Cours Océanographie physico-chimique PDF

INSTITUT AGRONOMIQUE ET VETERINAIRE HASSAN II Dép. Halieutique et Aquaculture Cours Océanographie physico-chimique 1ère année Cycle Ingénieur en Halieutique et Aquaculture Par Pr. Nadia Berday Dép. Halieutique et Aquaculture IAV...

INSTITUT AGRONOMIQUE ET VETERINAIRE HASSAN II Dép. Halieutique et Aquaculture Cours Océanographie physico-chimique 1ère année Cycle Ingénieur en Halieutique et Aquaculture Par Pr. Nadia Berday Dép. Halieutique et Aquaculture IAV Hassan II 7. Masse volumique et densité Museum National d’Histoire Naturelle La masse volumique, ρ (rhô) ( Bureau international des poids et mesures (BIPM)), aussi appelée densité volumique de masse, est une grandeur physique qui caractérise la masse d’un matériau par unité de volume. La masse volumique est le synonyme densité absolue » et « densité propre », ou encore « masse spécifique ». Elle est déterminée par le rapport: m/V, où m est la masse de la substance homogène occupant un volume V.  Museum National d’Histoire Naturelle La masse volumique, ρ (rhô) ( Bureau international des poids et mesures (BIPM)), aussi appelée densité volumique de masse, est une grandeur physique qui caractérise la masse d’un matériau par unité de volume. La masse volumique est le synonyme densité absolue » et « densité propre », ou encore « masse spécifique ». Elle est déterminée par le rapport: m/V, densité où m est la masse de la substance homogène occupant un volume V. La masse volumique de l'eau de mer dépend de la salinité S, de la température T et de la pression p. La masse volumique de l'eau de mer varie dans tout l'océan entre 1020 kg/m3 et 1070 kg/m3. Par commodité, on choisit comme notation kg/m3 (et on l'appelle densité). La densité est le paramètre fondamental pour l'étude dynamique des océans. De faibles variations horizontales de densité (causées par exemple par des différences de rayonnement solaire) peuvent produire des courants importants. Selon"l'Equation d'Etat Internationale (1980)" : La relation de la masse volumique ρ = rho (S,T,p) est l'équation d'état de l'eau de mer. Cette relation empirique est le résultat de nombreuses études en laboratoire.  Exemples (calculs à partir de l'équation d'état): Variation de la masse volumique de l'eau de mer, en fonction de la profondeur Exemple de calcul :salinité = 36 g/L, température constante de 8°C La masse volumique de l’eau de mer augmente avec la profondeur, les eaux les plus denses se trouvent naturellement au fond des océans. L'évolution de la densité avec la profondeur n'est pas uniforme. Variation de la masse volumique de l'eau de mer, en fonction de la température et de la salinité (à la pression atmosphérique) La comparaison des masses volumiques de deux masses d'eau n’est valable que si ces deux masses d'eau sont à la même profondeur (et donc à la même pression). On utilise fréquemment la MV à la pression atmosphérique. En océanographie, on définit la densité comme suit: Densité = masse volumique (en kg/m3) - 1000. Densité en surface, moyennes annuelles. la densité est définie comme la masse volumique (en kg / m3) moins 1000.  International Equation of State of Seawater, 1980 (IES 80) : Le module moyen de compression (K) de l'eau de mer est donné par La densité de l'eau pure de référence (SMOW) est donnée par (IUPAC, 1976) rw = a0 + a1 t + a2 t2 + a3 t3 + a4 t4 + a5 t5 (10) a0 = 999.842594 a1 = 6.793952 * 10-2 a2 = -9.095290 * 10-3 a3 = 1.001685 * 10-4 a4 = -1.120083 * 10-6 a5 = 6.536332 * 10-9 La densité (r, kg m-3) de l'eau de mer en fonction de la salinité pratique (S), de la température (t en °C) et de la pression p in situ (pression mesurée moins une atmosphère normale (p en bars) est donnée par : r (S,t,p)= r (S,t,0)/{l-p/K(S,t,p)} (7) où K(S,t,p) est le module moyen de compression (secant bulk modulus). (8) 1 atm= 1,01325 bars= 760 mm Hg= 101 325 Pa La température pour la densité maximum de l’eau décroît régulièrement avec la teneur en sels dissous pour finalement égaler sa température de solidification aux alentours d’une concentration de 25 g/litre. L'équation internationale d'état peut être utilisée de S = 0 jusqu'à 42 ; t de -2 à 40°C ; p de zéro jusqu'à 1000 bars. Les valeurs suivantes permettent de vérifier si l'utilisation de l'équation ci-dessus est correcte. (Unités : r en kg m-3 et K en bars). S T(°C) P(bars) r(S,t,p) K(S,t,p) 0 5 0 999.96675 20337.80375 0 5 1000 1044.12802 23643.52599 0 25 0 997.04796 22100.72106 0 25 1000 1037.90204 25405.09717 35 5 0 1027.67547 22185.93358 35 5 1000 1069.48914 25577.49819 La masse35volumique 25ρ augmente0approximativement 1023.34306 23726.34949 de 1 lorsque : 35 25 1000 1062.53817 27108.94504 - La température diminue de 5° C, avec : ∆t : erreur sur la température en °C, - ou la salinité augmente de 1 PSU, ∆s : erreur sur la salinité en PSU, ∆p : erreur sur la pression en bars. - ou la pression augmente de 20 bars. L’erreur delta (∆) est donc : ∆ ρ = 5 ∆t + ∆s + 20 ∆p Dans les océans (en moyenne 35 g de La température pour la densité sel par litre), l’eau la plus dense est maximum de l’eau décroît régulièrement aussi la plus froide. avec la teneur en sels dissous. A une salinité de 25 g/litre., la T de densité maximale est égale à celle de solidification Point de fusion. Il s'abaisse avec la salinité : Cours de l'Institut des Sciences de l'Ingénieur de Toulon et du Var, PROPRIETES PHYSIQUES DU MILIEU MARIN, (exemple : -1,9°C (271,25 K) à S=35 g/l ) Caractéristiques physiques de l'eau de mer.  Densité des masses d’eau Température et salinité sont des paramètres très importants qui permettent d'identifier une masse d'eau particulière. Avec la pression ils permettent de déterminer sa masse volumique ou sa densité. La densité est le paramètre fondamental pour l'étude dynamique des océans. De faibles variations horizontales de densité (causées par exemple par des différences de rayonnement solaire) peuvent produire des courants importants. Densité de l’eau (Techno-Science.net) : La densité est un nombre sans dimension, égal au rapport d'une masse d'une substance homogène à la masse du même volume d'eau pure à la température de 3,98 °C. La densité maximale de l’eau est obtenue pour une température proche de +4° C. Dans les régions équatoriales et tropicales, il existe une couche d'eau près de la surface de densité presque constante, puis une couche dans laquelle la densité croit très rapidement avec la profondeur. Cette couche dite pycnocline correspond en général à la thermocline (couche d'eau dont la température baisse sensiblement lorsqu'on descend plus profondément). La densité varie avec la température et la salinité La densité varie avec la pression et la température Variation adiabatique de la température avec la pression. Considérons une masse d'eau à S=35, T=5°C à la surface. On la descend à 4000 m en supposant quelle n'échange pas de chaleur avec les masses d'eau avoisinantes (adiabatique). Cette masse d'eau subit le travail de la pression (compression adiabatique). Ce travail est transformé en chaleur cédée à la masse d'eau. A l'arrivée, la température de cette masse d'eau est de 5,45°C. Inversement, la dilatation en montant vers la surface s'accompagne d'un refroidissement. Une masse d'eau à 5°C à 4000 m aura une température de 4,56°C à la surface. Ce phénomène est à prendre en compte lorsque des quantités d'eau subissent des variations de profondeur importantes. Pour cela on définit la température potentielle. Pour le dernier exemple, la température de 5°C à 4000m est la température in situ (mesurée au thermomètre à 4000m), et la température de 4,56°C est la température potentielle (mesurée lorsqu'on ramène un échantillon à la surface). Définition de la densité potentielle C’est la densité d'un échantillon à la température potentielle. La densité potentielle permet d’étudier la stabilité des masses d'eau 21 En thermodynamique, une transformation est dite adiabatique (du grec adiabatos, « qui ne peut être traversé ») si elle est effectuée sans qu'aucun transfert thermique n'intervienne entre le système étudié et le milieu extérieur (sans échange calorifique). Cela n'implique pas pour autant que la température du système reste constante, contrairement au cas isotherme. En effet, la transformation adiabatique n'est pas sans échange d'énergie. La variation d'énergie mécanique est le seul échange avec l'extérieur du système qui modifie alors les paramètres d'états (température, volume, pression). Aux profondeurs plus importantes, la densité potentielle évolue lentement pour atteindre une valeur voisine de 27,9 au fond des océans, quelque soit la latitude. Aux grandes latitudes la densité de surface dépasse 27, l'évolution verticale est donc faible et la pycnocline est moins facile à distinguer. Moyennes annuelles des températures, salinité et densités en fonction de la profondeur. (a) région polaire, (b) région tempérée, (c) région tropicale.  