CHAPITRE I

CHAPITRE I
DESCRIPTION DE L’OCEAN
PROPRIETES PHYSIQUES DE L’EAU DE MER
I.1
Introduction
L'océan couvre une grande partie de notre planète surtout dans l'hémisphère Sud.
L'océan dont la profondeur moyenne est de l'ordre de 3500 mètres est entouré par des
plateaux continentaux qui, à certains endroits, peuvent être très vastes et former de
véritables mers dites continentales comme la mer du Nord. Par convention, la limite du
plateau continental est située près de la cassure à une profondeur de 200 mètres. Les
plateaux continentaux ne couvrent que 8% des espaces océaniques.
Figure I.1 Formes des bassins océaniques et du plateau continental.
(Extrait de Tchernia, 1978).
1
La dynamique des masses d'eau résulte de l'action du vent, des marées (lunaires et
solaires), des anomalies de la masse volumique de l'eau et de la pente de la surface.
Dans ce chapitre, seront décris les caractéristiques physiques de l’eau de mer et une
attention particulière est portée aux propriétés de la glace marine et à ses mécanismes de
formation.
I.2
Concept de salinité
La salinité est un concept qui a évolué au cours des années. Les océanographes ont tout
d’abord relier le concept de salinité à la quantité d'ions (tab. I.1) présents dans l'eau de
mer. Elle est définie comme étant le rapport de la masse de toutes les matières dissoutes
à celle de l'échantillon d'eau de mer. Il est ainsi possible d’associer le concept de salinité
à celui de chlorinité par une formule apparemment simple basée sur le fait expérimental
que les rapports de la concentration des ions principaux à celle des ions chlores sont
quasi-constants.
Tableau I.1 Concentrations moyennes des principaux ions présents dans l’eau de mer.
En 1962, l'UNESCO JOINT PANEL propose la formulation suivante :
S = 1.80655 [Cl ]
2
(I.1)
pour des salinités variant entre 30 et 45 .
Remarques:
Les salinité et chlorinité sont exprimées en millièmes.
La salinité représentée par le symbole S (ou s) d'un échantillon de 1 kilogramme d'eau de mer est la masse totale des
matières solides dissoutes dans l'eau de mer quand tous les carbonates sont convertis en oxydes, les bromures et iodures
remplacés par des chlorures et toutes les matières organiques oxydées.
Dans la suite, le symbole s représente la salinité "normale" et S la salinité exprimée en millièmes.
La détermination « chimique » de la chlorinité est délicate et difficile à mettre en œuvre.
L'apparition du conductivimètre en océanographie a obligé l'UNESCO JOINT PANEL
sur l'équation d'état de l'eau de mer de définir la salinité d'une autre manière.
Si C ( S , p , t ) est la conductivité électrique d’un échantillon d'eau de mer de salinité S,
de température t (Celsius) et de pression relative (à la pression atmosphérique) p
exprimée en dbar), le rapport de conductivité R est défini par
R=
C ( S , t, p)
C (35,15,0)
(I.2)
où C(35,15,0) est la conductivité électrique d'une eau de mer standard de salinité 35, à
la température de 15°C et à la pression atmosphérique standard ( la pression relative est
donc égale à zéro). Cette eau standard est préparée dans des laboratoires agréés par le
IAPSO Standard Water Service. Sa chlorinité est de 19,375 10−3 ce qui correspond
exactement à une salinité de 35 . La conductivité électrique C(35,15,0) = 4,293 S/m .
Le rapport R est déterminé directement par des méthodes électriques en tenant compte
de la valeur numérique de C(35,15,0). La salinité se calcule alors à l’aide d’une relation
du type:
S = −0.0900 + 28.2972 R + 12.8083R 2 − 10.67869 R 3 + 5.9862 R 4 − 1.3231R 5 (I.3)
Cette salinité porte souvent le nom de salinité locale.
La salinité pratique (Practical Salinity Unit - p.s.u ) est la salinité d’un échantillon
d’eau de mer déterminée à la pression atmosphérique standard; elle se déduit d’une
relation proche de la précédente.
3
Le calcul numérique montre que les différences entre salinité locale et salinité pratique
sont négligeables dans la plupart des cas.
