OCÉAN ET MERS (Eaux marines) Propriétés

Température

La température des eaux de l'océan résulte de l'action de facteurs antagonistes, les uns d'échauffement (absorption des radiations provenant du Soleil et du ciel, transfert par convection à partir de l'atmosphère, condensation de la vapeur d'eau, transformation en chaleur de l'énergie des vents agissant sur la surface), les autres de refroidissement (rayonnement de grande longueur d'onde à partir de la surface de l'océan, transfert par convection vers l'atmosphère, évaporation).

En surface, la température moyenne de l'eau croît, naturellement, des latitudes élevées vers les latitudes basses, depuis des valeurs faiblement négatives (de — 1 à — 1,5 ⁰C) pour les mers polaires jusqu'à près de 30 ⁰C dans certaines aires équatoriales (fig. 3) ; l'équateur thermique est d'ailleurs légèrement décalé vers le nord par rapport à l'équateur géographique. La température de surface est évidemment affectée par les échanges thermiques entre l'eau et l'atmosphère, tant à l'échelle saisonnière qu'à l'échelle de l'alternance des jours et des nuits. Sauf dans les cas où des phénomènes dynamiques provoquent, en un point donné, un remplacement saisonnier des masses d'eau, les températures de surface sont toujours plus élevées en saison chaude qu'en saison froide ; la variation annuelle est faible dans les eaux polaires et dans les eaux tropicales et équatoriales (en général de l'ordre de 1 à 3 ⁰C) ; dans les mers tempérées, l'écart saisonnier est beaucoup plus grand : 8 ⁰C pour la Manche, de 12 à 13 ⁰C pour la Méditerranée. Les fluctuations diurnes, qui sont beaucoup plus faibles et n'affectent que la couche la plus superficielle, n'atteignent pas 1 ⁰C dans les eaux du large ; dans certaines aires côtières peu profondes, elles peuvent avoisiner 5 ⁰C et être fortement perturbées par les mouvements de masses d'eaux dus aux marées, lorsque celles-ci ont une amplitude assez importante.

En profondeur on observe, d'une façon générale, un abaissement de la température jusqu'aux environs de 4 000 mètres ; au-delà, l'augmentation de la pression hydrostatique élève graduellement la température et l'on est donc amené à distinguer la température in situ de l'eau, de celle qu'elle acquiert lorsqu'elle est soustraite à l'effet de la pression et qu'on appelle la température potentielle : par exemple, une eau prélevée à 6 000 mètres de profondeur, de densité 1,028, ayant une température de 2 ⁰C, subit quand on la ramène à la surface un abaissement de 0,625 ⁰C, ce qui lui donne une température potentielle de 1,375 ⁰C.

Même en dehors des cas particuliers qui seront évoqués plus loin, la température ne diminue pas régulièrement avec les profondeurs croissantes ; une coupe verticale de température dans les eaux du large montre en effet toujours une et généralement deux ou même plusieurs discontinuités plus ou moins accusées, appelées thermoclines (fig. 4). On admet généralement qu'il existe sur une grande partie de la surface de l'océan planétaire une thermocline permanente, c'est-à-dire qui n'est pas affectée par les fluctuations saisonnières ; sa limite supérieure se trouve vers 100 mètres dans les régions équatoriales, où elle est peu épaisse mais présente un gradient thermique accentué ; dans les eaux des hautes latitudes, la thermocline principale ne dépasse pas 30 mètres, tandis qu'aux latitudes moyennes, sa profondeur et son intensité varient en fonction des saisons. Une autre thermocline importante sépare les eaux de surface et subsurface des eaux intermédiaires. Vers 55 à 60⁰ nord et sud, ces thermoclines remontent, et se manifestent alors en surface par des fronts thermiques intenses. Dans les régions de l'océan mondial où il y a de fortes variations saisonnières de la température, au printemps, se développe, par échauffement des eaux superficielles, une thermocline saisonnière qui se renforce en été et se situe au-dessus de la thermocline permanente ; en automne et en hiver, l'océan cède de la chaleur à l'atmosphère, cependant que les vents, plus forts, ou les tempêtes tendent à mélanger davantage les eaux dans le sens vertical et à effacer la thermocline. La connaissance du régime et de l'évolution des thermoclines est capitale, car leur présence conditionne les échanges verticaux entre la couche obscure et la couche éclairée où vivent les végétaux photosynthétiques et, par conséquent, le renouvellement au sein de cette dernière des aliments minéraux nécessaires à la production primaire.

Bien entendu, les mouvements verticaux, qui seront évoqués plus loin (upwelling, divergence, convergence), entraînent des anomalies locales de la distribution des températures en fonction de la profondeur. Une autre anomalie importante à signaler est celle des eaux profondes des méditerranées, dont la température, sensiblement constante jusqu'au fond, à partir d'une profondeur voisine de celle du seuil qui les fait communiquer avec l'océan voisin, est déterminée par la température de surface du mois le plus froid de l'année (par exemple 13 ⁰C environ pour la Méditerranée).

Lorsque la température de l'eau de mer descend au-dessous du point de congélation, lequel est d'autant plus bas que la salinité est plus forte (— 1,7 ⁰C pour S = 35 p. 1 000), il y a formation de glace de mer. La solubilité des sels dans la glace est faible, de sorte que la congélation de l'eau de mer aboutit, d'une part à former une couche de glace pratiquement douce, emprisonnant de petites poches de saumure (la salinité globale de la glace de mer étant en général de l'ordre de 2 à 4 p. 1 000), d'autre part à accroître la salinité et donc la densité de la fraction non congelée de l'eau, ce qui provoque la descente de celle-ci vers les profondeurs. Ultérieurement, la gravité et les phénomènes de migration d'eau douce provenant de la fonte des neiges provoquent la disparition graduelle des poches de saumure, de sorte que la salinité de surface de la glace de mer, dans les zones où elle est permanente, ne dépasse pas 0,5 p. 1 000. L'épaisseur de cette couche permanente ne descend guère au-dessous de 2-3 mètres dans les parties centrales du bassin glacial arctique ; cette banquise permanente est animée d'un lent mouvement de dérive du détroit de Béring vers le Spitzberg. La latitude la plus basse atteinte par la couche de surface prise en masse en hiver varie fortement d'une année à l'autre en fonction de la plus ou moins grande rigueur de l'hiver.

La température et la salinité sont toujours prises en considération simultanément pour les études de dynamique et sont souvent exprimées sous la forme de diagrammes dits T-S. En effet, ces deux paramètres, intervenant simultanément, conditionnent la densité de l'eau de mer, exprimée par le symbole σ_t. σ_t est égal à la valeur : (densité — 1) × 1 000. La température et la salinité interviennent également sur la viscosité : celle-ci croît avec la salinité et croît également quand la température s'abaisse. La viscosité intervient non seulement sur le plan purement physique dans les échanges entre deux masses d'eau au contact l'une de l'autre, mais encore sur les conditions de sustentation des êtres planctoniques. Ces paramètres interviennent enfin sur les propriétés optiques et acoustiques des eaux de mer, de grand intérêt pratique (cf. navigation, océanographie, sonar.