SUD
Ces chiffres mettent nettement en évidence l'avantage de l'hémisphère Nord sur l'hémisphère Sud, dans les hautes latitudes particulièrement, le contraste des conditions thermiques des trois grands bassins océaniques dans l'hémisphère Nord où ils sont nettement séparés, et leur uniformité relative dans l'hémisphère Sud où ils communiquent largement. L'océan Atlantique est celui où le contraste entre les deux hémisphères est le plus accentué. On voit aussi nettement que l'océan Indien est le plus chaud des trois océans, à cause de sa situation géographique.
En utilisant les valeurs moyennes d'ensemble de la température suivant la latitude, Kôppen [17] a pu dresser une carte à'isanomales, qui met en évidence tous ces contrastes et dont l'examen donne la
clef d'un grand nombre de phénomènes de climat (fig. 106). Les anomalies positives correspondent aux aires cyclonales les plus importantes (minimum d'Islande et des îles Aléoutiennes). Plus marquées dans l'hémisphère Nord et spécialement dans l'Atlantique, elles impriment au climat des pays riverains un caractère particulièrement instable. On commence à soupçonner une relation très nette entre les variations de température de l'Atlantique Nord et celles du climat de l'Europe (cf. chap. n).
Les causes des anomalies de température des mers sont multiples. La plus importante est la circulation qui anime les grands océans. Les eaux chaudes de l'Atlantique Nord sont apportées des contrées équatoriales par le Gulf streayn. Les eaux froides des cotes Africaines et Sud-américaines sont dues à des courants descendants en latitude et à des mouvements ascendants des couches d'eau profondes, provoqués par l'impulsion rapide donnée aux eaux superficielles par les alizés. Mais la forme même des bassins exerce une influence facile à reconnaître. La plupart des anomalies sont localisées dans les golfes et les mers bordières, qui ne communiquent pas largement avec la masse océanique. Positives dans les régions chaudes (mer Rouge, golfe Persique, mer de Chine), elles sont plutôt négatives dans les régions froides (mer du Japon, mer d'Okotsk, golfe du Saint-Laurent).
La glace à la surface des mers. Banquise et Icebergs. — La
coïncidence de températures très basses de l'air et des eaux dans les hautes latitudes doit avoir pour conséquence la congélation plus ou moins complète de la surface de la mer. Mais l'étendue des glaces dépasse de beaucoup celle des régions où le gel se produit (fig. 107 et 108); elles sont entraînées parles courants jusque dans la zone tempérée, en même temps que les blocs détachés du front des glaciers polaires, connus sous le nom d'icebergs.
La salinité abaisse sensiblement le point de congélation. L'eau contenant 35 p. 1 000 de sel gèle à — l°,9i avec une densité de 1,0284 (La Baltique gèle à — 0°,40, la salinité n'étant qite de 7 p. 1 000).
La congélation de la surface commence toujours sur la plate-forme continentale et se propage vers la haute mer. Elle est à peu près permanente dans l'archipel Nord-Américain et le Bassin polaire arctique, de même qu'autour du continent antarctique (fig. 107 et 108). L'épaisseur de la glace ne peut être grande, car sa faible conductibilité arrête le refroidissement; elle atteint au plus 3 mètres dans les mers polaires boréales, et seulement 1 m. 50 dans l'océan polaire austral, où, d'après Drygalski, la neige est plus épaisse.
La Banquise (Packeis en allemand) ne garde généralement pas sa surface unie primitive. Dans la région arctique son aspect chaotique est un obstacle
E. de Martonne, Géographie physique. 18
à la circulation. En dehors des chenaux d'eau libre ou couverte d'une pellicule de glace récente peu épaisse, elle est accidentée de monticules appelés Toross par les Sibériens et pouvant atteindre 5 à 6 mètres de haut. Weypreciit [23] y avait déjà reconnu le résultat de dislocations dues au dégel et aux vents, qui poussent les galettes de glace en les empilant l'une sur l'autre. Le refroidissement peut lui-même disloquer la banquise, car la glace se dilate en se refroidissant jusqu'à — 10°.
La banquise antarctique est moins chaotique, la glace étant moins compacte et moins cassante. On y a observé de véritables plissements Arctowski [24].
