hydrosphere - LaCaverneD`AliBaba

HYDROSPHÈRE
GÉNÉRALITÉS
L’hydrosphère est l’ensemble des eaux qui se trouvent sur la surface terrestre. Elle
comprend les eaux marines, océaniques et continentales, les neiges, les glaces
continentales et la vapeur d’eau atmosphérique. On considère aussi comme faisant
partie de l’hydrosphère les substances chimiques qui y sont dissoutes. Par
conséquent, on entend par composition chimique de l’hydrosphère la composition
chimique de l’eau et des substances qui y sont dissoutes.
L’eau est une molécule ayant une importance fondamentale pour la vie ; en effet,
pour l'essentiel, les êtres vivants sont constitués d’eau.
La molécule d’eau (H2O) est formée d’un atome d’oxygène et de deux atomes
d’hydrogène. En vertu de la structure de cette molécule, les atomes d’hydrogène
forment entre eux un angle d’environ 105°. Ce type particulier de liaison confère à
la molécule un comportement électrique qu’il est important de connaître puisqu’il
exerce une influence considérable sur le rapport entre l’hydrosphère et les autres
sphères géochimiques : atmosphère, biosphère et lithosphère.
Les molécules tendent à s’orienter en fonction des attractions électriques. Il se
forme ainsi une série de chaînes de molécules d’eau liées de façon électrostatique ;
lorsque la température augmente, les molécules tendent à se séparer.
Cette propriété électrique confère à l’eau de fortes propriétés par rapport aux
minéraux qui composent les roches.
L’action dissolvante se manifeste sur les sels qui, en présence d’eau, se dissocient
en ions (cations et anions), lesquels se solubilisent et sont transportés par l’eau.
L’action hydratante de l’eau se manifeste sur les sels insolubles qui, une fois
hydratés, se solubilisent, libérant les ions disponibles.
L’action hydrolysante de l’eau entraîne la transformation de sels d’acides forts en
sels d’acides faibles et inversement. Cette dernière action est la plus importante en
ce qui concerne l’altération chimique des roches, puisqu’elle concerne les minéraux
les plus répandus sur la croûte terrestre : sulfates, silicates et carbonates.
ORIGINE DE L’HYDROSPHÈRE
Les hypothèses concernant la formation de l’hydrosphère ont été avancées sur la
base d'une analyse de l’évolution de la Terre dans le temps, à travers les
témoignages du passé - fossiles et anciennes formations rocheuses - et de
l'analyse des processus chimiques affectant les roches, les eaux, les gaz et la vie.
L’histoire de l’hydrosphère est donc liée à celle des autres sphères géochimiques et
à l’histoire de la Terre. Les tableaux suivants mettent en évidence une série
d’époques importantes dans l’histoire de la Terre
MILLIARDS D’ANNÉES
4,6
4,0
3,5
la naissance de la Terre
les roches les plus anciennes
les fossiles les plus anciens (Bactéries et
Algues bleues)
1
2,5
1,5
1
accumulation
d’oxygène
libre
dans
l’atmosphère
formation du premier supercontinent
la vie continue à se développer sous l’eau
MILLIONS D’ANNÉES
600
500
400
300
300
65
35
15
5
1,5
0,1
organismes pluricellulaires
fracture du premier supercontinent ; apparition des
premiers Poissons
formation de l’ozonosphère ; premières plantes
terrestres, apparition de la vie sur la terre ferme
premiers Reptiles terrestres
premiers Oiseaux et Mammifères terrestres
extinction des Dinosaures : orogenèse alpine
collision entre l'Inde et l'Asie
orogenèse himalayenne
apparition de l'Australopithecus
apparition de l'Homo erectus
apparition de l'Homo sapiens neanderthalensis
L’accroissement progressif de la Terre, dû à l’agrégation de petits objets
(planétismes), s'est accompagné d'une séparation progressive de la matière selon
la densité, avec la formation d’un noyau terrestre central constitué de nickel et de
fer et la formation d’un manteau fait de minéraux lourds. Les fractions d’éléments
plus légers causèrent la séparation d’une atmosphère résiduelle et la formation
progressive des premiers boucliers, qui constituent à présent le cœur des
continents les plus grands.
Comment l’hydrosphère s’est-elle formée ?
Il existe plusieurs théories principales sur la formation de l’hydrosphère. D’après la
première théorie, la formation des eaux aurait été le résultat d’une pluie de
météorites de glace provenant de l’espace. D’après la deuxième théorie, la plus
communément admise par les chercheurs, l’hydrosphère serait le produit d’une
migration naturelle des éléments les plus légers vers la surface et des éléments les
plus lourds vers le centre de la Terre.
Les choses ont dû se passer à peu près de la façon suivante : l’eau contenue dans
les réseaux cristallins de nombreux minéraux a commencé à se séparer des
minéraux et à s’accumuler, pendant la cristallisation des roches dans les phases
liquides et gazeuses.
Au cours des ères géologiques, l’hydrosphère se serait formée lentement par
accumulation d’eau progressive. L’apport d’eau sur la surface terrestre continue
encore aujourd’hui, à travers deux voies principales : les émissions volcaniques et
les sources hydrothermales.
Pour toutes ces raisons, l’hydrosphère initiale était très réduite par rapport à
l’hydrosphère actuelle ; ce n'est qu'au cours de millions d’années qu'elle s’est
accrue progressivement sur la surface terrestre et s’est accumulée dans les
océans.
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Essayons de nous représenter la Terre primordiale. La croûte terrestre se
refroidissait lentement pendant que, de l’atmosphère primitive, se poursuivaient les
précipitations qui, avec les eaux de source d’origine hydrothermale, contribuaient à
la formation des mers.
Beaucoup de ces sources se trouvent actuellement le long des dorsales médioocéaniques. Certains scientifiques ont calculé que la quantité d’eau versée par les
sources hydrothermales ne représente qu’un petit pourcentage de celle qui arrive
dans la mer (à peu près 1 %) ; cependant, cette quantité justifie à elle seule la
présence des océans.
L’eau s’évaporait rapidement, en formant de la vapeur d’eau qui tombait sous forme
de pluies. C'est ainsi que s'instaurait le premier cycle de l’eau.
On enregistre alors une étape importante dans l’évolution des océans, qui en a
changé profondément la composition chimique, à savoir l’apparition, il y a
3,5 milliards d’années, des premières formes de vie (voir origine de la vie).
En effet, la composition des océans primordiaux était sans aucun doute différente
de la composition actuelle. À cause des émissions volcaniques, les pluies
devenaient acides, comme cela se produit aujourd’hui du fait des déchets
industriels.
Pendant quelques millions d’années, le milieu géochimique fut donc stable : un
monde dépourvu d’oxygène où la vie semblait impossible. Mais il se produisit
soudain un événement qui changea complètement l’environnement : l’apparition de
la vie. Des organismes microscopiques - Algues et Bactéries unicellulaires commencèrent à produire de l’oxygène en vertu du processus de photosynthèse
chlorophyllienne.
La grande quantité d’oxygène libéré dans l’atmosphère eut une conséquence
importante : la formation d’une couche d’ozone dans l’atmosphère, ou
ozonosphère. La présence de cette couche, qui limite fortement le passage des
rayons ultraviolets, a permis, il y a 400 millions d’années, la diffusion de la vie sur la
Terre, déclenchant de la sorte tous les processus évolutifs qui ont amené à la
configuration actuelle de la biosphère.
LE CYCLE DE L’EAU
L’eau sur la Terre
L’eau (H2O) revêt une importance fondamentale pour la vie. Elle constitue en effet
une proportion considérable de la matière vivante (65 % chez les êtres humains,
pas moins de 95 % chez les Invertébrés marins et 99 % chez certains végétaux).
L’ensemble de toutes les eaux qui se trouvent à la surface de la Terre (eaux
marines et océaniques, eaux continentales de surface, nappes phréatiques, neiges,
glaces et vapeur d’eau atmosphérique) forme la partie la plus étendue de la
biosphère, l’hydrosphère.
Au point de vue quantitatif, les masses d’eau qui composent l’hydrosphère
occupent environ 81 % de la surface terrestre (qui mesure approximativement
510 000 000 de kilomètres carrés et sont distribuées (en km3).
Distribution des masses d’eau qui composent l’hydrosphère
exprimée en km3
Océans
1 370 000 000
Laces et neiges
29 000 000
Nappes phréatiques*
9 400 000
3
Lacs et fleuves
Vapeur d’eau
200 000
14 000
Total
1 408 614 000
(*) en ce qui concerne les eaux de nappe, la valeur indiquée
ne correspond pas à une estimation réelle. Il s'agit du résultat
(non vérifiable) de spéculations et d’enquêtes géophysiques
étendues à des portions de la planète non étudiées.
La quasi-totalité de l’hydrosphère, approximativement 97 % en volume, est
représentée par l’ensemble des eaux marines et océaniques.
L’absence d'eau est un facteur fortement limitant pour la vie. Toutefois, même si
l’eau n’est pas distribuée de façon homogène à la surface de la terre, les
organismes vivants ont été capables de s’adapter même aux conditions de vie
extrême des déserts.
L’eau en mouvement
Dans la nature, l’eau passe sur la surface terrestre selon un schéma cyclique qui
prend le nom de cycle hydrologique. Grâce aux processus physiques et
mécaniques, l’eau est en mouvement perpétuel. Des continents aux océans, et de
ces derniers à l’atmosphère, d’où elle revient de nouveau vers la terre ou à vers la
mer.
L’eau est présente dans l’atmosphère sous la forme de vapeur d’eau qui forme les
nuages. De ces derniers, l’eau tombe à nouveau sur la Terre sous la forme de
pluie, de neige ou de grêle. Une partie des précipitations pénètre dans le sol et
dans les roches perméables, où elle va alimenter les nappes souterraines ; une
autre partie glisse sur la surface terrestre pour confluer dans le réseau hydrique
superficiel ; une autre partie enfin va directement dans la mer, qui reçoit en outre
toutes les eaux transportées par les fleuves et par les rivières, et qui constitue ainsi
le bassin récepteur de presque toutes les eaux qui précipitent sur la surface
terrestre. Par effet du rayonnement solaire et des vents, les eaux qui recouvrent la
surface terrestre s’évaporent. La vapeur d’eau ainsi formée alimente le cycle décrit
ci-dessus. Les forêts et les volcans contribuent eux aussi à la formation de la
vapeur d’eau de l’atmosphère. Les premières par la transpiration, et les secondes
par leurs émissions qui contiennent une proportion importante de vapeur d’eau.
L’hydrosphère est alimentée en outre par les eaux provenant des processus de
formation et de fractionnement des roches à l’intérieur de la croûte terrestre (voir
mouvements de la croûte terrestre). Au fur et à mesure que les roches se
cristallisent à partir du magma en fusion, l’eau contenue dans le magma se
concentre dans la partie supérieure de la chambre magmatique et remonte vers la
surface terrestre, générant des sources hydrothermales qui peuvent se trouver
aussi bien sur les continents que dans les profondeurs des océans, à la hauteur
des dorsales océaniques. La seule perte d’eau, dans le cycle hydrologique, se fait à
travers le processus de subduction de la croûte océanique (tectonique) qui
entraîne, dans son mouvement d'enfoncement vers l’intérieur de la Terre (manteau)
les sédiments marins et l’eau qu’ils contiennent.
LES FLEUVES
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Les fleuves sont des cours d’eau pérennes alimentés principalement par les
sources, les eaux de pluie et les eaux provenant de la fonte des glaciers. Les eaux
météoriques se rassemblent sur le terrain et coulent le long d’incisions naturelles
dont l'ensemble forme le réseau hydrographique.
Avec le temps et, surtout, sous l'effet de l’érosion, la zone drainée par le cours
d’eau revêt une forme caractéristique de bassin et prend le nom de « bassin
hydrographique ». Les bassins hydrographiques contigus sont séparés par une
ligne, dite ligne de partage des eaux, qui relie les points culminants de la
topographie.
Les principaux paramètres qui permettent de contrôler les caractéristiques
physiques et biologiques d’un cours d’eau sont le climat et la géologie.
Le climat, exprimé par le régime thermométrique (le cours saisonnier de la
température) et pluviométrique (le cours saisonnier des précipitations), détermine
en définitive la disponibilité d’eaux d’origine météorique pouvant alimenter les cours
d’eau. Le climat, avec la nature géologique du territoire, permet de définir la
morphologie (type de lit, présence de rapides et de cascades, vallée plus ou moins
profonde, etc.), les caractéristiques d’alimentation (cours d’eau alimenté surtout par
les eaux de pluie ou par des sources) et les caractéristiques du régime (variations
du débit au cours de l’année).
Dans un cours d’eau, la vitesse du courant dépend de la pente et varie de quelques
décimètres à quelques mètres par seconde.
Imaginons une section transversale du fleuve : d'une rive à l'autre, la forme de la
section peut être comparée à un arc de cercle. En observant la vitesse de l’eau,
nous pouvons remarquer que sa valeur n’est pas constante, mais qu'elle varie du
fait des frottements avec les surfaces en contact : le frottement sur le fond, sur les
parois et le frottement exercé par l’air sur la surface libre de l’eau, font que la
vitesse maximum est atteinte dans la zone centrale, un peu au-dessous de la
surface.
Les variations de vitesse sont importantes, car elles influent sur les dimensions des
particules que l’eau peut charrier dans son mouvement en aval. En général, le
transport prédomine dans les zones de montagne, tandis que les phénomènes de
dépôt sont plus fréquents dans les zones de plaine.
Le comportement de l’eau est toujours le même. Plus grande est la vitesse
d'écoulement, plus grande est l’énergie. Dans les zones de montagnes, en effet, la
forte pente du lit confère à l’eau une vitesse élevée, ce qui permet de déplacer et
de transporter même les sédiments les plus grossiers et accentue la capacité
d’érosion. Dans leur cours supérieur, les rivières gardent souvent un régime
torrentiel, caractérisé par de brusques changements de débit, avec des traits
morphologiques typiques, comme les rapides ou les cascades.