Important Pour comparer deux masses d'eau à différentes profondeurs, on ne tient pas compte des effets de la pression sur la densité. Lorsque les profondeurs sont relativement faibles on utilise la densité. Si les effets de la pression sur la température sont à prendre en compte (grandes profondeurs) on utilise la densité potentielle calculée à partir de la température potentielle 8. Température de l’eau énergie et chaleur La température de l’eau a un effet important sur toutes les activités vitales des organismes aquatiques. Sa variation entraîne des réponses d’ordre physiologique diverses. L'océan est chauffé en surface par le rayonnement solaire. La répartition de la température diffère entre les eaux de surface et les eaux profondes (stratification thermique). + La température est très élevée en surface (jusqu'à 30° dans les zones équatoriales) et diminue rapidement avec la profondeur jusqu’à 4°C La répartition de la température de surface diffère également en fonction de la latitude, en variant de 30°C à l’équateur à -2°C dans les régions polaires. Répartition de la température au niveau des masses d’eaux océaniques http://www.chem1.com/acad/sci/aboutwater.html 8.1. Répartition verticale de la température Les eaux de surface sont plus chaudes et les eaux du fond sont plus froides dont la température atteint +4°C. Cet équilibre peut être rompu lorsqu’il y a un refroidissement de la couche superficielle qui devient plus dense et plonge vers le fond, aboutissant à une homogénéisation de la température. Lorsque des eaux superficielles subissent un refroidissement jusqu'à la température de +4° C, elles deviennent plus lourdes que les eaux du fond et vont donc s’enfoncer vers les fonds. Ce processus permet le mélange des eaux.  Dans les océans, à part les couches les plus superficielles, les masses d’eau sont essentiellement froides. Sauf dans les parties glacées des océans, les eaux des fonds sont à une température de +4° C. L'océan étant chauffé en surface, la température très élevée en surface (jusqu'à 30°) et elle diminue rapidement avec la profondeur et vers les pôles. L’océan est stratifié, c’est-à-dire constituée de couches horizontales successives de caractéristiques différentes.  Répartition verticale des masses d’eau océanique L’océan est stratifié, c’est-à-dire constituée de couches horizontales successives de caractéristiques différentes.. Sur la base des variations de température et de densité, l'océan peut être divisée en trois zones de profondeurs occupées par trois couches d’eaux: ❖ La couche de surface (ou couche de mélange) chaude et moins dense et bien mélangée : habituellement autour de 100 à 200 m d'épaisseur, bien homogénéisée par le vent, les vagues et les courants. La température y est presque constante et à peu près celle de la surface ❖ La couche intermédiaire (thermocline principale) qui se situe sous la couche superficielle jusqu’à une profondeur d'environ 1500 m, c’est une zone de transition entre l'eau chaude de surface et l'eau froide en dessous, dans laquelle la température décroît rapidement en fonction de la profondeur (sauf aux grandes latitudes où la température de surface est voisine de celle du fond) ❖ Les couches profondes qui s’étendent jusqu’au fond et les couches de fond plus denses et froides sont en dessous de la couche intermédiaire. La température est homogène autour de (4°C) La stratification est moins prononcée dans les hautes latitudes (polaires) ou les eaux des fonds sont à une température de +4°C qui avoisine celle de la surface ou moins froide que celle de la surface dans les masses d’eau sont transformées en glace. 33 Stratification des masses d’eaux océaniques Evolution de la température en profondeur On met en évidence trois couches différentes dans l’océan : La couche de surface (ou couche de mélange) où les températures sont à peu près celle de la surface, La couche thermocline dans laquelle la température décroît rapidement en fonction de la profondeur (sauf aux grandes latitudes où la température de surface est voisine de celle du fond), La zone profonde, qui s’étend jusqu’au fond, caractérisée par des températures faibles et homogènes. 36 8.2. Distribution horizontale (zonale) de la température ▪ La température moyenne des océans est de 3,5°C ▪ La température de surface de l'océan est très variable sur la terre. Elle est plus chaude (jusqu'à 30 °C) en zones tropicales, de 25°C à l’équateur et se refroidit (jusqu'à - 2 °C) en haute latitude. Le caractère zonal de la distribution de température est dû au fait que la température de surface est liée à l'ensoleillement qui dépend fortement de la latitude. Les variations horizontales (en fonction de la latitude donc zonales) des propriétés de l'eau sont beaucoup plus faibles que les variations verticales. Exemple : à l'équateur, la température de surface est de 25°C, et à -1000 m elle est de 5°C. Pour observer une variation horizontale de température équivalente à partir de l'équateur, il faut se déplacer vers le nord ou vers le sud de 5000 km (Rayon polaire : 6357 km) Les valeurs de température et de salinité qui s'écartent le plus des moyennes sont obtenues en surface. Les masses d’eaux de l’océan sont soumises à une dynamique gérée par: - La différence de la température et de la densité entre les masses d’eau des différentes régions et à différentes profondeurs, - L’effet de la force du vent sur les masses d’eau de la surface des océans , - L’effet de l’attraction cosmique sur les masses d’eau océaniques. Grandes subdivisions géographiques de la terre en fonction du climat et de la latitude Cinq parallèles ont un rapport avec la rotation de la Terre autour du Soleil : Le cercle polaire arctique (66° 33' 44" N) ; Le tropique du Cancer (23° 26' 16" N) ; L‘équateur (0° latitude) ; Le tropique du Capricorne (23° 26' 16" S) ; Le cercle Antarctique (66° 33' 44" S). 40 Grandes subdivisions géographiques de la terre en fonction du climat et de la latitude Les zones froides Se situent dans les deux régions polaires (arctique et Antarctique), Elles s'étendent au Nord du 60e parallèle jusqu'au pôle Nord et Sud.. C'est le domaine du climat polaire, à subpolaires: + les hivers sont plus rudes (-15° à -60°C). Dans les hautes latitudes l'hiver perdure l'année entière + Les précipitations sont faibles et sous forme neigeuse. Les vents sont violents et fréquents sur les océans (Blizzards). Dans les régions biens alimentées en neige des calottes de glace se constituent, ce sont des Inlandsis. Parfois l’océan gèle en surface sous forme de plaques de glace: c'est la banquise. Les zones tempérées s'étendent dans les latitudes moyennes entre le cercle polaire et le tropique, (entre le 30° et le 60° parallèle).. Dans les deux zones N et S, c'est par les températures que se définissent quatre saisons, un hiver froid, un été chaud et deux saisons intermédiaires (climats continental, océanique et méditerranéen). Les zones chaudes Les zones équatoriale et tropicales, parfois regroupés sous l’appellation faibles latitudes sont situées entre les deux tropiques (à climats équatorial, tropical.ou aride). Les montagnes peuvent profondément modifier le climat dans un espace donné. Limites géographiques extrêmes du Maroc Coordonnées: 21°N- 36°N -1° 54' 27’’ W- 0°59,49.2"W Superficie: 710 500 km² Population: 35,74 millions d’habitants (2014) 36,91 (2020) (Banque mondiale) Ecart thermique entre les moyennes du mois le plus chaud et de celui du mois le plus froid de l’année Différence de température mer - air à la surface en °C, moyennes annuelles. Da Silva (1994) Evolution de la moyenne des températures par décennie à la surface du globe Récapitulatif - La température de 30°C est obtenue en certains points de la surface des océans par rayonnement solaire et sous l'action de l'atmosphère. - A 4000 m de profondeur, la température varie entre 0 et 2,5°C. - En Méditerranée à 2000 m de profondeur, elle varie de 13 à 13,5°C. 8.3. Température de congélation et de maximum de densité de l'eau de mer L'eau salée gèle à une température inférieure à 0°C, et l'abaissement de température de congélation dépend de la concentration en sel. Ainsi, l'eau de mer gèle à -1,9°C pour une salinité de 35g/l. Lorsque de l'eau salée gèle, les ions du sel n'arrivent pas à se placer dans la structure de la glace. Donc, la glace ne contient pas de sel Eau de mer Eau pure  Température du maximum de densité et température du point de congélation de l’eau salée. La température du maximum de densité de l’eau pure est supérieure à celle du point de congélation. La présence de sels dans l’eau salée abaisse ces deux températures. La glace se forme plus facilement sur un lac qu'en mer. Au dessus d'une salinité de 24,7, la température du maximum de densité est inférieure à celle du point de congélation Le refroidissement de l'eau de mer s'accompagne d'une augmentation de densité jusqu'au changement d'état, contrairement au refroidissement de l'eau douce. En mer les eaux refroidies en surface deviennent plus lourdes et plongent au fond laissant un vide remplacé par de l'eau plus chaude: la constitution d’une banquise en mer nécessite donc un refroidissement brutal 54 On distingue deux types de glace en mer: Les icebergs: constitués d'eau douce, résultent du détachement et de l'écoulement des glaciers vers la mer. N.B. Glaciers polaires (formations de glace de plusieurs milliers d’années, formant plus de 70% des réserves d’eau douce de la planète). Ils ont un rôle important dans le contrôle du niveau de la mer et la dissipation du rayonnement solaire reçu par la planète par le processus d’albédo. Les banquises Sont produites par la congélation par refroidissement brutal de la surface de la mer. Ces dernières jouent un rôle important dans le bilan thermique de la planète. Le changement à l'état de glace s'accompagne d'une dilatation, ainsi, la glace est moins dense que l’eau. Le processus de congélation va séparer l'eau pure des sels qui se concentrent dans les eaux liquides avoisinantes, les rendant plus salées et plus lourdes. Ainsi, elles plongent vers le fond. 56 Au laboratoire : étude des étapes de congélation d'une eau de mer à S=35 lorsqu'on abaisse progressivement la température : - à -1,91°C : apparition du premier cristal de glace (eau pure) ce qui accroît la salinité de l'eau environnante. Pour voir apparaître un deuxième cristal il faut donc diminuer la température. - Lorsque la température diminue on a de plus en plus de glace dans une saumure de plus en plus dense. - à -8,2°C cristallisation du sulfate de sodium. - à -23°C cristallisation du chlorure de sodium. Bilan du processus à la fin de l’expérience: + Phase solide : cristaux de glace + cristaux de sel + Phase liquide : saumure dont la salinité est fonction de la température finale 57 En mer, les conditions ne sont pas aussi idéales : agitation de la surface de la mer, la température ne s’abaisse pas de façon régulière, le froid n’agit que sur la surface. La glace reste en surface alors que la saumure s'enfonce pour être remplacée par de l'eau plus chaude et moins salée. Il se crée une eau très dense (très salée et très froide) qui va s'enfoncer très profondément. 