Étude de l'océan
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Géographie de l’océan Arctique
Dynamique de l’océan Arctique
Exercices
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La circulation océanique mondiale
L’océan reçoit de l’énergie en fonction de cinq phénomènes mécaniques ou thermodynamiques :
  • les échanges de chaleur avec l’atmosphère ;
  • les échanges d’eau avec le reste du système ;
  • les effets du vent en surface ;
  • les variations de pression atmosphérique (voir le dossier « étude de l’atmosphère ») ;
  • les variations de pesanteur dues aux mouvements apparents de la Lune et du Soleil par rapport à la Terre (les marées).
  • Les courants de surface
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    Carte des courants de surface en fonction de la latitude et de la longitude
    Source : http://www.ulg.ac.be


    Ces courants, créés par les vents, ne circulent que dans une épaisseur moyenne d’une centaine de mètres à un kilomètre de la surface.
    Leur vitesse de déplacement se situe entre 10 cm.s-1 et 2 m.s-1 environ.

    Connus depuis plus d’un siècle, on distingue principalement :
  • les gyres anticycloniques subtropicaux : ce sont des boucles de courants dans les bassins tempérés. Ces courants sont étroits et intenses vers les pôles et le long des frontières ouest des bassins (Kuroshio, les courants du Brésil et des Aiguilles) ; ils se prolongent vers l’est aux latitudes moyennes : dérive Nord-Atlantique. Les courants de retour diffusent vers le sud comme les courants nord et sud-équatoriaux ;
  • gyres cycloniques subpolaires : ce sont des courants organisés en cellules cycloniques près des pôles : courant du Labrador, Oyashio, courant de la mer de Weddel ;
  • les courants Gulf Stream et dérive Nord-Atlantique : ce sont sans doute les mieux connus : ils forment un système complexe jalonné de tourbillons et de méandres d’amplitude de 150 à 200 milles, sa largeur varie entre 60 milles à la sortie du détroit de Floride, et 300 milles au sud de Terre-Neuve. Sa profondeur atteint le kilomètre, sa vitesse moyenne est de 3 nœuds et son débit moyen de 55. 106m3.s-1 atteint 150. 106m3.s-1 à la latitude de 65° ouest (1 mille = 1 852 m ; 1 nœud = 1 mille/h = 1 852 m/h) ;
  • le courant antarctique circumpolaire dans l’hémisphère sud : il suit une direction est-ouest autour du continent antarctique ;
  • les courants zonaux : ils s’écoulent de part et d’autre de l’Équateur comme les courants sud-équatoriaux vers l’ouest, et, les courants et contre-courants nord-équatoriaux vers l’est.

    Quelques débits de grands courants océaniques

    Courant circumpolaire antarctique : 130 Sv
    Gulf Stream : 90 Sv
    Cataracte sous-marine du détroit du Danemark : 2,5 à 5 Sv
    Courant de Béring : environ 1 Sv
    Tous les fleuves du monde : 1 Sv
    1 Sv (Sverdrup) = 106 m3.s-1

    Les courants thermohalins ou de profondeur et la circulation thermohaline
    Ces courants sont créés par les différences de température (thermo) et de salinité (halin : taux de sels) dans l’océan. Ces paramètres sont responsables des variations de la densité de l’eau de mer.

    Les caractéristiques physiques à l’origine de la circulation thermohaline
  • Comment varie la température de l’océan ?

  • La température des océans varie entre -1,9°C et + 30°C.

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    Moyenne annuelle des températures de surface
    Source : http://la.climatologie.free.fr

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    Variations annuelles des températures
    Source :http://la.climatologie.free.fr

      La température de surface
      De 28°C en moyenne près de l’Équateur, elle passe à -2°C près des pôles.
      Les variations dépendent essentiellement de la latitude donc de la répartition du rayonnement solaire.
      Les variations saisonnières sont faibles :
      - à l’Équateur, elles varient de 2°C durant l’année ;
      - à 40° de latitude (environ celle de la France), elles varient de 8°C entre l’hiver et l’été ;
      - aux pôles, les variations saisonnières sont quasiment nulles.