La fonte des banquises pendant l'été met en liberté des masses énormes de glace, qui descendent en fondant lentement vers les
Fig-, 107. — La glace à la surface des mers dans l'hémisphère Nord. Échelle 1 : 100.000.000.
1. Banquise permanente; 2, limite moyenne des glaces flottantes de banquise; 3, limite de leur extension minima; 4, limite de leur extension maxima ; 5, limite des icebergs.
basses latitudes. Leur dispersion est réglée par les courants et par la forme des bassins océaniques. Les glaces polaires sont inconnues dans le Pacifique Nord, dont la température de surface est par suite plus élevée (v. plus haut). Elles se répandent dans l'Atlantique Nord sur la rive occidentale, apportées par les courants du Labrador et du Groenland jusqu'à Terre-Neuve. Elles manquent complètement sur la rive orientale réchauffée par le Gidf stream. Les domaines de ces courants, d'origine polaire à l'Ouest, tropicale à l'Est, partagent
l'Atlantique en deux moitiés anormalement froides et anormalement chaudes (cf. fig. 106 et 107). La limite des glaces flottantes s'avance plus ou moins loin vers l'Est suivant l'importance des vents d'Ouest (%. 107).
Les icebergs vont bien plus loin que les glaces de banquise. Ce sont des niasses énormes se détachant du front des glaciers qui viennent finir dans la mer (v. fig. 289, p. 631).
Leur hauteur atteint souvent 70 mètres et peut dépasser 100 mètres; la partie immergée peut être de 4 à 7 fois plus grande que la partie émergée.
Fig. 108. — La glace à la surface des mers dans l'hémisphère Sud. Échelle 1 : 160.000.000. Mômes signes que sur la figure 107.
Les dimensions horizontales dépendent du glacier qui leur a donné naissance, elles sont d'autant plus grandes que le glacier était en pente moins forte.
Dans l'hémisphère Nord, le Groenland est le seul centre important de production d'icebergs; ils sont inconnus sur la côte de Sibérie et dans le Pacifique. Les mêmes courants qui charrient la banquise les convoyent jusques et au delà de Terre-Neuve. Leur abondance dans ces parages est rendue encore plus dangereuse par des brumes épaisses. Ils causent chaque année la perte de nombreux bateaux de pèche, mais on sait qu'ils peuvent aussi couler les plus grands transatlantiques (naufrage du Titanic, avril 1912).
Les icebergs antarctiques ne sont pas moins dangereux pour la navigation. Ils sont beaucoup plus abondants, plus grands et pénètrent plus loin dans la zone tempérée. Leur formation est continue sur tout le pourtour
du continent antarctique, frangé de glaciers immenses à pente faible, ou même de barrières de glaces ilottantes (Grande barrière de la baie Victoria). Leurs dimensions horizontales dépassent couramment plusieurs kilomètres carrés, on en a signalé un de 500 kilomètres carrés de superficie, qui a été suivi de 1854 à 1855 jusqu'à 40° S. Les formes sont plus régulières que celles des icebergs arctiques, on reconnaît généralement très bien la stratification horizontale de la glace. Il n'est pas rare de les voir apparaître jusqu'au cap de Bonne Espérance et en face de l'embouchure du Rio de la Plata (fig. 108).
Densité et salinité. — Après la température, la densité est la propriété physique la plus importante des eaux marines. Ses variations dépendent surtout de la teneur plus ou moins élevée en sels, c'est-à-dire de la salinité; mais elles dépendent aussi de la température, comme celles de l'eau douce. Il est donc nécessaire, pour que les mesures de densité soient comparables, qu'elles soient ramenées à une température uniforme et rapportées à une température également uniforme de l'eau distillée. Les physiciens n'ont pu encore malheureusement se mettre d'accord pour adopter toujours les mêmes températures de réduction. L'usage le plus général est celui de 17°5 pour l'eau de mer et l'eau distillée; mais on se sert aussi couramment d'aréomètres gradués pour 15° (eau de mer) et 4°. La réduction des observations à la môme norme était une opération délicate avant la construction des tables de Knudsen reproduites par Krummel [2, t. I, p. 232].
