Les circulations atmosphériques et océaniques

Résumé en cinq points

Notions et mécanismes

Le bilan radiatif et son inégale répartition

Le bilan radiatif d'une région est la différence entre l'énergie qu'elle reçoit et absorbe, sous forme de rayonnement solaire de courte longueur d'onde, et l'énergie qu'elle émet vers l'espace, sous forme de rayonnement infrarouge.

La puissance solaire reçue au sommet de l'atmosphère, par unité de surface perpendiculaire au rayonnement, vaut environ 1 360 watts par mètre carré. Répartie sur toute la sphère terrestre, la moyenne reçue en vaut le quart, soit environ 340 watts par mètre carré, dont environ 30 pour cent sont renvoyés vers l'espace, c'est l'albédo planétaire.

Trois raisons expliquent que l'énergie absorbée décroisse des basses vers les hautes latitudes. La première est géométrique, une incidence rasante répartit la même énergie sur une plus grande surface au sol. La deuxième est l'épaisseur d'atmosphère traversée, plus grande sous incidence rasante, donc une absorption et une diffusion accrues avant d'atteindre le sol. La troisième est l'albédo, élevé aux hautes latitudes du fait de la neige et de la glace, et croissant sur l'eau quand l'incidence devient rasante.

L'énergie émise vers l'espace varie beaucoup moins avec la latitude, les écarts de température de surface restant modérés. Il en résulte un excédent radiatif dans une large bande allant jusqu'à une quarantaine de degrés de latitude de part et d'autre de l'équateur, et un déficit au delà.

La redistribution de l'énergie

La stabilité des températures impose un transfert net d'énergie des zones excédentaires vers les zones déficitaires. Ce transfert est méridien, c'est-à-dire dirigé selon les méridiens, des basses vers les hautes latitudes.

Il est maximal aux latitudes où le bilan change de signe, vers 35 à 40 degrés, s'annule à l'équateur et aux pôles, et son ordre de grandeur est de quelques pétawatts. Il est assuré pour environ deux tiers par l'atmosphère et un tiers par l'océan, l'océan contribuant surtout aux basses latitudes et l'atmosphère devenant dominante aux latitudes moyennes et hautes.

Les modes de transfert sont de trois types, radiatifs, conductifs, importants seulement au contact entre enveloppes, et convectifs, de loin les plus efficaces. Un cas particulier de transfert convectif mérite d'être signalé. L'eau qui s'évapore en région chaude y prélève de l'énergie sous forme de chaleur latente, la vapeur est transportée par les vents et libère cette énergie là où elle se condense. Le cycle de l'eau est donc un vecteur majeur de redistribution d'énergie.

La circulation atmosphérique aux latitudes tropicales

Le moteur est une convection thermique. L'air chauffé au contact de la surface équatoriale s'élève, l'air froid des zones déficitaires tend à descendre. Ce moteur donne naissance à des cellules de convection.

La cellule de Hadley s'organise de la façon suivante. Au voisinage de l'équateur météorologique, là où l'insolation est maximale, l'air chaud et humide s'élève. Son ascension provoque un refroidissement par détente, la condensation de la vapeur d'eau et de fortes précipitations. Cette zone de convergence des vents de surface et d'ascendance est la zone de convergence intertropicale.

En altitude, l'air divergeant s'écoule vers les hautes latitudes. Il s'est asséché en perdant son eau par précipitation. Vers 20 à 30 degrés de latitude, il redescend. Cette subsidence provoque un réchauffement par compression et un assèchement supplémentaire, ce qui interdit la formation de nuages. En surface, cette subsidence se traduit par de hautes pressions permanentes, les anticyclones subtropicaux.

De ces anticyclones, l'air retourne en surface vers l'équateur. Ce flux est dévié par la force de Coriolis, vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Il en résulte des vents de secteur nord-est dans l'hémisphère nord et de secteur sud-est dans l'hémisphère sud, ce sont les alizés.

La zone de convergence intertropicale se déplace au cours de l'année, vers le nord pendant l'été boréal et vers le sud pendant l'été austral, en suivant avec un retard le maximum d'insolation. Ce déplacement fait alterner saison des pluies et saison sèche dans les régions qu'elle balaie, et il s'accompagne d'une extension ou d'une contraction des cellules de Hadley.

