Ce fut surtout en raison de l’importance accordée à l’astrologie par des hebdomadaires de grande diffusion, puis par des quotidiens, qu’un public sans cesse croissant, depuis 1945, commença de s’intéresser aux phénomènes mystérieux et aux coïncidences inexpliquées par la science. Dans les an-nées 1960, l’horoscope* fit son entrée à la radio. En 1969, il fut distribué par un ordinateur. Au cours de ces dix années, les tirages des ouvrages occultistes ont connu une progression extraordinaire dans presque tous les pays occidentaux. Certains d’entre eux ont dépassé downloadModeText.vue.download 396 sur 625
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le million d’exemplaires. Ainsi a-t-on assisté à la naissance d’un « occultisme de masse » qui constitue un phénomène psychosociologique dont l’importance est reconnue par tous les observateurs.
R. A.
F Astrologie / Divinatoire (technique) / Ésoté-
risme / Horoscope.
P. Chacornac, Éliphas Lévi, rénovateur de l’occultisme en France, 1810-1875 (Chacornac, 1926). / L. de Gérin-Ricard, Histoire de l’occultisme (Payot, 1939). / P. Encausse, Sciences occultes ou Vingt-Cinq Années d’occultisme occidental (Ocia, 1946). / R. Amadou, De l’occultisme (Julliard, 1950). / M. Gillot, Aux portes de l’invisible. De l’initiation égyptienne à l’occultisme moderne (La Baconnière, Neuchâtel, 1968).
océan
Partie du globe occupée continûment par de l’eau de mer.
PROPRIÉTÉS PHYSIQUES
DE L’OCÉAN
Représentant 71 p. 100 de la surface terrestre, l’océan mondial est partagé en trois grands océans (et plusieurs mers) dont une grande partie est située dans l’hémisphère Sud (fig. 1). Pour des raisons d’ordre pratique, c’est vers l’étude de leur masse d’eau que l’exploration s’est tout d’abord tournée.
Plus récemment fut abordée l’étude des fonds grâce au progrès rapide de la technologie océanologique.
L’eau de mer
Composante essentielle de l’hydros-phère (97,5 p. 100), dont elle est le ré-
servoir naturel (v. hydrologie et hydrographie), l’eau de mer s’en différencie par l’animation (courants* océaniques, ondes* océaniques) et trois caractères spécifiques.
Un réservoir thermique
La couche superficielle de l’océan est, en moyenne, de 3 °C plus chaude que l’air qui la surmonte. Par la radiation solaire (la condensation, la conversion de l’énergie cinétique, etc., n’intervenant que faiblement), la surface marine reçoit autant de chaleur que celle des continents. Cependant, grâce aux brassages convectifs (v. courants océaniques), elle peut en stocker jusqu’à une profondeur relativement grande.
Par ailleurs, elle la restitue à l’atmosphère de façon : partielle (par évaporation, surtout, et par rayonnement), on dit que son bilan thermique est positif à l’échelle planétaire ; retardée (si l’eau de mer s’échauffe lentement, elle fait de même pour se refroidir). La courbe thermique de l’eau est décalée par rapport à celle de l’air. L’océan est un ré-
gulateur thermique d’une remarquable efficacité : il joue le rôle de thermostat en contribuant au maintien de l’équilibre climatique de la planète.
Les amplitudes thermiques, diurne (de 0,5 à 1,6 °C) et saisonnière (de quelques degrés à 15 °C), de l’eau de surface restent donc modérées si on les compare à celles de l’air. Ce n’est qu’en quelques mers épicontinentales et tempérées qu’on observe des oscillations plus fortes. Les températures moyennes superficielles (transcrites sous forme de courbes isothermes) augmentent donc graduellement des pôles (où l’eau est fréquemment prise en glace) jusqu’à l’équateur (où la température dépasse usuellement 25 °C).