      Les variations en fonction de la profondeur
      Elles sont très importantes. On distingue trois couches :
      - la couche de surface de 50 à 200 m d’épaisseur : la répartition des températures est équivalente à celle de la surface ;
      - la couche thermocline de 200 à 1 000 m : la température diminue rapidement ;
      - la zone profonde : la température est faible mais relativement homogène.

  • Qu’est-ce que la salinité et comment est-elle répartie ?
    En moyenne, l’océan contient 35 g de sels par kilogramme d’eau de mer.
    On appelle « sels » l’ensemble des ions contenus dans l’eau de mer : anions portant une charge négative et cations portant une charge positive. Si on considère que le volume total des océans est égal à 1 370 millions de km3, la masse totale de sels est de 48.109 tonnes dont la composition moyenne est donnée ci-dessous :

    Anions (en g/kg d’eau de mer) Cations (en g/kg d’eau de mer) 
    Chlore Cl - 18,9799 Sodium Na+ 10,5561
    Sulfate SO4 - - 2,6486 Magnésium Mg++ 1,2720
    Bicarbonate HCO3 - 0,1397 Calcium Ca++ 0,4001
    Brome Br - 0,0646 Potassium K+ 0,3800
    Fluor F - 0,0013 Strontium Sr++ 0,0135

    Bien que la concentration de tous les sels dissous dépende du lieu, celle des constituants les plus importants est constante ce qui prouve que l’eau circule dans tous les océans.

    Depuis 1978, on définit la salinité pratique S d’un échantillon d’eau de mer par la conductivité électrique : grandeur qui mesure en S/m (siemens par mètre) la capacité d’un matériau à laisser passer les charges électriques.

    Dans une solution ionique les porteurs de charges sont les ions, la conductivité électrique est proportionnelle à la concentration molaire des ions présents dans la solution :

    σ = λi [Xi]

    λi : conductivité molaire ionique en S.m-1.mol-1 (grandeur qui ne dépend que de la nature de l’ion et de la température)
    [Xi] : concentration molaire de l’ion en mol.m-3
    σ : conductivité en S.m-1

    S : rapport K de la conductivité électrique de l’échantillon d’eau de mer à 15°C et à la pression atmosphérique normale, à celle d’une solution de chlorure de potassium K+ + Cl- dans laquelle la fraction en masse de KCl est égale à 0,0324356 à même température et même pression.

    S = 0,0080 –0,1692 + 25,3853 K + 14,094- 7,0261 K2 + 2,7081

    On vérifie que si K = 1, S = 35

    Voir l’exercice 1 (sur la conductimétrie)

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    Salinité en surface
    Source : http://isitv.univ-tln.fr

    La salinité est plus grande au niveau de l’anticyclone des Açores car il y a une très forte évaporation. Elle est plus faible au voisinage de l’Équateur en raison des fortes pluies. Elle diminue également près de l’embouchure des grands fleuves par dilution d’eau douce.

    Par contre, la variation de S avec la profondeur ne suit pas de loi définie. (voir le schema)

  • Comment définit-on la densité de l’océan ?
      Densité et masse volumique
      La masse volumique ρ est une grandeur qui permet de connaître la masse m d’un volume V donné d’un corps :

      ρ =
      m : masse en kg
      V : volume en m3


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      Masse volumique en fonction de la profondeur
      Source : http://perso.orange.fr

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      Masse volumique en fonction de la température et de la salinité
      Source : http://perso.orange.fr

      La masse volumique de l’eau douce est ρ = 1 000 kg.m-3 ; celle de l’eau de mer est évidemment supérieure du fait de la présence des sels, elle est de l’ordre de 1 020 kg.m-3

      La masse volumique de l’eau de mer augmente avec la profondeur.

      Par exemple pour une salinité S = 36 g/L et une température de 8°C :
      Elle dépend également de la salinité et de la température :
      - si la salinité augmente, m augmente donc ρ augmente ;
      - si la température augmente, du fait de la dilatation V augmente, donc ρ diminue.

      La densité, nombre sans unité notée d est égale à :

      d = =


      En océanographie, la densité est calculée à partir de l’équation d’état internationale depuis 1980, elle est notée σ (S,T,p), c’est-à-dire à salinité, température et pression données.

      Voir l’animation sur le calcul de la masse volumique de l’eau de mer.

      σ (S,T,p) = ρ (S,T,p) –1000 (à calculer !)