58 Lorsque la glace atteint une épaisseur de 2 à 3 m, elle forme un écran protecteur qui isole l'océan. La glace est inhomogène, sous l'action des vagues et des oscillations de température, elle va renfermer des poches d'air et des poches de saumure ou de sel. Elle va ensuite vieillir, être lavée par la neige (sans sel) et devenir de plus en plus dense. On obtient des glaces de densités variables (0,86 à 0,92) et de compositions variables (salinité de 0 à 10), et riche en sulfates. La fonte de la glace donne naissance à des eaux de surfaces peu salées, froides et riches en sulfates. 59 La formation de la glace est le processus qui va créer les masses très denses qui tapissent le fond des océans. C'est principalement en Antarctique que se forment les eaux profondes de tous les océans, ce qui explique leur basse température.  8.4. Effet de la température sur le processus d’évaporation de l’eau de mer dans les océans Expérience au laboratoire Lorsque l’on laisse un verre d’eau sur la table (milieu ouvert), certaines molécules d’eau vont se détacher de la surface du liquide et passer dans l’air. Ces molécules sont alors à l’état de gaz. Ce processus est permanent. Donc toute l’eau du verre passera à l’état gazeux dans l’air: toute l’eau sera évaporée En plaçant un verre rempli d’eau dans une enceinte fermée, de l’eau continuera toujours à se détacher de la surface pour entrer dans l’air. Or comme l’enceinte est fermée, certaines molécules gazeuses de l’eau, ne pouvant pas s’échapper, finiront par retourner sur la surface du liquide et par redevenir liquide Niveau de saturation de l’air Après un certain temps, il arrivera un stade où le flux de molécules liquides passant à l’état de gaz sera égal au flux de molécules d’eau sous forme gazeuse passant à l’état de liquide. L’air ne pouvant plus accueillir d’avantage de molécules d’eau est alors considérée comme saturé. L’eau dans l’air aura atteint sa pression de vapeur saturante (la proportion de la pression totale dans l’enceinte revenant à l’eau gazeuse aura alors atteint son maximum). Le système sera dans un état d’équilibre : Bien qu’il y aura toujours des mouvements parmi les molécules d’eau, les quantités totales d’eau dans l’air et dans le verre resteront inchangées au fil du temps. Chauffage de l’enceinte (verre d’eau + l’air à l’intérieur)(=injection d’énergie) Le chauffage de l’enceinte donne à d’avantage de molécules la possibilité d’acquérir l’énergie nécessaire pour passer à l’état gazeux. L’équilibre précédent sera déplacé et d’avantage de molécules vont s’évaporer, jusqu’à ce que le contenu de l’enceinte atteigne un nouvel état d’équilibre. Dans ce cas, l’air va contenir plus de vapeur d’eau qu’avant. Refroidissement de l’enceinte Si l’on refroidit l’enceinte, le nombre de molécules se détachant du liquide diminuerait et deviendrait inférieur au nombre de molécules d’eau qui quittent l’air pour rejoindre l’eau. En refroidissant, l’air contiendra donc moins d’eau. Conclusion Plus l’air est chaud, plus il peut accueillir de vapeur d’eau: la pression de vapeur saturante dépend donc de la température. Conclusion: L’évaporation est un processus physique qui se produit en dessous de la température d’ébullition. Il se produit tant que l’air n’est pas saturé en eau. Le niveau de saturation augmente avec la température (plus l’air est chaud, plus il peut contenir d’eau). L’évaporation des océans est donc plus favorisée dans les régions chaudes. Elle est également favorisée en présence du vent qui apporte constamment de l’air sec. L’air sec a la capacité d’accueillir plus d’eau que l’air humide. Lorsque l’eau passe dans l’air, une molécule d’eau étant plus légère que les molécules de diazote (N2) et de dioxygène (O2), entraine une diminution de la densité moyenne de l’air : l’air humide s’élève dans le ciel, aspirant de l’air sec en dessous. Ceci crée un courant d’air chaud ascendant. Ceci est responsable de la formation d’orages (en produisant des différentiels de températures et d’humidité) et de cyclones dans les cas extrêmes. 8.5. Notion de chaleur spécifique des océans http://eduscol.education.fr/obter/appliped/ocean/theme/ocean21.htm La chaleur spécifique est la quantité d'énergie à fournir à une masse d'eau pour élever sa température de 1°C. L’eau possède une chaleur spécifique particulière. Elle est quatre fois plus élevée que celle de l'air. Ainsi, l’eau est aussi difficile à chauffer qu’à refroidir, ce qui permet de réduire les fluctuations de température des masses d’eau. Les masses d'eau continentales , lorsqu’elles sont importantes influencent hautement l’état des climats locaux. L’océan possède une énorme capacité thermique. Il se réchauffe et se refroidit très lentement et peut stocker une quantité de chaleur d’environ mille fois supérieure à celle de l’atmosphère. Les premiers mètres de l'océan peuvent absorber autant de chaleur que toute la colonne d'air située au dessus. L'océan absorbe beaucoup plus de chaleur près de l'équateur que près des pôles. C’est donc un immense réservoir de chaleur. L’océan restitue la chaleur absorbée à l’atmosphère sur des périodes parfois de plusieurs siècles. L’hypothèse est qu'en moyenne, la température à l’échelle d'une zone ne varie pas sur une grande échelle de temps (plusieurs années). 8.6. Bilan thermique au niveau de l’océan La distribution de la chaleur à la surface de la planète est assurée par la circulation des masses d’air au niveau de l'atmosphère (vents) et par celle des masses d’eaux au niveau des océans (circulation océanique). Il y a un échange permanent de la chaleur entre l’océan et l’atmosphère. Le rôle de l’océan dans le stockage et la redistribution des énormes quantités de chaleur autour du globe est aussi important que celui de l'atmosphère. L’océan assure un transport et une dispersion de la chaleur entre l'équateur et les deux pôles L’océan joue ainsi un rôle déterminant dans la régulation du climat mondial. 8.6.1. Mécanismes de distribution de la chaleur Au niveau de l’océan Généralement, l'océan a tendance à se réchauffer à l'équateur et à perdre de la chaleur aux grandes latitudes. La redistribution de la chaleur se fait par transport d'eau sous forme d'un mouvement convectif (plongée des eaux les plus denses). Le bilan local est équilibré par le flux de chaleur par transport d'eau Qv. Au niveau de l’atmosphère Le même phénomène existe dans l'air, avec des cellules convectives qui créent de hautes et de basses pressions, avec une distribution de pression particulière due à la rotation de la terre et une influence importante des masses d’air continentales (qui ont des variations de températures beaucoup plus grandes que les océans).  http://enseignants.villamaria.qc.ca Afin de comprendre les mouvements d'eau dans les océans, il est nécessaire d’étudier le système couplé océan - atmosphère, en tenant compte des phénomènes thermiques qui sont à l'origine des vents, eux mêmes à l'origine des courants de surface. Les mouvements d'eau en profondeur sont dus à des variations de densité , de température ou salinité. 8.6.2. Circulation atmosphérique a. Structure de l’atmosphère La Terre est enveloppée par trois couches fluides externes: - L'atmosphère, couche gazeuse entre 0 et 1000 km. Elle est maintenue par gravité autour du globe terrestre en rotation; sa pression et densité diminuent avec l'altitude. - Au delà de 1000 km commence le vide interstellaire. Dans l'exosphère, les molécules ne sont plus maintenues par la gravité et s'échappent à travers la magnétosphère dans l'espace. L'atmosphère est divisée en plusieurs couches concentriques séparées par des étroites zones de transition. Ces couches sont définies par rapport à leur composition chimique et, par conséquent, leur structure thermique qui en détermine les propriétés dynamiques. Sommet de l’atmosphère Evolution de la température dans les différentes subdivisions de l’atmosphère L'unité de pression du système international (S.I.)