Océanographie de la côte de la Colombie-Britannique - Pêches et ...

20
4
tg»
1:3
g 60
o
o.
80
radiation solaire
brassage du
vent
4
10 12
g
14
ji g
°C
16 18
g
couche
JUILL. mélangée
100 100
A
refroidissement
brassage
2 4
0 T
20
40
60
80
6 10 12
I g I
°C
14 16 18
FIG. 13.5 Évolu ion des thermoclines à la station océanographique P. Lors du réchauffement, (A), des thermoclines saisonnières se forment dans
les 100 m supérieurs de la surface de l'océan; durant le refroidissement, (B), les thermoclines perdent leur structure et les couches mélangées descendent
vers le fond. (D'après Dodimead et al. 1963)
sent l'eau de la zone supérieure en amenant continuellement
les eaux plus profondes en contact avec l'air frais,
de sorte que la couche d'eau mélangée par le vent
s'épaissit (fig. 13.5B). Le dégagement de chaleur, dans
la couche d'eau supérieure, est encore accéléré par la
présence de l'air froid au-dessus de l'océan qui refroidit
rapidement l'eau de surface et entraîne sa descente en
dessous des eaux sous-jacentes plus chaudes. Ce mécanisme,
connu sous le nom de renversement des eaux, permet
à l'eau plus froide de pénétrer en dessous de la zone
d'influence directe du vent pour dégrader les gradients
de température. Chaque année, vers le mois de janvier,
une zone isothermique supérieure se forme au-dessus de
l'halocline où elle reste bloquée en raison de la stabilité
assurée par la salinité dans la colonne d'eau. À ce
moment, le renversement des eaux et le brassage du vent
éliminent progressivement les derniers vestiges du réchauffement
estival dans les quelque 100 m supérieurs
de l'océan jusqu'à ce que, en mars, tout le processus se
répète, avec certaines variations toutefois d'année en
année. Durant les hivers particulièrement froids, la température
de la couche d'eau supérieure peut descendre
en dessous de la température au sommet de la thermocline
permanente, comme l'inversion illustrée à la figure
2.12 l'indique, et former une couche d'eau plutôt
chaude, à la base de la zone supérieure au début de l'été
suivant, connue sous le nom de couche dichothermique.
Cette structure est fréquente en plein océan et aussi,
semble-t-il, dans les inlets et les baies des eaux côtières
de la Colombie-Britannique. Dans le cas des inlets, les
intrusions saisonnières variables d'eau océanique relativement
froide ou chaude sont aussi responsables de la
formation de ces couches.
Avant de terminer cette section, disons qu'il y a une
différence caractéristique entre la structure verticale de
l'eau dans l'océan et dans les eaux côtières. Dans
l'océan, les fortes thermoclines sont des caractéristiques
saisonnières transitoires toujours situées au-dessus de
l'halocline principale bien définie, tandis que dans les
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eaux côtières abritées, dominées par la circulation estuarienne,
l'halocline principale coïncide toujours avec la
thermocline.
Climatologie
Comme nous l'avons vu au chapitre 2, les vents
dominants dans le secteur nord-est de l'océan Pacifique
sont déterminés par deux grandes cellules, la dépression
des Aléoutiennes et l'anticyclone nord-Pacifique. Les
variations de l'intensité et de l'emplacement relatifs de
ces deux cellules influencent le cycle saisonnier prononcé
en termes de force et de direction des vents dominants
du large, et de variabilité climatique à long terme.
Les grands systèmes de pression orientent aussi la configuration
des vents à l'échelle synoptique allant d'un
jour à plusieurs semaines, associés à de plus petites
cellules de pression cycloniques et anticycloniques
(basses et hautes) et à leurs systèmes frontaux. Les
tempêtes ont habituellement une trajectoire nord-est
entre les centres des deux principales cellules de
pression.
Vents dominants
La dépression des Aléoutiennes croît en intensité
d'août en janvier, et ensuite diminue jusqu'en juillet,
moment où elle disparaît des cartes de moyenne
mensuelle de pression en surface. Par ailleurs, l'anticyclone
nord-Pacifique atteint sa plus grande intensité
entre juin et août, alors qu'il domine dans la majorité
du nord-est du Pacifique. En conséquence, les vents cycloniques
forts (antihoraires) qui dominent sur la zone
océanique de la fin de l'automne jusqu'au début du
printemps, font place aux vents anticycloniques plus
faibles, en été. Ces caractéristiques sont clairement illustrées
par la répartition des vitesses mensuelles des vents,
cartographiées tous les deux mois à la figure 13.6. (Une
analyse plus détaillée des vents moyens le long des côtes