Cette circulation océanique peut être subdivisée en deux composantes: la circulation de surface et la circulation profonde. Son schéma ressemble à la convergence et à la divergence de l'air dans l'atmosphère, déplacements qui sont associés aux pressions. Des courants semblables se développent dans les océans; ces courants, influencés par la circulation atmosphérique, les densités différentes de l'eau (chaude et froide) et par la configuration des continents, contribuent au transfert horizontal d'énergie. Certains courants, chauds, partent des régions équatoriales et se dirigent vers les pôles; d'autres, froids, se déplacent en sens inverse.
Ces courants sont produits directement ou indirectement par la différence du bilan radiatif solaire à la surface du globe. Les radiations solaires générant des différences de température vont créer des vents qui vont entraîner la surface de l'eau par friction induisant des déplacements horizontaux. Par réchauffement ou par refroidissement des masses d'eau, par évaporation ou par précipitations, ces mêmes radiations, en changeant la température et la salinité vont provoquer des modifications de densité qui induiront des déplacements verticaux.
Principaux courants océaniques de surface (d'après DUXBURY in DEGENS).
("+" zones de haute pression et "-" zones de basse pression)
Les vents d'ouest et alizés déterminent sous l'action de la force de Coriolis (du nom du mathématicien français Gaspard Coriolis,1792-1843) de larges systèmes circulaires centrés approximativement à 30° N et 30° S. Ces courants circulaires tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'Atlantique Nord et le Pacifique Nord, et en sens inverse dans l'Atlantique Sud, le Pacifique Sud et l'Océan Indien. :
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Force de Coriolis
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| m : masse de l'objet (en kg) | |
Vecteur vitesse de rotation de la terre (m/s) |
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| ^ : produit vectoriel | |
| Vr : Vitesse de l'objet tel que le voit un observateur depuis la Terre (en m/s) | |
La rotation de la Terre déplace ces systèmes vers la bordure ouest des
océans placant ainsi les courants les plus forts le long des côtes
Est des continents. Ces courants venant des zones intertropicales transportent
des eaux chaudes, transférant ainsi la chaleur des zones équatoriales
vers les pôles. (par exemple le Gulf Stream est plus puissant que le courant
des Canaries)
Principe de circulation océanique de surface.
La "spirale d'Ekman": le courant de surface est à 45° et le déplacement
moyen de l'eau est à 90° , ici, à droite du vent dans l'hémisphère nord.
La "spirale d'Ekman": le courant de surface est à 45° et le déplacement
moyen de l'eau est à 90° , ici, à gauche du vent dans l'hémisphère sud
La hauteur de la colonne d'eau étant plus haute au centre que sur la périphérie du système circulaire, on a, pour ce qui concerne l'océan, une zone de haute pression au centre et une zone de basse pression à la périphérie. Ce différentiel de pression engendre une force dirigée vers l'extérieur car elle s'exerce logiquement des hautes vers les basses pressions . Cette force de pression compense la force de Coriolis à partir de quelques mètres de profondeur si bien que le courant en profondeur va avoir à la fois la même direction que le vent et tourner comme lui autour de la haute pression.
Sous vents cycloniques, c'est une dépression qui apparaît au centre du circuit et les eaux profondes remontent ("pompage d'Ekman").
Principe de la circulation dans une zone de haute pression océanique de l'hémisphère sud
Les courants de densité provoqués par les variations de température et de salinité sont les principaux agents de mélange des eaux océaniques. En coupe, l'océan comporte 3 couches :
(1) une couche superficielle bien mélangée sous l'action du vent, d'une centaine de mètres d'épaisseur;
(2) une zone montrant un gradient décroissant de température, la thermocline, qui agit comme une couche stratifiée stable limitant les transferts d'eau dans le sens vertical;
(3) au delà de 1000 m de profondeur environ, une masse d'eau profonde ayant une température et une salinité plus uniforme.
Les vents n'ayant plus d'influence après 800m de profondeur, ils ne peuvent être les moteurs des circulations océaniques profondes.