    • Comment varie la densité ?
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      Diagramme des densités en surface
      Source : http://isitv.univ-tln.fr

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      a : région polaire
      b : région tempérée
      c : région tropicale

      Densité en fonction de la profondeur
      Source : http://isitv-tln.fr

      Elle dépend principalement de la température mais aussi de la salinité.
      En surface, la densité varie comme la température : plus une masse d’eau se refroidit, plus sa densité augmente. Donc la densité augmente de l’Équateur vers les grandes latitudes.
      Près des côtes, la variation est due aux différences de salinité (forte en Méditerranée, faible dans l’océan Arctique).

      Si des masses d’eau plus denses se forment en surface par évaporation ou refroidissement, elles auront tendance à plonger et provoquer des mouvements verticaux de l’océan.

      En profondeur, les eaux les plus denses se trouvent évidemment au fond de l’océan, mais l’augmentation de la densité n’est pas proportionnelle à la profondeur.

      Dans les régions tropicales et équatoriales, la densité est pratiquement constante près de la surface, puis elle augmente très rapidement avec la profondeur (c’est la couche pynoclyne). Puis elle atteint une valeur constante.

      Aux grandes latitudes, l’évolution de la densité est faible avec la profondeur.

      Remarque
      La densité et la température varient avec la pression donc la profondeur de la masse d’eau considérée. Pour pouvoir comparer la densité de deux masses d’eau, on calcule la densité potentielle, c’est-à-dire la densité qui serait celle de la même masse d’eau ramenée à la surface.

    Les courants profonds
    Leur mise en évidence date des années 1960 par Crease et Swallow.
    La température et la salinité des eaux profondes, en dessous d’un kilomètre de la surface, varient progressivement avec l’éloignement de leur zone d’émergence en surface. Ces variations de propriétés sont dues aux mélanges diffus de chaque masse d’eau avec les eaux voisines. Ainsi, la circulation thermohaline caractérise le déplacement de ces eaux profondes par diffusion et écoulement à partir de leur source de surface. L’écoulement est lié à la topographie du fond des océans.

    La vitesse moyenne de ces courants est de quelques millimètres par seconde. Ces courants ne sont jamais stationnaires.

    Le déplacement des eaux par diffusion a lieu lors de variations :
    • de température : l’eau froide étant plus dense que l’eau chaude, elle a tendance à s’enfoncer vers les fonds marins créant ainsi un appel d’eau en surface et une surpression dans les fonds. Au contraire l’eau chaude monte vers la surface créant ainsi un appel d’eau dans les fonds et une surpression en surface. Ce phénomène thermique donne naissance au courant : ce déplacement d’eau chaude vers la zone froide par la surface et d’eau froide vers la zone chaude par les fonds ;
    • de salinité : de la même manière par différence de densité entre l’eau salée (plus dense) et l’eau douce (moins dense), un courant se crée : l’eau douce se dirige vers la zone salée par la surface et l’eau salée vers la zone douce par les fonds. Au niveau de l’océan Arctique, la température étant très basse, l’eau douce gèle en surface (voir le dossier « étude de la glace  ») libérant le sel qui percole à travers la glace créant en dessous une eau très salée donc très dense qui plonge appelée saumure ou brines (en anglais). Ainsi, la diffusion des eaux chaudes de l’Équateur vers les pôles a lieu par la surface et celle des eaux froides, des pôles vers l’ Équateur, par les fonds.
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    Le Tapis roulant océanique
    Source : http://www.futura-sciences.com/

    Dû à la sphéricité de la Terre, l’ensoleillement aux pôles est moindre et donc la température est plus basse (voir le dossier « étude de la glace »). L’eau étant plus froide, la glace (eau douce) se forme, libère le sel et entraîne une augmentation de la salinité dans l’eau. L'eau de l'océan Arctique est, par conséquent plus froide et plus salée donc plus dense que l'eau de l'océan à l'équateur, où l'ensoleillement étant maximal, entraîne une température plus élevée soit moins dense. Il y a ainsi un excès d’énergie thermique à l’Équateur par rapport aux pôles : la circulation océanique permet de répartir cette énergie sur toute la surface du globe. Cette boucle de circulation océanique à l’échelle mondiale s’appelle le tapis roulant (conveyer belt en anglais).
  • La circulation de l’océan Arctique
    La distribution des masses d’eau dans l’océan Arctique
    L’océan Arctique est au carrefour des océans Atlantique et Pacifique.
    Cependant, l’eau qui rentre par le détroit de Béring (côté Pacifique) est réduite par rapport à l’eau qui entre par la Norvège (côté Atlantique), ce qui différencie l’océan Arctique de l’océan Antarctique, qui communique très largement avec les océans mondiaux.