La densité reste une notion difficile à manier. La salinité est au contraire une notion simple, et dont la signification géographique est des plus nettes. Ses variations sont dans un rapport facile à saisir avec les conditions géographiques et déterminent des variations dans la nature des organismes marins : les espèces sont très rares qui peuvent supporter d'être transportées dans un milieu de salinité notablement différent de celui où elles vivent. Aussi est-il préférable d'étudier spécialement la salinité.
Salinité à la surface. — Théoriquement on doit s'attendre à ce que la répartition de la salinité à la surface reflète les grandes zones climatiques. A la zone équatoriale correspondra une salinité relativement faible, à cause de l'abondance très grande des précipitations et de l'absence de vent. La zone des alizés aura au contraire une densité très forte, car des vents réguliers activent l'évaporation favorisée par des températures élevées, et les précipitations sont insuffisantes pour combler le déficit. Dans la zone tempérée où régnent les vents d'Ouest, la salinité sera moins forte, grâce aux précipitations plus abondantes et à la baisse de température. Enfin on doit s'attendre à ce que la salinité augmente au voisinage du pôle, car on sait que les précipitations diminuent très rapidement dans les hautes latitudes.
Ces zones de salinité plus ou moins grande existent réellement comme le montre la carte de Sghott (fig. 109). Mais les conditions géographiques modifient notablement le schéma théorique. La zone
des alizés est le siège de maxima très accentués, particulièrement dans l'Atlantique Nord et Sud. Le voisinage des continents est partout marqué par des anomalies. La salinité y est en général plus forte dans les régions chaudes, plus faible dans les régions tempérées et froides. Les mers bordières et les golfes assez profonds offrent toujours des cas extrêmes. La zone des vents d'Ouest est particulièrement remarquable dans l'Atlantique Nord, l'allure des courbes de salinité y est comme calquée sur celle des isothermes. Elle indique nettement un afflux d'eaux chaudes et salées d'origine équatoriale sur la côte Européenne, d'eaux froides et légères d'origine polaire sur la côte de l'Amérique et du Groenland. Les courants marins jouent donc ici un très grand rôle. Dans les très hautes latitudes, nous ne trouvons pas la concentration des eaux que la théorie faisait attendre. Il faut tenir compte ici de l'apport considérable des fleuves du bassin polaire. L'océan Glacial Arctique fera l'objet d'une étude spéciale (chap. m).
Les couches profondes. Difficultés de leur étude. — L'intérêt que présente l'étude des couches océaniques profondes a été compris depuis plus d'un siècle; mais les difficultés que soulève cette étude sont telles que notre connaissance de la répartition des températures et des densités est encore assez imparfaite.
Il est facile de puiser à la surface de l'eau dont on détermine la densité, ou d'y immerger un thermomètre; mais pour faire les mêmes mesures sur l'eau des couches profondes, il faut disposer de récipients capables de ramener un échantillon d'une profondeur déterminée sans mélange possible avec les eaux des couches supérieures, et de thermomètres qui ne sont plus sensibles une fois qu'ils ont pris la température de la couche étudiée. Toutes les observations antérieures aux trente dernières années sont suspectes, ayant été faites avec des instruments ne répondant pas rigoureusement à ces conditions.
L'expédition du Challenger a inauguré un système de bouteille satisfaisant (fîg. 110), qui a depuis été encore perfectionné, ainsi que l'usage des thermomètres à renversement.
La représentation des conditions physiques des couches profondes est également plus difficile que pour la surface des océans; il s'agit en effet de variations dans les trois dimensions. On peut essayer d'établir des séries de cartes pour différentes profondeurs (exemple, fig. 112); on peut encore figurer par des coupes les variations dans une section verticale répondant à une ligne de sondages (fig. 113); ou simplement représenter par une courbe les variations sur une ligne verticale en un point donné (fig. 111).
Régime thermique des eaux profondes. — Les traits généraux du régime thermique sont déjà suffisamment bien connus. La température diminue, en général, de la surface vers le fond, c'est la stratification thermique normale; mais il y a des cas où le refroidissement fait place, à une certaine profondeur, au réchauffement, c'est la
tk
Fig. 110. — Instruments pour l'étude' physique des couches profondes : thermomètre à renversement de Negretti (ABGD) et bouteille de Buchanan.