La cellule de Walker est une circulation zonale, orientée d'est en ouest, superposée à la précédente le long de l'équateur. Dans le Pacifique, les alizés d'est accumulent des eaux chaudes à l'ouest du bassin. Au dessus de ces eaux, l'air s'élève et les pluies sont abondantes. En altitude le flux repart vers l'est et redescend au dessus des eaux froides du Pacifique oriental, où le temps est sec, la boucle se refermant par les alizés. Cette circulation couple directement l'état de l'océan et celui de l'atmosphère.

La circulation atmosphérique aux latitudes tempérées

Aux latitudes tempérées s'intercale la cellule de Ferrel. Ce n'est pas une cellule de convection directe, l'air y monte du côté froid et descend du côté chaud, et elle est entretenue mécaniquement par les deux cellules qui l'encadrent.

En surface, le flux qui s'échappe des anticyclones subtropicaux vers les hautes latitudes est dévié par la force de Coriolis et donne les vents d'ouest dominants des latitudes tempérées.

Vers 50 à 60 degrés, ce flux tempéré rencontre l'air polaire froid. Ce contact constitue le front polaire. C'est une zone de fort contraste thermique, instable, où naissent des dépressions mobiles qui se déplacent d'ouest en est et donnent les perturbations du temps des régions tempérées. Le temps y est donc variable, contrairement au temps des zones anticycloniques tropicales.

En altitude, au dessus du front polaire, circule un courant d'ouest très rapide et étroit, le jet d'altitude, un second jet étant associé à la limite des cellules de Hadley. Ces jets naissent du fort contraste thermique horizontal et guident les dépressions de surface.

La géostrophie est la clé de lecture des cartes de pression. L'air tend à aller des hautes vers les basses pressions, et la force de Coriolis le dévie. Loin de la surface, où le frottement est négligeable, le vent souffle donc parallèlement aux isobares et non perpendiculairement à elles.

Les conséquences pratiques sont à connaître. Dans l'hémisphère nord, l'air tourne autour d'un anticyclone dans le sens horaire et autour d'une dépression dans le sens antihoraire. Les sens sont inversés dans l'hémisphère sud. Près du sol, le frottement réduit la vitesse et donc la déviation, ce qui fait que le vent traverse un peu les isobares. Il en résulte une divergence de l'air en surface dans les anticyclones, associée à une subsidence et à un temps stable, et une convergence dans les dépressions, associée à une ascendance, à des nuages et à des précipitations.

Circulation atmosphérique et biomes

La distribution des grands biomes se lit sur ce schéma, en croisant température et précipitations. Sous la zone de convergence intertropicale, chaleur et pluies abondantes toute l'année permettent la forêt dense équatoriale, et de part et d'autre le balancement de cette zone donne des savanes à saison sèche marquée. Sous les branches subsidentes, vers 20 à 30 degrés, l'air descendant et sec interdit les précipitations, c'est la position des grands déserts chauds sur les deux hémisphères, argument fort en faveur du modèle. Aux latitudes tempérées, le passage des dépressions du front polaire répartit les précipitations sur l'année, d'où forêts tempérées et prairies. Aux hautes latitudes, le froid devient limitant et les précipitations sont faibles, d'où toundra puis déserts polaires.

Le couplage entre atmosphère et océan

Le couplage se fait par trois échanges. Un échange de quantité de mouvement, le vent frottant sur la surface de l'eau et l'entraînant. Des transferts thermiques, entre l'air et l'eau. Un échange d'eau, par évaporation et précipitations, qui modifie la salinité de la couche de surface et donc sa densité.

La circulation océanique de surface

La circulation de surface est étroitement couplée au régime des vents. Les alizés poussent les eaux équatoriales vers l'ouest, les vents d'ouest des latitudes tempérées poussent les eaux vers l'est.

Le résultat, dans chaque bassin, est une grande boucle appelée gyre subtropicale, horaire dans l'hémisphère nord et antihoraire dans l'hémisphère sud. Le long des bords ouest circulent des courants chauds, rapides et étroits, comme le Gulf Stream. Le long des bords est circulent des courants froids, plus lents et plus larges. Dans l'océan Austral, l'absence d'obstacle continental permet un courant circumpolaire continu.

Le vent n'entraîne pas l'eau dans sa propre direction. La force de Coriolis dévie le mouvement, et la déviation augmente avec la profondeur, si bien que le transport net de la couche entraînée est dirigé à angle droit de la direction du vent, vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud.