    L’eau provenant de l’océan Pacifique est située en moyenne entre 50 et 200 m de profondeur. Les eaux pacifiques sont donc liées aux eaux de surface de l’océan Arctique.

    L’eau provenant de l’océan Atlantique circule dans l’océan Arctique environ entre 200 et 800 m de profondeur. Les eaux atlantiques entrent via le détroit de Fram et la mer de Barents. Cette masse d’eau est plus salée (donc plus dense) que la couche superficielle et bien que moins froides que cette dernière, les eaux atlantiques vont plonger dans le bassin arctique : cette plongée est marquée par une frontière hydrologique appelée le front polaire.
    Cette masse d’eau située sous la couche d’eau froide superficielle forme donc une couche intermédiaire. Elle est caractérisée par des températures relativement chaudes (toujours supérieures à 0°C) et une salinité supérieure à 35%. Cette masse d’eau longe le talus eurasiatique puis est piégée dans les bassins sous-marins successifs, elle fait demi-tour et ressort par le bassin scandinave et la mer du Groenland. Les eaux venues de l’Atlantique y retournent donc car leur sortie vers le Pacifique est pratiquement nulle. Ceci explique que l’océan Arctique soit qualifié de « cul-de-sac ».

    Au fond du bassin eurasiatique, une couche d’eau de température toujours négative demeure piégée car elle ne peut pas franchir la ride de Lomonossov.

    L’océan Arctique est donc un océan stratifié en 3 couches :

  • une couche d’eau superficielle d’environ 150 m d’épaisseur, relativement douce à cause des apports des fleuves et de la fonte des glaces. Cette couche a une température toujours négative ;

  • une couche d’eau intermédiaire située jusqu’à 900 m de profondeur, qui est plus chaude (toujours de température positive) et plus salée (supérieure à 35 %) ;

  • une couche d’eau profonde assez salée et froide (température toujours légèrement négative).

  • Les sorties d'eau de l’océan se font :

  • en profondeur, de la mer de Norvège vers l'Atlantique ;
  • en surface via les courants du Groenland et du Labrador vers l’Atlantique. Pratiquement aucune eau ne sort par le seuil de Béring vers le Pacifique.

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    Carte des courants de l’océan Arctique
    Source : http://www.jeanlouisetienne.fr

    La dérive de la banquise est due au courant de Beaufort (Beaufort Gyral Stream) qui tourne dans le sens des aiguilles d'une montre puis se poursuit en ligne droite depuis les îles sibériennes (Russie) jusqu'au détroit du Danemark (entre le Groenland et l'Islande).

    Une partie de ces glaces (environ 2 000 à 3 000 km3) quitte chaque année l'océan Arctique par le détroit de Fram situé entre le Spitzberg et le Groenland et est entraînée vers le sud avec le courant froid d'eau polaire est-groenlandais.

    Oscillation arctique et circulation océanique
    L’oscillation arctique (AO) (voir le dossier « étude de l’atmosphère ») a un impact important sur la circulation océanique de surface de l’océan Arctique.

    En fonction de l’AO, il y a deux régimes de circulation des eaux de surface de l’océan Arctique. Il y a alternance des deux régimes tous les 4 à 8 ans en moyenne.

    Quand l’AO est négative, ce qui est le cas depuis 2000, la circulation océanique est de type anticyclonique. La pression atmosphérique au-dessus de l’océan Arctique est élevée et la température de l’air est basse et l’eau océanique est plus froide. La circulation dans le gyre de Beaufort est plus faible et les glaces de mer sont faiblement exportées. L’étendue couverte par la glace est donc plus grande et la glace de mer est plus épaisse que pendant les périodes cycloniques.
    Quand l’oscillation arctique est négative, les glaces de mer sont faiblement exportées.