La réduction de pente qui caractérise le cours moyen d’une rivière entraîne
généralement une réduction de la vitesse du courant. La rivière dépose tout d’abord
les sédiments les plus grossiers, et ne transporte plus que les plus fins. De plus, la
rivière acquiert souvent dans son cours moyen un régime plus régulier, le fond de la
vallée s’élargit et l’on assiste au dépôt des sédiments plus grossiers que la rivière
n’est plus à même de transporter et entre lesquels le cours d’eau s'écoule en
suivant un parcours sinusoïdal caractéristique. Lorsque la rivière atteint son cours
inférieur et des altitudes extrêmement basses, la pente diminue encore, ce qui
entraîne une réduction de la vitesse. C’est à ce moment-là que l’on assiste au
dépôt des sédiments les plus fins, qui sont surtout de type boueux.
Outre la vitesse, il y a d’autres paramètres qui changent quand on se déplace de la
source vers l’embouchure, par exemple la température et la teneur en gaz (oxygène
et gaz carbonique).
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La température de l’eau d’un fleuve est variable ; elle dépend, et de l’histoire de
l’eau avant qu’elle n’atteigne la rivière, et des caractéristiques du cours d’eau.
Le brassage des eaux provoqué par le courant empêche la stratification thermique,
tandis qu’un gradient thermique (c’est-à-dire une variation de la température selon
une tendance définie) s’instaure généralement de la source à l’embouchure.
Mais, la concentration d’oxygène et de gaz carbonique des eaux courantes est liée
aux procédés photosynthétiques et respiratoires des organismes présents. Près de
la source, la teneur en oxygène est élevée, tandis qu’elle tend à diminuer près de
l’embouchure, où, grâce au dépôt de matière organique, s’instaurent des processus
de décomposition de la matière consommant de l'oxygène, jusqu’à ce que, dans
des conditions particulières d’eaux presque stagnantes, s’instaurent des conditions
anoxiques (d’absence totale d’oxygène). Dans les cours d’eau riches en végétation,
la concentration d’oxygène est liée en particulier aux cycles vitaux des organismes
(valeurs élevées pendant la journée qui se réduisent pendant la nuit).
L’eau des fleuves arrive enfin à la mer où, étant plus légère que les eaux salées,
elle glisse sur les eaux marines sur des distances parfois considérables jusqu’à ce
qu'elle s'y mêle complètement. L’eau marine, au contraire, pénètre sous les eaux
douces du fleuve et en remonte une partie du cours en profondeur.
LES LACS
Les lacs représentent des réservoirs superficiels naturels occupés généralement
par des eaux douces et assez profondes, pour qu'au moins la zone centrale soit
dépourvue de végétation.
La plupart des caractéristiques morphologiques et physico-chimiques des lacs
dépendent de leur origine. On parle de lacs de barrage lorsque le bassin lacustre se
forme du fait d’une interruption du cours naturel du fleuve, par exemple par suite
d’un éboulement. Lorsque les eaux météoriques et/ou de source remplissent des
cavités naturelles (cratères volcaniques, fractures de la croûte terrestre, cirques
glaciaires), on parle respectivement de lacs volcaniques, tectoniques et glaciaires.
Un élément commun à tous les types de lacs, indépendamment de leur origine, est
leur vieillissement progressif par envasement, qui entraîne une diminution de la
profondeur. Le lac se transforme ainsi en étang (masse d’eau de profondeur
limitée, avec des parties libres et des parties couvertes de végétaux émergents), en
marécage (zone marécageuse entièrement couverte de végétation et qui peut être
complètement asséchée pendant les mois chauds) et, enfin, en terre émergée.
Le facteur qui distingue un lac d'un autre est donc la profondeur. Par conséquent,
l’étude de l’évolution des lacs se fonde surtout sur la connaissance des
caractéristiques planimétriques et bathymétriques. La science qui s’occupe des
milieux lacustres et de leur évolution dans le temps s’appelle limnologie.
Les eaux d’un lac, en dépit de leur immobilité apparente, sont en réalité soumises à
des changements saisonniers. En effet, lorsqu’il y a un changement de saison, les
masses d’eau subissent des « alternances thermiques » causées par la variation du
climat en fonction de la saison, et qui sont étroitement liées à la forme et aux
dimensions du bassin.
LE CYCLE SAISONNIER
Le cycle saisonnier d’un lac peut être schématisé de la façon suivante :
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- Été. La masse d’eau présente une stratification caractéristique, avec une zone
supérieure chaude et riche en oxygène (épilimne) et une zone inférieure plus froide
et pauvre en oxygène (hypolimne), séparées par une zone de transition, appelée
thermocline, dans laquelle on assiste à une variation rapide de la température et de
la teneur en oxygène ;
- Automne. La température, généralement comprise entre 4 et 10 °C, présente des
valeurs uniformes sur toute la masse d’eau, ce qui permet la réoxygénation des
couches profondes ;
- Hiver. Il se forme une mince couche d’eau superficielle, avec des températures
comprises entre 0 et 4 °C, qui « flotte » sur les couches inférieures qui, par contre,
gardent des températures d’environ 4 °C ou un peu plus élevées. Ce type de
stratification s’appelle stratification thermique inverse par comparaison avec la
stratification estivale ;
- Printemps. À la fin de l’hiver, le Soleil chauffe l’épilimne et toute la masse d’eau
atteint la même température. Pendant cette phase, le brassage de l’eau (et donc sa
réoxygénation) est dû principalement à l’action des vents et des seiches
(oscillations du niveau lacustre causées par les variations de pression
atmosphérique associées à des vents soufflant dans une direction constante).
CLASSIFICATION DES LACS
Selon la présence et le type de stratification, les lacs sont classés en :
- Dimictiques. Lacs ayant une double stratification, typiques des régions
tempérées ;
- Monomictiques. Il n’y a pas de double stratification, il n’y a qu’une seule
circulation, estivale dans les régions polaires, et hivernale dans les régions chaudes
ou subtropicales ;
- Polymictiques. Lacs dont les eaux sont presque toujours circulantes, typiques des
hautes altitudes équatoriales ;
- Oligomictiques. Lacs où la circulation est presque complètement absente,
typiques des zones tropicales ;
- Méromictiques. Lacs présentant une stratification permanente caractéristique,
mais d’origine non thermique (saline par exemple).
Il est évident que les processus de stratification sont importants du point de vue
proprement physique et du renouvellement des eaux, et du point de vue de la
biologie du bassin lacustre (variations de la teneur en oxygène dissous). En effet,
l’épilimne, bien oxygéné et éclairé, est riche en plancton, soit phytoplancton soit
zooplancton, tandis que l’hypolimne contient généralement peu d’oxygène. Lorsque
la thermocline se trouve au-dessous du niveau de pénétration de la lumière, ce qui
arrive souvent, la production d’oxygène photosynthétique est inhibée ; par
conséquent, il peut se créer sur le fond des conditions d'anoxie.
LES OCÉANS
Si l’on observe la Terre de l’espace, notre planète apparaît blanche et bleue.
Blanche du fait des nuages qui l’enveloppent ; bleue, du fait des mers et des
océans. Les océans occupent 71 % de la surface terrestre et peuvent atteindre plus
de 11 000 m de profondeur. Ils sont constitués de trois grands bassins principaux,
Pacifique, Atlantique et Indien, qui s’étendent à des bassins secondaires et à des
mers adjacentes.
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L’Arctique, un océan plus petit, est presque toujours couvert de glace. De plus, il
existe toute une série de mers adjacentes : la mer des Caraïbes, la Méditerranée et
la mer Noire, la mer d’Oman et la mer Rouge, la mer de Chine, la mer du Japon, la
mer de Timor, la mer de Beaufort, la mer du Nord.
LES GRANDS FONDS DE L’OCÉAN
Morphologie
Si l’on imagine un profil idéal représentant la section d’un océan, depuis les zones
côtières jusqu’aux plus grandes profondeurs, on peut reconnaître, à partir des
zones continentales, les différents types morphologiques :
- bande côtière ;
- plate-forme continentale ;
- talus continental ;
- bassin océanique ;
- dorsales océaniques ;
- fosses océaniques ;
- structures indépendantes : guyots et seamounts.
La bande côtière
La « bande côtière » représente la charnière qui unit les terres émergées à la plateforme continentale. Pour simplifier, nous pouvons considérer comme faisant partie
de la bande côtière l’ensemble constitué par les côtes émergées et par une bande
submergée intéressée par le mouvement des vagues.
Cette dernière bande comprend la partie du fond marin qui s’étend de la limite
supérieure de la marée haute jusqu’à une profondeur où le mouvement des vagues
a encore un effet qui correspond à environ la moitié de la longueur d’onde.
Au-delà de cette limite, appelée « niveau de base du mouvement des vagues », les
vagues générées en surface par le vent ne sont plus à même d’exercer sur le fond
la traction des granules.
Cette limite varie en fonction des conditions locales et du climat ; c’est pour cela
que l’on se réfère généralement aux conditions moyennes du mouvement des
vagues et non pas à des cas particuliers tels que les grandes vagues produites, par
exemple, par tsunami. On sait que dans la Méditerranée, le niveau de base du
mouvement des vagues s’établit à la profondeur de 10 m (5-6 m en Adriatique),
tandis qu’il peut atteindre des profondeurs de 15-20 m sur les côtes des océans.
Les vagues de tempête peuvent cependant avoir des effets sur le fond, à des
profondeurs certainement plus grandes.
La morphologie typique de la zone des vagues présente, est si l’on se déplace vers
le large, une pente initiale non accidentée, ayant une inclinaison plus marquée par
rapport à la zone suivante, appelée laisse. Après avoir dépassé la laisse, la
variation est caractérisée par une suite de barres (toujours submergées dans la
zone vers le large, émergées pendant la marée basse dans la zone située vers la
côte) et de sillons toujours alignés parallèlement à la côte.
À ces structures à grande échelle se superposent des structures différentes,
reconnaissables comme ondulations du fond, parallèles ou subparallèles au rivage.
Ces formes caractéristiques sont produites par les courants qui agissent sur le fond
et qui déterminent la traction des sédiments présents sur le fond.
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Lorsque la vitesse de ces courants augmente, c’est-à-dire lorsqu’il y a une
augmentation de l’intensité du mouvement des vagues, on a des formes
différentes :
- les ripples et les dunes représentent des ondulations du fond, formées d’une suite
de crêtes asymétriques, ayant le côté le plus raide sous le courant, et de
dépressions. Les dimensions varient de quelques centimètres à quelques dizaines
de centimètres pour les ripples, tandis qu’elles augmentent pour les dunes. Ces
structures ne sont pas immobiles, mais se déplacent dans le même sens que le
courant.
- les antidunes sont des ondulations symétriques du fond, qui peuvent atteindre 1 m
de haut, fixes ou mobiles. Dans le dernier cas, les structures se déplacent dans le
sens inverse de celui du courant, c’est-à-dire que les crêtes et les ventres de la
vague bougent dans la même direction mais dans le sens contraire par rapport à
celui qui les a engendrés. Le sommet peut être cassé par des phénomènes de
brisement des vagues. Le dépôt des granules qui forment l’antidune a lieu sur le
côté « en amont », tandis que sur le côté « en aval » il y a érosion.
La plate-forme continentale
Les bords des continents sont entourés de grandes plates-formes submergées qui,
du point de vue géologique, appartiennent au continent et qui, pour cette raison,
sont appelées plates-formes continentales. Elles sont caractérisées par des pentes
extrêmement faibles, ayant des valeurs moyennes d’inclinaison inférieures à 1° ;
leur limite vers la haute mer, qui se trouve à la profondeur de 130-140 m,
correspond à la brusque augmentation de pente du fond marin qui indique le
passage au talus continental.
Une plate-forme continentale typique, mesurant en moyenne 65 km de large, est
formée d’une vaste étendue plate, sillonnée par des canyons sous-marins abrupts.
On connaît aussi le cas de plates-formes étroites et allongées, désarticulées par
des dépressions et des seuils. La différence de morphologie est liée à l’histoire
géologique de la zone.
La plupart des plates-formes actuelles sont de type continental, c’est-à-dire
adossées au continent, tandis que les plates-formes isolées par des bras de mer
s’appellent plates-formes océaniques.
La sédimentation qui se vérifie sur les plates-formes peut être terrigène ou
carbonatée, selon les caractéristiques topographiques des terres émergées, leur
distance à la plate-forme et les conditions climatiques.
Les dépôts terrigènes, constitués de sédiments d’origine fluviale et côtière sont
prédominants dans les plates-formes continentales. Si on se déplace du continent
vers le large, on trouve d’abord des fonds caractérisés par une énergie plus élevée,
où se déposent les sédiments les plus grossiers, puis des fonds de plus en plus
calmes, où se trouvent des sédiments de plus en plus fins. On passe ainsi du dépôt
des sables à celui des argiles.
Les sédiments carbonatés se forment aussi bien par précipitation chimique du
carbonate de calcium dissous dans les eaux océaniques, précipitation qui est
favorisée par les hautes températures des régions tropicales, que par la chute vers
le fond de coquilles calcaires des organismes marins. Ils sont caractéristiques des
plates-formes océaniques et des plates-formes continentales des zones arides, où
la rareté des pluies réduit sensiblement l’apport de matériaux de la part des fleuves
et, par conséquent, l’apport terrigène au profit du dépôt des sédiments de plateforme.
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Le talus continental
Les talus continentaux peuvent être considérés comme de véritables bandes, de
largeur variable entre 5 et 35 km et présentant une pente moyenne de 4°, qui
joignent la plate-forme continentale aux plaines abyssales.
Dans le talus, on distingue une partie supérieure, où prédominent les phénomènes
d’érosion, et une partie inférieure où prédominent les phénomènes de dépôt.
L’aspect des talus est lié aux caractéristiques géologiques et à l’évolution de la
plate-forme adjacente. Les talus situés au bord de plates-formes étendues
présentent d’énormes dépôts de sédiments souvent intéressés par des
éboulements, tandis que les talus situés près de zones actives au point de vue
tectonique présentent une couverture sédimentaire constituée d’une couche très
mince qui peut parfois être absente. Les sédiments, des boues ayant une couleur
gris-bleu caractéristique, tombent très lentement sur le fond.
De plus, les talus, ainsi que les plates-formes, sont sillonnés de profonds canyons
au profil transversal en « V ». Des parois très abruptes qui peuvent atteindre
jusqu’à quelques centaines de mètres de profondeur.
Le long des canyons coulent, de façon intermittente (en moyenne tous les 2 ans),
les courants de turbidité. Ces derniers sont constitués d’un mélange d’eau et de
sédiments agité d'un mouvement turbulent, amorcés par des événements soudains
tels qu'éboulements et tremblements de terre. Les dépôts sédimentaires liés aux
courants de turbidité ont des caractéristiques particulières et sont appelés
turbidites.
