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La densité est fonction
de la température et de la salinité. Dans la majorité
des situations la densité suit les évolutions de la température,
dans quelques cas particuliers, lorsque les variations de salinité
sont très importantes, la densité peut évoluer différemment
de la température.
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Densités
en surface
figure 4.7 : Distribution des densités en surface |
La densité à la
surface de l'océan suit une répartition zonale, comme la
température dont elle dépend fortement. Les plus grandes
variations horizontales de densité sont observées dans des
régions côtières, elles sont dues dans ce cas aux variations
de salinité, faible salinité dans l'océan Arctique,
forte salinité en Méditerranée ou en mer rouge. Hormis
ces cas particulier, la densité croît de l'équateur
jusqu'aux grandes latitudes. Les plus grandes valeurs de densité
sont obtenues dans l'hémisphère Sud. Cela est du à
la dissymétrie du climat océanique, elle même due à
la répartition des masses continentales.
Les régions où la densité en surface est importante
sont particulièrement intéressantes pour l'étude des
mouvement des océans : C'est dans ces régions que vont se
former, par refroidissement ou par évaporation (augmentation de
salinité + refroidissement) des masses d'eau denses qui vont amorcer
les mouvement verticaux des océans.
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Densités
en profondeur
figure 4.4 : températures, salinités et densités en profondeur |
La densité
augmente avec la profondeur, les eaux les plus denses se trouvant naturellement
au fond des océans. L'évolution de la densité avec
la profondeur n'est toutefois pas uniforme.
Dans les régions équatoriales et tropicales, il existe une couche d'eau près de la surface de densité presque constante, puis une couche dans laquelle la densité croit très rapidement avec la profondeur. Cette couche dite pycnocline correspond en général à la thermocline. Aux profondeurs plus importantes la densité potentielle évolue lentement pour atteindre une valeur voisine de 27,9 au fond des océans, quelque soit la latitude. Aux grandes latitudes la densité de surface dépasse 27, l'évolution verticale est donc faible et la pycnocline est moins facile à distinguer (figure 4.4). |
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Notion
de stabilité
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La stabilité des océans
est associée à la résistance aux déplacements
verticaux des masses d'eau. Dans la zone pycnocline, les fortes variations
de densité font que toute particule d'eau déplacée
verticalement, de manière mécanique, est soumise à
la poussée d'Archimède et rejoint rapidement sa position
initiale. Le travail nécessaire pour déplacer une particule
d'eau est d'autant plus important que les variations de densité
sont rapides. Dans les zones où la densité évolue
lentement les mouvements verticaux sont plus faciles à générer.
Quelques cas d'instabilités peuvent être observés dans
la couche de surface, entretenus par des courants fortement turbulents.
La stabilité d'une masse d'eau est donc associé au gradient
vertical de la densité Retenons içi qu'une forte pycnocline constitue une barrière difficilement franchissable, s'opposant à la diffusion verticale des caractéristiques de l'eau de mer. Les mouvements d'eau dans l'océan n'ont donc pas lieu suivant
la verticale mais suivant les surfaces d'égales densité.
Ainsi si en surface on augmente la densité de l'eau (par évaporation
ou par refroidissement), cette eau va s'enfoncer en suivant les surfaces
isopycnes. C'est le cas des eaux de Méditerranée très
salées qui vont se déverser dans l'océan Atlantique
et progresser vers l'ouest en s'enfonçant jusqu'à une profondeur
de 2000 m. Le même phénomène s'observer en Antarctique,
les eaux de surface très froides se déplace vers le nord
en s'enfonçant progressivement.
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. Cette notion est importante, en particulier lorsqu'on étudie les
fréquences des mouvements internes des océans en fonction
de la stabilité.