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    Image1 : Carte des courants de l’océan Arctique quand l’oscillation arctique est négative. Les courants de surface sont indiqués par des flèches bleues et les eaux atlantiques (courants profonds) par des flèches rouges.
    Source : http://www.pmel.noaa.gov
    Image2 : Exportation des glaces de mer
    Source : J.-C. Gascard

    Quand l’AO est positive, c'est-à-dire en régime cyclonique, la pression atmosphérique est faible et la température de l’air est élevée au niveau de la mer.
    Le transport de la glace de mer à partir de l’océan Arctique augmente, les vents plus chauds font augmenter la surface des eaux libres (au dépend de la surface de glace). Ceci permet à l’océan Arctique d’accumuler de la chaleur (qui est absorbée par les surfaces d’eaux libres). L’anomalie positive de température augmente donc l’étendue des eaux libres en été ce qui augmente la proportion d’eau douce dans l’océan Arctique : la couverture de glace est donc plus fine.
    Quand l'oscillation arctique est négative, les glaces de mer sont fortement exportées.

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    Image1 : Carte des courants de l’océan Arctique quand l’oscillation arctique est positive. Les courants de surface sont indiqués par des flèches bleues et les eaux atlantiques (courants profonds) par des flèches rouges.
    Source : http://www.pmel.noaa.gov
    Image2 : Exportation des glaces de mer
    Source : J.-C. Gascard


    L’océan Arctique joue un rôle important dans le climat mondial de part la chaleur et l’eau douce qu’il contient. À titre d’exemple, la circulation dans l’océan Atlantique, qui est un élément important de la circulation globale de l’océan, est influencée par l’eau douce provenant de l’océan Arctique. Or l’océan Arctique accumule de l’eau douce pendant les régimes de circulation anticyclonique (AO-) et relâche cette eau dans l’Atlantique Nord pendant les régimes de circulation cyclonique (AO+). Ceci montre l’importance du couplage entre l’atmosphère et l’océan.
    Les mesures effectuées à bord de Tara pour étudier la circulation océanique de l’océan Arctique
    Quelles sont les caractéristiques physiques de l’océan Arctique mesurées par Tara ?
    Tara est équipé d’une sonde CDT (Conductivité, Température, Densité) (modèle SBE 19 plus du constructeur SeaBird) qui est chargée de mesurer la salinité, la température, la densité et la pression dans l’océan.

    Cette sonde est munie de capteurs électroniques. Durant la descente et la remontée, elle calcule sa profondeur d’immersion en fonction de la densité de l’eau de mer et la pression ; la densité étant calculée en fonction de la salinité et de la température. Les données sont transmises à un ordinateur qui les interprète.
  • Comment se déroule la manipulation ?

  • La mise en place de la sonde CTD
    Source : F. Latreille/taraexpeditions.org

    Trois ou quatre fois par semaine, un trou est pratiqué dans la banquise (parfois 3 m de profondeur pour une ouverture de 1 m de côté) ce qui représente un travail de plusieurs heures.
    Le trou doit être entretenu chaque jour car l’eau regèle en surface.
    Un treuil hydraulique équipé de 4 000 m de câble permet la descente et la remontée à la vitesse d’1m/s.
    La position du bateau, les heures de début et de fin de manipulation sont notées.
    Pour ne pas endommager la sonde, il est nécessaire de faire une mesure de profondeur par un sondeur acoustique.

  • Les grandeurs mesurées

  • Pour déterminer la salinité de l’eau, la sonde CTD mesure la conductivité de l’eau de mer.
    La CTD mesure également la pression de l’eau de mer. La pression de l’eau de mer augmente évidemment avec la profondeur !

    p =

    F : poids de la colonne d’eau en N
    S : surface de base de la colonne d’eau en m2
    P : pression en Pa (Pascal)
    On estime que la pression augmente de 1 000 hPa soit 1 bar tous les 10 m.

    Voir l’exercice 2 (sur la pression)

    Les isotopes de l’oxygène utilisés pour déterminer l’origine des eaux
  • Principe

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    Les premières bouteilles de Nansen
    Source : http://www.fao.org




    Une bouteille de Nansen est un dispositif utilisé pour collecter des échantillons d’eau de mer à une profondeur donnée. Il a été inventé en 1910 par l’océanographe et explorateur norvégien Fridtjof Nansen.