A, Le thermomètre à la descente. — B, Lo thermomètre à la montée (la secousse a brisé la colonne mercurielle au niveau de l'ampoule a, la colonne tt' mesure exactement la température de la couche où s'est fait le renversement). — L'instrument dans sa boîte protectrice peut être simplement fixé au fil de sonde (C, position descendante; D, position de montée). Le renversement est provoqué par le mouvement des ailettes a à la montée, qui dévisse la tige p, vissée en u; la boîte bascule autour de h. On peut aussi fixer le thermomètre à une bouteille de Buchanan.
La bouteille de Buchanan a deux ouvertures 00' commandées par les robinets RR' qui sont maintenus ouverts à la descente par les étriers ee' fixés à la tige FF'. Celle-ci est attachée au levier hh' par le filin l, que le choc d'un messager venant frapper en h' vient briser au moment voulu. La tige FF' descend alors, fermant les robinets. En même temps la secousse fait lâcher prise au crochet cr maintenant le thermomètre TT', qui bascule.
stratification thermique inverse (fig-. 111, C, D). Les variations saisonnales sont toujours plus prononcées à la surface; elles diminuent progressivement en profondeur. La limite de leur propagation varie suivant la profondeur et l'étendue des mers; tandis qu'elle ne dépasse pas 65 mètres dans la mer Noire, elle atteint 350 à 400 mètres dans la Méditerranée, 500 mètres dans la mer Rouge, et paraît comprise entre 250 et 400 mètres dans l'Atlantique. Les inégalités
locales de température s'effacent ainsi dans les profondeurs. A partir de 2000 mètres, on trouve à peu près partout dans les océans une température inférieure à 3°. Cette uniformité n'est concevable qu'en admettant une circulation très lente mais très puissante. On en trouve la preuve en étudiant la stratification thermique dans la zone chaude et dans la zone froide.
La zone chaude est caractérisée par une stratification thermique normale. Le refroidissement en profondeur n'a cependant pas la même allure au voisinage de l'équateur et au voisinage des tro-
Fig\ 111. — Variation de la température en profondeur.
A, Type équatorial (d'après la Gazelle). — B, Type tropical (Valdivia). — C, Type arctique Pacifiqiio (entre 50 et 56° lat.). — D, Type arctique Atlantique (entre 60 et 66° lat.). — E, Type antarctique (entre 55 et 608 lat.).
piques (fig. 111). A l'équateur la température de surface est plus élevée, mais le refroidissement en profondeur est plus rapide; il est beaucoup plus lent vers les tropiques. Une carte des températures à la profondeur de 400 mètres montre encore mieux l'importance de ce contraste (fig. 112); les eaux tropicales y apparaissent beaucoup plus chaudes que les eaux équatoriales, particulièrement dans l'hémisphère Nord, et spécialement sur les côtes occidentales des grands océans. Il faut y voir évidemment le résultat des courants équatoriaux (v. fig. 121) qui font affluer vers l'Ouest des masses considérables d'eaux chaudes, tandis que la montée à la surface des eaux de fond refroidit la région équatorhle.
Le régime des hautes latitudes diffère surtout du régime de la zone chaude par la stratification thermique inverse qui y est la
règle (fîg. 111 C,D, E). Une couche d'eau froide s'étend partout entre 100 et 300 mètres. L'Atlantique Nord est moins chaud à la surface que le Pacifique, à cause de l'influence du bassin polaire arctique avec lequel il communique librement, mais la couche froide y est à une température moins basse. La courbe des régions antarctiques est très curieuse : la surface est au-dessous de 0", ce qui s'explique par l'influence des glaces flottantes, beaucoup plus abondantes que dans les régions arctiques; la température remonte plus vite, mais l'ensemble est beaucoup plus froid. Si l'on songe que c'est avec la
uns
Fis:. 112.
Répartition des températures à la profondeur de 400 m., d'après KrOmmel.
région antarctique que tous les océans communiquent le plus librement, on est amené à supposer que les eaux des grandes profondeurs, qui sont partout à une température très basse, doivent provenir surtout de cette région, la plus froide de l'ensemble des mers. Les températures plus élevées qu'on observe entre 300 et 1000 mètres dans les hautes latitudes sont dues probablement à un mouvement inverse d'afflux des eaux équatoriales vers les pôles.
