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L’observation de l’océan

Vous êtes ici : » » L’observation de l’océan ; écrit le: 14 mai 2012 par imen modifié le 14 novembre 2014

L’observation de l’océan

L’océan ne bénéficie pas d’un réseau de stations de mesures quotidiennes comparable à celui de l’atmosphère. Des navires marchands effectuent cependant des sondages réguliers pour dresser des profils de tempéra­ture et de salinité des eaux de sur­face, le long des voies de navigation. Des bouées complètent également ces données. Mais, l’étendue des océans est immense, puisqu’ils recou­vrent près de 71% de la surface de la planète, et de grandes régions, comme le cœur du Pacifique, restent pratiquement insondées.

Cette lacune tend à se combler depuis dix ou quinze années grâce à l’avènement de la télédétection spa­tiale qui permet d’observer l’état de la surface des océans, régulièrement, et sur tout le globe. Sont mesurées les températures et estimés les vents à la surface des océans. La hauteur de la surface des océans peut également être déterminée avec une précision de l’ordre de quelques centimètres à l’aide d’un altimètre mesurant le temps de retour d’un signal émis depuis un satellite. Cette mesure s’avère très précieuse pour détermi­ner les courants de surface, comme l’ont démontré les données fournies en 1978 par le satellite SEASAT au cours de sa brève période de fonc­tionnement. Face au rôle important joué par l’océan dans le climat et à notre manque de connaissance de ce milieu, de nouveaux projets satelli­taires ont vu le jour. Ainsi, le satellite franco-américain Topex-Poseïdon mesure depuis 1992 la hauteur de la surface des océans à quelques centi­mètres près, permettant de cartogra- phier les courants de surface. Son succès est tel qu’il sera suivi par une série de petits satellites nommés Jason, au cours des 15 à 20 pre­mières années du XXIe siècle.

Les satellites n’apportent cependant qu’une connaissance limitée à la sur­face de l’océan. Les campagnes océanographiques sont indispen­sables pour sonder les milliers de mètres d’eau sous-jacents. Depuis la première expédition océanogra­phique du Challenger qui sillonna les mers dans les années 1870, de nombreux navires océanogra­phiques ont été affrétés de par le monde et ont aidé à mieux connaître l’immensité des fonds sous-marins, d’un accès extrêmement difficile. Des mesures de température, pres­sion, salinité et de la concentration

en oxygène sont réalisées par immersion de sondes bathythermo- graphiques retenues par un câble conducteur de plusieurs milliers de mètres de long. Des prélèvements d’eau de mer permettent de déter­miner les variations du contenu en azote, phosphates, mais aussi d’élé­ments en très faible concentration tels que le tritium rejeté lors des essais d’explosions nucléaires, l’hélium 3, issu de la désintégration radioactive du tritium, ou les chlo- rofluorocarbures produits par l’activité industrielle. L’analyse de ces éléments permet ensuite de retracer les grands mouvements des



masses d’eau au sein de l’océan, en particulier au fond des océans, où les vitesses sont très lentes et diffi­ciles à mesurer.

Les campagnes océanographiques ne fournissent cependant qu’une vision instantanée, et de plus défor­mée, de la circulation océanique car les mesures s’étalent sur plusieurs mois, le long des routes suivies par les bateaux à travers les bassins océaniques. Une information conti­nue dans le temps est également nécessaire : elle est obtenue grâce au déploiement de bouées, qui déri­vent au gré des courants, ou de mouillages mesurant courants et températures en un point donné durant de longs mois.

Un effort important a été mené dans le cadre du projet internatio­nal WOCE (World Ocean Circula­tion Experiment) au cours des années 1990 pour multiplier les mesures et fournir de nombreuses données indispensables pour mieux connaître ces océans encore si mys­térieux.

La circulation thermohaline

Le vent n’est pas le seul moteur de la circulation océanique. Les échanges de chaleur et d’eau à l’interface atmosphère-océan modulent la tempéra­ture et la salinité de l’eau de mer et par suite sa densité. Ils agissent ainsi comme un moteur de la circulation générale de l’océan, qualifiée de ther- mohaline, du grec «thermos» pour chaud et «hais» pour sel.