    La bouteille, ou plus précisément un cylindre en métal ou en plastique, est immergée dans l’océan par l’intermédiaire d’un câble. Lorsqu’elle a atteint la profondeur souhaitée, une masse en laiton, appelée messager, coulisse jusqu’à la bouteille. Le choc fait basculer la bouteille à l’envers, ce qui déclenche la fermeture d’une vanne qui capture ainsi l’eau à l’intérieur. La bouteille et l’échantillon sont ensuite remontés à la surface en halant le câble.

    Un second messager peut être également installé pour déclencher le mécanisme de basculement d’une seconde bouteille de Nansen. En fixant plusieurs bouteilles et messagers à intervalles réguliers sur le câble, une série d’échantillons d’eau de mer à profondeur croissante peuvent être ainsi collectés.

    La température de l’océan à une profondeur donnée est enregistrée à l’aide d’un thermomètre à renversement fixé à la bouteille. C’est un thermomètre au mercure qui comporte une constriction au niveau du tube capillaire. Lorsque le thermomètre bascule, il y a rupture dans la colonne, ce qui bloque le mercure et fixe définitivement la lecture de température. Puisque la pression d’eau comprime les parois du thermomètre, ce qui peut modifier la température, celui-ci est protégé par une enveloppe rigide. Un second thermomètre, non protégé, est couplé au premier et la comparaison entre les deux lectures permet de mesurer à la fois pression et température en un point d’échantillonnage.

  • Mesures

  • L’analyse isotopique de ces échantillons d’eau se concentre sur l’oxygène et l’hydrogène, éléments essentiels de la géochimie des isotopes stables.
    Rappelons que les isotopes d’un même élément ont le même nombre de protons mais un nombre différent de neutrons. L’isotope d’un élément X est noté : X où Z est le numéro atomique (nombre de protons) et A le nombre de nucléons (somme du nombre de protons et du nombre N de neutrons). Le noyau d’un isotope est d’autant plus lourd que son nombre de nucléons est grand.

    La différence relative de masse entre les deux isotopes de l’oxygène est considérable puisqu’elle atteint 10% (excédant quelques pour cent !) entraînant ainsi un fractionnement lors de processus géologiques.

    Qu’est-ce que le processus de fractionnement isotopique ?
    Chaque isotope est animé d’un mouvement de vibration dont la fréquence est une fonction inverse de la masse : en conséquence, au cours des réactions chimiques, les isotopes lourds réagissent moins vite que les légers. Cette « aptitude au déplacement » transparaît dans le processus de fractionnement isotopique qui se produit au cours de réactions d’échange isotopique, de mécanismes physico-chimiques d’ordre cinétique comme la diffusion ou de changement d’état (absorption-désorption, évaporation-condensation et fusion-cristallisation).

    Le fractionnement entre deux isotopes s’exprime par la variation du rapport de l’isotope lourd à un isotope léger par rapport à un standard.

    Pour l’eau et la glace et dans le cas de l’oxygène et de l’hydrogène, les variations s’écrivent 18O et D respectivement (D est un noyau de l’isotope 2H de l’hydrogène appelé deutérium), en comparant 18O/16O et D/1H par rapport à l’eau de mer : SMOW (Standard Mean Ocean Water).

    Pour l’oxygène, cette variation s’écrit :

    18O = {[(18O/16O) échantillon / (18O/16O) SMOW] – 1} x 103


    Le SMOW est une référence pour l’eau, elle a une variation 18OSMOW égale à zéro qui traduit la moyenne actuelle du rapport 18O/16O dans tous les océans.

    Les compositions isotopiques des eaux de surface ou eaux météoriques sont réglées par les changements d’état d’évaporation et de condensation. Elles ont donc été modélisées selon une équation de droite qui prend en considération la température moyenne annuelle en fonction de la latitude.

    L’équation de la droite s’écrit, selon Craig (1961) :

    D = 8 x 18O + 10


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    Droite des eaux météoriques
    Source : Vidal, Géochimie (p. 39), Dunod, 1994



    À l’Équateur, lors de l’évaporation de l’eau des mers et des océans, la vapeur d’eau est riche en 16O (isotope léger de l’oxygène) et 18O est en conséquence négatif.
    Aux latitudes moyennes, lors de la condensation, les précipitations sont riches en 18O (isotope lourd de l’oxygène) et 18O est en conséquence positif.
    Aux hautes latitudes, les glaces polaires sont issues de précipitations riches en 16O et 18O est en conséquence négatif.