Cette zonation est parfaitement distincte dans l’hémisphère Sud. Dans l’hémisphère Nord, les courants océaniques, déviés par les continents, perturbent sensiblement le dessin zonal des isothermes. Cette distribution anormale est manifeste sous les hautes latitudes, où les marges orientales (dé-
rives nord-pacifique et nord-atlantique) sont plus tièdes que celles de l’ouest (Oyashio, courant du Labrador) ; sous les latitudes tropicales, on observe les phénomènes inverses (courants du
Pérou et des Canaries contre les systèmes du Kuroshio et du Gulf Stream).
En profondeur, on enregistre une
diminution rapide de la température à un certain niveau : on appelle thermocline ce fort gradient thermique (fig. 2).
On la rencontre à des profondeurs variables selon les zones et les régions, les saisons et les types de temps. Il peut même y en avoir plusieurs, et l’on parle alors de thermocline permanente (en profondeur) et saisonnière (plus proche de la surface). Cette discontinuité limite vers le bas la « couche chaude » soumise directement aux influences externes ; elle est également une frontière biochimique essentielle, car elle conditionne les échanges verticaux entre la surface, où se déroule la photosynthèse, et les eaux plus profondes, généralement plus riches en sels nutritifs. Le reste de la colonne d’eau placée sous la thermocline pré-
sente une température constante (dans le temps comme dans l’espace) ou peu s’en faut : elle est de quelques degrés dans les océans, mais sensiblement plus élevée dans les mers, où l’eau de fond a la même température que celle des seuils. L’ensemble des eaux pro-
fondes est alimenté par des plongées d’eau qui s’effectuent en des régions bien déterminées, en général les zones subpolaires. À une certaine profon-downloadModeText.vue.download 397 sur 625
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deur, on constate un léger réchauffement de nature adiabatique, mais qui ne porte que sur quelques dixièmes de degré (fig. 2).
Une substance vitale
L’eau de mer est un complexe
chimique où sont représentées toutes les substances connues, en particulier celles qui sont nécessaires à l’entretien des phénomènes vitaux. C’est donc un véritable « liquide physiologique », où la vie terrestre est apparue. Cette richesse se manifeste sous quatre formes essentielles.
y La salinité*. Elle s’exprime en grammes par litre (ou en kg/m3),
c’est-à-dire en millièmes. Elle provient de la mise en solution d’un très grand nombre de corps, parmi lesquels le chlore et le sodium, associés en chlorure de sodium, sont prépondérants (fig. 3). Tous les composants dilués conservent entre eux des rapports sensiblement constants, à tel point qu’il suffit de doser la chlorinité (ou teneur en chlore) pour obtenir la salinité. La plus grande partie de l’océan a une salinité comprise entre 33 et 37 p. 1 000. Sous les hautes latitudes, elle peut descendre au-dessous de 30, et dépasser 37 dans les régions tropicales ; dans les zones équatoriales et tempérées où les pluies sont abondantes, elle se situe aux environs de 35 p. 1 000. Comme il est normal, c’est dans les mers qu’on trouve les écarts les plus grands par rapport à la moyenne : on distingue les bassins de dilution, bien alimentés en eau douce (exemple, la Baltique) et dont les eaux sortent par un courant de surface, et les bassins de concentration, au fort déficit hydrologique (exemple, la mer Rouge), où le courant de sortie
s’écoule sur le fond (v. courants océaniques). Au-dessous d’une surface de discontinuité, ou halocline, immergée au voisinage de la thermocline, la salinité est répartie de façon plus équitable et oscille autour de 35 p. 1 000.
y L’oxygénation. En raison de ses contacts intimes avec l’atmosphère, l’eau de mer en contient tous les gaz ; la plupart sont d’ailleurs inertes, et leur dosage ne présente qu’un intérêt relatif. Parmi les gaz dissous actifs, le plus important est l’oxygène, surtout présent en surface où il sert à l’entretien de la photosynthèse. Comme sa teneur décroît au fur et à mesure que l’eau s’échauffe, on le trouve plus abondant dans les régions polaires que dans les régions tropicales. Il est diffusé jusqu’aux plus grandes profondeurs par les courants et est parfois utilisé pour en déterminer les parcours. Toutefois, il se raréfie au niveau des courants intermédiaires, où le matériel organique en suspension est important (c’est la couche dite « du minimum d’oxygène ») ;