... L'atmosphère normale correspond à la pression atmosphérique moyenne mesurée au niveau moyen de la mer à la latitude de Paris (1 atm = 101 325 Pa = 1 013,25 hPa = 1 013,25 mbar = 760 mmHg). Paris 48°51'12.28"N, 2°20'55.68"E. Latitude position: Equator ⇐ 5432km (3375mi) ⇐ Paris ⇒ 4575km (2843mi) ⇒ North pole. Longitude position: Prime meridian ⇒ 172km (107mi) Latitude Longueur (km) Distance à l'équateur (km) Pôle Nord 0 10 002 85° N 3 504 9 444 80° N 6 982 8 885 75° N 10 405 8 327 Plus de 99% de la masse totale de l'atmosphère est concentrée dans les premiers 40 km d'altitude. Cette épaisseur est très petite comparée au rayon terrestre (> 6000 km): ainsi l'atmosphère est une très fine enveloppe gazeuse de notre planète. L’atmosphère est constitué à presque 99 % par des molécules d'Azote et Oxygène; Les autres gaz constituants de l'atmosphère ont un total de 1,4 % des molécules atmosphériques Argon 0.934% Vapeur d'eau 0.4% Dioxyde de Carbone (CO2) 0.035% Néon 0.00182% Hélium 0.000524% Méthane 0.00015% Krypton 0.000114% Hydrogène 0.00005% N2O 0.00003% Ozone 0.000005% CFCs 0.0000001% (Chlorofluorocarbures) la concentration en CO2 dans l’atmosphère actuelle est 380 ppm, elle était de 280 ppm avant la révolution industrielle). La barrière corallienne des tropiques a diminué de 30 à 50% depuis le début des années 80. Les scientifiques prédisent une disparition totale du corail si cette teneur elle s’approche 450 ppm b. Définition de la circulation atmosphérique La circulation atmosphérique est le mouvement à l'échelle planétaire de la couche d'air entourant la Terre qui redistribue la chaleur provenant du Soleil en conjonction avec la circulation océanique. C’est un processus lié à une réponse au chauffage différentiel équateur/pôles des masses d’air par la chaleur provenant du rayonnement solaire » Illustration du bilan global de la quantité d'énergie reçue ou perdue par le système Terre-atmosphère, en fonction de la latitude. Dans ce bilan, on ne distingue pas les surfaces continentales, les océans et l'atmosphère Courbe rouge : rayonnement solaire moyen arrivant au sommet de l'atmosphère par cercle de latitude Courbe bleue : rayonnement solaire effectivement absorbé par le système Terre-atmosphère (gain d'énergie) Courbe verte : rayonnement moyen émis vers l'espace par le système Terre-atmosphère (perte d'énergie) c. Notions de base sur le rayonnement et son effet sur la circulation atmosphérique Le rayonnement est un processus qui permet un transport d'énergie sans aucun support matériel (dans le vide). Il consiste en un ensemble d'ondes électromagnétiques (photons) qui se propagent dans le vide et à des degrés divers dans la matière. La matière peut modifier les caractéristiques de ces ondes. Vu la forme de la Terre qui est un sphéroïde, la radiation solaire incidente au sol est variable. Les radiations maximales sont enregistrées dans les régions faisant face directement au Soleil, situées selon les saisons plus ou moins loin de l'équateur. Les radiations minimales sont enregistrées dans les régions situées dans des zones très inclinés par rapport au soleil et proches des Pôles. Répartition du rayonnement solaire sur le globe terrestre Inclinaison de l’axe de rotation de la terre : 23,4° Le système Terre-atmosphère reçoit de l'énergie du Soleil. Environ 30 % de l'énergie qui arrive au sommet de l'atmosphère (contact atmosphère-sol ou surface de l’océan) est réfléchie et repart vers l'espace. Le reste de l'énergie est absorbé par le système Terre-atmosphère. L'absorption est le processus physique par lequel l'énergie du rayonnement est convertie en chaleur. La Terre et l'atmosphère émettent également des radiations La Terre et l'atmosphère émettent également des ondes électromagnétiques infrarouges vers l’espace, ce qui correspond pour elles à une perte d'énergie. La radiation réémise par la terre et l’atmosphère dépend de la quantité d'énergie reçue. - En résumé, le système Terre-atmosphère reçoit de l'énergie (du Soleil) et en perd, sous forme de rayonnement électromagnétique infrarouge qui s'échappe vers l'espace. Les régions polaires sont donc déficitaires : elles perdent plus d'énergie qu'elles n'en reçoivent, puisque la courbe verte est au-dessus de la courbe bleue. Les régions équatoriales et tropicales sont par contre excédentaires : elles gagnent plus d'énergie par rayonnement qu'elles n'en perdent. C'est ce contraste (pôles déficitaires, tropiques excédentaires) que l'on appelle le chauffage différentiel pôles/équateur qui est à l’origine du transport d'énergie des tropiques vers les plus hautes latitudes, qui est assuré par les mouvements des deux systèmes fluides : l'océan et l'atmosphère. Ce déséquilibre thermique a pour conséquence la création d'un type particulier de cellules de convection près de l'équateur. Plus loin de l’équateur, la rotation de la Terre influence le trajet de l'air selon la répartition des pressions (force de Coriolis) et le tout forme la circulation atmosphérique. Sans ce flux d'énergie des tropiques vers les pôles, on aurait aux pôles des températures beaucoup plus froides, et dans les régions tropicales des températures beaucoup plus chaudes, que celles effectivement rencontrées. Le chauffage différentiel surface de la terre/altitude Le bilan moyen (moyenné sur toute la Terre) d'énergie reçue ou perdue par rayonnement au niveau de la surface terrestre, est excédentaire : la surface terrestre reçoit donc en moyenne par rayonnement plus d'énergie qu'elle n'en perd. Ce bilan moyen est déficitaire dans l'atmosphère à quelques kilomètres d'altitude. Des mouvements verticaux transportent l'énergie du sol vers l'altitude : Sans ces mouvements verticaux au sein de l'atmosphère, la température moyenne au sol serait , d'environ 40 °C supérieure à celle effectivement rencontrée. Comment les mouvements atmosphériques transportent-ils l'énergie de la surface terrestre vers l'atmosphère ? La surface terrestre reçoit plus d'énergie par rayonnement qu'elle n'en perd ; contrairement à l'atmosphère. l'excédent d'énergie au sol est efficacement transporté vers l'altitude (pauvre en énergie) par les mouvements de l'atmosphère, en particulier par la convection. Chose qui permet d’éviter des températures très élevées à la surface de la terre. La convection est l'apparition de mouvements verticaux intenses et localisés, qui se produisent quand les basses couches sont suffisamment chaudes, et se traduisent par des nuages en forme de chou-fleur : les cumulus ou les cumulonimbus. Les nuages convectifs assurent ainsi un transport d'énergie du sol vers l'altitude. Explications: Les changements d'état de l'eau absorbent ou libèrent de très grandes quantités d'énergie, appelée chaleur latente. L'évaporation: est un processus qui contribue à la consommation d’énergie près de la surface terrestre L’évaporation qui se produit au-dessus des océans et des mers, consomme de la chaleur latente : c'est donc de l'énergie qui est prélevée près de la surface de la terre ou de l’océan. La condensation de vapeur d’eau dans l’air en eau liquide ou solide une fois monté vers les hautes altitudes libère de l’énergie qui est restituée aux hautes altitudes: Lorsqu'une particule d'air atmosphérique s'élève et qu'en altitude une partie de sa vapeur d'eau se condense en eau liquide ou solide (neige), cette chaleur latente est libérée, c'est-à-dire restituée à l'atmosphère en altitude. En zone tropicale, les cyclones assurent ce même rôle de transport d'énergie, de la surface de notre planète (au-dessus d'un océan chaud, ayant stocké beaucoup de chaleur) vers l'altitude.  8.6.4. Bilan de chaleur au sein d’un océan a. Rayonnement solaire La lumière est composée d’énergie électromagnétique qui se propage mieux dans le vide (300 000 km/s et en général de moins en moins bien dans les milieux de densité croissante. Rayonnement solaire Qs Qs représente la quantité d'énergie solaire qui après avoir traversé l'atmosphère pénètre dans l'océan. C’est la principale source d'énergie des océans. Il est absorbé par la surface des océans. Près de 99% de cette énergie est contenue dans l'intervalle des courtes longueurs d'ondes de 0,3 à 3 µm Estimation du flux total de chaleur reçue par une région de l'océan : Qt = Qs + Qb + Qh + Qe+Qv Constante solaire La moyenne annuelle appelée constante solaire (irradiance solaire) est la quantité d’énergie solaire reçue par une surface de la terre de 1 m² située à une unité astronomique (distance moyenne T-S) par seconde et sans atmosphère. Elle vaut environ 1360 W/m2. Elle varie de 1 320 (aphélie) à 1 410 watts par mètre carré (périhélie) en fonction de l'excentricité de la terre. Cette énergie se disperse et se dissipe sur l’ensemble de la surface terrestre. Il s'agit du flux d'énergie solaire ou flux à travers une surface perpendiculaire au rayon terre soleil. La moyenne globale s'obtient en divisant la surface de la terre par sa section diamétrale, soit 1360/4= 340 W/m2 ). Rayonnement solaire C’est un ensemble de longueurs d'onde dont certaines ne sont pas perceptibles par l'oeil humain. Rayonnements visibles à l’œil humain: couleurs allant du violet au rouge sombre (longueurs d'onde de 0,4 à 0,8 mm) détectés par l'oeil. Rayonnement non visible à l’œil humain: rayonnements ultraviolets de longueur d'onde inférieure à 0,4 mm et infrarouges, de grande longueur d'onde supérieure à 0,8 mm. Propagation de la lumière dans deux milieux d’indices différents Considérons le rayon incident, issu de , se propageant dans le MHTI d'indicen1. Au point I appartenant au dioptre, il subit une déviation et une réflexion partielle. Le rayon réfracté se propage dans le MHTI, d'indice n2 , et le réfléchi, dans le MHTI d'indice n1. On énonce ainsi les lois de Snell-Descartes : Les rayons réfléchi et réfracté appartiennent au plan d'incidence. L'angle de réfraction i2 est relié à i1 par la relation: et l'angle de réflexion par: Résultat Le rayon réfracté se rapproche de la normale quand il passe d'un milieu moins réfringent à un milieu plus réfringent. À l'inverse, il s'en éloigne s'il passe d'un milieu plus réfringent à un milieu moins réfringent. © Tahar Amari / Centre de physique théorique. La température du Soleil, atteint environ Modèle complet illustrant la fine casserole de 15 millions de degrés en son cœur, plasma en ébullition, proche de la surface solaire, décroit progressivement pour chuter à responsable de la génération du champ 6000 degrés à sa "surface". Elle devrait magnétique poivre et sel en surface (bleu-rouge), alors logiquement continuer à décroitre qui en émergeant crée toute une "végétation" dans l'atmosphère. Pourtant, elle atteint rappelant une mangrove, et permettant le environ 10 000 degrés dans la chauffage des divers couches de l'atmosphère chromosphère et plus d'un million de solaire. degrés dans la couronne. Rayonnement solaire : ondes électromagnétiques Une onde électromagnétique comporte à la fois un champ électrique et un champ magnétique oscillant à la même fréquence. Ces deux champs, perpendiculaires l’un par rapport