Répartition de la salinité en profondeur. — Notre connaissance de la répartition de la salinité dans les profondeurs est singulièrement moins avancée que celle des températures. Les observations du Challenger, qui ne sont malheureusement pas toujours à l'abri de la critique [Dittmar, 5] semblaient indiquer une atténuation générale des variations locales à partir de 400-500 mètres, la salinité étant, en moyenne, plus faible entre 500 et 1 500 mètres et plus forte au-dessous de 1 500 mètres. Les observations récentes les plus sûres
montrent qu'il y a place en réalité pour des anomalies assez nombreuses.
Ainsi les campagnes du Prince de Monaco dans les parages des Açores y ont montré l'existence d'une couche de fond très salée, provenant des eaux méditerranéennes se déversant par le détroit de Gibraltar. Dans la mer de Norvège une couche d'eau exceptionnellement salée comprise entre 100 et 300 mètres trahit l'influence du grand courant d'eaux tropicales connu sous le nom de Gulf stream (fîg. 113). L'étude de la salinité des couches profondes décèle ainsi
+ de 35,2 %o
moins
Fig. 113. — Coupe montrant la répartition de la salinité en profondeur sur la côte N.
de la Norvège (d'après Nansen). Les traits verticaux discontinus numérotés indiquent
les lignes de sondage.
La forte salinité des couches moyennes indique l'extension en profondeur des eaux du Gulf stream.
des mouvements des eaux, dont la constatation échapperait à tout autre mode d'investigation. Elle corrobore et explique les résultats de l'étude des températures.
On voit combien peu justifiée est la distinction établie par certains physiciens entre l'Océanographie statique et l'Océanographie dynamique. Il est impossible de comprendre la répartition des températures et des densités, aussi bien dans les profondeurs qu'à la surface, sans tenir compte de ces mouvements, qui brassent constamment la masse des eaux océaniques. Il y a là une véritable circulation, qui assure l'égalité des conditions physiques des grands fonds et détermine les anomalies les plus remarquables de la surface.
1. — Maury (M. F.)- The physical geography of the sea and its meteorology. London, 1864, in-12, 474 p., 10 pi. Trad. française, Paris, 1873.
2. — Krùmmel (Ot.). Handbuch der Océanographie. 2 vol. in-8°, 2e édition. Stuttgart, 1907 et 1911, 526 et 766 p. C'est le traité le plus complet et le plus au courant.
3. — Thoulet. L'Océan, ses lois, ses problèmes. Paris, 1904, in-8°, 397 p., 12 pi.
4. —Richard (J.). L'Océanographie, Paris, 1906, in-4IJ, 398 p., 339 flg., photo, o. — Voyage of H. M. S. Challenger, Physics and chemistry, t. I, III et IV. -
Mémoires de Buchanan (On the spécifie gravity of samples of océan water, t. I). — Dittmar (Researches into the composition of ocean-water, t. I). — Murray et Renard (Report on deap sea deposits, t. III, 525 p., 29 pi., 43 cartes, 22 pi. diagr.), etc., résumés avec cartes, dans Scot. G. Mg., — G. J., — P. M., etc.
5. — Makaroff. Le Vitiaz et l'Océan Pacifique. Observations hydrographiques,... etc. St. Pétersbourg, 1894. 2 vol. in-8°, XLIII + 333 et 511 p., 12 tabl., 32 cartes (Russe et français).
6. — D. Seewarte. Atlas des Atlantischen Ozeans (2e éd., 1902). Stilier Ozean (1890;, Indischer Ozean (1896). (Ces atlas sont indispensables pour l'étude des océans.)
7. — Supan. Tiefenkarte des Weltmeeres. P. M., XLV, 1899, Taf. 12 (La terminologie fixée dans l'article : Terminologie der wichtigsten unterseeischen Bodenformen. (P. M., 1903, p. 151) a été traduite par Thoulet, et revisée récemment par une Commission nommée à cet effet. (Rapport de la sous-Commission chargée de reviser la nomenclature des fonds océaniques. (Cab. Se. de S. A. S. le Prince de Monaco, Carte Gén. des Océans, 2e fasc. 1912, p. 1-16.)
8. — Carte bat h y métrique générale des océans dressée par ordre de S. A. S. le Prince de Monaco, 1 : 10.000.000. 26 f. Monaco, 1905 (2e édition en cours de publication depuis 1912).