L’eau à la surface des océans bénéficie d’un apport important de chaleur sous les tropiques qui lui per­met d’atteindre des températures élevées, entre 25 et 30 °C, alors que les régions polaires, perdant de l’énergie au profit de l’atmosphère, atteignent la température de congélation de l’eau de mer, voisine de -2 °C. Brassée par les vents et les vagues, une couche de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de mètres de profondeur, suivant la force des vents, prend une température homogène proche de celle de la surface. Mais, au-delà de cette couche bien mélangée, les échanges de masse et d’énergie sont très réduits et une zone de transition, la thermo- cline, marquée par un fort gradient vertical de tem­pérature, sépare les eaux superficielles chaudes des eaux plus froides et plus denses qui recouvrent la majeure partie des fonds océaniques.

A ces variations de température s’ajoutent de faibles différences de salinité qui modulent égale­ment la densité de l’eau de mer. La quantité de sels dissous dans l’eau de mer, ions chlorure et sodium, ions sulfates, magnésium, calcium et autres compo­sés très minoritaires, est faible, en moyenne de l’ordre de 35 g pour 1 kg d’eau, ou encore 35 %o, et varie de quelques grammes autour de cette valeur. Plus la salinité augmente, plus la densité de l’eau augmente.

Ainsi, les eaux océaniques les plus denses se situent-elles dans les régions polaires où se forme la glace de mer: celles-ci, déjà plus denses en raison de leur faible température, sont encore alourdies par l’apport du sel rejeté lors de la formation de glace de mer. Ces eaux denses tendent à plonger par gra­vité sous les eaux plus chaudes et moins salées et à se répandre ensuite dans les fonds océaniques dont la température, voisine de 0 à 2 °C, varie peu des pôles à l’équateur.

Ce mécanisme joue un rôle important dans la cir­culation océanique, car plus de 75% de la totalité de la masse des océans proviennent de la formation d’eaux profondes résultant de ce processus de plon­gée des eaux les plus denses. Pourtant, ce processus ne se produit que dans une fraction très réduite de ia surface des océans: dans la mer du Labrador et quelques régions de PAtlantique Nord ainsi que sur le pourtour du continent Antarctique, notamment ô^ns la mer de Weddell.

Le lent voyage des eaux de l’Àtlantique Nord

La plongée d’eau, en mer du Labrador et au sortir des seuils de la mer du Groenland et de la mer de Norvège, amorce un lent mouvement de brassage dans l’océan.

Cette eau, après avoir plongé à 2 000 ou 3 000 m de profondeur, s’écoule en direction de l’équateur. Ce transport est compensé en surface par des cou­rants dirigés vers le nord de l’Atlantique, par l’intermédiaire du Gulf Stream et de la dérive nord- atlantique. Courants de fond et de surface partici­pent à une grande circulation planétaire qui, comme dans l’atmosphère, permet de transporter l’excédent d’énergie de l’équateur vers les pôles. Néanmoins, contrairement à l’atmosphère, il n’y a pas symétrie entre les deux hémisphères. Le trans­port d’eau profonde depuis le nord de l’Atlantique se poursuit jusqu’aux alentours de 60° de latitude sud où il subit un lent mouvement de remontée vers la thermocline. Entraînée dans le courant cir­cumpolaire antarctique qui tourne d’ouest en est

autour du continent polaire, l’eau profonde de l’Atlantique nord se répand ensuite dans le Paci­fique sud et l’océan Indien.

Le retour de cette grande circulation se fait par l’intermédiaire de courants chauds proches de la surface. Passant entre les îles indonésiennes, traver­sant l’océan Indien, contournant l’Afrique par le courant des Aiguilles, puis remontant vers l’Atlan- tique Nord, la boucle se referme. Mais si le retour par les courants chauds s’effectue en quelques dizaines voire une centaine d’années, plusieurs cen­taines à un millier d’années s’écoulent au contraire entre la plongée d’eau froide dans l’Atlantique Nord et l’arrivée de cette eau dans le centre du Pacifique, montrant la lenteur du gigantesque mou­vement de brassage accompli par cette circulation profonde.