I.3
Masse volumique et volume massique de l'eau de mer
La masse volumique et ses variations spatiales jouent des rôles très importants dans la
dynamique des masses d'eau. La masse volumique ρ de l'eau de mer s’exprime, en
première approximation, en fonction des trois variables: température (T), salinité (S) et
pression (p):
ρ = ρ ( S , T , p)
Le développement en série de la masse volumique autour d’un état de
( T0 , S0 , p0 )
référence
limité au premier ordre s’écrit :


1 ∂ρ
1 ∂ρ
1 ∂ρ
ρ ( S , T , p ) = ρ0 1 +
(T − T0 ) +
( S − S0 ) +
( p − p0 ) 
ρ0 ∂ T
ρ0 ∂ S
ρ0 ∂ p


ou encore
ρ ( S , T , p ) = ρ 0 (1 − β (T − T0 ) + k s ( S− S0 ) + k p ( p − p0 ) )
avec :
(I.4)
(I.5)
(I.6)
β=
−1  ∂ ρ 


ρ0  ∂ T  p ,s
coefficient d’expansion thermique,
(I.7)
ks =
1 ∂ ρ 


ρ 0  ∂ S t , p
coefficient de contraction haline
(I.8)
kp =
1 ∂ ρ 
ρ0  ∂ p T , s
coefficient de compression
(I.9)
Les ordres de grandeurs de ces différents coefficients sont les suivants :
β ≅ 2 10−4 K −1 (*)
k p ≅ 4,510−10 Pa −1 ou 4,510−6 dbar −1
k s ≅ 7.8 10−3 S −1
4
Le calcul complet (cfr. travaux pratiques) de la masse volumique repose sur une formule
relativement complexe mettant en évidence un couplage entre les différents effets
(température, salinité et pression). Les températures sont exprimées en Celsius, les
pressions relatives (à la pression atmosphérique standard) en Pa (en dbar) et les salinités
en pour mille. Ces ordres de grandeur sont valables pour des températures supérieures à
la température de congélation. Des anomalies de masse volumique apparaissent pour
des températures proches de la congélation lorsque la salinité de l’eau est faible.
Remarque : le développement de la masse volumique limité au premier ordre ne peut expliquer certains
phénomènes comme le cabelling (mélange de deux masses d’eau de même masse volumique).
L’océanographie descriptive fait souvent usage de l'excès de masse volumique
("anomalie de densité ») σ :
σ = ρ − 1000
(I.10)
et le paramètre de Knudsen (excès de densité au niveau de la mer ) σ t .
Dans l’expression de σ t , les températures et salinités sont les grandeurs mesurées in
situ. Au chapitre II, le mélange de masses d’eau s’effectuant à la pression
atmosphérique standard nécessite l’introduction de l’anomalie σ θ où les variables sont
la température potentielle (cfr. §I.4) et la salinité pratique.
Pour l’étude de la formation de la glace, il est indispensable de connaître la température
de congélation et la température du maximum de masse volumique de l’eau de mer.
La littérature donne dans les couches superficielles de l’océan :
a)
température du maximum de masse volumique
td . max = 3.95 − 0.2 S − 0.011S 2 + 0.00002 S 3
b)
(I.11)
température de congélation
t f = − 0.0575 S
5
(I.12)
I.4
Température potentielle
Dans l’étude du mélange des masses d’eau et de la stabilité de la colonne d’eau on
introduit le concept de température potentielle et de gradient vertical adiabatique de
température (cfr. Chap.II).
La température potentielle d’une particule d’eau est la température qu’aurait cette
particule si on la remontait, sans échange de sel, de manière adiabatique au niveau de
l’interface air-mer ( pression p0 ). Elle est donnée par :
p
θ ( S ,T , p ) = T − ∫ Γ d p
(I.13)
 ∂T 
Γ=
> 0

 ∂ p η , S
(I.14)
p0
avec
le gradient vertical adiabatique de température à entropie ( η ) et à salinité (S)
constantes. Un algorithme numérique donne les valeurs du gradient vertical adiabatique
en fonction de la pression, température et pression.
Les différences entre températures locales et températures potentielles se marquent
surtout dans les régions profondes.
Figure I.2 Profils de température et d’anomalie de densité σ t
Profils de température potentielle et d’anomalie de densité σ θ
Remarque :Les grandeurs θ et σ θ sont des invariants pour des déplacements verticaux adiabatiques.
6
I.5
Chaleur massique à pression constante
L'étude des modifications de température de la masse d’eau requiert la connaissance de
la chaleur massique et plus particulièrement la chaleur massique à pression constante.
L’ordre de grandeur de sa variabilité, à la pression atmosphérique standard, est :
C p (40, 40, 0) = 3980 J/(kg.°C)
et
(I.15)
C p (0, 0,0) = 4217 J/(Kg.°C)
L’influence de la pression sur cette chaleur massique est très faible.
Adopter une valeur constante de chaleur massique de 4100 J /( Kg .°C ) conduit à une
faible erreur.
I.6
Vitesse du son
L’eau est un milieu très efficace pour la transmission du son puisque l’énergie se
propage avec une atténuation beaucoup plus faible que dans l’air. Cette caractéristique
est utilisée dans de nombreuses techniques d’investigation du milieu marin.