Les bassins océaniques
Au fur et à mesure que l’on s’éloigne des dorsales océaniques, la topographie
s’adoucit et devient plus régulière, jusqu’à atteindre la zone des collines abyssales,
caractérisées par de faibles reliefs éparpillés sur le fond, qui représentent les pics
morphologiques d’une croûte en voie de refroidissement et d’effondrement.
Si on s'éloigne encore de l’axe de la dorsale, les grands fonds de l’océan sont
encore couverts de différents dépôts qui masquent encore plus la topographie
ondulée, donnant naissance ainsi aux plaines abyssales. Il s’agit de grandes
plaines submergées, dont la profondeur varie de 2 000 à 2 500 m (limite inférieure
du talus continental) à 4-5 000 m, et qui s’étendent parfois sur quelques centaines
de kilomètres carrés ; les pentes sont couvertes d’une mince couche de sédiments
qui s’accumulent lentement sur tout le fond océanique.
Cependant, différentes explorations océanographiques ont montré que les plaines
abyssales, même si elles représentent les plus vastes étendues plates connues,
ont en réalité un fond plus accidenté qu'on ne le pensait, caractérisé par des reliefs
et des canaux qui relient entre eux les différents bassins.
Les dorsales océaniques
Le système des dorsales est la caractéristique la plus évidente des grands fonds de
l’océan : elles ont des formes différentes de celles des chaînes de montagnes des
continents et s’étendent sans solution de continuité à travers les bassins
océaniques sur une longueur totale d’environ 70 000 km.
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La plus connue des dorsales océaniques est la dorsale médio-atlantique. Elle
s’élève de 2 500 m par rapport aux plaines abyssales adjacentes (d'environ
4 000 m de profondeur), et remonte à la surface au niveau de l’Islande. Le long de
l’axe, il n’y a pas de crête typique des chaînes de montagnes, mais un rift, un sillon
d'environ 2 000 m de profondeur par rapport aux points culminants de la dorsale, et
d’environ 50 km de largeur.
Dans l’océan Atlantique, la dorsale est située dans une position moyenne (c’est
pourquoi elle prend le nom de dorsale médio-atlantique), entre les côtes
eurafricaines et celles des deux Amériques. Au sud, elle suit le pourtour des côtes
africaines et s’étend jusqu’à l’océan Indien, où elle rejoint la dorsale de l'océan
Indien. L’ensemble des dorsales de l’océan Indien a la forme d’un « Y » renversé.
Du point de triple jonction, elle s’étend au nord vers le golfe d’Aden et, au sud de
l’Australie, vers le Pacifique Sud, où elle se rattache à la dorsale est-pacifique, qui
revêt une forme irrégulière pour monter vers le nord, en restant à distance des
côtes de l'Amérique du Sud et en côtoyant enfin les côtes de l’Amérique du Nord,
au niveau de la Californie.
Dans certains cas, les dorsales océaniques s’étendent à l’intérieur des continents,
comme dans le golfe de Californie et en Afrique à travers le golfe d’Aden, où la
dorsale de l’océan Indien crée une triple jonction avec le rift africain et avec la fosse
de la mer Rouge.
Les fosses océaniques
Il s’agit de dépressions de forme allongée qui se développent généralement aux
marges des océans et qui révèlent la zone où la croûte océanique s’enfonce en
profondeur sous les marges continentales (zones de subduction).
Elles se trouvent aux bords de l’océan Pacifique et dans l'océan Indien. Elles
côtoient de façon continue le bord occidental de l’Amérique du Sud et de l’Amérique
Centrale, tandis qu’un autre système court de l’Alaska le long de l’archipel des
Aléoutiennes, et se raccorde aux îles Kouriles dans l’océan Pacifique.
Les fosses sont des structures de 50-100 km de large et d'une profondeur moyenne
de plus de 6 km, avec des pics dépassant 10 km ; elles peuvent contenir dans la
gorge axiale une bande de sédiments récents, dont l’épaisseur peut atteindre
jusqu’à 2-3 km.
Si l’on observe les profils transversaux relatifs aux fosses océaniques, on peut tout
de suite remarquer une asymétrie très marquée par rapport à l’axe de la fosse qui
les distingue encore davantage des dorsales, typiquement symétriques par rapport
à leur axe médian. Le côté océanique de la fosse est toujours moins raide que le
côté continental ; en outre, les variations topographiques sont beaucoup plus
accentuées sur le bord continental que sur le bord océanique.
Structures indépendantes : guyots et seamount
Sur les fonds océaniques du monde entier, on trouve des îles volcaniques parfois
actives, comme dans le cas des îles Hawaii, et parfois éteintes et presque
entièrement couvertes de récifs de corail, comme dans le cas des atolls de l’océan
Pacifique.
En outre, des grands fonds de l’océan s’élèvent des reliefs sous-marins isolés, de
forme conique, qui prennent le nom de seamounts (montagnes sous-marines), que
l’on considère comme des volcans basaltiques sous-marins éteints. Ceux qui
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s’élèvent au-dessus du niveau de la mer ont subi l’érosion du mouvement des
vagues jusqu’à devenir des cônes au sommet plat. Quand la croûte océanique à
laquelle ils étaient accrochés s’est affaissée, l’effondrement du fond océanique a
plongé sous l’eau les volcans au sommet tronqué (guyots). Les seamounts, comme
les îles volcaniques, peuvent se trouver isolées ou en chaînes ; s’ils sont très
rapprochés, ils forment des dorsales « aséismiques ».
COMPOSITION DES GRANDS FONDS DE L’OCÉAN
La distribution des matériaux qui se déposent sur les fonds de l’océan dépend en
premier lieu des dimensions des particules : les plus grossières se déposent
facilement, tandis que les plus fines peuvent rester en suspension pendant des
années. En effet, les fleuves peuvent transporter tout au long de leur cours des
détritus de dimensions considérables, tels que les rochers ou les cailloux, qui, après
avoir atteint la mer, se déposent presque immédiatement du fait de la chute de
vitesse qui accompagne l’entrée en mer du courant fluvial.
Dans le cas de fleuves qui traversent de grandes plaines, l’apport trouble se limite à
des particules plus fines (sables, argiles) qui, grâce à l’action des courants, peuvent
être transportées jusqu'à de grandes distances.
Les matériaux arrachés aux côtes par le mouvement des vagues ont un
comportement analogue. Si les côtes sont formées de matériel dissous, celui-ci est
recueilli et subit un sort identique à celui des courants de turbidité des rivières,
tandis que dans le cas de côtes rocheuses, les différents blocs sont brisés par le
mouvement des vagues.
Les sédiments d’origine éolienne, transportés par les courants océaniques, se
trouvent dans les océans même à grande distance des côtes.
Mais dans les océans on ne trouve pas seulement des sédiments d’origine
continentale : une grande partie des sédiments qui couvrent les fonds de l’océan
sont constitués de coquilles et de déchets d’organismes marins (par exemple
sédiments calcaires, dûs aux globigérines, aux Ptéropodes ou siliceux, et aux
Diatomées ou Radiolaires). La distribution de ces sédiments dépend des conditions
physiques environnementales : dans les zones océaniques plus éloignées des
côtes, ils sont plus nombreux que les sédiments d’origine terrestre. Sur le fond de
l’océan on trouve aussi des sédiments d’origine extérieure à la planète, comme les
poudres cosmiques, dérivées de résidus de météorites ou d’autres corps célestes,
dont le pourcentage dans la masse du sédiment est négligeable.
Dans les zones de rift ou en correspondance de « hot point » (point chaud), il peut y
avoir des pertes d’eaux d’origine endogène riches en éléments caractéristiques des
dernières phases de formation des roches.
Ces eaux peuvent naître soit en dessous de la croûte, c’est-à-dire dans le manteau,
soit des infiltrations d’eau dans la croûte océanique.
La nature de la croûte océanique, qui a une épaisseur moyenne d’environ 7 km, est
connue surtout à travers les recherches de sismique par réfraction et, en ce qui
concerne les parties superficielles, à travers les forages directs en mer.
La sismique par réfraction met en évidence une structure relativement homogène,
avec trois couches principales caractérisées par différentes vitesses de propagation
des ondes sismiques longitudinales. La couche supérieure est caractérisée par des
sédiments peu consolidés de différents types (calcaires, sédiments siliceux, argiles
rouges) et a une épaisseur de 0-1 km ; la deuxième couche ou « couche de
transition » est formée principalement de coulées basaltiques altérées et a une
épaisseur de 0,7-2 km ; la troisième couche, la « couche océanique », a une
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épaisseur de 3-7 km et se compose probablement de gabbro et de péridotites
altérées (appelées serpentines). La discontinuité de Mohorovicic se trouve à une
profondeur moyenne de 10-12 km et divise la croûte du manteau supérieur, qui,
pense-t-on, est constitué de roches ultrabasiques (péridotites).
LA DÉRIVE DES CONTINENTS
La tectonique des plaques explique avant tout les processus géologiques profonds
comme la formation des montagnes ou les phénomènes de volcanisme et de
sismicité. Ces phénomènes, ainsi que les phénomènes superficiels comme
l’érosion et la sédimentation profonde et les montées (transgressions) et les
baisses (régressions) périodiques du niveau des mers, peuvent être insérés dans
un modèle plus général, la tectonique globale.
Le phénomène de transgression qui a marqué le Crétacé, ne peut être interprété
par la fonte des calottes glaciaires (qui n’existaient pas à cette époque) comme
c’est le cas pour les périodes interglaciaires du Quaternaire. On pense qu’il est dû à
l’activité très intense de l’expansion océanique à cette époque provoquant un
gonflement inhabituel des dorsales d’accrétion océanique et un « débordement »
du volume correspondant d’eau de mer sur les continents. Le contraire arrive dans
les périodes où les taux d’expansion sont limités, les eaux se retirant alors car elles
disposent de bassins plus profonds.
COMPOSITION DES EAUX MARINES ET OCÉANIQUES
Les eaux marines et océaniques peuvent être considérées comme une solution
contenant des sels et des gaz dissous, des substances organiques et inorganiques
en suspension et des substances inorganiques en suspension colloïdale.
Par conséquent, les éléments les plus abondants sont l’oxygène et l’hydrogène qui
constituent la molécule d’eau, tandis que le poids des autres éléments contenus
dans les eaux marines et océaniques dans leur ensemble représente à peu près
4 %.
Il faut quand même remarquer que, généralement, par composition de l’eau de mer
on entend l’ensemble formé de l’eau et des sels qui sont y dissous.
Les sels présents dans les eaux marines et océaniques sont dissociés en ions. La
composition ionique prend donc une importance particulière : les principaux cations
dissous dans l’eau de mer sont Na+, Mg2+, Ca2+, K+, Sr++ ; les anions sont : Cl-,
So42-, Br-, HCO3-. Ces composants constituent 99,9 % de l’ensemble des
substances dissoutes et sont donc considérés comme les composants principaux.
La salinité
Bien que la quantité de sels présents dans l’eau de mer change selon les zones
géographiques (latitude) et la profondeur, leur rapport est dans l’ensemble
constant.
C’est pour cela que, pour définir la composition chimique de l’eau de mer, on utilise
principalement une grandeur conventionnelle qui fournit un indice de la quantité
totale de sels contenus : la salinité.
On définit comme salinité pour mille (S ‰) le poids des solides qui peut être obtenu
dans un 1 kg d’eau. La salinité moyenne des hautes mers est d’environ 35 ‰. Si
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l’évaporation est forte, l’échange d’eau avec le plein océan est lent, la salinité
atteint 40 ‰ tandis que dans les zones où il y a un grand apport d’eaux
continentales, elle peut baisser jusqu’à 10 ‰.
En dehors des composants principaux, les océans reçoivent, à l’état de solution ou
comme matériaux en suspension, beaucoup d’éléments mineurs.
Parmi les constituants mineurs nous pouvons citer le fer (Fe) et le cuivre (Cu), qui
sont nécessaires pour la vie animale, le silicium (Si), important pour les formations
squelettiques, l’azote (N), présent sous forme de nitrates et nitrites et le phosphore
(P), sous forme de phosphates et comme phosphore organique. Tous ces
constituants sont à la base de la productivité primaire et sont normalement
considérés comme des éléments « nourrissants ».
Les gaz dissous
En dehors des sels, on trouve, dans les eaux des mers et des océans, les gaz de
l’atmosphère, même s’ils sont en quantité et en proportions différentes. Ce sont eux
qui rendent la vie possible : l’oxygène est nécessaire à la respiration et le gaz
carbonique à la production de matière végétale au cours des processus de
photosynthèse chlorophyllienne. La diffusion de ces gaz dans l’eau de mer est
réglementée par les lois sur la diffusion des gaz dans les liquides.
À égalité de température, la diffusion d’un gaz dans l’eau de mer est donc réglée
par le coefficient d’absorption de chaque gaz.
Puisque le coefficient de solubilité du gaz carbonique dans l’eau est plus élevé que
dans l’air, en proportion elle se propage beaucoup plus dans l’eau de mer que les
autres gaz présents dans l’atmosphère. De façon analogue, l’oxygène se propage
plus que l’azote. Voilà pourquoi la quantité de CO 2 dans l’eau de mer est plus
abondante que dans l’atmosphère (80,6 % des gaz dissous par rapport à 0,036 %
présent dans l’atmosphère). Cela permet d’avoir la quantité de CO 2 nécessaire à la
photosynthèse.
Dans l’eau de mer, donc, la proportion entre oxygène, azote et gaz carbonique
s’inverse en faveur de cette dernière. En réalité, la concentration d’oxygène est
considérablement influencée par des processus biologiques (photosynthèse,
respiration et activité des Bactéries) ; c’est pour cela que, dans les eaux de mer, on
trouve une quantité d’oxygène beaucoup plus élevée que celle prévue en théorie.
La solubilité des gaz dans l’eau de mer varie en outre avec la température et la
salinité : si la température augmente, la solubilité diminue, si la salinité diminue, la
solubilité augmente. Les quantités plus élevées de O2 sont concentrées près de la
surface, où l’on atteint l’équilibre entre O2 dissous et oxygène atmosphérique.
Enfin, les gaz rares représentent 2,7 % de gaz dissous : les plus abondants sont
l’argon (Ar), le néon (Ne) et l’hélium (He). Dans certaines zones de l’océan, on a
cependant relevé des cas de sursaturation de ces gaz.