Ce résultat explique les remontées d'eau côtières. Là où le vent souffle parallèlement au rivage dans le bon sens, l'eau de surface est chassée vers le large et remplacée par de l'eau venue de la profondeur, froide et riche en éléments nutritifs. La production primaire y est très forte, et ces zones comptent parmi les plus productives pour la pêche, alors qu'elles bordent souvent des côtes désertiques.

La circulation méridienne de retournement

Le programme impose ce terme à la place de circulation thermohaline.

Cette circulation générale de l'océan résulte principalement des variations de densité de l'eau de mer, elles-mêmes liées à la température et à la salinité. Le mécanisme s'énonce ainsi.

Aux hautes latitudes, l'eau de surface se refroidit fortement au contact de l'air froid, ce qui augmente sa densité. La formation de glace de mer rejette du sel dans l'eau liquide restante, ce qui augmente encore sa salinité et sa densité. L'eau devient alors plus dense que celle qui est en dessous, la colonne devient instable, et l'eau plonge.

Ces zones de plongée sont peu nombreuses, essentiellement l'Atlantique nord et la périphérie de l'Antarctique. L'eau formée s'écoule lentement en profondeur, remplit les bassins, et remonte de façon diffuse ailleurs, le retour vers les zones de plongée se faisant par les courants de surface.

Deux conséquences sont à retenir. La première est climatique. Le transport d'eau chaude vers le nord de l'Atlantique libère de l'énergie vers l'atmosphère aux latitudes élevées et contribue à la douceur relative du climat de l'Europe de l'Ouest. La seconde est temporelle. Le temps de parcours complet de cette boucle est de l'ordre du millier d'années, ce qui en fait un élément lent du système climatique, à la différence de l'atmosphère qui réagit en quelques jours.

Circulation et biogéochimie de l'océan

La circulation contrôle la distribution des éléments dans l'océan.

Le dioxygène entre dans l'océan en surface, au contact de l'atmosphère. Une masse d'eau qui plonge l'emporte, puis le perd par la respiration et la minéralisation de la matière organique qui sédimente. Sa teneur renseigne donc sur le temps écoulé depuis la dernière exposition à l'atmosphère. Symétriquement, les nutriments sont consommés en surface et libérés en profondeur, et leur teneur augmente avec l'âge de la masse d'eau. Enfin le dioxyde de carbone étant plus soluble en eau froide, les zones de plongée en absorbent et l'entraînent en profondeur, ce qui constitue un puits important.

Exemples et objets de référence

Le schéma général de la circulation atmosphérique est l'objet central du chapitre. Il faut savoir le tracer en coupe méridienne, de l'équateur au pôle, avec les trois cellules, les ascendances à l'équateur et vers 60 degrés, les subsidences vers 30 degrés et au pôle, les vents de surface correspondants, alizés, vents d'ouest et vents d'est polaires, et la position du front polaire et des jets.

Le document de bilan radiatif par latitude est le second objet de référence. Deux courbes, l'une pour l'énergie absorbée, décroissante de l'équateur vers les pôles, l'autre pour l'énergie émise, beaucoup plus plate. Leur intersection marque les latitudes où le bilan s'annule, et l'aire entre les deux courbes du côté équatorial correspond à l'excédent à évacuer.

La carte des courants de surface, avec les gyres subtropicales, le Gulf Stream, les courants équatoriaux et le courant circumpolaire antarctique, est à savoir décrire. Les remontées d'eau au large du Pérou, de la Californie, de la Namibie ou de la Mauritanie sont les exemples de référence du lien entre vent, courant et production biologique.

Ordres de grandeur. Puissance solaire moyenne au sommet de l'atmosphère, environ 340 watts par mètre carré. Albédo planétaire, environ 0,3. Transfert méridien maximal, quelques pétawatts. Jet d'altitude, plusieurs dizaines de mètres par seconde. Gulf Stream, de l'ordre du mètre par seconde. Tour complet de la circulation profonde, environ mille ans.

Méthodes et savoir-faire

Exploiter des données de bilan radiatif. On repère les latitudes où l'énergie absorbée dépasse l'énergie émise, on en déduit un excédent, puis on énonce que la constance des températures impose un transfert vers les zones déficitaires. Sur un graphe du flux méridien en fonction de la latitude, on compare les courbes totale, atmosphérique et océanique, et on conclut sur la latitude à partir de laquelle l'atmosphère prend le pas sur l'océan.

Exploiter un schéma de circulation atmosphérique. Devant une carte de précipitations ou de biomes, on situe d'abord la zone dans le schéma, ascendance ou subsidence, on en déduit le régime de précipitations, puis le biome. De même, on superpose carte des vents dominants et carte des courants, on vérifie la cohérence des directions sans oublier la déviation par la force de Coriolis.