Quelques sources peuvent être identifiées selon leurs fréquences :
-
bateaux
50 à 500 Hz;
-
bruit généré par l’action du vent (vagues, pluies)
1 à 20 kHz ;
-
bulles d’air résultant d’un processus de cavitation
10 à 400 Hz ;
-
poissons et crustacés
1 à 10 kHz.
La vitesse du son est une grandeur importante en acoustique sous marine : sa valeur
caractéristique est de l’ordre de 1450 m/s. Cette vitesse est reliée, dans le cas d’une
transformation isotherme, au coefficient de compressibilité par:
7
c2 =
1
ρ kp
(I.16)
Comme les ondes acoustiques (ondes de pression longitudinales) intéressant le monde
océanographique ont une bande spectrale s’étalant de 15Hz à 1.5 MHz, les longueurs
d’onde correspondantes varient entre 10−3 et 102 m puisque la vitesse du son est de
l’ordre de 1500 m/s.
Figure I.3a
Vitesse du son en fonction de la température et de la salinité.
Figure I.3b
Influence de la pression sur la vitesse du son.
8
Durant sa propagation, l’onde acoustique subit une atténuation sur laquelle se
superposent des réflexions et des réfractions.
a)
Atténuation et dispersion
L’atténuation par absorption consiste en la transformation de l’énergie mécanique en
chaleur. Une partie de l’énergie mécanique est également utilisée dans des mécanismes
chimiques. L’absorption de l’énergie acoustique par viscosité est dominante pour l’eau
douce aussi bien aux basses qu’aux hautes fréquences. Dans l’eau de mer, aux
moyennes et basses fréquences, une partie de l’énergie mécanique est absorbée dans les
processus de dissociation de l’ion Mg ( SO ) 4 et du complexe B ( OH )3 . Les
inhomogénéités de la colonne d’eau sont responsables de l’atténuation de l’énergie
acoustique dans la région de quelques centaines de Hz.
La dispersion des ondes conduit également à une atténuation du signal. Cette dispersion
résulte de réflexions multiples et de dispersions par les bulles d’air et les particules en
suspension. La figure ci-dessous montre l’atténuation de l’énergie acoustique en
fonction de la fréquence pour différents types d’eau.
Figure I.4 Atténuation de l’énergie acoustique pour différents types d’eau.
9
b)
Réfraction
Etant donné la variabilité spatiale de la température et de la salinité, il en résulte une
variabilité spatiale de la vitesse du son influençant ainsi la propagation des ondes
acoustiques : phénomènes de réfraction, zones d’ombre et canaux acoustiques.
Une onde qui se propage est sujette à des processus de réfraction et de réflexion.
L’étude de la propagation des ondes acoustiques est facilitée par la technique des rayons
acoustiques (l’équivalent des rayons lumineux).
Les lois de la réflexion et de la réfraction (identiques à celles de l’optique géométrique)
sont données ci-dessous :
i=r
(I.17a)
sin i
c
vitesse dans le milieu 1
= 1 =
sin R c2 vitesse dans le milieu 2
où
i,r,R
(I.17b)
sont les angles que font les rayons incidents, réfléchis et réfractés par
rapport à la normale à la surface de discontinuité.
Figure I.5
Propagation du son émis par une source ponctuelle (droite),
pour un profil vertical de vitesse du son donné (gauche).
Pour un profil de température caractéristique (cfr. Chap.II) de l’océan correspond une
structure en trois régions pour la vitesse du son. Le « ray diagram » (Fig.I.5) présente la
forme des rayons acoustiques émis par une source ponctuelle. La plupart des rayons
10
sont « concentrés » dans une région située entre les régions II et III. Dans cette zone, les
rayons réfractés sont piégés par réfraction : cette zone porte le nom de canal acoustique.
Une zone d’ombre est située dans le voisinage de la frontière entre la zone I et II.
Des exercices sur la propagation du son seront proposés aux séances d’exercices.
c)
Réflexion
La réflexion d’une onde acoustique se produit à la surface de discontinuité entre deux
milieux de nature différente. Pour une réflexion normale (à la surface de discontinuité),
la réflexibilité R (coefficient de réflexion de l’énergie acoustique) varie dans de grandes
proportions suivant la nature du milieu.
Matériau
Vitesse du son c
(m/sec)
Air (20°C)
Eau salée (S=35,
t=15°C)
Chair d’un poisson
frais
Squelette d’un
poisson frais
Acier
Calcaire
Argile
Granit
343
1500
Coefficient de
réflexion dans l’eau
de mer
100
----
1450
1.9
1700
24
6100
3300
3000
5925
94
67
67
82
Tableau I.2 Propriétés acoustiques des quelques matériaux.
Un coefficient de 100% signifie que toute l’onde acoustique est réfléchie sur l’interface.