à l’autre se propagent dans un milieu selon une direction orthogonale (figure ci-dessous). La propagation de ces ondes s’effectue à une vitesse qui dépend du milieu considéré. Dans le vide, la vitesse de propagation est égale à 3.108 m.s-1. Les ultraviolets : rayonnements assez énergétiques, et nocifs pour la peau. une grande part des ultraviolets est stoppée par l'ozone atmosphérique qui sert de bouclier protecteur de la terre. Leurs longueurs d’onde (10-8 m) à (4.10-7 m) de millimètre. Le domaine visible : correspond à la partie très étroite du spectre électromagnétique perceptible par notre œil. C’est dans le domaine visible que le rayonnement solaire atteint son maximum (0,5 μm) et c'est également dans cette portion du spectre que l'on peut distinguer l'ensemble des couleurs de l'arc en ciel, du bleu au rouge. Il s’étend de (4.10-7 m) - lumière bleue - à (8.10-7 m) de millimètre - lumière rouge. L’infrarouge : rayonnement émis par tous les corps dont la température est supérieure au zéro absolu (-273°C). En télédétection, on utilise certaines bandes spectrales de l'infrarouge pour mesurer la température des surfaces terrestres et océaniques, ainsi que celle des nuages. Relation : Rayonnement et énergie Les échanges d'énergie portée par le rayonnement électromagnétique qui ont lieu entre le soleil et le système terre-océan-atmosphère ne se font pas de manière continue, mais de façon discrète, sous forme de paquets d'énergie, véhiculés par des corpuscules élémentaires immatériels, les photons. Chaque photon un quantum d'énergie proportionnel à la fréquence de l'onde électromagnétique considérée ; cette énergie est d'autant plus grande que la fréquence est élevée. La relation suivante exprime la quantité d'énergie associée à un photon en fonction de la fréquence de l'onde : E=hν où : - E : l’énergie de l’onde électromagnétique - ν : la fréquence de l’onde - h : la constante de Planck (6,625.10-34 J.s) Ainsi, les rayonnements électromagnétiques de courte longueur d'onde ou de fréquence élevée véhiculent davantage d'énergie que les rayonnements de grande longueur d'onde (basse fréquence). Les interactions rayonnement / matière Lorsqu’un rayonnement électromagnétique atteint un objet, +certaines longueurs d’onde sont absorbées ou diffusées, +d’autres sont réfléchies par l’objet. +Une partie du rayonnement peut être transmise à travers l’objet si celui-ci est plus ou moins transparent, avec un changement de direction de la propagation du à la réfraction. La partie du rayonnement qui est absorbée modifie l’énergie interne de l’objet et produit de la chaleur qui sera réémise sous forme d’un rayonnement à une plus grande longueur d’onde. Réflexion La réflexion se définit comme un changement de direction du rayonnement électromagnétique quand celui-ci atteint une surface. Diffusion atmosphérique Lorsque le rayonnement traverse la couche atmosphérique, il entre en collision avec les molécules et les particules présentes dans l’atmosphère. le rayonnement est dévié de sa trajectoire par des molécules constituant des obstacles Absorption L'absorption du rayonnement qui cède tout ou une partie de son énergie conduit à une atténuation du signal dans la direction de propagation du rayonnement L’énergie absorbée modifie l’énergie interne de la molécule en la faisant passer d’un niveau d’énergie E1 à un niveau d’énergie E2 supérieur.. La molécule change de configuration électronique. Il y a production de chaleur et réémission de l'énergie à une plus grande longueur d'onde. Transmission Lorsqu’une partie du rayonnement incident passe à travers un milieu, on dit que le rayonnement est transmis. Le phénomène de transmission concerne les milieux plus ou moins transparents comme l'eau, les nuages ou l'atmosphère, Réfraction Le phénomène de réfraction correspond à une déviation de la trajectoire du rayonnement lorsqu’il passe d’un milieu à un autre n’ayant pas le même indice de réfraction (rapport entre vitesse de la lumière dans le vide et vitesse de la lumière dans le milieu considéré). La réfraction se produit à l’interface entre les deux milieux. D'après Thomas, 1978 Le coefficient d'atténuation de l'eau mesure la perte d'énergie du rayonnement (ici à 550 nm) traversant la colonne d'eau. Il permet d'apprécier la transparence de l'eau liée à la présence de particules en suspension, qui gênent la transmission de la lumière. Emission Tout corps dont la température est supérieure au zéro absolu (0° Kelvin équivaut à - 273°C) émet un rayonnement électromagnétique issu de l’agitation thermique des molécules, dont la longueur d’onde est fonction de la température. Emission et absorption étant liées (loi du rayonnement de Kirchhoff), le physicien Max Planck en 1900 a imaginé ce qui se produirait dans le cas idéal du corps noir (cas du soleil). La terre est assimilée à un corps gris (n’absorbe pas tout le rayonnement) Loi de Planck : Un corps noir est un corps hypothétique capable d’absorber puis de réémettre tout le rayonnement qui lui parvient, quelque soit la longueur d’onde. Il ne réfléchit, ni ne transmet aucun rayonnement. Planck a montré que l’énergie émise (luminance spectrale) par un corps noir dépendait uniquement de sa température. avec : c : vitesse de la lumière (3.108 m.s-1) h : constante de Planck (6,625.10-34 J.s) k : constante de Boltzmann (1,38.10-23 J.K-1) T : température du corps noir en Kelvins Au niveau de l’atmosphère Les rayons lumineux voyagent dans le vide à la vitesse de la lumière. Dès qu’il arrivent à la surface de la limite supérieure de l’atmosphère, une partie du rayonnement est réfléchie vers l’espace. Une partie du rayonnement restant, en traversant l’atmosphère va entrer en collision avec les molécules gazeuses et les particules (aérosols, gouttelettes d'eau, poussières) présentes dans l'atmosphère qui constituent des obstacles à la propagation de l’énergie et qui provoquent un blocage et/ou une déviation du rayonnement, diminuant ainsi l’énergie transportée par le rayonnement électromagnétique: absorption / diffusion. Le reste du rayonnement va traverser l’atmosphère à travers des fenêtres et arriver à la surface de la terre ou des océans: rayonnement transmis Au niveau de l’atmosphère Diffusion atmosphérique Lorsque le rayonnement n’est pas absorbé, il peut être en partie dévié dans toutes les directions. C’est le phénomène de diffusion atmosphérique dont la nature dépend de plusieurs paramètres : - la longueur d'onde du rayonnement - la densité et la taille des particules et des molécules atmosphériques - l'épaisseur de la couche atmosphérique à traverser. Pour en déduire le flux d'énergie atteignant la surface des océans, il faut tenir compte : - de l'absorption de l'atmosphère. - du coefficient de transmission de l'atmosphère, - de la diffusion et la réflexion vers l'espace par l'atmosphère et les océans (le pourcentage d'énergie diffusée et réfléchie est l'albédo planétaire). Exemples :Atmosphère sans nuage : Ta = 0,9, albédo de 4%, soleil au zénith >> Qs = 1175 W/m2 Brouillard et nuages : Ta = 0,1, albédo de 6%, soleil à 40° du zénith >> Qs = 98 W/m2. Cos 40° =0,76627189 La nuit Qs = 0. Le coefficient de transmission thermique d'une paroi est la quantité de chaleur traversant cette paroi en régime permanent, par unité de temps, par unité de surface et par unité de différence de température entre les ambiances situées de part et d'autre de la paroi. L'albédo, ou albedo (sans accent), est le pouvoir réfléchissant d'une surface non lumineuse , C’est le rapport de l'énergie lumineuse réfléchie à l'énergie lumineuse incidente. C'est une grandeur sans dimension, L'albédo du système Terre-atmosphère est la fraction de l'énergie solaire qui est réfléchie vers l'espace. Sa valeur est comprise entre 0 et 1. Plus une surface est réfléchissante, plus son albédo est élevé. Les éléments qui contribuent le plus à l'albédo de la Terre sont les nuages, les surfaces de neige et de glace et les aérosols. Par exemple, l'albédo de la neige fraîche est de 0,87, ce qui signifie que 87 % de l'énergie solaire est réfléchie par ce type de neige. Albédo Zénith: Point du ciel situé à la verticale d’un observateur En astronomie, le zénith est l’un des points d'intersection de la verticale d'un lieu donné et de la sphère céleste. Le point d'intersection qui se trouve au-dessus de la Terre est le zénith tandis que celui qui se trouve aux antipodes est le nadir L'albédo sur les océans dépend de l'incidence du soleil (jusqu'à 15% quand le soleil est bas sur horizon) et diminue lorsque la mer est agitée. La glace et la neige augmentent considérablement la réflexion (jusqu'à 85% sur de la neige fraîche). L' écart entre cette répartition et une répartition zonale est due la répartition inégale de la couverture nuageuse sous l'influence des climats continentaux et des courants océaniques. Rayonnement solaire au niveau de la mer en W/m2, moyennes annuelles Da Silva (1994). Flux de chaleur radiatif de grande longueur d'onde Qb Ce flux est la différence entre le flux de chaleur rayonné par la surface de la mer en direction de l'atmosphère et le flux de chaleur rayonné par l'atmosphère vers la mer. Une partie de la chaleur emmagasinée par l'atmosphère et la mer est restituée sous forme de rayonnement. Les longueurs d'ondes de ces flux de chaleur radiatifs sont fonction de la température de chacun des corps rayonnant (loi de Wien). Pour une température de surface variant de 273 Kelvins (0°C) à 303 Kelvins (30°C), le maximum d'énergie est rayonné à une longueur d'onde variant de 10,6 μm à 9,56 μm (pour le soleil dont la température de surface est voisine de 6000 K le maximum d'énergie est rayonné à λ=0,48 μm). L'intensité de l'énergie rayonnée est proportionnelle à la température (en Kelvins) à la puissance quatre. Le