Exploiter des traceurs océaniques. Un couple température salinité identifie une masse d'eau, chacune ayant sa signature. Le rapport isotopique du carbone dissous estime le temps écoulé depuis que la masse d'eau a quitté la surface. Une teneur en dioxygène décroissante et une teneur en nutriments croissante indiquent une eau plus ancienne. Une carte de chlorophylle signale les zones de forte production primaire, donc les remontées d'eau. La bathymétrie, enfin, contraint la circulation profonde, les seuils entre bassins limitant les échanges d'eaux profondes.

Ce qu'il faut savoir mobiliser en colle et à l'écrit

• Construire l'argument de base, excédent aux basses latitudes, déficit aux hautes, températures pourtant stables, donc transfert par les fluides.
• Donner les trois causes de la décroissance de l'énergie absorbée avec la latitude.
• Refaire la coupe méridienne des trois cellules avec ascendances, subsidences et vents de surface bien orientés.
• Expliquer l'origine des grands déserts chauds par la subsidence des cellules de Hadley.
• Appliquer la géostrophie à une carte de pression et en déduire le sens du vent et le temps associé.
• Expliquer le mécanisme d'une remontée d'eau côtière et ses conséquences biologiques.
• Décrire la circulation méridienne de retournement, ses causes de densification aux hautes latitudes et son échelle de temps millénaire.
• Piège fréquent, faire souffler le vent perpendiculairement aux isobares, ou traiter la cellule de Ferrel comme une cellule convective directe.

Notions et mécanismes clés

• Bilan radiatif local : énergie solaire absorbée moins rayonnement infrarouge émis vers l'espace. Il est positif entre environ 40° N et 40° S et négatif au delà.
• Flux méridien d'énergie : puissance qui franchit un parallèle en direction du pôle. Il est nul à l'équateur et aux pôles, et maximal là où le bilan change de signe.
• Chaleur sensible : énergie transportée par un fluide du fait de sa température.
• Chaleur latente : énergie prélevée lors de l'évaporation et restituée lors de la condensation.
• Convection : mouvement d'ensemble d'un fluide causé par des différences de densité. La partie la moins dense monte.
• Détente et compression adiabatiques : une particule d'air qui monte se détend et se refroidit. Une particule qui descend est comprimée et se réchauffe, sans échange de chaleur avec l'air voisin.
• Cellule thermiquement directe : l'air chaud monte et l'air froid descend (Hadley, cellule polaire). Cellule indirecte : c'est l'inverse, et elle est entraînée par ses voisines (Ferrel).
• Équateur météorologique : autre nom de la zone de convergence intertropicale. Sa position moyenne annuelle se situe un peu au nord de l'équateur géographique.
• Force de Coriolis, appréhendée par ses seuls effets : elle dévie tout mouvement horizontal vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Son effet est nul à l'équateur et croît vers les pôles.
• Vent géostrophique : vent parallèle aux isobares, d'autant plus fort que les isobares sont serrées.
• Centres d'action : anticyclones et dépressions semi-permanents, par exemple l'anticyclone des Açores et la dépression d'Islande.
• Transport d'Ekman : transport net, dirigé à angle droit du vent, de la couche d'eau entraînée par ce vent. Le terme est utilisable, le calcul est hors programme.
• Remontée d'eau (upwelling) : là où les eaux de surface divergent, de l'eau profonde, froide et riche en nutriments, remonte. Plongée (downwelling) : phénomène inverse, là où les eaux de surface convergent.
• Masse d'eau : volume d'eau défini par un couple température salinité acquis en surface dans sa zone de formation, puis conservé en profondeur aux mélanges près.
• Densité de l'eau de mer : elle augmente quand la température baisse et quand la salinité augmente.
• Âge d'une masse d'eau : temps écoulé depuis son dernier contact avec l'atmosphère.
• Pompe physique du carbone : dissolution du dioxyde de carbone dans les eaux froides, puis entraînement en profondeur par les plongées.

Chaînes de raisonnement

De l'excédent radiatif au mouvement. Les basses latitudes absorbent plus qu'elles n'émettent, les hautes latitudes l'inverse. L'écart de température entre équateur et pôles est pourtant stable à l'échelle de l'année. Un transport d'énergie vers les pôles existe donc, et il ne peut être assuré que par les enveloppes fluides, sous forme de chaleur sensible et de chaleur latente.