Le gaz carbonique et l’équilibre des carbonates
Au-delà de son importance dans les processus photosynthétiques, le gaz
carbonique (CO2) représente le constituant fondamental qui favorise l’équilibre des
carbonates de calcium et de magnésium (CaCO3 et MgCO3) dans la mer,
substances qui sont utilisées par les organismes vivants dans les coquilles et les
squelettes et qui sont les constituants principaux des sédiments océaniques
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puisqu’elles servent à constituer, après les processus de compactage, les roches
carbonatées appelées calcaires.
Sur les fonds de l’océan la distribution du carbonate de calcium est contrôlée par la
profondeur. Pour les fonds dont la bathymétrie ne dépasse pas 3 500 m la teneur
moyenne dépasse 80 %, pour les fonds dont la bathymétrie dépasse 5 000 m la
teneur moyenne est inférieure à 5 %.
Le processus de formation des carbonates en mer est lié à la dissolution du gaz
carbonique dans l’eau. Quand il pleut, le gaz carbonique réagit avec l’eau et forme
l’acide carbonique selon une réaction fortement déplacée vers la droite : CO2 + H2O
 H2CO3.
L’eau de pluie acquiert ainsi un caractère d’acidité faible et augmente son pouvoir
dissolvant ; lorsqu’elle entre en contact des roches, elle en solubilise les ions et les
diffuse en solution jusqu’à la mer.
Le pH des eaux est donc l’un des facteurs principaux qui contrôlent la concentration
des ions dissous des eaux : l’eau de mer présente un pH différent des eaux
douces.
Pour le carbonate de calcium, d’autres facteurs qui en règlent la concentration sont
la présence de gaz carbonique, dissous dans l’eau, la température et la pression.
Le carbonate de calcium se trouve ainsi dans des conditions de sursaturation dans
un rapport qui peut dépasser 300 %.
Le pH des eaux marines et la présence de gaz carbonique sont deux facteurs qui
sont fortement influencés par les processus vitaux.
La sursaturation de CaCO3 dans les eaux superficielles rend le milieu favorable au
développement d’organismes fixateurs de calcium qu’ils soustraient aux eaux pour
construire des squelettes et des coquilles.
Une situation particulière est celle des eaux profondes, où la vitesse de précipitation
chimique de CaCO3, due à une température élevée et à une forte consommation de
CO2 par photosynthèse, est élevée.
Un autre carbonate qui sert à constituer les rochers est le carbonate de magnésium
(MgCO3) qui est beaucoup plus soluble (500 fois plus) que le carbonate de calcium,
mais qui est concentré dans les rochers carbonatés jusqu’à 25 %. Cela est dû à
l’action des organismes (Algues et Foraminifères) qui le fixent dans leur squelette.
De plus, il y a beaucoup de rochers formés d’un carbonate mixte de calcium et
magnésium [dolomite CaMg(CO3)2]. Ce minéral dans les conditions actuelles de
salinité de la mer ne précipite pas : il tend à se former seulement au cours du
compactage des rochers carbonatés dans les phases épigénétiques et
diagénétiques dans des mers hypersalines.
Les sels cycliques
En comparant les complexes salins des eaux de pluie continentales et océaniques,
on remarque que les eaux de pluie des zones limitrophes aux mers présentent une
abondance anormale en ions Cl et Na par rapport aux eaux de pluie éloignées des
côtes. Cela est dû au fait que 90 % des chlorures et une bonne partie de sulfates
présents dans les eaux continentales proviennent des eaux de mer.
Tout cela fait supposer l’existence d’un mécanisme capable de mobiliser les sels
qui au début sont dissous dans les eaux océaniques et de les rendre à la mer dans
un bref laps de temps à travers un processus cyclique.
Ce processus consiste essentiellement dans la formation de l’aérosol marin dû à la
projection de gouttelettes d’eau dans l’air qui se dispersent dans l’atmosphère, où
elles sont transportées par les agents atmosphériques.
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Au cours des précipitations, les gouttes d’eau de pluie, pendant leur descente,
englobent les gouttelettes d’eau marine et acquièrent ainsi le contenu salin qui est
dissous en elles ; ensuite, à travers le ruissellement, elles retournent à la mer en
rendant ainsi le contenu salin qui avait été soustrait précédemment.
Les sels présents dans les eaux de pluie sont appelés sels cycliques.
PROPRIÉTÉS PHYSIQUES DES EAUX MARINES ET OCÉANIQUES
Introduction
Les propriétés physiques de l’eau marine sont étroitement liées entre elles par de
complexes systèmes d’équations qui prennent en compte la température, la
viscosité et la densité de l’eau, la lumière et la pression.
Les principales propriétés de l’eau sont donc une fonction de la structure de la
matière et de son comportement lorsqu’elle est sollicitée par des agents extérieurs
tels que le vent, la force de gravité, l’électricité, la chaleur, la lumière, les ondes
sonores. Ces propriétés sont les suivantes : densité, conductibilité électrique,
propriétés thermiques, compressibilité, viscosité, propriétés optiques et propriétés
acoustiques.
Densité et compressibilité
La densité de l’eau de mer dépend en premier lieu de la température et de la
salinité et, l’eau de mer étant légèrement compressible, de la pression.
Sur la base de notre expérience quotidienne nous savons en effet que, lorsque
nous nous apprêtons à cuisiner les pâtes et que nous mettons du sel dans l’eau, le
sel, avant de se dissoudre, coule. Cela signifie que le sel pèse plus que l’eau et que
par conséquent le poids de cette dernière, à volume égal, augmente
proportionnellement au sel qu'elle contient.
La présence de sels dissous dans l’eau confère à l’eau de mer une densité plus
élevée par rapport à l’eau douce. Si la salinité augmente, la densité aussi
augmente. L’autre variable qui influe sur la densité est la température : en effet, une
augmentation de température entraîne une augmentation de volume de l’eau de
mer. À égalité de salinité et de volume, donc, les masses d’eau plus froides ont un
poids supérieur.
À température standard de 20 °C et à salinité de S = 35 ‰, la densité de l’eau de
mer est  = 1,02478 g/cm3.
La pycnocline
Les eaux ayant une densité différente se stratifient en lames séparées entre elles.
Les couches plus légères (à densité mineure) flottent sur les autres couches plus
lourdes (à densité plus élevée).
Lorsqu’il y a une séparation assez nette entre ces couches, on parle de pycnocline.
La pycnocline est la variation rapide de densité qui accompagne la séparation de
deux masses d’eau ayant une densité différente.
Pression et compressibilité
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La pression hydrostatique augmente de 1 atm tous les 10 m, selon l’équation
hydrostatique : P = gz, où g est l’accélération de gravité,  la densité de l’eau et z
la profondeur.
Elle dépasse les 1 000 atm aux profondeurs maximales, ce qui entraîne une
compression du volume de l’eau qui augmente en fonction de la profondeur. Bien
que l’eau de mer soit moins compressible que l’eau pure, la pression hydrostatique
de l’eau de mer est tellement grande que le niveau de la mer serait de 30 m plus
élevé si l'eau de mer était effectivement incompressible.
La pression est un facteur écologique particulièrement important dans le milieu
marin : les organismes vivent à des niveaux de pression déterminés, auxquels ils se
sont adaptés et, en fonction de leur capacité à s’adapter à vivre à des profondeurs
différentes, se distinguent en sténobathes, moins résistants, et eurybathes, plus
résistants aux variations de pression.
Propriétés thermiques
Même si les océans couvrent une large plage de latitudes, les variations de
température des masses d’eau sont négligeables. Ce phénomène est dû à la
chaleur spécifique élevée de l’eau de mer. La différence de comportement
thermique entre l’eau de mer et la surface terrestre a pour conséquence le fait que
la mer exerce une influence thermique considérable sur les côtes.
La température de l’eau varie selon la latitude et la profondeur. À salinité égale, les
eaux plus chaudes (ayant une température plus élevée) sont plus légères que les
eaux plus denses, et flottent donc au-dessus de celles-ci.
C’est pour cela que, aux basses latitudes, où il y a toujours un fort ensoleillement,
on observe, au cours de l’année, une stratification des eaux océaniques avec une
température des masses d’eau superficielles beaucoup plus élevée que celle des
eaux profondes et un écart qui peut même dépasser 20 °C. Le passage des eaux
superficielles aux eaux profondes n’est pas graduel mais plutôt rapide.
En d’autres termes, nous avons deux couches d’eau, l’une superficielle, moins
épaisse et moins dense, caractérisée par une température plus élevée, l’autre
profonde, plus dense, avec une densité qui augmente vers le fond, caractérisée par
une température plus basse.
Les deux couches se distinguent par une variation brusque de température qui
s’appelle thermocline.
Aux basses latitudes, la thermocline est permanente, tandis qu’elle présente une
variabilité saisonnière aux moyennes latitudes, du fait de la nature saisonnière de
l’ensoleillement maximal. De plus, à cause de la variabilité quotidienne de
l’ensoleillement (jour-nuit), on assiste à une autre stratification qui mène à la
formation d’une thermocline de jour. Cette dernière thermocline ne se produit pas
quand la mer est agitée ou très couverte.
La température exerce une influence considérable sur la distribution des
organismes marins. La plupart d’entre eux étant hétérothermes, ils se distinguent,
selon leur aptitude à s’adapter aux variations de température, en sténothermes, qui
ne tolèrent que de petites variations de température, et eurythermes qui, en
revanche, sont à même de tolérer des variations de température significatives.
Densité maximum et point de congélation
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L’eau de mer atteint la densité maximum à la température d’environ 4 °C (3,97 °C).
L’augmentation de la salinité entraîne une diminution de la température de la
densité maximum de l’eau. À cause de la présence de sels, l’eau de mer présente
un abaissement du point de congélation par rapport à l’eau pure.
C’est pour cela que les eaux douces et les eaux salées se comportent de façon
différente :
- dans les eaux où la salinité est inférieure à 24,7 ‰ les masses d’eau, au fur et à
mesure qu’elles se refroidissent, précipitent jusqu’à ce que, du fait de la progression
du refroidissement, ait lieu une stratification avec les eaux plus froides à la surface
qui atteignent le point de congélation et forment ainsi une plaque de glace ;
- dans les eaux où la salinité dépasse 24,7 ‰ (c’est-à-dire dans toutes les mers et
tous les océans) les processus de convection durent jusqu’à ce que toute la masse
d’eau ait atteint la température de congélation. L’eau superficielle commence alors
à geler et, puisqu’il s’agit d’un phénomène lent, on observe un fractionnement du
sel de la glace qui se forme. Les eaux superficielles, enrichies en sels, deviennent
donc plus lourdes et commencent à précipiter. Ce phénomène est très important au
niveau planétaire car c’est de cette façon que se forment les courants océaniques
profonds.
Le mouvement de l’eau et la viscosité
L’énergie cinétique des océans est due à l’action de forces extérieures telles que le
Soleil, le vent et les marées. L’énergie accumulée par la mer sous forme de
mouvement à grande échelle est, à son tour, transmise progressivement à des
échelles inférieures jusqu’à une échelle limite où le mouvement est arrêté par la
viscosité de l’eau et dissipé sous forme de chaleur.
Dans la mer, un flux d’eau peut être de deux types : turbulent ou laminaire. Les flux
turbulents sont prédominants par rapport au mouvement laminaire. Il suffit de
quelques petites variations pour créer de la turbulence. Par exemple, le mouvement
des vagues, une variation de la vitesse du flux, un écoulement sur un fond
irrégulier, un contact entre deux couches d’eau ayant une vitesse différente, etc.
Les turbulences sont donc le propre de surfaces de contact entre des masses d’eau
différentes.
Le mouvement de l’eau prend la forme caractéristique de tourbillons dont les
échelles peuvent être différentes ; les tourbillons de grandes dimensions créent des
tourbillons de petites dimensions, et ainsi de suite. La quantité d’énergie en jeu ne
change pas au cours des transformations de mouvement (et elle ne se transforme
pas non plus en d’autres formes d’énergie) jusqu’à ce que les tourbillons atteignent
une échelle assez petite et que l’eau en mouvement soit soumise à une résistance
tangentielle, qui fait que la viscosité moléculaire et les résistances internes de l’eau
atténuent le gradient de vitesse. Cette action de freinage exercée par la viscosité
représente la façon dont l’énergie cinétique se transforme en chaleur.
La viscosité est négligeable pour la plupart des phénomènes océanographiques ;
en revanche, elle est très importante pour les organismes vivants, car elle influe sur
la capacité de mouvement des corps qui se meuvent dans la mer. La résistance
d’un corps en mouvement relatif par rapport à un fluide dépend des dimensions du
corps, de la forme et des caractéristiques de la surface du corps (la résistance qui
se produit lorsqu’un corps s’avance est due aussi au matériel dont le corps est
formé).
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Propriétés acoustiques
L’eau de mer est un excellent conducteur des vagues acoustiques : en effet elle
transmet parfaitement les sons et l’énergie élastique en général.
La vitesse du son est influencée en premier lieu par la pression et par la
température : elle augmente en effet lorsque la température, la salinité et la densité
augmentent.
La propagation du son dans l’eau de mer comporte un transport d’énergie dans la
direction de la propagation. À cause de la viscosité de l’eau de mer, une certaine
quantité d’énergie cinétique, associée à la propagation des vagues sonores, se
transforme en chaleur, ce qui donne comme résultat une diminution de l’intensité de
l’énergie acoustique.
Il est important de remarquer que l’augmentation de fréquence est accompagnée
d’une augmentation de l’absorption ; par conséquent, les vagues ayant une
longueur d’onde élevée (c’est-à-dire une basse fréquence) se propagent facilement
pendant de longs parcours.
En outre, la vitesse du son augmente lorsque la densité augmente ; elle est donc
influencée par la température, par la salinité et, naturellement, par la profondeur.
Cela met en relation la propagation du son avec les structures typiques des masses
d’eau. En particulier la thermocline (qui indique une variation très nette de
température et donc de densité) sépare deux masses d’eau ayant une vitesse de
propagation des vagues acoustiques différente.
Les connaissances relatives à la façon dont se propagent les vagues acoustiques
dans la mer sont exploitées pour des enquêtes océanographiques, au moyen
d’instruments spéciaux tels que les sonars (Sound Navigation and Ranging) et les
échosondeurs. Ces instruments permettent d’étudier les fonds et les courants
marins ainsi que les populations des organismes qui vivent dans la masse d’eau.