coefficient de proportionnalité dépend de la nature du corps rayonnant et il est beaucoup plus grand pour les liquides que pour les gaz. L'intensité d'énergie rayonnée par l'atmosphère va dépendre fortement de sa composition, en particulier de son humidité et de la couverture nuageuse (gouttelettes d'eau). Par contre le flux de chaleur rayonné par les océans ne dépend que de la température dont les variations relatives (en Kelvin) sont faibles. De plus lorsque la température des océans est élevée, l'humidité et la couverture nuageuse de l'atmosphère sont en général importantes, les deux flux (rayonnés par l'atmosphère et par la mer) ont tendance à s'équilibrer, ce qui explique les faibles variations (régionales et saisonnières) du flux radiatif de grande longueur d'onde Globalement le flux radiatif de grande longueur d'onde entraîne un refroidissement des océans qui cèdent ainsi un tiers de l'énergie reçue par rayonnement solaire. Une faible part de cette énergie est absorbée par l'atmosphère (effet de serre), la plus grande part est rayonnée directement vers l’espace. rayonnement de grande longueur d'onde en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994). Flux de chaleur par conduction et convection Qh La mer échange de la chaleur avec l'atmosphère par contact. La chaleur cédée (ou reçue) par la mer est fonction du gradient vertical de température dans l'air : Si l'air est stationnaire, la conduction est due aux mouvements aléatoires des molécules et K est la conductivité thermique moléculaire (caractéristique de l'air à une température donnée). Mais l'air est en mouvement ce qui accroît les échanges de chaleur, ce mouvement a un caractère turbulent et K est alors le coefficient de conductivité turbulente de la chaleur (caractéristique de l'écoulement). Quand l'océan est plus chaud que l'air, l'air en contact avec l'océan se réchauffe et monte. On a un phénomène de convection naturelle qui entretient le renouvellement de l'air et donc les échanges de chaleur. Dans le cas contraire l'air refroidit reste à la surface, les échanges de chaleur se font alors plus lentement à l'échelle moléculaire. Il y a donc une dissymétrie dans les échanges de chaleur : l'océan cède plus facilement de la chaleur par convection qu'il n'en gagne par conduction.  Flux de chaleur latente Qe C'est le flux de chaleur du à l'évaporation. Pour que l'évaporation se produise, il faut que l'océan fournisse une quantité de chaleur : c'est la chaleur latente de vaporisation. Le flux de chaleur Qe est lié au taux d'évaporation par la relation : Qe = ρ Ė L E étant le taux d'évaporation et L la chaleur latente de vaporisation de l'eau. La valeur élevée de la chaleur latente (2474 kJ/kg à 20°C pour de l'eau pure) liée à la structure de la molécule d’eau, ainsi que les valeurs importantes du taux d'évaporation (environ 1,2 mètres par an sur l'ensemble des océans), font que le flux de chaleur du à l'évaporation est la première cause de refroidissement des océans. Ce flux est particulièrement important dans les zones subtropicales et au dessus des courants chauds comme le Gulf Stream Flux de chaleur latente (du à l'évaporation) en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994).  Bilan et flux de chaleur par transport d'eau Bilan et flux de chaleur par transport d'eau C'est dans les régions à fort courants que l'on observe les plus fortes pertes de chaleur, au niveau du Gulf stream (côte Est des Etats Unis) ou du Kuro Shivo (Sud du Japon), compensant ainsi un fort apport par transport d'eau. Le rôle des transports d'eau en profondeur est fondamental dans le bilan thermique de la planète. Ainsi, si l'on considère l'Antarctique, la première cause de refroidissement du continent est le rayonnement de grande longueur d'onde Qb, la première cause de réchauffement est le flux de chaleur par transport d'eau Qv du au mouvement en profondeur, d'eau en provenance de l'Atlantique Nord. Bilan et flux de chaleur par transport d'eau (en W/m2) Les courants marins redistribuent l’énergie thermique absorbée. Cette circulation globale contribue, à la manière d’un « tapis roulant », à la redistribution de la chaleur à l’échelle de la planète, en échange permanent avec l’atmosphère La circulation océanique est contrôlée par les vents de surface, par la rotation de la terre et par certaines propriétés de l’océan telles que la température et la salinité. Des masses d’eaux chaudes transportent en surface la chaleur accumulée dans les tropiques, vers les pôles, en réduisant ainsi les écarts de température: C’est par exemple le rôle du Gulf Stream. Des courants froids circulant en profondeur font le trajet inverse. Répartition de l’énergie en profondeur Circulation thermohaline Répartition de l’énergie en profondeur b. Rôle de la circulation atmosphérique dans la répartition de la chaleur au niveau du globe terrestre https://www.youtube.com/watch?v=KiJ9xr8_G SI&ab_channel=ScienceClic https://www.youtube.com/watch?v=hZIHD9N8 ddw&ab_channel=Williamsf. https://www.youtube.com/watch?v=SmANt8g Al7c&ab_channel=brightblue  Force de Coriolis La force de Coriolis est une force d’inertie perpendiculaire à la direction du mouvement d’un corps en déplacement. Cette force est qualifiée de pseudo- force car elle n’existe que par le mouvement d’un corps dans un système de référentiel en rotation uniforme. Elle agit sur tous les objets en mouvement à la surface de la Terre et provoque un déplacement latéral à tout mouvement effectué sur la Terre. L’action de cette force ne dépend pas du sens de déplacement de cet objet mais uniquement du sens de rotation du support sur lequel il se trouve. Cette force dévie les mouvements vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. A l'équateur, la force est nulle. Cet effet, avec rotation dans le sens anti-horaire dans l'hémisphère nord, se manifeste sur les courants marins ou encore sur les vents en altitude.  Effet de la force de Coriolis Les masses d’air s’enroulent sous l’effet de la force de Coriolis Sens anti- Sens horaire horaire dans l’HN dans l’HN Effet de la force de Coriolis sur les masses d’eau dans les océans Les différences de pression sur Terre engendrées par les différences de température créent des mouvements d'air : les vents. La dilatation de l’air chauffé entraine un mouvement vers le haut. Ainsi Il s'élève en altitude. L'air refroidi en altitude descend au sol créant une pression importante : c'est la zone de haute pression (anticyclone). D: Dépression, A: anticyclone Carte météorologique fournie par les stations météo Isobares très rapprochés dans une dépression Les dépressions sont des zones de basse pression autour desquelles les vents géostrophiques s’enroulent en suivant les isobares et forment ce qui peut s’apparenter à une spirale. Les dépressions sont appelées cyclones lorsque la vitesse des vents à son cœur atteint une grande vitesse. Cette formation a pour cause le comportement des vents géostrophique auquel il faut rajouter la force de friction. Les courants géostrophiques, soumis à la force de Coriolis et au gradient de pression se parallélisent aux isobares. Ces derniers étant de forme plus ou moins circulaire, les courants vont donc prendre une trajectoire de même forme. Les perturbations sont de vastes enroulements nuageux autour d'une dépression, avec des vents tournant dans le sens inverse des aiguilles d'une montre autour de la dépression dans l'hémisphère Nord (dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère Sud). une zone de basse pression atmosphérique, associée au mauvais temps car à l'origine de courants ascendants favorisant la formation de nuages et de précipitations Comment est-ce que les mouvements atmosphériques transportent l'énergie de l'équateur vers les pôles? Circulation globale des masses d’air selon la latitude On distingue trois zones de circulation des vents entre l'équateur et les pôles sous forme de cellules de convection qui permettent le transport de l’énergie de l’équateur vers les deux pôles L'air chaud qui s'élève de l'équateur et qui est remplacé par un air plus froid venu des pôles, est à l'origine des vents que l'on nomme alizés Alizés Zone de vent due à l'effet Coriolis entre les tropiques et l'équateur. Orientation inverse selon l'hémisphère nord ou sud.  Les alizés du Nord-Est de l'hémisphère Nord et du Sud-Est de l'hémisphère Sud Ce sont des vents dominants de basses couches (max 2 à 3 km d’altitude) d’Est entre les tropiques , réguliers et constants, très chauds et secs, ils peuvent se charger d'humidité après de longs parcours océaniques Les alizés du Nord-Est de l'hémisphère Nord et du Sud-Est de l'hémisphère Sud convergent l'un vers l'autre et forcent l'air à s'élever dans la région équatoriale. Les régions équatoriales constituent donc une zone de basses pressions. Les masses d'air humide soulevées par la convergence génèrent des nuages de type cumulonimbus et des précipitations intenses.  