Pourquoi il pleut sous l'équateur météorologique. L'air chaud et humide monte, se détend et se refroidit jusqu'à saturation. La vapeur se condense, ce qui forme des nuages et des pluies. La condensation libère de la chaleur latente, qui réchauffe l'air, le maintient moins dense que son environnement et entretient l'ascendance.

Pourquoi les grands déserts chauds sont vers 20 à 30 degrés. L'air qui arrive en altitude a perdu son eau lors de l'ascendance équatoriale. En redescendant, il est comprimé et se réchauffe, si bien que son humidité relative chute et qu'aucun nuage ne se forme. Le sol se trouve sous des hautes pressions permanentes, les précipitations sont quasi nulles, et le désert s'installe partout où ni un relief ni une mousson ne modifient ce schéma.

Des anticyclones subtropicaux aux vents de surface. L'air diverge en surface depuis les anticyclones subtropicaux, une partie vers l'équateur, une partie vers les pôles. Dans l'hémisphère nord, la branche dirigée vers l'équateur est déviée vers la droite et donne des alizés de nord-est, et la branche dirigée vers le pôle donne des vents d'ouest. Dans l'hémisphère sud, tout est symétrique, avec des alizés de sud-est et des vents de nord-ouest à ouest.

De la carte de pression au temps qu'il fait. L'air qui tend à aller des hautes vers les basses pressions est dévié jusqu'à longer les isobares. Près du sol, le frottement le ralentit et le fait traverser un peu les isobares : il converge vers le centre des dépressions et diverge hors des anticyclones. La convergence en surface impose une ascendance et donc des nuages, la divergence impose une subsidence et donc un ciel clair.

Du vent côtier à la pêche. Un vent qui longe une côte ouest de continent en direction de l'équateur produit un transport d'eau de surface orienté vers le large. L'eau chassée est remplacée par de l'eau profonde, froide et riche en nitrates et en phosphates. Le phytoplancton, jusque là limité par les nutriments, prolifère, et toute la chaîne alimentaire en profite jusqu'aux poissons pélagiques.

Du froid polaire au climat européen. En hiver, l'eau atlantique arrivée aux hautes latitudes cède son énergie à un air très froid et devient plus dense. La formation de glace de mer augmente encore sa salinité. L'eau plonge, ce qui appelle en surface de l'eau venue du sud, et cette eau chaude réchauffe l'atmosphère au large de l'Europe.

De l'âge d'une eau à sa composition. Une eau isolée de la surface ne reçoit plus ni dioxygène ni carbone 14 atmosphérique. Au cours du temps, la respiration des organismes et la minéralisation consomment son dioxygène et libèrent des nutriments, pendant que le carbone 14 se désintègre. Plus une eau est âgée, plus elle est pauvre en dioxygène et en carbone 14, et plus elle est riche en nutriments.

Exemples et références à connaître

1. Les déserts de la ceinture subtropicale : Sahara, Arabie, Kalahari, désert australien, Sonora, Atacama. Leur disposition symétrique de part et d'autre de l'équateur est l'argument central en faveur du modèle des cellules de Hadley.
2. L'Atacama et le Namib, déserts côtiers extrêmes. La subsidence y est renforcée par un courant froid, qui refroidit l'air par le bas et stabilise la basse atmosphère. C'est un bon exemple de couplage entre océan et atmosphère.
3. Le Sahel. La saison des pluies y dure quelques mois de l'été boréal, au moment où l'équateur météorologique remonte vers le nord. Illustration directe du balancement saisonnier.
4. Brest et la côte de Terre-Neuve, à des latitudes voisines. Les hivers y sont très différents, beaucoup plus doux côté européen. C'est l'exemple à citer, en restant prudent : la dérive nord-atlantique y contribue, les vents d'ouest venant de l'océan aussi.
5. Les quatre grands systèmes de remontée d'eau de bord est : Pérou et Chili (courant de Humboldt), Californie, côtes de Mauritanie et du Maroc (courant des Canaries), Namibie (courant de Benguela). Ils couvrent une infime fraction de la surface océanique mais fournissent une part importante des captures mondiales. La pêcherie d'anchois du Pérou en est l'emblème.
6. Le Gulf Stream : des vitesses de l'ordre de 1 à 2 mètres par seconde, et un débit de plusieurs dizaines de millions de mètres cubes par seconde, soit plus de cent fois celui de l'Amazone.
7. L'eau méditerranéenne. Elle sort par le détroit de Gibraltar chaude, très salée et dense, puis s'étale en Atlantique vers 1 000 mètres de profondeur. On la repère loin de sa source par son anomalie de salinité, ce qui en fait l'exemple type de traceur température salinité.
8. Les zones de plongée : mers du Groenland, de Norvège et du Labrador pour l'eau profonde nord-atlantique, mers de Weddell et de Ross pour l'eau antarctique de fond, plus dense encore, qui tapisse le fond des bassins. Le seuil entre le Groenland et l'Écosse contrôle les échanges entre l'Arctique et l'Atlantique.
9. Le Pacifique Nord profond. Ses eaux sont les plus âgées de l'océan mondial, les plus pauvres en carbone 14 et en dioxygène et les plus riches en nutriments.
10. Ordres de grandeur complémentaires. Un air sec qui monte se refroidit d'environ 1 °C par 100 mètres, un air saturé d'environ 0,5 à 0,6 °C par 100 mètres. La salinité moyenne de l'océan est d'environ 35 grammes par kilogramme, et l'eau de mer gèle vers moins 1,9 °C. Les trois premiers mètres de l'océan stockent à peu près autant de chaleur que toute la colonne atmosphérique.
11. En ouverture seulement, El Niño. Quand les alizés faiblissent, les eaux chaudes s'étendent vers l'est, la cellule de Walker se déplace et la remontée d'eau péruvienne s'appauvrit. La variabilité climatique relève de la deuxième année, où seule la mousson est exigible.

