DOSSIER La circulation océanique
© Documentation Voile 2018 | Théo Devigne
La circulation océanique
La mécanique des océans
Les propriétés des masses d’eau sont modifiées à l’interface océan/atmosphère. La masse volumique de l’eau varie grâce à des variation de salinité et de température. Le rayonnement solaire augmente la température par absorption (diminution masse volumique), les précipitations entrainent une diminution de la salinité (diminue la masse volumique), lors de l’évaporation, il y a une captation de chaleur par la vapeur d’eau (chaleur latente d’évaporation), donc refroidissement des eaux de surface (augmentation masse volumique). Lors de l’évaporation il y a une récupération d’eau douce entraînant une augmentation de la salinité. Les eaux les plus denses coulent et les moins dense remontent en surface.
Le réchauffement des eaux sous l’effet du rayonnement solaire engendre un apport en énergie. A l’inverse, la zone émettrice de chaleur et d’évaporation sont des puits d’énergie. L’océan et l’atmosphère transforment l’énergie en mouvement. En surface, l’océan absorbe l’excès de chaleur des zones tropicales qu’il libre dans des zones plus froides. Les masses d’eaux chaudes sont mises en mouvement par l’énergie reçu du vent. Ci-dessous, la carte de la circulation thermohaline.
Durant l’hivers, les facteurs air froid et vent fort augmente les transferts de chaleur de l’océan vers l’atmosphère. Prenons l’exemple des eaux profonde nord atlantique : en hivers, les eaux de surfaces en provenance des zones tropicales refroidissent de plus de 26° avant de plonger dans les eaux du Groenland. Elle s’écoule vers le sud, elle se mélange avec les eaux froides du courant du labrador. Cette eau va dans les eaux antarctiques puis dans l’océan indien et pacifique ou elle se réchauffe. En ce qui concerne les courants de surface, le vent contraint la couche supérieure de l’océan à se déplacer. L’énergie apporté par la frixion du vent sur l’eau (tension du vent) se répartit pour moitié dans la création des vagues et pour moitié dans le déplacement des couches superficielles de l’océan. La couche de l’océan contrainte de se déplacer par la tension du vent est appelé « couche de Ekman ». Elle varie entre 10 et 180m. Le déplacement de la couche de l’océan contrainte à se déplacer est appelé « transport de masse ». Ce transport s’effectue perpendiculairement et à droit de la direction du vent. Dans l’hémisphère nord sous la force de Coriolis. La force de Coriolis variant en fonction du lieu, un important transport de masse est engendré par un vent faible dans les basses latitudes et par un vent fort dans les hautes latitudes.
Les vents cyclonique et anticyclonique influencent les courants : Dans l’hémisphère nord, le vent pousse à ça droite les eaux chaudes de surface. Dans un anticyclone, dans l’hémisphère nord, le vent tourne dans les aiguilles d’une montre, ce qui fait que les transports de masse des vents convergent vers le centre anticyclonique. Cette convergence provoque au centre un accumulation d’eau, une « bosse à la surface océanique. Pour compenser cette élévation du niveau océanique, s’établit un courant anticyclonique. L’augmentation de niveau et le courant est nommé une gyre anticyclonique : au centre, les eaux de surfaces ont tendance à plonger (phénomène de ventilation car permet d’oxygéner les couches d’eau profondes). La gyre subtropicale Nord-Atlantique (anticyclonique) est ainsi décrite par le Gulf Stream, le courant des Açores, le courant des Canaries et le courant nord équatorial.
L’augmentation de la force de Coriolis avec la latitude (force nulle à l’équateur) induit une dissymétrie dans les contributions Sud (plus faible) et Nord (plus grande) à la convergence anticyclonique, et le bilan global correspond à un transfert de masses d’eau en direction de l’équateur. Le volume de ces eaux reprisent dans le cycle sont à l’origine de l’intensification du courant Ouest des gyres, comme on peut l’observer dans les cas du Gulf Stream en Atlantique, du Kuroshivo dans le Pacifique-Nord, du Courant du Brésil en Atlantique Sud ou encore du courant Est-Australien dans le pacifique Sud.
De même les dépressions génèrent des gyres cyclonique, qui par le phénomène inverse vont générer ce qu’on appelle « pompage d’Ekman ».
Les courant marins généraux apériodiques
Le courant de dérive intervient quant au large le vent souffle au-dessus de 4B dans la même direction depuis 3 ou 4 jours alors une couche d’eau est entrainée dans cette direction. On appelle couche d’Ekman, la couche d’eau concernée par cette dérive (entre 10 et 180m de profondeur). La couche d’Ekman est une couche d’eau d’épaisseur déterminée par le fait qu’a l’exterminé profonde le courant à une direction opposée à celle du courant de surface. Entre ces 2 direction opposée de 180°, les différentes directions à diverses profondeurs dérivent en spirale. Le vent entraine une couche fine en surface à droite de ça direction (dans l’hémisphère nord) sous l’effet de la force de Coriolis. En surface la dérive est dirigée à 45° vers la droite du vent. En surface, la vitesse est égale à 1/50 de la vitesse du vent. Les strates en dessous, sont, par viscosité entrainé vers la droite à une vitesse moindre d’où la rotation en spirale. Le transfert total dû à la dérive du vent est dirigé à angle droit du vent vers la droite dans l’hémisphère nord : c’est le transport de masse.