Propriétés électriques
L’eau de mer peut être considérée un électrolyte car elle contient une quantité
considérable de sels dissous.
La conductibilité électrique de l’eau de mer est assez élevée et augmente de façon
à peu près linéaire lorsque la salinité augmente. En réalité, la conductibilité est
aussi influencée fortement par la température et par la pression. Cette propriété est
très importante ; c’est pour cela qu’on l’utilise habituellement pour étudier la salinité
de l’eau de mer. Le rapport existant entre conductibilité, salinité et température est
utilisé pour construire des instruments de mesure de la conductivité (et donc de la
salinité) qui peuvent même atteindre un haut degré de précision. Ces instruments
ont désormais remplacé les traditionnelles mesures de salinité qui étaient
effectuées par titrage du chlore au moyen de nitrate d’argent.
Propriétés optiques
La lumière solaire est un facteur fondamental pour la vie. Toutefois, certains
organismes microscopiques réussissent à vivre dans les profondeurs abyssales, où
la lumière du Soleil ne peut pas pénétrer, en exploitant la bioluminescence d’autres
organismes.
Au-delà de l’effet thermique direct, la lumière est à la base des réactions
photochimiques indispensables à la vie des organismes autotrophes.
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La radiation électromagnétique provenant du Soleil est filtrée par l’atmosphère
terrestre : en particulier celle-ci soustrait la plupart des radiations ultraviolettes,
tandis qu’une bonne partie des radiations visibles atteint la surface de la mer.
La pénétration de la lumière dans l’eau marine est différente de celle qui a lieu dans
l’atmosphère : en effet les propriétés optiques de l’eau de mer sont très différentes
des propriétés optiques de l’air. L’atmosphère est presque transparente à la
radiation lumineuse, tandis que l’eau de mer est presque complètement opaque,
non seulement pour la radiation lumineuse, mais aussi pour une bonne partie du
spectre électromagnétique et, en particulier, pour les radiations infrarouges et
ultraviolettes qui sont entièrement absorbées par les couches superficielles.
Chaque radiation qui pénètre dans la mer a donc des coefficients d’absorption
différents. Par conséquent, la lumière, variant avec la profondeur, est absorbée de
façon sélective : les radiations rouges sont absorbées dans les premiers mètres
d’eau tandis que les radiations bleues pénètrent en profondeur, sans jamais
dépasser les 1 000 m.
En outre, il faut considérer que, dans la mer, la lumière qui pénètre à l’intérieur de
la masse d’eau dépend beaucoup de l’inclinaison des rayons solaires par rapport à
la surface de la mer et donc de l’altitude du Soleil sur l’horizon (à midi, la
pénétration sera la plus importante). Toutefois, une partie de la lumière est toujours
reflétée, et même en quantité considérable si la surface de la mer est agitée par
des vagues.
Lorsque la mer est calme, la quantité, en pourcentage, de lumière reflétée dépend
exclusivement de l’altitude du Soleil, en degrés, sur l’horizon.
Altitude du 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80° 90°
Soleil
% lumière 100 35 13 6
3,4 2,5 2,1 2,1 2,0 2,0
reflétée
Les radiations bleues pénètrent avec une certaine intensité jusqu’à 500 m, si les
eaux ne sont pas troubles, mais la radiation utile à la photosynthèse
chlorophyllienne en haute mer ne pénètre que pour les premiers 100-200 m. Dans
les régions côtières, la turbidité peut être tellement élevée qu’elle éteint les
radiations à quelques mètres seulement de profondeur.
La production primaire est liée à la pénétration de la lumière ; elle est donc limitée
aux couches plus superficielles qui composent la zone euphotique (jusqu’à environ
100-150 m) au-dessous de laquelle, jusqu’à environ 200 m, se trouve la zone
dysphotique ; au-dessous de celle-ci, là où la lumière pénètre peu, se trouve la
zone aphotique qui ne permet pas le développement d’une vie végétale.
La lumière influe non seulement sur la distribution des organismes marins, qui sont
concentrés dans la zone euphotique, mais aussi sur leur mouvement - leur
orientation est liée à la direction de la lumière - et sur leur couleur qui, grâce au
phénomène du mimétisme, sert souvent à les protéger.
LES MOTEURS DE LA DYNAMIQUE OCÉANIQUE ET MARINE
La force de Coriolis
Si la Terre ne tournait pas, la tâche de l'atmosphère, qui consiste à rééquilibrer les
différences de pression, serait beaucoup plus simple. Le vent déplacerait des
masses d’air des zones de haute pression vers les zones de basse pression à une
20
vitesse proportionnelle à la différence de pression. Mais les choses ne sont pas si
simples, car la Terre tourne sur elle-même à une vitesse considérable. Dans un
système qui tourne, on distingue deux types de vitesse : la vitesse angulaire qui,
dans le cas de la Terre, est de 360° toutes les 24 heures (soit un tour complet), et
la vitesse linéaire. À un instant donné, celui qui se trouve en un point de la surface
du système possède une vitesse linéaire. Comme on peut facilement le
comprendre, la vitesse linéaire sur une sphère tournante dépend de la latitude. Aux
pôles, par exemple, ou à proximité de l’axe de rotation, cette vitesse est égale à
zéro ou, de toute façon, très basse. À l’équateur, c'est-à-dire à la distance
maximum de l’axe de rotation (à 6 378 km, le rayon terrestre) la vitesse linéaire est
très élevée, 1 600 m/s. Ces différences de vitesse linéaire remarquables entre les
différents points de la Terre ont des conséquences importantes lorsqu’on se
déplace d’un endroit à l’autre de la sphère.
Imaginez un avion voyageant du sud au nord, disons de Tunis à Oslo. Quand il
vient de décoller, en plus de sa vitesse propre, fournie par les moteurs, il possède
également la vitesse linéaire de Tunis, due à la rotation terrestre. Au fur et à
mesure que l’on avance vers le nord, l’avion survole des zones ayant des vitesses
linéaires de plus en plus basses. L’effet de cette réduction des vitesses linéaires est
une poussée vers l’orient (à la droite du sens de marche). Autrement dit, tout se
passe comme si la la surface terrestre se déplaçant plus lentement, restait en
arrière par rapport à l’avion qui provient d’une région ayant une vitesse linéaire
supérieure. Dans l’avion, le pilote a la sensation qu’une force invisible est en train
de le pousser vers l'orient, en le mettant sur une fausse route. Cette force
provoquée par la rotation terrestre et par la forme sphérique de la planète s’appelle
« force de Coriolis » : c'est l'une composantes fondamentales, avec la gravité et les
gradients de pression, de la dynamique atmosphérique.
La force de Coriolis est donc une véritable force qui pousse vers la droite (par
rapport au sens de marche) n’importe quel corps solide ou fluide, y compris le vent,
qui se déplace près de la surface terrestre. Cependant, le vent ne continue pas à se
déplacer vers la droite indéfiniment ; à un moment donné, sa direction devient
stable ; on atteint un nouvel équilibre.
Cette situation est analogue à l’équilibre hydrostatique. L’attraction gravitationnelle
des gaz atmosphériques vers le sol ne continue pas indéfiniment, mais elle cesse
lorsque la force du gradient de pression (c'est-à-dire la différence de pression entre
le sommet et le fond de la colonne d’air) est égale à la force de gravité. De façon
analogue, le vent cesse de dévier vers la droite lorsque la force de Coriolis est
égale à la force du gradient horizontal de pression. À la différence de l’équilibre
hydrostatique, il s’agit ici non pas du gradient de pression suivant la verticale, mais
du gradient de pression sur un plan horizontal, c'est-à-dire celui qui se crée entre
deux points de la surface sphérique de la planète.
Cet équilibre entre le gradient horizontal de pression et la force de Coriolis, dit
équilibre géostrophique, ne peut pas être atteint pour tous les mouvements de
l'atmosphère, mais seulement pour ceux qui se développent à une échelle assez
grande : au moins de l’ordre du millier de kilomètres.
L’équilibre entre le gradient horizontal de pression et la force de Coriolis a des
conséquences très caractéristiques sur la marche des vents. Si la Terre ne tournait
pas, le gradient de pression entre deux zones ferait souffler le vent de la zone de
haute pression vers la zone de basse pression, par un parcours rectiligne. Mais la
Terre tourne, et la force de Coriolis qui se manifeste dès que les masses d’air
commencent à se mettre en mouvement, dévie le vent de son parcours le plus
direct entre les hautes pressions et les basses pressions. Naturellement, la
déviation se fait vers la droite par rapport au sens de marche. La force de Coriolis
21
continue à dévier le vent, jusqu’à ce qu’elle équilibre le gradient de pression, c'està-dire jusqu’à ce qu’on atteigne l’équilibre géostrophique. Une fois atteint cet
équilibre, le vent a perdu la direction du parcours le plus court (ligne d’inclinaison
maximum) et il s’est aligné sur les isobares, c'est-à-dire les lignes qui unissent des
points ayant une pression identique. Le vent ne se déplacera plus sur une ligne
droite, mais sur une ligne courbe le long de laquelle la zone de haute pression sera
toujours à droite dans l’hémisphère Nord et à gauche dans l’hémisphère Sud.
Comment le vent pourra-t-il atteindre la zone de basse pression pour rééquilibrer la
situation ? Au voisinage du sol, une troisième force (la force de frottement) va
intervenir et modifier légèrement l’équilibre géostrophique pour permettre au vent
de s’éloigner des anticyclones et de venir alimenter des dépressions. À ce niveau,
le déplacement de l’air se fait alors sous forme de spirales.
L’intensité de la force de Coriolis dépend de la latitude. Elle est à son maximum aux
pôles et à son minimum à l’équateur. Même si, apparemment, la force de Coriolis
est moins importante à l’équateur, on peut observer l’équilibre géostrophique
jusqu’à quelques degrés au nord et au sud de l’équateur géographique.
L’équilibre géostrophique, tout comme l’équilibre hydrostatique, est très important,
car l’atmosphère se trouve presque toujours dans un état très proche de ces
équilibres. Des déviations minimes de l’équilibre provoquent des oscillations à une
grande échelle, oscillations qui sont à l'origine de la variabilité météorologique et
climatique.
La circulation atmosphérique et les vents
Il est facile de comprendre intuitivement que le rayonnement solaire est la source
d’énergie primaire de la Terre. L’énergie nécessaire à la subsistance de la vie sur la
planète provient entièrement, directement ou indirectement, du Soleil. Il est moins
évident, toutefois, de se rendre compte à première vue que cette énergie
représente aussi un problème, comme cela se passe pour les ordures d’une grande
ville. Prenons, par exemple, l’île de Manhattan à New York. Manhattan ne produit
rien, c’est un vaisseau spatial couvert de ciment où habitent des millions de
personnes qui doivent manger et boire chaque jour. Des centaines de camions et
de trains et des kilomètres de conduits portent quotidiennement des aliments, de
l’eau et tout le nécessaire pour survivre dans cette ville d’asphalte. Tous ces
matériaux sont utilisés et transformés. Autrement dit, ils deviennent ce mélange de
déchets organiques, d’emballages et de vieux objets qu'on appelle « ordures ». Les
déchets doivent être éliminés, pour éviter qu’ils s’entassent dangereusement
envahissant tout Manhattan. Le flux qui porte continuellement de nouveaux
matériaux frais, croise donc un flux contraire, qui élimine les déchets, pour que
l’espace disponible sur Manahattan reste constant.
L’énergie du rayonnement solaire est la nourriture de la Terre, mais une fois qu'elle
a rempli sa tâche, elle doit être éliminée, si non elle s’entasserait, provoquant une
augmentation continue de la température. Heureusement, cet équilibre existe. Du
point de vue d’un observateur situé dans l’espace, la Terre est en équilibre radiatif,
c'est-à-dire qu’elle émet approximativement autant d’énergie qu’elle en reçoit, si
bien qu’elle ne se réchauffe ni se refroidit de façon incontrôlée. Les déchets
énergétiques de la Terre, les rayonnements infrarouges, sont émis très
efficacement de façon à maintenir la température moyenne de la planète à des
valeurs plus ou moins constantes.
À cause de la sphéricité de la Terre et de l’inclinaison de son axe de rotation, le
rayonnement solaire n’arrive pas partout de la même façon. Les régions tropicales
22
sont beaucoup plus réchauffées que les régions polaires car, l’angle d’incidence
étant plus grand, les rayons solaires se distribuent près des pôles sur une surface
beaucoup plus vaste. La différence de réchauffement entre les pôles et l’équateur
produit une différence de température. Or, on le sait, le système Terre-atmosphère
ne tolère pas de déséquilibres. L'atmosphère et les océans essaient donc de
rééquilibrer la situation en transportant de la chaleur vers les pôles. Mais cette
tentative n’a qu’un succès partiel. Il demeure une différence de température, qui
provoque la diversité que l’on connaît entre les pôles et l’équateur. Tous les
phénomènes atmosphériques peuvent être ramenés, en dernière analyse, à cette
différence de température. Ce phénomène est la cause de ce qu’on appelle la
circulation générale, c'est-à-dire la distribution et la variabilité saisonnière du vent et
des variables atmosphériques à une échelle globale.
La circulation générale est la distribution des vents et de la température telle qu'on
l'observe après l’élimination des phénomènes se produisant sur des temps plus
courts. En général, pour avoir une représentation de la circulation générale, on
dresse des moyennes temporelles, autrement dit, pour une période donnée, on fait
la somme de toutes les valeurs d’une variable, puis on divise le résultat par le
nombre des valeurs. On peut commencer à parler de circulation générale à partir de
moyennes sur un mois. De cette façon, on peut définir la circulation générale de
chaque mois, de chaque saison ou de chaque année, en calculant la moyenne sur
tous les mois toutes les saisons ou sur toute une année.
Le transfert de chaleur
La mer est chauffée directement par le rayonnement solaire ; du fait de sa chaleur
spécifique élevée, elle tend à accumuler de la chaleur. Sous les basses latitudes,
où le rayonnement est plus élevé, l’accumulation de chaleur est plus élevée.
Mais les radiations qui sont à même de provoquer le réchauffement dans les eaux
marines ne pénètrent que pendant quelques mètres, tandis que seules les
radiations bleues et vertes pénètrent en profondeur ; ces dernières, même si elles
peuvent être utilisées par les êtres vivants, ne peuvent pas réchauffer l’eau marine.
Comment se réalise donc le réchauffement des masses d’eau ? Quelle quantité
d’eau se réchauffe ?