Techniques

Lire un graphe de bilan radiatif par latitude

Réflexe en trois temps. Identifier les deux courbes et leur unité, en watts par mètre carré. Repérer leurs intersections. Comparer les aires comprises entre les courbes, en tenant compte du fait qu'une bande de latitude proche de l'équateur a une surface bien plus grande qu'une bande polaire de même largeur.

Mini-exemple. Les courbes se croisent vers 38° de latitude. L'écart entre elles vaut environ 70 watts par mètre carré à l'équateur et environ 100 près des pôles. On conclut à un excédent entre 38° N et 38° S. On ajoute que le déficit polaire, localement plus fort, porte sur des surfaces plus petites, ce qui permet au bilan global d'être nul.

Tracer la coupe méridienne en cinq minutes

On trace un quart de cercle de l'équateur au pôle, puis la tropopause, qui descend d'environ 16 km à l'équateur à environ 8 km au pôle. On place les ascendances à 0° et à 60°, les subsidences à 30° et au pôle, et on ferme trois boucles. On indique ensuite les pressions au sol : basses à 0° et 60°, hautes à 30° et 90°. Il reste à ajouter les vents de surface en vue de dessus, déviés, puis les jets en coupe à la limite des cellules. Le correcteur vérifie d'abord le sens de rotation de chaque cellule et l'orientation des alizés.

Lire une carte isobarique

Règle pratique pour l'hémisphère nord : dos au vent, les basses pressions sont à gauche. Elle s'inverse dans l'hémisphère sud. On lit ensuite l'écartement des isobares pour évaluer la force du vent.

Mini-exemple. Des isobares orientées est-ouest, avec les hautes pressions au sud, dans l'hémisphère nord. Le vent souffle d'ouest en est, il est fort si les isobares sont serrées, et près du sol il est légèrement dévié vers le nord, c'est-à-dire vers les basses pressions.

Exploiter un diagramme température salinité ou un profil de traceurs

Chaque point représente un échantillon. Un groupe de points serrés désigne une masse d'eau, un alignement entre deux groupes indique un mélange. Sur un profil vertical, on compare les valeurs de dioxygène, de nutriments et de delta 14C entre stations situées à la même profondeur.

Mini-exemple. À 2 500 mètres, une eau à 3 °C et 34,9 grammes par kilogramme, riche en dioxygène, dans l'Atlantique Nord. On l'identifie comme une eau profonde nord-atlantique jeune, formée récemment près de sa zone de plongée.

Construire un plan de synthèse

Suivre le gabarit cause, mécanisme, conséquence : le déséquilibre énergétique, puis les deux fluides qui le compensent, puis les conséquences sur le climat et le vivant. Éviter le plan « atmosphère puis océan » sans fil conducteur, qui devient un catalogue.

Sujets classiques traités

Choisis ton niveau. Difficulté indicative ; les exercices qui se suivent restent dans l'ordre.

Erreurs fréquentes