Celles-ci sont générées par des masses d'eau profondes identifiées en fonction de leur température, de leur salinité et qui acquièrent leurs caractères en surface suite à l'évaporation, aux précipitations, à l'arrivée d'eaux douces continentales et à la congélation de l'eau de mer. L'installation d'une banquise produit le même effet que l'évaporation (augmentation de la salinité et de la densité de l'eau non gelée qui s'enfonce).
Ces courants basés à la fois sur des différences de température (l'eau froide est plus dense que l'eau chaude) et sur des différences de salinité (l'eau salée est plus dense que l'eau douce) vont se répartir en différentes couches dans les océans.
Densité de l'eau de mer en fonction de sa température et sa salinité.
Principe de la circulation en surface et en profondeur dans l'Atlantique:
NADW: North Atlantic Deep Water; AABW : Antartic Bottom Water
L'ensemble des eaux océaniques se déplace lentement sur le globe en un cycle dont la durée est estimée à un millier d'années: c'est la circulation thermohaline. Les eaux chaudes se déplacent en surface, elles se refroidissent dans les hautes latitudes et s'enfoncent en profondeur où elles suivent le trajet inverse. L'écoulement des eaux froides et profondes dans l'Atlantique Nord est évalué à 15 Millions de m3/s.
Les plus profonds portent le nom de courant thermohalin et ceux qui vont un peu moins en profondeur portent le nom de circulation thermocline. On a alors introduit l'expression imagée de "tapis roulant" (conveyor belt) pour décrire le transport d'eau profonde de l'Atlantique vers le Pacifique et son retour en surface.
Principe de la circulation thermohaline.
Les
phénomènes d'upwelling" et de "downwelling"
Les courants de surface
rassemblent les eaux en des points de convergence où elles se mélangent
et s'enfoncent en fonction de leur densité et forment les courants de
downwelling.
Localement, des eaux profondes remontent à la surface (courant d'upwelling)
sous l'effet de la venue de nouvelles masses d'eau froide qui s'enfoncent
et de l'action de la force de Coriolis qui dévient les courants longeant
les côtes ouest vers le large. Les eaux s'accumulent ainsi vers l'Ouest,
le déficit à l'Est est comblé par la remontée des eaux profondes, même
sous l'équateur. Dans ce circuit le rôle joué par les eaux polaires froides
est fondamental pour la vie: ce sont elles qui apportent l'oxygène en
profondeur. On comprend qu'un réchauffement climatique puisse entraîner
l'arrêt de cette circulation profonde, la stratification des eaux et l'anoxie
(par exemple l'évènement anoxique du Crétacé s'est traduit par une mortalité
en masse et le dépôt de sédiments noirs réduits, les black shales).
Les courants d'upwelling remontent en surface des eaux froides riches
en éléments minéraux nutritifs et favorisent la prolifération du plancton
et donc des poissons. C'est le cas des zones de pêche au large de l'Afrique
nord-occidentale (Sénégal, Mauritanie). Ces eaux profondes sont enrichies
en phosphore qui est un facteur limitant pour le développement des organismes.
D'ailleurs, de grands gisements de phosphates sédimentaires sont mis en
relation avec d'anciennes zones côtières appovisionnées par des courants
d'upwelling (phosphates marocains)..
Principe de l'upwelling
Principe du downwelling
Les principaux courants
Les principaux courants chauds sont: le Gulf Stream, le courant du Brésil,
le Kouro-shivo, le courant d'Australie orientale et le courant des Aiguilles.
Les principaux courants froids sont: le courant des Canaries, le courant
de Benguela, le courant de Californie, le courant du Pérou (Humboldt)
et le courant d'Australie occidentale.
Il existe aussi plusieurs courants qui ont leur origine dans les régions
polaires: le courant du Labrador, le courant du Groenland, l'Oya-shivo
(ou courant de Kamtchaka) et le courant antarctique, ce dernier circulant
dans le sens horaire autour de l'Antarctique. Certains courants circulent
dans la région équatoriale.