Si la profondeur est faible (- de 80m), le courant peut s’établir en 3h et être plus dans l’axe du vent (23°) de décalage pour la couche de surface.
Les courants de pentes dans les océans proviennent de l’inégalité de leurs niveaux (eau poussée par le vent, gyres cyclonique et anticyclonique …). Cette différence de niveau est de plus ou moins 1m verticalement pour 100 000 horizontalement. Une autre origine de ce courant est le transport de masse : en effet, lorsqu’il accumule de l’eau à la côte, et que le vent cesse, l’eau accumulé repart pour lisser le niveau de l’océan en générant un courant écartant de la côte. Le courant de densité quant à lui ne dépasse rarement 1kn à nos latitudes, et est souvent moins rapide. Ils interviennent lorsque des masses d’eaux très salée et froide rencontrent des masses d’eaux chaudes et moins salée. La dérive due à la houle (ou courant de faible intensité) causé par la houle est très faible mais existe, dans la houle, un petit transport de molécules d’eau est présent et suit la propagation de la houle, générant ainsi, un mouvement horizontal. Pour conclure cette partie sur les courants marins généraux apériodiques : ils permettent de comprendre les courants et phénomènes similaires à l’échelle de la planète, et peuvent permettre d’orienter une navigation de manière générales (route Europe – Antilles ou Antilles - Ireland) ou de comprendre des phénomènes observés en navigation : brusque remonté ou diminution de la température des eaux. Éric Tabarly, par exemple, dans son livre sur la transat Anglaise parle de la traversé du Gulf Stream et de la remonté de la température de l’eau. Autres exemples, si on jeter un cagot au cap vert, il arrivera au Antilles 10 semaines plus tard. De plus en fonction de la période, été/hivers, les courants n’ont pas la même intensité.
Vitesse des courants en juillet (à gauche) et en décembre (à droite)
POUR ALLER PLUS LOINS
Pour faire court, à Nice, on se balade en chemise et en bermuda, à New-York, il faut garder gants et bonnet. Pourtant, les deux villes sont à la même latitude, autrement dit à la même hauteur par rapport à l’équateur. Elles ont donc exactement le même ensoleillement. Au passage, elles ont également la même altitude : l’une les pieds dans la Méditerranée, l’autre dans l’océan Atlantique. Dans l’hémisphère nord (donc à Nice et à New York), les vents soufflent en général d’Ouest en Est. Exemple en France : les vents viennent plus souvent de Bretagne que d’Alsace. Par conséquent, ils sont chargés d’humidité, puisque l’air du large passe au-dessus de la mer. Ces vents charrient des molécules d’eau, de vapeur, et forment peu à peu les nuages. A New York, les vents soufflent également depuis l’Ouest. Et à l’ouest de New York, il n’y a pas d’océan : c’est la terre d’Amérique elle-même, le continent. Les océans réduisent les écarts climatiques. Forcément, l’eau ne peut physiquement guère descendre en deçà de sa température de glaciation, alors que le Kansas ou le Wisconsin connaissent régulièrement des nuits à -20°.
Le courant de marée
L’orientation du courant de marée dépend de la direction dans laquelle l’eau est déplacée. Pour un courant de marée, on appelle renverse le passage du jusant au flot et du flot au jusant. Au moment de la renverse, un bref instant ou les courants s’annule se nomme l’étale. L’onde et le courant de marée sont différent : l’onde de marée va de 300 à 30 kn alors que le courant ne dépasse rarement plus de 10 à 12 kn. Le courant de marée montante constitue le flot, et celui de la marée descendant le jusant. « Au large » (entre 4 et 12Mn des côtes), le courant ne dépasse que très rarement 1kn sans s’il y a une présence d’effet de site comme la manche. Il y a souvent un dysmétrie du flot et du jusant en therme d’intensité et de directions. Dans le bandes des 4 Mn avec la côte, la vitesse et la direction du courant dépendent du coefficient de marée, des effets de site (exemple du golfe du Morbihan) et de l’heure marée. En moyenne on peut dire que sur la côte, la vitesse du courant en mortes eaux es t égales au 2/3 de la vitesse en vives eaux. La profondeur des fonds va avoir une influence sur le courant (plus elle augmente, plus il diminue). Au large de la façade océanique, le courant sera une combinaison du courant de marée et des courant apériodiques (courant de dérive due au vent, courant de pente, courant de densité). Près des côtes, l’importance du courant de marée rend les courants apériodiques négligeables. Pour en savoir plus sur les marées, cf partie Navigation/Les marées.
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