    Par ailleurs, les carbonates marins ont des variations 18O qui sont déterminantes dans la paléoclimatologie du Quaternaire ; en l’occurrence, lors de carottages des sédiments marins ou de glace, elles permettent de remonter les temps géologiques.

    Ces mesures effectuées sur Tara indiquent la provenance des eaux de l’océan Arctique, riches en 18O elles proviennent des fleuves, riches en 16O elles proviennent des précipitations.
    D’autre part, le 18O permet de déterminer si l’eau douce contenue dans l’océan Arctique provient de l’eau douce d’origine océanique (eau de mer gelée et ensuite refondue) ou de l’apport des eaux continentales. Les eaux douces d’origine océanique sont plus riches en 16O. Ces données permettent d’évaluer la proportion de fonte de la banquise.

    Les scientifiques corrèlent ces résultats avec les courants afin de préciser les données sur cet océan encore mal connu.

    Les noyaux radioactifs utilisés comme traceurs des courants marins
    La radioactivité naturelle a essentiellement deux applications : la datation et le traçage des transferts de matière. Tara s’intéresse au traçage des courants dans l’océan Arctique notamment pour déterminer jusqu’où s’étend l’eau atlantique dans l’océan Arctique. Ainsi grâce aux prélèvements des échantillons d’eau, les scientifiques vont déterminer la présence de l’élément 127I (l’iode 127 est le principal constituant de l’iode naturel : il est stable) et de l’élément radioactif 129I (l’iode 129 est d’origine anthropique, il est présent en très faible quantité).

  • Sous quelle forme trouve-t-on l’iode dans l’eau de mer ?

  • L’élément iode I est présent dans l’eau de mer sous forme d’ion iodure I- et d’ion iodate IO3-. Sa concentration est de l’ordre de 60 μg/L. Le noyau de l’élément iode est noté I ce qui signifie qu’il contient 53 protons (Z = 53) et 127 nucléons (A = 127).

    On déduit de la notation précédente que le noyau d’iode contient
    N = 127 – 53 = 74 neutrons.

    En réalité, ce noyau est un des isotopes de l’iode. Cet élément possède d’autres isotopes dont l’iode 129 noté I
    avec Z = 53, A = 129 donc N = 76 neutrons.

    L’iode 129 est radioactif c’est-à-dire qu’il se transforme spontanément en un noyau de xénon stable en émettant une particule appelée β- (en fait un électron) et de l’énergie.
    Cette réaction nucléaire est modélisée ainsi

    I ->Xe + e


  • D’où provient l’iode 129 ?

  • Il est issu naturellement lors de la fission nucléaire spontanée de noyaux d’uranium 238 contenus dans les océans et de l’action des rayonnements cosmiques sur certains isotopes du xénon. Dans ces conditions, le rapport en l’iode 129 et l’iode 127 est de l’ordre de 10-12.

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    Concentrations de l’iode 129 dans l’océan Arctique en nombre d’atomes par litre à différentes profondeurs (59 m, 134 m et 240 m)
    Source : J.-C. Gascard




    Actuellement, on constate que sa production artificielle est principalement due au retraitement du combustible nucléaire dans l’usine de La Hague (Manche) et de Sellafied (en Angleterre), à raison de 300 kg/an. Il est déversé dans la mer où il transite par la mer du Nord, pour se diriger dans la mer Baltique (l’eau qui le transporte est très douce : 20 g/L de sel), longe les côtes de Norvège par le courant côtier norvégien, se charge en Iode 129, pour atteindre le Nord de la Norvège. Le courant transcôtier norvégien entre ensuite dans la mer de Barents puis la mer de Kara pour atteindre l’océan l’Arctique : on retrouve l’iode partout à des concentrations différentes.
    C’est pourquoi les scientifiques le détectent dans les échantillons, suivant ainsi son parcours au travers des courants.