Les alizés du Nord-Est de l'hémisphère Nord et du Sud-Est de l'hémisphère Sud A la tropopause, vers 15 km d'altitude, ces masses d'air qui ont perdu une grande partie de leur humidité sous forme de précipitations, deviennent subsidents. Ils divergent donc et finissent par redescendre aux latitudes 30°. Lors de cette subsidence, l'air se réchauffe et son humidité relative diminue : les précipitations sont donc fortement ralenties. A la tropopause, vers 15 km d'altitude, ces masses d'air qui ont perdu une grande partie de leur humidité sous forme de précipitations, deviennent subsidents. Ils divergent donc et finissent par redescendre aux latitudes 30°. Lors de cette subsidence, l'air se réchauffe et son humidité relative diminue : les précipitations sont donc fortement ralenties. Les régions subtropicales ont donc un régime anticyclonique, générateur d'un climat chaud et sec (zones de la ceinture des grands déserts dans l'hémisphère Nord et dans l'hémisphère Sud. Le contact entre les zones anticycloniques tropicales et la dépression équatoriale est à l'origine des alizés cités. Cellule de Hadley la cellule de Hadley se situe entre l'équateur et 30 degrés N et S (dans la zone intertropicale), caractérisée par des vents réguliers de basses couches soufflant du nord-est dans l'hémisphère nord et du sud-est dans celui du sud : les alizés. Ils ne concernent que la couche de turbulence allant du sol à 2 000 mètres voire 3 000 mètres d'altitude. Les navigateurs à voile ont depuis longtemps utilisé cette zone de vents réguliers pour traverser les océans (trade winds). Dans la zone intertropicale, cet afflux de masse atmosphérique va générer des mouvements verticaux de grande échelle. Dans ces vastes zones d'ascendance, des foyers convectifs beaucoup plus intenses vont pouvoir se former et caractériser ainsi la ZCIT (zone de convergence intertropicale). Cellule de Ferrel La cellule de Ferrel est située aux latitudes moyennes au-delà de 30° et caractérisée par des systèmes dépressionnaires transitoires sous une circulation d'altitude généralement d'ouest, Ce sont les perturbations des moyennes latitudes qui prennent le relai des cellules de Hadley et permettent de transporter l'énergie vers les pôles. Cellules polaires Les cellules polaires sont situées respectivement au nord et au sud des 60èmes parallèles nord et sud , avec une circulation de surface généralement d'est. Courants jets Entre ces trois zones, à une altitude variant entre 6 et 15 km, les courants jets circulent autour de la planète et qui sont l’un des précurseurs de frontogenèse. Définition: Le processus par lequel un front prend naissance ou s'intensifie dans une région de l’atmosphère s'appelle la frontogénèse (ou frontogenèse ) ; s'y oppose la frontolyse, qui est le processus par lequel un front s'affaiblit ou disparaît. Dans ces processus d'amplification ou d'atténuation peuvent intervenir en étroite corrélation deux grands types d'influence : le réchauffement ou le refroidissement de masses d’air contiguës d'une part, le mouvement horizontal et vertical de l’air d'autre part. Jetstream, Rossby Waves, N hemisphere. 10. Répartitions verticale de la lumière et des radiations lumineuses RAPPELS La lumière, composée d’énergie électromagnétique, se propage mieux dans le vide (300 000 km/s et en général de moins en moins bien dans les milieux de densité croissante. http://www.ecosociosystemes.fr/eau Au niveau de l’atmosphère Les rayons lumineux voyagent dans le vide à la vitesse de la lumière. Dès qu’il arrivent à la surface de la limite supérieure de l’atmosphère, une partie du rayonnement est réfléchie vers l’espace. Dans un milieu autre que le vide, la propagation d’un rayonnement lumineux est contrôlée par deux processus qui entraînent un affaiblissement du flux (atténuation de la lumière) : l’absorption et la diffusion. Absorption / diffusion Une partie du rayonnement restant, en traversant l’atmosphère va entrer en collision avec les molécules gazeuses et les particules (aérosols, gouttelettes d'eau, poussières) présentes dans l'atmosphère qui constituent des obstacles à la propagation de l’énergie et qui provoquent un blocage et/ou une déviation du rayonnement, diminuant ainsi l’énergie transportée par le rayonnement électromagnétique: absorption / diffusion. Diffusion atmosphérique Lorsque le rayonnement n’est pas absorbé, il peut être en partie dévié dans toutes les directions. C’est le phénomène de diffusion atmosphérique dont la nature dépend de plusieurs paramètres : - la longueur d'onde du rayonnement - la densité et la taille des particules et des molécules atmosphériques - l'épaisseur de la couche atmosphérique à traverser. Le reste du rayonnement va traverser l’atmosphère à travers de fenêtres et arriver à la surface de la terre ou des océans: rayonnement transmis Dans le cas des mers et des océans, ces processus sont hautement dépendants de la composition physico-chimique de l’eau: eau pure, MES, MO dissoutes, production primaire. D'après Thomas, 1978 Le coefficient d'atténuation de l'eau mesure la perte d'énergie du rayonnement traversant la colonne d'eau. Il permet d'apprécier la transparence de l'eau liée à la présence de particules en suspension, qui gènent la transmission de la lumière.  Evolution du spectre de la lumière naturelle dans l’atmosphère et dans l’eau - la lumière en provenance du soleil est atténuée par l’atmosphère avant d’atteindre la surface de l’eau, - La capacité de pénétration de la lumière dans l’eau est permise grâce à la transparence de l’eau. - Dans le cas d’une eau turbide due aux MES ou à une forte productivité primaire , la pénétration de la lumière est hautement limitée. L’irradiance quantifie la puissance d'un rayonnement électromagnétique frappant par unité de surface perpendiculaire à sa direction. C'est la densité surfacique du flux énergétique arrivant au point considéré de la surface. Dans le Système international d'unités, elle s’exprime en watts par mètre carré (W/m2) - Sous l’eau, l’atténuation est considérable, les infrarouges sont absorbés dans le premier mètre et peu de lumière atteint les 100 mètres. Au delà de 1000 mètres c’est la nuit noire. 156 Rayonnement du corps noir Tout objet qui a une température supérieure à 0 K (- 273°C) va émettre de l’énergie sous forme de radiations. D’après la loi de Planck, un corps émet un rayonnement dont la longueur d’onde se situe dans un intervalle spécifique, qui varie en fonction de sa température. L’équation de Stephan – Boltzman lie l’énergie émise à la température du corps : E = σ T, E = Energie émise par l’objet (en W/m 2 ) T = Température de l’objet (en kelvin), σ = Constante de Stefan – Boltzman (5,67.10-8 W/m2 K4 ) Température du corps noir 100 K = - 173°C Quand les rayonnements émis par un objet suivent exactement cette loi, il est appelé « corps noir » Emissivité L’émissivité est la capacité d’une matière à émettre et à absorber du rayonnement. C’est, en quelque sorte, une notion parallèle à l’albédo ; l’albédo concerne le rayonnement solaire, tandis que l’émissivité concerne les radiations émises par la Terre (sols, océans, nuages, molécules de gaz de l’atmosphère…). L’émissivité prend des valeurs comprises entre 0 et 1 (sans unité). La Terre, objet solide, va réémettre tout le rayonnement qui lui parvient : son émissivité est très proche de 1. L’émissivité de l’atmosphère, qui est en partie composée de gaz et de vapeur d’eau, est très inférieure à 1, mais non nulle. Par suite, l’atmosphère ne va pas absorber toute la chaleur qui lui parvient, et elle ne va pas réémettre intégralement toute la chaleur qu’elle aura absorbée. Transmission de la lumière dans l’eau de mer Rappel La Terre reçoit de l’énergie provenant du Soleil. Le flux solaire incident est fonction de la luminosité solaire et inversement proportionnel au carré de la distance au soleil. Constante solaire : 1368 W/m2 La constante solaire exprime la quantité d'énergie solaire que recevrait un m² de la surface terrestre exposée directement aux rayons du Soleil si l'atmosphère terrestre n'existait pas. Elle correspond au flux solaire ramené à la distance Terre-Soleil. Elle varie de 1410 W/m2 à 1320 W/m2 selon l'excentricité de l'orbite terrestre, sa moyenne annuelle étant égale à 1368 W/m 2. Distribution du flux solaire annuel en fonction de la latitude La surface du globe terrestre est égale à 4*π*R2 , c’est-à-dire 4 fois supérieure à la section de la Terre : le flux solaire moyen qui atteint le sommet de l’atmosphère a donc pour valeur 342W/m2 (cette valeur reste cependant très théorique car, en pratique, le flux solaire incident varie en fonction de la latitude, de la saison et de l'heure). Rappel Une partie de cette énergie est réfléchie suivant la nature de la surface sur laquelle arrive le flux solaire. Le rapport Flux réfléchi / Flux incident est appelé albédo et est caractéristique de la surface soumise aux rayons solaires. L'albédo est en moyenne 30 % pour le globe terrestre : 5-10 % pour les océans (sans couverture nuageuse), 10-15 % pour les forêts, 30-50 % pour les déserts, 60-85 % pour la neige et la glace, 15-20 % pour les zones urbaines. L’albédo des différentes zones de la planète varie selon les saisons. En moyenne, 70% de l’énergie qui parvient à la Terre y reste et permet de réchauffer la planète. Bilan des radiations solaires  L’absorption de la lumière dans la mer L’absorption de la lumière dans la mer est l’absorption de l’énergie des photons par transition de niveau d’énergie des atomes et des molécules constituants l’eau de mer. La façon dont les différentes longueurs d’onde composant le spectre de la lumière sont absorbées dépendra des différentes concentrations des constituants de l’eau de mer et de leurs niveaux d’énergies excitables : L’énergie absorbée est transformé en chaleur, soit éventuellement réémise partiellement par fluorescence ou effet Raman, mais avec changement d’onde. 165  L'absorption de la lumière par l’eau L'absorption peut être due à : ▪ En 1er lieu à l'eau elle même (les rayons infrarouges sont très vite absorbés par l'eau ; dans les premières dizaines de centimètres sous la surface océanique) ▪ aux composés organiques dissous ▪ aux particules organiques ou minérales en suspension ▪ aux algues qui transforment l'énergie lumineuse en énergie biochimique par les processus de photosynthèse (celle-ci constitue une très faible part des phénomènes d'absorption, évaluée à environ 0,1% de l'énergie solaire absorbée par les océans). Par contre, la plupart des substances composant le sel marin ont peu d’effet sur l’absorption de la lumière dans l’eau. Ainsi, il n’y a pas de différence entre le spectre d’absorption d’une eau de mer très claire et celui de l’eau distillée. 