'océan, mais au milieu de l'océan, elles sont à peine détectables avec des longueurs d' onde s'étendant sur des centaines de kilomètres.

Les tsunamis, appelés à l'origine raz de marée, ont été renommés car ils ne sont pas liés aux marées. Ils sont considérés comme des vagues d'eau peu profonde , ou des vagues dans l'eau avec une profondeur inférieure à 1/20 de leur longueur d'onde. Les tsunamis ont de très longues périodes, des vitesses élevées et de grandes hauteurs de vagues.

L'impact principal de ces vagues se situe le long du littoral côtier, car de grandes quantités d'eau océanique sont propulsées de manière cyclique vers l'intérieur des terres, puis attirées vers la mer. Cela peut entraîner des modifications importantes des régions côtières où les vagues frappent avec une énergie suffisante.

Le tsunami qui s'est produit dans la baie de Lituya , en Alaska, le 9 juillet 1958, mesurait 520 m (1 710 pi) de haut et est le plus grand tsunami jamais mesuré, près de 90 m (300 pi) de plus que la Sears Tower à Chicago et environ 110 m (360 pi) ft) plus grand que l'ancien World Trade Center à New York.

Ondes de surface

Article principal: vagues de surface de l'océan

Le vent génère des vagues de surface océaniques, qui ont un impact important sur les structures offshore , les navires , l' érosion côtière et la sédimentation , ainsi que les ports . Après leur génération par le vent, les vagues de surface de l'océan peuvent voyager (comme la houle ) sur de longues distances.

Voir également

Les références

Lectures complémentaires

Liens externes