    Sa traçabilité est facilitée par le fait que sa demi-vie est très longue : 16 millions d’années ; ce qui signifie que sur un nombre N de noyaux d’iode 129, il restera noyaux au bout de 16 millions d’années, puis un quart des noyaux au bout de 32 millions d’années et ainsi de suite…

    Conclusion
    L’océan Arctique joue un rôle majeur dans l’équilibre climatique mondial. Or des modifications récentes ont été observées dans les caractéristiques thermiques des eaux qui le composent et dans la circulation océanique de l’Arctique.
    • Dans le détroit de Béring, les chercheurs ont constaté une augmentation du flux de chaleur dans la couche des eaux pacifiques qui y transitent. Dans cette région, des études ont montré que la température moyenne de l’eau est depuis 2002, de 1°C supérieure par rapport à la période 1990-2001. Cette augmentation de température serait à l’origine de la diminution significative de la glace du bassin canadien. Par ailleurs, les chercheurs ont montré que le transport moyen des eaux pacifiques dans l’océan Arctique a augmenté depuis 2001. Des changements dans la circulation de l’océan Pacifique auraient entraîné une augmentation de la quantité de chaleur transférée dans l’océan Arctique.
    • Dans le bassin de Makarov, les chercheurs canadiens et américains ont trouvé récemment en abondance des masses d’eau chaude d’origine atlantique. Des masses d’eau anormalement chaude (jusqu’à 1,7°C) ont été identifiées au-dessus de la ride de Lomonossov. Le front thermique caractérisant l’avancée des eaux atlantiques du bassin eurasien est désormais installé de manière stable au-dessus de la ride de Mendeleev.
      Dans le bassin du Canada, la couche d’eau intermédiaire a augmenté entre 1981 et 1996, probablement en réponse à une augmentation du flux d’eau atlantique provenant de la mer de Barents.
      L’augmentation de la température des eaux atlantiques a aussi été constatée dans le détroit de Fram et la mer de Laptev en 2004.
      On suppose que si l’excès de chaleur constaté devait être utilisé pour fondre de la glace, 70 cm de glace pourrait avoir fondu.

    Ces constatations posent un certain nombre de questions :
    Quelle est l'origine de l’afflux des masses d’eaux plus chaudes ?

    Existe-t-il une relation de cause à effet entre l’ « invasion » des eaux atlantiques chaudes et la diminution de l'épaisseur des glaces de mer constatée depuis des années ?
    Quel pourrait être l'impact de la diminution d'épaisseur de la glace (et donc l’augmentation de l’eau douce) sur les masses d'eau sous-jacentes ?
    Ces effets sont difficiles à évaluer. L’objectif du programme DAMOCLES est d’apporter des éléments de réponse.

    Les modèles de prévision climatique fait à partir d’estimations de l’augmentation du CO2 atmosphérique montre que le réchauffement de la basse atmosphère sera cinq fois plus marqué dans les hautes latitudes qu’aux latitudes moyennes. En effet, la diminution de la couverture de glace entraînera une diminution de l’albédo.
    Les modèles les plus « pessimistes » prévoient une disparition quasi-complète de la banquise ce qui signifie des extinctions en masse (la faune polaire dont l’emblème est l’ours), une modification de la circulation océanique et atmosphérique mais également des conséquences géopolitiques. Déjà, la fonte de certaines zones navigables et stratégiques attise la convoitise… La mer Chukchi du sud, par exemple, si elle était navigable, permettrait un accès direct à l’océan Pacifique par le nord, une communication plus rapide entre l’Amérique du Nord et la Russie et dégagerait le plus court chemin par mer entre l’extrême Est et l’extrême Ouest de la Russie.

    La modification de la composition de l’atmosphère due aux activités humaines a donc des conséquences multiples dont tous les effets demeurent, dans l’état actuel des connaissances, difficiles à estimer.
    Les conséquences sur les enveloppes fluides par exemple concernent non seulement l’atmosphère (augmentation de l’effet de serre) mais aussi les océans. La composition chimique de l’océan risque fort de se modifier suite à l’augmentation de la quantité de dioxyde de carbone présent dans l’atmosphère. En absorbant l’excès de CO2 de l’atmosphère, le pH de l’océan est modifié : il s’acidifie. Or la capacité de l’océan à dissoudre le dioxyde de carbone diminue si son pH diminue…

    En savoir plus sur le cycle du carbone dans l’océan.

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