166 Diffusion de la lumière dans l’eau de mer La diffusion de la lumière est un phénomène physique que l’on rencontre lorsque des inhomogénéités optiques du milieu provoquent des changements aléatoires de la direction des rayons lumineux. Cela est du à la présence de particules en suspension ou de particules constituées de molécules d’eau de densité différente du milieu environnant. L’énergie diffusée n’est pas transformée mais simplement dispersée dans l’espace. 167 Dans le cas d’un milieu dit optiquement pur, seules les molécules provoquent la diffusion. Dans le cas des milieux troubles, à la diffusion moléculaire s’ajoute la diffusion par les particules en suspension. Pour les radiations visibles, l’eau de mer, même pure se comporte comme un milieu optiquement trouble. Pour les grosses particules, la diffusion est le résultat de la réflexion, réfraction et diffraction par de telles particules. Lorsque les dimensions des particules sont inférieures à la longueur d’onde, comme le cas pour l’eau de mer, l’optique géométrique ne suffit plus à expliquer la diffusion et on fait appel à la théorie des ondes électromagnétiques (cours de physique)  Pénétration du rayonnement solaire dans l'eau L’atténuation de la lumière sous l’eau est essentiellement due à l’absorption, la diffusion ayant une moindre importance. Cette atténuation est fonction de la longueur d’onde et des caractéristiques physiques et chimiques de l’eau de mer. Cette propriété optique apparente de l’eau de mer permet de la caractériser et donne, des informations sur la densité, les concentrations des matières en suspension et la productivité biologique. Pour un éclairement naturel de la mer par le soleil, l’intensité lumineuse à une longueur d’onde donnée λ varie en fonction de la profondeur suivant la loi : I λ (z) = I0,λ exp( -kλ Z) I0,λ : intensité lumineuse à la surface Kλ : coefficient d’atténuation verticale de l’eau de mer.  Capacité de pénétration de la lumière Les différentes couleurs visibles du spectre sont plus ou moins rapidement absorbées en fonction de la profondeur et la transparence de l’eau. Dans une eau transparente et profonde: http://eduscol.education.fr/orbito/pedago/littoral/lh310.htm Les pourcentages représentent la fraction d'énergie solaire parvenant à la profondeur considérée. Les couches les plus superficielles des masses d'eau absorbent les infrarouges sur quelques mm d'épaisseur, entraînant leur réchauffement. Le rouge et orange ne pénètrent pas au delà des 5 à 10 m de profondeur. Le vert atteint 30 à 50 m. Le bleu est le moins absorbé, mais pénètre plus profondément, 60 m,. on estime qu'en dessous de 60 m, la vision est monochrome dans le bleu L'extinction du rayonnement solaire est totale vers 400 m de profondeur. Approximativement: La couleur rouge (grande longueur d'onde), disparait dès 25 m de profondeur. Le jaune arrive jusqu'à 100 m. Le vert, arrive à 250 m. Le bleu et le violet pénètrent à de grandes profondeurs. La lumière qui persiste au delà de 500 mètres n'est plus visible pour l'homme (zone aphotique). Mais elle est perceptible par certaines espèces qui possèdent des yeux hypertrophiés, d’une acuité visuelle largement supérieure à celle de l'homme. 172 174  Stratification des couches en fonction de la pénétration de la lumière: couches photiques en milieu marin Couche euphotique Couche bien éclairée où s’effectue la totalité de la photosynthèse (bilan du métabolique carboné positif): Elle se situe entre la surface de l’eau trop éclairée et le niveau de compensation (bilan du métabolique carboné nul). Elle est souvent située entre 20 et 120 m, pouvant aller jusqu’à 1500 m dans les mers tropicales à eau claire. Couche oligophotique : en dessous du niveau de compensation: zone où l’éclairement devient insuffisant pour effectuer cette réaction: 200 à 1000 m. Couche aphotique : zone obscure, en dessous de 1000 m. LES COULEURS DE LA MER 177 Couleur de l’eau à différentes profondeurs 178 Application en télédétection spatiale 179 12. Pression due à la profondeur de l’eau. la pression augmente de 105 Pa (1atmosphère) tous les dix mètres de profondeur. Ceci est la conséquence directe de la masse volumique de l'eau de mer (en moyenne 1028 kg/m3) qui est près de huit cents fois supérieure à celle de l'air. http://eduscol.education.fr/obter/appliped/ocean/theme/ocean21.htm 13. Son dans la mer Le son est de nature ondulatoire. Il est constitué d’énergie acoustique due aux vibrations du milieu parcouru. Le son se propage mieux dans les solides et les liquides que dans les gaz. Il ne se propage pas dans le vide. Il se propage très bien sous l'eau et l'atténuation due à l'absorption et à la diffusion est beaucoup plus faible que pour les ondes électromagnétiques. Ainsi, les ondes acoustiques constituent le meilleur moyen de transmission sous l'eau. Les longueurs d’onde dans l’océan varient de l’ordre du mm à 50 m. La vitesse du son dans l’eau étant approximativement égale à 1500 m.s-1, avec des fréquences de 30 Hz à 1,5 Mhz (la limite audible étant de 20 Khz). Lorsqu'une onde acoustique se propage dans l'eau de mer, elle est soumise à de multiples réfractions au fur et à mesure que la densité de l'eau varie. Ces réfractions peuvent êtres mises en évidence en suivant un " rayon " émis dans une direction et constamment perpendiculaire au front de l'onde. La vitesse du son peut être calculée à partir de l’équation d’état de l’eau de mer (IES 80) Autre méthodes: formules plus simplifiées La vitesse du son (c) peut être exprimée par la formule suivante : C=1449,2+4,6T-0,055T2 +0,00029T3+(1,34-0,010 T)(S-35)+1,58x10-6 P c : vitesse du son en m.s-1, T température en °C, S salinité, p la pression en Pa. En général on considère que la pression est hydrostatique, ce qui permet de remplacer dans la formule précédente le dernier terme par 0,016 z ( z la profondeur en m). A T = 0 °C, S = 35 , z = 0, on trouve c = 1449,2 m.s-1. Dans ces conditions, la vitesse du son augmente d'environ : 4,5 m.s-1 par °C, 1,3 m.s-1 par unité de salinité, 16 m.s-1 par 1000 m.  Exemple de variation de la vitesse du son en fonction de la profondeur dans l’atlantique. De gauche à droite : T: température, S: salinité, Delta C: influence de la température, de la salinité et de la pression sur la vitesse du son (référence T = 0°C, S = 35, z = 0), C: vitesse du son. On note la faible influence des variations de salinité, l'influence de la température dans la couche supérieure et l'influence de la pression en profondeur. Dans les couches supérieures de l'océan, la température qui varie fortement est la première cause de variation de la vitesse du son. En profondeur c'est la pression qui est responsable de la variation de la vitesse du son. Les variations de la salinité, généralement faibles, ont peu d'effet. La diminution de la température et l'augmentation de la pression avec la profondeur ont des effets inverses et conduisent généralement au profil caractéristique de la vitesse du son avec un minimum au voisinage de 1000 m.  Propagation de rayons acoustiques émis à partir d’une source à 900 m de profondeur En pointillés : rayon émis vers le haut (0 à 7°); en traits pleins : rayons émis vers le bas (2 à 12°). A gauche le profil de vitesse du son correspondant. Un profil de vitesse du son présentant un minimum à 900 m de profondeur dans un milieu homogène horizontalement. Le rayon en se propageant est systématiquement dévié vers la zone pour laquelle la vitesse du son est la plus faible. On constate dans ce cas un phénomène de guide d'ondes, au voisinage du minimum Propagation des rayons acoustiques au voisinage de la surface dans une couche de mélange. Dans certains cas, le profil de vitesse du son peut présenter un maximum local, par exemple dans le cas d'une couche de surface bien mélangée (température constante sur plusieurs dizaines de mètres). Les rayons acoustiques sont alors déviés vers la surface dans la partie supérieure, et vers le fond dans la partie inférieure. Il existe une " zone d'ombre " jamais atteinte par les rayons Compte tenu de la faible atténuation des ondes acoustiques, il existe de nombreuses applications pour l'acoustique sous marine : Sonar: + mesure de la profondeur + détection des bancs de poissons dans l’eau + détection des sous marins la détection sous marine, à l'aide du SONAR (émetteur - récepteur), la tomographie permet à l'aide d'un émetteur et d'un récepteur distants de mesurer le temps de propagation d'une onde acoustique et d'obtenir une information sur la répartition des densités sur le trajet parcouru, pour ensuite en déduire les mouvements d'eau en profondeur. 188 189  14. Bilan de masse, de sel et de chaleur des océans Conservation de la masse des océans La masse d’eau sur terre est constante. Les océans étant peu soumis à la dilatation ou la compression thermique, on peut considérer que le volume d’eau dans les océans est constant. Si l’on considère une portion d’un océan, on a égalité du volume d’eau entrant et du volume d’eau sortant. Le volume d’eau entrant est constitué de : eau salée (courants), eau de rivière, pluie, neige Le volume d’eau sortant est constitué de : eau se transformant en vapeur; eau salée (courants),  Bilan de masse L’évaporation, si elle n’était pas compensée par les précipitations et l’apport des fleuves conduirait à une diminution de niveau des océans de 126 cm par an, entraînant 350 milliers de km3 d’eau dans l’air Conservation du sel Evolution de la salinité de l'eau de mer en fonction de la profondeur dans l'Océan Atlantique (région intertropicale). Variation de la température, de la salinité et de la densité des eaux marines dans la région polaire. 196