Si nous mesurons la température le long de la verticale d’une colonne d’eau sous la
latitude équatoriale, nous remarquons une température superficielle d’environ 2526 °C. Cette température va peu diminuer jusqu’à une profondeur d’environ 200 m,
où nous pourrons remarquer la présence d’une thermocline qui sépare nettement
deux masses d’eau : une masse supérieure ayant une température élevée (environ
20-25 °C) et une masse inférieure, beaucoup plus froide, qui atteint 6-4 °C ; l’eau
chaude, de par sa densité, flotte sur l’eau même légèrement plus froide.
Pourquoi y a-t-il une si grande épaisseur d’eau chaude, si le rayonnement utile au
réchauffement ne dépasse pas les premiers mètres ? La raison réside dans la
turbulence de l’eau de mer : la petite couche d’eau de mer réchauffée par les
rayons du Soleil est soumise à un mouvement turbulent, la turbulence se transmet
aux couches inférieures, ce qui permet le transport d’eau plus chaude aux couches
plus froides qui se réchauffent.
Sous les latitudes polaires, en revanche, du fait du rayonnement solaire insuffisant,
l’eau est froide même en surface.
Entre les masses océaniques, se crée ainsi une différence de gravité avec des
eaux plus lourdes aux pôles et des eaux plus légères à l’équateur.
23
Les eaux polaires lourdes glissent en profondeur et font remonter à la surface des
eaux chaudes des basses latitudes. Cela permet un transfert d’énergie thermique à
travers les latitudes et, en fin de compte, une redistribution de la chaleur sur le
globe terrestre.
La perte de chaleur de la mer se fait par émission radiative nocturne dans les
hautes latitudes, mais surtout par soustraction de chaleur provoquée par
l’évaporation superficielle. Celle-ci est due en premier lieu à l’action du vent sur la
surface de la mer.
Échanges d’énergie entre la mer et l’atmosphère
L’atmosphère et les océans ne sont pas indépendants, mais s’influencent
réciproquement au moyen d’échanges d’énergie, qui peuvent être de type
thermique et de type dynamique.
Du point de vue thermique, la mer agit comme un régulateur de la température, en
modifiant même le régime des vents. Du fait de la différence thermique avec la
Terre, la mer provoque le déplacement de masses d’air (tels que les brises et les
moussons) qui se superposent aux vents de la circulation générale, en détournent
le trajet et en augmentent ou en atténuent l’intensité.
Au-delà des échanges thermiques, il y a d’autres transferts d’énergie : le transfert
d’énergie cinétique des vents à la mer et le transfert d’énergie de pression.
La surface de la mer, en effet, n’est pas plate, mais elle est modelée par des
« dépressions » et des « collines » en fonction de la pression atmosphérique qui
pèse sur la mer en la déplaçant des zones de pression maximum aux zones de
pression minimum. L’effet de la pression atmosphérique crée donc des gradients de
pression sur la mer avec des flux d’eau qui se créent lorsque le gradient se réduit et
le système superficiel est ramené à une condition d’énergie potentielle minimale.
Dans les bassins mi-clos et dans les golfes, à cause de la persistance de hautes
pressions, peuvent s’amorcer des phénomènes tels que les marées hautes et
basses extraordinaires et les seiches.
L’énergie solaire peut être transmise à l’eau non seulement de façon directe par
réchauffement, mais aussi de façon indirecte au moyen de phénomènes
atmosphériques. Le vent qui souffle sur la surface de la mer, grâce au transfert
d’une partie de son énergie, produit les vagues et les courants en mettant en
mouvement les couches plus superficielles. Il est difficile d’analyser précisémment
la manière dont l’énergie transmise à la mer se distribue dans la production d’ondes
et de courants, ce mécanisme étant extrêmement complexe.
Cependant, il est possible d’avoir des indications générales et de faire des
prévisions sur les effets que l’action du vent produit sur la dynamique marine. La
variable la plus importante est la vitesse du vent dont dépend la force de frottement
qui agit sur la surface de la mer.
DYNAMIQUE DES EAUX MARINES ET OCÉANIQUES
La propriété de la mer la plus évidente est sans aucun doute liée à sa fluidité : la
mer représente en effet un système dynamique où l’on peut distinguer plusieurs
mouvements : des mouvements oscillatoires, appelés marées, vagues ou seiches
selon leur périodicité, et des mouvements de translation, appelés courants.
Ces différents mouvements sont engendrés par des moteurs différents :
24
- les forces gravitationnelles qui s’exercent sur la surface terrestre avec une
intensité différente en fonction des variations de la géométrie planétaire du système
Terre, Lune, Soleil ;
- les radiations solaires qui transfèrent l’énergie directement à la mer, à
l’atmosphère et à la surface terrestre et donc de l’atmosphère à la mer ;
- la rotation terrestre, qui détourne le mouvement des courants marins à travers la
force de Coriolis.
Distribution de température et salinité
Les variables qui permettent de décrire les caractéristiques des masses d’eau sont
la température et la salinité.
On peut remarquer des variations de ces termes en fonction de la profondeur et de
la latitude.
La première variation est facilement prévisible car elle est réglée par la densité.
Avec la profondeur, la densité augmente, ce qui entraîne des modifications de
salinité et de température. Les variations dues à la profondeur ne sont pas
homogènes et changent avec la latitude.
La couche d’eau chaude a une épaisseur qui peut changer, avec un pic dans les
zones tropicales. À l’équateur, on n’observe pas le même phénomène. Cela est dû
au fait que dans la bande équatoriale on a, dans certaines zones, une remontée
d’eaux froides des profondeurs qui se mélangent aux eaux chaudes superficielles
en diminuant l’épaisseur moyenne de la couche d’eaux chaudes. La température
superficielle des eaux marines et océaniques dans ces zones est d’environ 2526 °C ; dans certaines zones elle atteint 27 °C.
Sous des latitudes moyennes, il y a une thermocline permanente, avec une couche
superficielle à la température d’environ 10 °C. Périodiquement, en fonction de
l’ensoleillement, on observe la formation d’une thermocline saisonnière qui fait
augmenter la température de l’eau d’environ 10 °C.
Le phénomène de la thermocline permanente ne se vérifie que sous les basses
latitudes ; la stratification sous les latitudes polaires dépend principalement de la
salinité. En effet, dans ces zones, il existe une couche superficielle ayant, en
moyenne, une température inférieure à celle de la couche sous-jacente, mais
flottant au-dessus de celle-ci du fait de sa salinité inférieure.
Au fur et à mesure que la profondeur augmente, la température se stabilise et
atteint des valeurs presque partout homogènes (environ 3-4 °C).
La salinité se distribue en mer en fonction de la latitude et de la profondeur. La
salinité superficielle est influencée surtout par deux facteurs : l’évaporation et
l’apport en eaux douces. En effet, on atteint le maximum de salinité sous les
tropiques, le minimum à l’équateur ; la salinité diminue sensiblement aux pôles.
Cela est dû à la distribution des bandes cyclonales et anticyclonales. Dans les
zones équatoriales, en effet, il existe une bande cyclonale stable caractérisée par
des précipitations abondantes qui fait baisser la valeur de salinité superficielle ;
dans les zones tropicales, en revanche, où l’on trouve des anticyclones stables et
où les précipitations sont peu abondantes ou presque nulles, l’évaporation est
prédominante et, par conséquent, la salinité est élevée.
Les courants
25
Par courants, on entend les mouvements de translation de masses d’eau qui se
distinguent des eaux environnantes par la température et la salinité.
Les courants peuvent avoir des origines différentes : ils sont dus à l’action
combinée des vents et des écarts de pression atmosphérique ou bien ils peuvent
être amorcés par les marées, ou encore par les différentes densités de l’eau de mer
provoquées par exemple par un réchauffement différencié des parties des océans
et par les différentes concentrations de salinité.
La configuration générale des continents et des fonds marins et la rotation de la
Terre influent sur la direction des courants, qui ne suivent pas fidèlement la
direction des vents prédominants. En particulier la force de Coriolis détourne les
courants vers la droite dans les mers au nord de l’équateur et vers la gauche dans
les mers au sud de celui-ci.
La circulation générale des masses d’eau océaniques peut être schématisée de la
façon suivante : le mécanisme s’amorce sous les latitudes polaires où les forts
refroidissements des masses d’eau qui y transitent en augmentent beaucoup la
densité et les font tomber en profondeur ; ces masses d’eau se répandent sur les
fonds marins et se déplacent vers des latitudes plus élevées. La précipitation de
l’eau polaire ramène à la surface de l’eau provenant de latitudes inférieures. Les
eaux chaudes superficielles des basses latitudes flottent en surface et sont ainsi
transportées à des latitudes plus élevées, où elles se refroidissent, deviennent plus
denses et coulent, amorçant à nouveau le cycle.
Ce modèle de circulation est modifié par d’autres facteurs dynamiques qui en
altèrent le mécanisme. L’un de ceux-ci est l’upwelling qui a son origine dans les
zones équatoriales : les alizés septentrionaux s’associent aux alizés méridionaux et
poussent intensément les eaux, en les éloignant des continents. Se forme ainsi une
« dépression » qui est comblée par la remontée des eaux froides le long des
masses continentales.
Ce phénomène permet la remontée de substances nutritives nécessaires à la vie
du phytoplancton et alimentent ainsi la chaîne alimentaire.
La morphologie des bassins marins exerce, elle aussi, une influence sur le
mouvement des courants. La distribution des continents représente évidemment un
obstacle insurmontable à la propagation du mouvement. Quant à la morphologie
sous-marine, elle a parfois une action déterminante sur les courants.
La spirale d’Ekman
En 1890, le scientifique et explorateur norvégien Fridtjof Nansen, au cours d’une
expédition dans l’océan Arctique, remarqua que les icebergs ne se déplaçaient pas
parallèlement au vent mais formaient des angles de 20°-40° par rapport à la
direction du vent.
Cette remarque fut ensuite expliquée par le physicien Vagn Walfrid Ekman, qui
élabora d’abord une théorie en étudiant l’interaction entre la pression du vent, les
frottements internes et la force de Coriolis sur un océan idéal (infini par son
extension et sa profondeur et sans variations de densité) et l’appliqua ensuite au
cas réel.
D’après cette théorie, on peut imaginer la colonne d’eau comme étant composée de
plusieurs petites couches horizontales, ayant une épaisseur si réduite qu'on peut en
considérer la densité comme constante.
Les couches superficielles s’écartent de 45° vers la droite dans l’hémisphère Nord
(vers la gauche dans l’hémisphère Sud). Ensuite, les couches qui se trouvent en
profondeur s'écartent dans une mesure plus importante encore ; de cette façon, à
26
une certaine profondeur, le mouvement de l’eau se produit dans le sens inverse de
celui du vent. La vitesse du courant diminue avec la profondeur à cause de la perte
d’impulsion liée à la propagation du mouvement d’une couche à l’autre.
Si l’on observe d’en haut les vecteurs de mouvement de chaque petite couche, on
peut remarquer qu’ils se distribuent selon une spirale qui est appelée « spirale
d’Ekman ». L’intensité des vecteurs diminue lorsque la profondeur augmente et elle
devient nulle lorsque la force qui s’exerce entre deux petites couches adjacentes
est vaincue par les frottements. Le schéma de la spirale d’Ekman ne peut être
appliqué que lorsque l’épaisseur de la couche d’eau est supérieure à la profondeur
de frottement.
Courants géostrophiques
La théorie d’Ekman suppose que l’océan ait une extension infinie. En réalité, il en
va autrement : les océans sont limités par les continents, le long desquels l’eau
tend à s’entasser, ne pouvant pas couler librement au travers de ceux-ci. La surface
libre de l’eau varie : d’une position horizontale théorique, elle prend en fait une
légère inclinaison vers le large.
Il en résulte une variation de la pression hydrostatique en des points situés sur le
même plan mais à des distances différentes de la côte, et la formation de gradients
horizontaux de pression.
La force qui en résulte, équilibrée par la force de Coriolis, crée un flux allant des
zones à gradient plus élevé aux zones ayant les valeurs de pression les plus
basses. Ces courants, appelés courants géostrophiques ou de gradient, ont des
caractéristiques très semblables aux courants produits par les vents. La vitesse du
flux augmente là où le gradient de pression est plus élevé (les isobares sont plus
rapprochés).
Dans les zones de convergence (engendrées par la persistance sur la mer d’une
zone cyclonale et par la formation successive de upwelling au centre de la bulle), le
courant tourne en suivant les isobares.
Convergences et divergences
L’action du vent sur la surface de la mer impose à l’eau des mouvements
horizontaux et verticaux.
Si l’action du vent est tellement forte qu’elle fait refluer des masses d’eau à partir
d’une zone déterminée, phénomène qui est appelé divergence, on aura,
conformément au principe de la continuité des fluides, un retour de l’eau des
couches les plus profondes et donc la formation de courants de remontée, appelés
courants de upwelling. Si, par contre, l’action du vent sur la surface de la mer
provoque une accumulation locale de fluide en surface, phénomène appelé
convergence, on aura en réponse un courant de downwelling ; dans ce cas, les
fluides, pour rétablir les conditions d’équilibre de masse, se déplacent vers les
zones de pénurie en imposant une circulation descendante au niveau de la zone
d’accumulation.
Au niveau du globe terrestre, les divergences les plus importantes sont la
divergence équatoriale, produite par les alizés, et la divergence antarctique, qui agit
sur la chaîne alimentaire. Elle est provoquée par la combinaison des vents d'ouest
avec les vents provenant du continent antarctique.
27
LA CIRCULATION OCÉANIQUE
La circulation globale des eaux est due principalement à l’action de l’atmosphère
(vent et pression) et aux flux de chaleur. Dans ce chapitre, on trouvera la
description des courants superficiels des différents océans.
Le courant circumpolaire antarctique
L'Antarctique est limité au sud par l’extension des courants locaux, qui sont orientés
d’ouest en est, et forment un fort flux compact qui est appelé courant circumpolaire
antarctique. Ce courant, dû principalement aux vents qui soufflent dans la même
direction, est fortement influencé par la morphologie du continent et en particulier
par le passage de Drake, situé entre l'Antarctique et l’Amérique du Sud, où l’on a
observé un débit de centaines de millions de mètres cube par seconde, le plus
élevé de tous les courants terrestres.
Dans cette zone circumpolaire naissent aussi les courants antarctiques profonds et
les eaux océaniques intermédiaires.