La glace de mer

Aux hautes latitudes, la température de l’eau de mer diminue jusqu’à son point de congélation, dont la valeur avoisine -2 °C à cause de la présence d’une concentration importante de sel. Une couche de glace se développe, atteignant une épaisseur d’au plus 3 à 4 m au centre de l’Arctique. Cette glace, formée par congélation de l’eau de mer, ne doit pas être confondue avec les icebergs, ces énormes blocs de glace détachés des glaciers conti­nentaux, qui eux peuvent dépasser plusieurs cen­taines de mètres d’épaisseur, même si un neuvième seulement de leur hauteur émerge de l’océan. La glace de mer ou banquise est, au contraire, très fine, formée de plaques morcelées sous l’action des courants qui les entraînent.

La glace de mer recouvre environ 7% de la surface des océans, proportion somme toute assez faible. Néanmoins, la présence de glace modifie tellement les échanges à la surface de l’océan qu’elle joue un rôle important dans le climat et ses variations. Non seulement vis-à-vis de la circulation océanique pro­fonde, pour laquelle les rejets de sel occasionnés par la congélation de l’eau jouent un rôle moteur, mais également vis-à- vis de l’atmosphère. La couche de glace isole l’air et l’eau: elle inhibe les Transferts d’énergie thermique vers l’atmosphère et ciminue fortement l’évaporation. De plus, la glace, tout comme la neige, réfléchit fortement les rayons lumineux. Tandis que l’océan absorbe 80 à 90% du rayonnement solaire incident, la glace de mer n’en garde que 10 à 50% tout au plus. Cette forte réflexion intensifie le refroidissement de la surface et favorise la congélation de l’eau de mer.

A l’inverse, l’étendue de la couverture de glace dépend fortement du climat et des tempera:.:rei qui régnent aux hautes latitudes. Elle varie en par­ticulier au rythme des saisons et serait certaine­ment affectée par un réchauffement du climat (chapitre 5). C’est la raison pour laquelle la glace de mer fait l’objet de nombreux travaux de recherche, en particulier grâce à la télédétection spatiale.

Atmosphère, océan et climat

Atmosphère et océan interagissent continuellement au travers d’échanges d’énergie et d’eau, et de la friction exercée par le vent sur l’océan. Les deux circulations contribuent pour des parts compa­rables au transport de l’excédent d’énergie des régions tropicales vers les régions polaires et assu­rent ainsi le maintien d’un certain équilibre du cli­mat. Pourtant, ces deux fluides présentent des com­portements bien différents.

L’océan possède une bien plus grande capacité de stockage d’énergie que l’atmosphère: environ mille fois plus importante, elle lui permet de jouer un rôle modérateur dans les changements du climat. En particulier, au cours des saisons, les couches superficielles de l’océan absorbent un excédent d’énergie pendant l’été qu’elles restituent à l’atmo­sphère pendant l’hiver, tempérant ainsi les varia­tions saisonnières du climat.

Circulations atmosphérique et océanique se dérou­lent également sur des échelles de temps bien diffé­rentes: depuis des perturbations qui se développent et disparaissent en quelques jours aux variations saisonnières du temps, pour l’atmosphère; depuis les courants équatoriaux de surface qui se modi­fient au rythme des saisons à la très lente circula­tion qui affecte les eaux de fond, pour l’océan. Comment ces différentes caractéristiques intervien­nent-elles dans les mécanismes des changements du climat? Comment moduleront-elles l’évolution future du climat perturbé par l’augmentation de la teneur en gaz à effet de serre depuis les début? de l’activité industrielle? Autant de thèmes qu: seront abordés dans les chapitres suivants.

Vidéo : L’observation de l’océan

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