Les courants des moyennes et hautes latitudes
Dans les deux hémisphères, les courants dans les bandes latitudinaires qui vont de
30° à 60° au Nord ou au Sud ont un mouvement circulaire et délimitent une zone
fermée appelée « gyre » (de l’anglais gyre). Ces courants, appelés gyres
subtropicaux ou subpolaires selon la latitude de leur barycentre, sont dus aux vents.
Dans les zones des hautes latitudes de l’hémisphère Nord, il existe, tant dans le
Pacifique que dans l’Atlantique, des gyres polaires qui circulent dans le sens
contraire des aiguilles d’une montre tandis que les gyres plus au sud circulent dans
le sens des aiguilles d’une montre.
À l’ouest, le long du bord continental, ces courants s’intensifient et sont appelés
courants au bord ouest du bassin. Dans le cas du Pacifique et pour le gyre
subtropical, le courant au bord ouest est appelé Kuroshio, tandis que le courant
correspondant dans l’Atlantique est le Gulf Stream.
En revanche, dans les régions orientales des bassins Atlantique et Pacifique, les
courants sont faibles. En effet, c’est exactement le long de ces bords orientaux que
se développent des courants dont la direction varie selon la profondeur et qui
délimitent des régions de upwelling côtier. La théorie dynamique qui justifie la
présence de ces mouvements circulatoires sous les moyennes et hautes latitudes
fut formulée pour la première fois dans les années 50 ; elle a marqué le début de
l’époque moderne des recherches océanographiques (voir L’après-guerre dans
OCÉANOGRAPHIE).
Le Gulf Stream
Le Gulf Stream a été le premier et le plus étudié de tous les courants du globe en
raison de son influence sur le trafic maritime entre l’Europe et l’Amérique. La
position et l’intensité (qui correspond au transport de dizaines de millions de mètres
cube par seconde) de ce courant étaient connues par les explorateurs et par les
océanographes dès le début du siècle, mais ce n’est que récemment qu’on a
28
découvert que le courant flotte dans le temps et dans l’espace suivant un processus
continuel de développement de méandres et de détachement de tourbillons.
Cela est dû aux variations de vitesse du flux et des forces qui s’exercent sur le flux
même, qui créent des flottements à l’intérieur du fluide et entraînent la formation
des méandres et des tourbillons.
Les tourbillons ont un diamètre de plusieurs centaines de kilomètres et, une fois
qu’ils se sont formés, ils suivent la même trajectoire que le courant. De plus ces
courants constituent de petits microcosmes pour l’environnement biologique marin
puisqu’un processus de croissance du phytoplancton complètement différent du
processus qui a lieu dans les eaux environnantes peut s’y développer.
Les tourbillons peuvent être chauds - détachés du Gulf Stream qui remonte - ou
froids - intrusions d’eaux froides à l’intérieur du Gulf Stream ; ils gardent leur identité
pendant plusieurs saisons jusqu’à ce qu’ils soient réabsorbés par le courant dans
leur mouvement lent mais constant vers le bord ouest du bassin.
Les tourbillons chauds interagissent en outre avec la zone côtière des États-Unis,
en provoquant le déplacement de grandes masses d’eau de la zone de la plateforme continentale vers le plein océan.
Les courants équatoriaux et tropicaux
Les caractéristiques fondamentales de la circulation dans cette bande de latitude
sont le changement de direction des courants dans la zone tropicale de
l’hémisphère Nord et le fait que ces courants sont très semblables dans tous les
océans.
En allant de 20° de latitude nord, le long d’un méridien, vers l’équateur, nous
rencontrons le « courant nord-équatorial » orienté vers l’ouest, puis le « contrecourant équatorial nord » orienté vers l’est (dans le sens contraire) et, pour finir, le
« courant équatorial » qui est lui aussi orienté vers l’ouest. Au sud de l’équateur, il
n’y a que le « courant équatorial sud » qui est orienté vers l’ouest ainsi que le
« courant équatorial » et qui ne fait donc qu’un avec ce dernier.
L’asymétrie de la circulation autour de l’équateur est due encore une fois à
l’asymétrie de la circulation atmosphérique dans la région équatoriale qui, à son
tour, est déterminée par la distribution asymétrique des continents dans les deux
hémisphères.
Les alizés, qui constituent le moteur de cette circulation, convergent depuis les
deux hémisphères vers l’équateur mais sont influencés, dans leur action sur les
océans, par la distribution des continents. Cette asymétrie provoque l’extension du
courant équatorial sud vers l’équateur.
Une caractéristique importante des courants équatoriaux est qu’ils s’inversent avec
la profondeur et forment un courant orienté de l’ouest vers l’est, appelé « contrecourant équatorial sous-jacent ». Celui-ci s’étend entre 70 et 200 m de profondeur
et suit une direction opposée au courant équatorial de la surface.
L’existence de ce contre-courant sous-jacent n’a été prouvée par les observations
qu’en 1962 pour ce qui est de l’Atlantique, tandis que le contre-courant pacifique fut
découvert une dizaine d’années auparavant. La situation de l’océan Indien est
quelque peu différente de celle que l’on vient de décrire, qui peut être appliquée et
à l’Atlantique et au Pacifique.
La différence fondamentale entre le Pacifique-Atlantique et l’océan Indien est que
les masses continentales s’étendent au sud jusqu’au début de la bande tropicale et
que les moussons (au nord de l’équateur) changent de direction entre l’hiver et
l’été. La circulation au nord de l’équateur, appelée « courant équatorial nord »
29
comme dans les autres bassins, change de direction selon la saison ; en effet, elle
est orientée vers l’ouest pendant les mois d’hiver, lorsque les moussons suivent la
direction nord-est/sud-ouest, et dans la direction contraire pendant les mois d’été,
lorsque la mousson arrive du sud.
Le contre-courant équatorial est présent seulement pendant l’hiver et, en tous cas,
cette fois-ci au sud de l’équateur. Du côté ouest du continent africain se forme
pendant les mois d’été le courant de la Somalie, qui constitue un exemple
spectaculaire de renversement saisonnier de la direction du transport des eaux
dans l’océan.
La circulation thermocline, intermédiaire et abyssale
Les courants superficiels provoqués par les vents ont une épaisseur étroite (ne
dépassant jamais une centaine de mètres) par rapport à la colonne d’eau ; audessous, se développe une autre circulation, appelée thermocline, amorcée par des
processus gravitationnels. Lorsque les courants superficiels chauds guidés par le
vent atteignent les latitudes d’environ 30°-35° N, ils n’absorbent plus de chaleur
dans leur interaction avec l’atmosphère, mais commencent à en rendre.
Cela provoque une augmentation progressive de la densité des eaux de surface
qui, à un certain point, ne seront plus en équilibre avec les eaux sous-jacentes et
commenceront à précipiter. Leur descente se termine quand ces eaux se trouvent
en équilibre statique avec les eaux environnantes. C’est de cette façon que se
forment des flux d’eaux intermédiaires et profondes.
Les mécanismes par lesquels se forment ces eaux lourdes sont les suivants :
l’action du vent (par exemple en Méditerranée) qui provoque l’évaporation rapide à
la surface ; le refroidissement ; l’augmentation de la salinité et donc du poids ; ou
même une brusque baisse de température et un enrichissement de la salinité dû à
la formation de glace en surface (par exemple au pôle Nord).
En effet, dans les régions polaires (mer de Groenland, Norvège et Weddell), ces
eaux deviennent plus lourdes que les eaux sous-jacentes et commencent à
s’enfoncer en créant un flux. De là, la circulation se déroule sur le fond des océans
selon un mouvement lent et en partie diffus.
Les eaux profondes atlantiques se forment dans les deux zones polaires et sont
transportées vers l’équateur ; elles s’intensifient le long du bord ouest du continent
américain et se rejoignent dans l’Atlantique méridional.
Dans le Pacifique on assiste à un mécanisme analogue, à savoir la formation d’un
courant orienté vers l’est qui se déroule dans l’océan Indien et le Pacifique, en se
dirigeant vers le nord dans les plaines abyssales des deux océans.
Il faut remarquer que dans l’Atlantique cette circulation est orientée dans la direction
opposée au flux du Gulf Stream en surface et aux autres courants superficiels du
bassin.
Ce mécanisme peut être comparé à un tapis roulant qui règle lentement la
distribution de la chaleur dans l’océan.
On peut donc imaginer que le mouvement des eaux superficielles et profondes soit
réglé par une énorme courroie de transmission qui relie tous les océans et qui se
ferme dans les zones polaires arctiques de l’Atlantique et du Pacifique.
Cette circulation en tapis roulant règle donc le climat global de la Terre et est
sensible à la fonte des glaces, agissant par rétroaction sur l’atmosphère selon des
échelles de temps qui vont des dizaines aux milliers d’années.
30
LA DYNAMIQUE DU SYSTÈME CÔTIER
Généralités
La côte, un corps physique au développement linéaire, constitue la charnière entre
deux réalités physiques ayant un développement de forme aréolaire constituées par
la croûte continentale émergée et par la plate-forme (zone submergée par la croûte
continentale). Par conséquent, toute variation d’état, si minime soit-elle, enregistrée
sur les terres émergées ou sur la plate-forme peut provoquer des changements
radicaux de la configuration côtière.
La forme de la côte et sa dynamique sont déterminées par des contraintes et des
forces extérieures qui agissent sur ces contraintes qui, dans ce cas, sont des corps
physiques qui déterminent la morphologie de la côte. Elles sont modelées par des
forces physiques (par exemple le vent, le mouvement des vagues et les courants)
et à leur tour influent, de par leur forme, sur l’action des forces extérieures sur le
système côtier.
La côte revêt donc des formes et des caractéristiques différentes en fonction d’une
série de facteurs qui peuvent être intrinsèques ou bien extrinsèques. La forme de la
côte est modelée par l’action des agents exogènes, en particulier par l’incidence du
mouvement des vagues, mais la réponse de la structure côtière à ces sollicitations
est due à ses caractéristiques morphologiques et lithologiques.
Du point de vue morphologique, la bande côtière est délimitée du côté de la terre
par une dune ou par une falaise et, du côté de la mer, par la limite d’action des
vagues.
Si l’on avance vers le large, on rencontre la plate-forme continentale, qui représente
le siège naturel d’accumulation des sédiments fins qui ne se déposent pas sur la
plage submergée.
Les forces extérieures
La propriété la plus évidente de la mer est sans aucun doute liée à sa fluidité. La
mer représente en effet un système dynamique et, en observant son niveau en un
certain point, on pourra remarquer qu’il varie continuellement. On peut distinguer
des oscillations marquées dans l'espace et dans le temps. En plus de ces
mouvements, on peut remarquer que les objets qui flottent à la surface de la mer
sont transportés même en l’absence de vent.
Chaque mouvement des masses d’eau, ayant des caractéristiques dynamiques et
une origine propres, peut être distingué des autres. Les mouvements oscillatoires
sont appelés marées, vagues, seiches selon leur périodicité ; les mouvements de
translation sont appelés courants.
Les forces extérieures qui agissent sur la côte sont :
- les vents, qui exercent une action directe en érodant les parties émergées et en
accumulant sélectivement les sédiments légers sous la forme de structures
morphologiques appelées dunes côtières ; ils exercent aussi une action indirecte,
en agissant sur l’eau de la mer comme moteur des vagues et des courants côtiers ;
- les vagues, qui agissent directement sur la côte en produisant un triple effet : elles
agissent mécaniquement sur les rochers, en accumulant sélectivement les
sédiments et produisent des courants littoraux qui, à leur tour, contribuent à la
distribution des sédiments ;
- les marées et les seiches, qui agissent à la façon d'une pompe hydraulique par
rapport aux milieux environnants (par exemple les lagunes), et provoquent à leur
31
tour les courants. Dans les océans, la fonction des marées est importante, dans la
Méditerranée elle ne revêt une certaine importance que dans l’Adriatique
septentrionale et sur les côtes près du détroit de Gibraltar, où se ressent l’influence
de l’océan Atlantique ;
- les courants, qui peuvent être provoqués par le mouvement des vagues ou
peuvent rentrer dans la circulation générale du bassin en réglant les mécanismes
de distribution des sédiments dans les zones côtières et dans la plate-forme.
Les mouvements de la mer sont provoqués par des moteurs différents :
- les forces gravitationnelles qui s’exercent sur la surface terrestre de façon
différente en fonction des variations de la géométrie planétaire du système TerreLune-Soleil ;
- les radiations solaires qui transfèrent de l’énergie à l’atmosphère, qui restitue cette
énergie à travers les vents.
Le mouvement des vagues
Les vagues, mouvements irréguliers de la mer, sont liées aux vents et favorisent les
échanges entre la mer et l’atmosphère, la circulation de l’oxygène, de la chaleur et
des sels nutritifs dans les couches supérieures de l’eau.
Dans le mouvement des vagues, le profil adopté par le niveau marin (onde) et la
trajectoire des particules hydriques (orbite) ne coïncident pas.
Le mouvement des vagues est dû principalement au souffle du vent qui, par ses
fréquentes pulsations d’intensité différente, produit des plissements à la surface de
la mer.
Ce mouvement ne s’éteint pas de façon brusque lorsque le vent cesse de souffler,
mais s’atténue lentement, en se répandant jusqu’à des distances considérables du
lieu d’origine.
D’après les observations effectuées à bord de navires et d’avions, on peut affirmer
que la hauteur des vagues est généralement inférieure à 7-9 m (vagues de
tempête), avec des pics de 15-18 m dans des cas exceptionnels (tsunami). La
longueur est d’environ 30 fois la hauteur, avec des pics d’environ 180-200 m et une
vitesse de propagation d’environ 30-40 km/h.
En pleine mer, où l’influence des fonds ne se ressent pas, les particules d’eau
sollicitées par l’action du vent décrivent des orbites circulaires, qui s’épuisent vers le
bas (vagues d’oscillation).
La hauteur des vagues est déterminée par trois facteurs : la vitesse du vent, la
distance parcourue par le vent sur l’eau (appelée aussi fetch) et la durée du vent.
Le rapport entre la vitesse du vent et la hauteur des vagues a toujours inquiété les
navigateurs : en 1806 l’amiral anglais sir Francis Beaufort créa une échelle
permettant d’établir un rapport entre l’état de la mer et la vitesse du vent.
Près de la côte, lorsque l’épaisseur de la masse d’eau devient inférieure à la moitié
de la longueur d’onde, les orbites circulaires de surface se déforment
progressivement avec la profondeur, deviennent elliptiques, jusqu’à ce que, près du
fond, les particules, se déplacent parallèlement à celui-ci, avec un mouvement
rectiligne alterné. Le frottement sur les fonds provoque un ralentissement de la
partie inférieure de la masse d’eau par rapport à la partie plus superficielle et on
assiste ainsi à un véritable transport des particules liquides (vagues de translation).
Si on avance vers la côte, ce phénomène s’accentue, l’onde se renverse en avant
et crée les brisants de la plage ; le flot de retour qui bouge presque toujours sous
l’onde qui arrive, est appelé ressac.
32
En correspondance de côtes élevées, ayant des fonds profonds (comme par
exemple les fjords) se produit un phénomène de réflexion des vagues, c’est-à-dire
que les vagues marines se cognent à un obstacle et se reflètent, selon les lois de
l’optique géométrique ; si l’onde reflétée garde l’énergie qu’elle avait lors de son
arrivée et se combine avec l’onde incidente suivante, se crée une onde stationnaire,
qui consiste en une oscillation verticale du niveau de l’eau. Dans les eaux basses,
en revanche, l’influence du fond provoque non seulement un déplacement
horizontal de l’eau plus vaste et plus marqué, mais tend aussi à disposer les crêtes
des vagues parallèlement au rivage.
Marées et seiches
Les marées sont des mouvements périodiques de la mer provoqués par l’attraction
gravitationnelle de la Lune et du Soleil sur la Terre, combinée avec la force
centrifuge liée aux révolutions relatives Terre-Lune et Terre-Soleil.
Le comportement des marées est très complexe, surtout parce que les océans ne
couvrent pas la surface terrestre de façon uniforme et sont coupés par les masses
continentales.
La marée est donc un mouvement périodique qui consiste en oscillations
rythmiques avec des élévations (flux) et des abaissements (reflux) du niveau de la
mer, provoqués par l’action gravitationnelle de la Lune et du Soleil sur les masses
d’eau qui couvrent la Terre. Il y a généralement 2 flux et 2 reflux toutes les 24 h et
50’ (jour lunaire).
La phase correspondant à l’élévation maximum s’appelle marée haute, celle qui
correspond à l’abaissement maximum s’appelle marée basse ; la différence entre
les deux représente l’ampleur de la marée.
En plus de l’action gravitationnelle exercée par la Lune sur la Terre, le phénomène
des marées est caractérisé aussi par l’intervention de la force centrifuge due au
mouvement de révolution du système Terre-Lune autour du barycentre commun.
Dans le phénomène des marées intervient aussi la force d’attraction du Soleil, qui
agit de façon moins intense que la Lune - même si sa masse est beaucoup plus
grande - car la distance Terre-Soleil est beaucoup plus grande.
Quand le Soleil, la Terre et la Lune sont alignés, les actions Lune-Soleil
s’additionnent (marées vivantes) ; quand les centres du Soleil et de la Lune forment
un angle droit avec la Terre - (quadrature) - les actions Lune-Soleil s'annulent en
partie (marées mortes).
Le phénomène réel des marées diffère considérablement du phénomène théorique,
car il est lié à la profondeur et à la forme des bassins marins, à la direction et à la
configuration de la ligne de côte, à l’effet des forces d’inertie des masses d’eau et à
leur frottement sur le fond.
Le vent et la pression atmosphérique peuvent produire des anomalies périodiques
des marées : les seiches. Il s’agit d’oscillations anormales du niveau marin très
évidentes dans les bassins fermés tels que, par exemple, l’Adriatique. Les vents
persistants de sirocco peuvent produire une accumulation d’eaux dans la partie
septentrionale de ce bassin. Lorsque la charge hydraulique due au dénivelé entre la
partie septentrionale et la partie méridionale du bassin dépasse la composante
verticale de la poussée du vent, il se crée une poussée ondulatoire stationnaire qui
se superpose aux autres oscillations avec la même longueur d’onde, amplifiant ou
atténuant leurs effets.
33
Les courants côtiers
Les courants constituent le principal moyen de distribution des sédiments le long de
la côte. Les courants liés à la circulation générale des bassins transportent les
sédiments plus légers et fins. Les courants côtiers distribuent les sédiments le long
de la côte et sont provoqués par le mouvement des vagues.
Les vagues remontent le long de la plage par le flot montant et retournent en arrière
par le ressac. Le flot montant soulève et transporte du sable et des particules qui
sont de plus en plus lourdes au fur et à mesure que l’énergie du moyen augmente,
tandis que le ressac ne ramène dans la position originaire que les particules les
plus fines. Mais, tandis que le flot montant influe selon des angles variables, le
ressac a un mouvement perpendiculaire au rivage, le long de la ligne de pente
maximum. De cette façon le sédiment, au cours d’un cycle complet de flux et de
reflux, est déplacé parallèlement au rivage, dans la direction des vagues incidentes,
avec un mouvement caractéristique en zigzag.
La composante des vagues incidentes parallèle au rivage fait en sorte que se crée
un courant orienté parallèlement à la côte dans le sens des vagues incidentes ; ce
courant est appelé longshore current ou « tapis roulant littoral ». Le transport
continu d’eau vers la côte provoqué par le mouvement des vagues comporte une
pression hydraulique sur la côte et, par conséquent, la formation de courants
particuliers de retour, orientés vers le large (perpendiculaires à la côte), appelés rip
current ou « courants transversaux ».
Ces courants se trouvent souvent en correspondance de conditions
morphologiques favorables (petites dépressions, zones de faiblesse dans les
barres, etc.) qui peuvent favoriser une augmentation de la vitesse (jusqu’à 1 m/s).
Le mouvement des vagues, les rip current et les longshore current constituent donc
de véritables cellules de circulation littorale qui côtoient sans cesse les littoraux, en
formant le système de circulation littorale.
Au large de la côte, à une distance variable suivant les caractéristiques du fond et
du mouvement des vagues, il existe une zone d’énergie minimale, où le train d’onde
qui arrive est annulé par le flux de retour. La chute d’énergie que l’on enregistre
détermine le dépôt du matériel transporté par les vagues et la formation d’une barre
qui peut se déplacer et même, avec le temps, émerger.
Morphologie et dynamique des plages
La plage proprement dite est essentiellement constituée de matériaux de la
granulométrie des sables. Il s’agit d’un lieu d’équilibre dynamique soumis à des
variations continues et à des sollicitations différentes qui peuvent avoir des
caractères nettement saisonniers.
L’action du mouvement des vagues, particulièrement importante pendant l’hiver,
comporte par exemple un déplacement du matériel incohérent vers la mer et un
recul de la ligne du rivage vers la terre, tandis que pendant l’été, la plage sera à
nouveau constituée par le même matériel qui, pendant l’hiver, avait alimenté une ou
plusieurs barres submergées, en créant une barre submergée, qui sera employée
pour réalimenter la plage émergée pendant la belle saison.
Du point de vue topographique, une plage se divise en :
- plage émergée, qui commence au pied de la première dune, où s’arrête l’effet des
vagues ; elle s’étend jusqu’au niveau moyen de la marée haute et est submergée
pendant les tempêtes ;
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- zone de transition, où l’action du mouvement des vagues se ressent seulement
pendant les tempêtes ;
- plage intertidale, comprise entre le niveau moyen de la marée haute et basse ;
elle est alternativement inondée (marée haute) et exposée à l’atmosphère (marée
basse) ;
- plage submergée, qui s’étend du niveau moyen de la marée basse jusqu’au
niveau de base du mouvement des vagues, dont la profondeur correspond à
environ la moitié de la longueur d’onde.
La plage submergée est constituée de matériaux grossiers (sable) que le
mouvement des vagues, régi par des facteurs météo-marins (vents), peut déplacer
au-dessous et au-dessus de la mer, suivant des mouvements transversaux par
rapport au développement longitudinal de la côte. Les matériaux de la plage
submergée forment une série mobile de barres et de gorges alternées. Dans des
conditions météorologiques favorables, ces matériaux alimentent la plage émergée,
tandis que dans des conditions défavorables, ce sont les matériaux de la plage
émergée qui alimentent le système des barres.
LES EAUX SOUTERRAINES
Les eaux souterraines sont des eaux qui s’accumulent dans le sol et dans les
roches par des processus d’infiltration ; elles atteignent les nappes hydriques et
émergent à la surface près des sources ou le long des cours d’eau.
L’eau qui atteint la Terre sous forme de pluie se partage en trois fractions :
- eau qui évapotranspire, formée par évaporation du sol et des surfaces d’eau libre
et par transpiration de la végétation ;
- eau qui ruisselle, formée par écoulement laminaire superficiel d’eau de pluie ;
- eau qui s’infiltre dans le sol et qui pénètre dans les roches en profondeur.
Le pourcentage de pluie qui donne lieu au phénomène de l’infiltration varie en
fonction de plusieurs facteurs tels que les caractéristiques géologiques du territoire,
la pente des versants, la couverture végétale et le climat.
Par l’infiltration, l’eau sature le sol et pénètre en profondeur en vertu de la gravité,
coulant à l’intérieur des roches le long des méandres formés, par exemple, par les
réseaux de fractures qui caractérisent souvent les masses rocheuses.
Les roches perméables qui peuvent être traversées par l’eau sont dites aquifères.
À l’intérieur d’une roche aquifère, l’eau poursuit son parcours vers le bas jusqu’à ce
qu’elle rencontre des niveaux de roches imperméables, capables d’entraver toute
pénétration. L’eau ainsi recueillie forme les nappes d'eau, de véritables réservoirs
souterrains, où l’eau se déplace à une vitesse extrêmement réduite vers ses zones
d’émergence naturelles, les sources et les cours d’eau.
Le niveau supérieur des nappes, appelé niveau piézométrique, est déterminé par le
bilan entre la vitesse d’infiltration dans la nappe et la vitesse de drainage de cette
même nappe, et naturellement, à travers les sources et les fleuves, et
artificiellement, au moyen de puits.
Les sources qui représentent le point où la surface libre de la nappe, du fait des
conditions géologiques et géomorphologiques particulières, émerge à la surface, et
qui peuvent par conséquent être effectivement considérées comme des eaux
souterraines, peuvent se trouver dans des endroits différents. Elles peuvent en effet
être isolées, alignées le long des bords des cours d’eau, se trouver au niveau de
bassins lacustres ou bien, dans le cas des sources sous-marines, le long des côtes
submergées.
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Les eaux de nappe et les sources sont généralement des eaux de bonne qualité et,
pour cette raison, captées au moyen de puits dans la nappe ou directement à la
source, elles sont destinées à la consommation humaine.
LES GLACIERS
Les glaciers sont des masses étendues de glace soumises à un mouvement lent et
qui se forment lorsque la neige qui s’est accumulée pendant l’hiver ne parvient pas
à fondre l’été suivant. Pour cette raison, ils sont caractéristiques des zones les plus
froides de la Terre, comme les zones polaires (glaciers de type scandinave ou
calottes) et les zones de haute montagne (glaciers de type alpin ou de marais).
Les variations de température produisent une série de fusions et de recongélations
qui transforment la neige en glace selon cette séquence : neige, neige granulaire,
« firn » (un état entre la neige et la glace compacte), glace compacte.
L’accumulation de glace continue jusqu’à ce que son poids soit à même de vaincre
les résistances internes de la glace et le frottement avec le rocher de fond, et que le
glacier soit ainsi mis en mouvement. Ce processus peut nécessiter des temps qui
varient de quelques années à 20-30 ans, selon les conditions locales.
Le mouvement d’un glacier peut se faire essentiellement par :
- glissement basal. Le glacier se meut, glissant dans son lit, sous la poussée de la
gravité. La présence d’eau de fusion sur le fond, sous forme de couches fines,
même de quelques millimètres d’épaisseur, permet en effet de réduire
sensiblement le frottement entre le rocher de fond et la glace ;
- déformation interne. Quand la pression exercée sur les cristaux de glace est très
forte, ceux-ci se déforment et se disposent sur des couches parallèles glissant les
unes sur les autres.
La vitesse à laquelle le glacier se meut est fonction de différents facteurs, tels que
l’épaisseur de la couche de glace, l’inclinaison et la température, mais elle est
extrêmement réduite. Les « surging glaciers » qui peuvent se déplacer à des
vitesses supérieures à 6 km par an durant de 2 à 3 ans représentent une exception.
Si un bloc de glace se trouve isolé du reste du glacier et, par conséquent, n’est plus
alimenté, on parle de « glace morte ».
Quand les glaciers arrivent à la mer (donnant vie au « pack » dans l’Arctique et à la
« barrière » dans l’Antarctique), ils se fragmentent en plusieurs blocs, de
dimensions parfois considérables, qui prennent le nom d'icebergs et qui constituent
encore aujourd’hui, surtout aux latitudes élevées, un grave danger pour la
navigation.
Les eaux de mer qui gèlent aux latitudes polaires constituent la banquise.
Le bilan annuel d’un glacier est donné par la différence entre l’accumulation (glace
qui s’ajoute) et l’ablation (glace qui se perd), et il fournit des indications sur les
phases d’expansion ou de recul d’un glacier.
Les glaciers de type alpin ou de marais sont des champs de neige caractéristiques
de grandes altitudes et ils sont abrités dans des dépressions en forme
d’amphithéâtre, les cirques glaciaires. Le glacier, pendant sa croissance, peut sortir
du cirque et s’écouler en aval, en développant de la sorte une langue glaciaire.
Les caractéristiques des glaciers de marais sont les suivantes :
- ils se modèlent sur le paysage préexistant ;
- ils sont influencés par le climat local ;
- ils ont une température proche de celle de fusion de la glace ;
- ils se meuvent principalement par effet du glissement basal.
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Les calottes, qui constituent 98 % des glaciers de notre planète, se forment dans
les régions polaires et elles sont constituées d’une couche de glace ayant parfois
plusieurs kilomètres d’épaisseur, qui, à partir de la zone centrale d’accumulation,
tend à s’étendre tout autour, en recouvrant complètement le paysage environnant.
Les caractéristiques typiques de ce type de glacier sont les suivantes :
- ils modèlent le paysage sur lequel ils s’installent ;
- ils influencent le climat de la région ;
- ils ont une température toujours inférieure à la température de fusion de la glace ;
- ils se déplacent essentiellement sous l'effet de la déformation interne.
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