L’étude de la propagation des ondes acoustiques conduit à de nombreuses applications:
-
Ecoute des bruits émis par les mammifères marins, les poissons, bateaux et
sous-marins ;
-
Echosondages en géophysique ;
-
Télémétrie sous-marine
-
Tomographie acoustique (méthode inverse à l’étude de la propagation du son)
pour identifier et analyser les systèmes tourbillonnaires aux méso-échelles.
11
I.7
Coefficients de viscosité et de diffusivité moléculaires
Dans le voisinage immédiat de l'interface air mer, lorsque la vitesse du vent est très
faible, et autour de petits organismes marins, les transferts moléculaires de matière et de
quantité de mouvement sont prépondérants.
Il est à remarquer que la viscosité moléculaire baisse lorsque la température augmente
alors que c’est le contraire pour les diffusivités. En présence de turbulence, les effets
moléculaires sont masqués par les effets turbulents qui seront décrits dans un chapitre
ultérieur.
Eau salée (S=35)
Eau pure
Température
0
20
0
20
Viscosité
17.87
10.04
18.26
10.49
1.34
1.43
1.39
1.49
0.0141
0.0068
0.0129
Diffusivité O2
0.012
0.023
Diffusivité CO2
0.010
0.020
cinématique (υ )
Diffusivité
thermique ( κ )
Diffusivité NaCl 0.0074
Tableau I.3 Coefficients de transport moléculaires ( x 107 m 2 /s ) dans l'eau
à la pression atmosphérique standard (Extrait de Kraus et Businger, 1994).
I.8
Réflexion de la lumière solaire à l’interface air-mer et absorption
de la lumière dans l’océan
L’atmosphère terrestre filtre une bonne partie de l’énergie solaire qui nous arrive du
soleil. Au niveau de l’interface air mer, le flux radiatif solaire global (downward
irradiance) Rg se décompose en un flux direct Rs ,d cosϑ0 et un flux diffus Rs ,i . ϑ0
désigne l’inclinaison des rayons lumineux directs par rapport à la verticale ascendante.
12
La répartition entre ces deux flux dépend de l’inclinaison des rayons lumineux et de la
couche nuageuse (avec ou sans pluie).
Le spectre solaire, au sommet de l’atmosphère, ne s’écarte pas trop de celui d’un corps
noir dans cette la bande du visible et de l’infra rouge. Les processus d’absorption dans
l’atmosphère conduisent à un spectre solaire au niveau du sol qui s’écarte de manière
significative du spectre théorique. La figure ci-dessous représente les spectres solaires
observés (en l’absence de nuages) au niveau du sol pour différentes élévations
ξ=
π
− ϑ0 du soleil.
2
Figure I.6
Eclairement énergétique descendant (downward irradiance)
au niveau du soleil pour différentes conditions météorologiques
en fonction de l’élévation du soleil.
La catégorie 1 correspond à un ciel quasi-dégagé et la catégorie 9 celle
où les effets nuageux et pluies sont importants.
Il convient de ré-examiner les flux radiatifs dans le cadre de processus photochimiques.
On se limitera aux flux radiatifs dans la bande 350 à 700 nm en raison de l’importance
de la photosynthèse. Les organismes chlorophylliens captent une petite partie (de 1 à
2%) du rayonnement solaire et le transforment pour l’élaboration de la matière
13
organique. Les plantes et les algues, grâce à la photosynthèse, accumulent ainsi
l’énergie sous forme photochimique et constituent le premier maillon de la chaîne de
production.
La relation fondamentale gouvernant schématiquement le processus de photosynthèse
s’écrit :
n CO2 + 2 n H 2 A
où H 2 A est
lumière
→
n ( C H2 O ) + 2 n A + n H2 O
(I.18a)
H 2 O , H 2 , H 2 S , H 2 S 2 O3 et ou quelque composé organique pouvant
être utilisé comme donneur H dans H 2 A .
Pour les algues, le mécanisme décrit ci-dessus est modifié comme suit :
n CO2 + 2 n H 2 O
lumière
→
n ( C H 2 O ) + n O2 + n H 2 O
(I.18b)
Ce processus requiert environ 500 KJ par mole de carbohydrate formé. Cette énergie est
absorbée
par
les pigments photosynthétiques. Ces derniers ont
différentes
caractéristiques d’absorption radiative. L’énergie absorbée aux « grandes longueurs
d’onde » est absorbée directement dans le processus de photosynthèse tandis que celle
des « petites longueurs d’onde » est transférée à la chlorophylle A par les pigments
accessoires.
Le phytoplancton est capable de réaliser la photosynthèse ; il comprend à la fois les
algues et les bactéries photosynthétiques. Les schémas d’absorption de la lumière
diffèrent d’un groupe d’algues à un autre:
-
algues vertes euglénoïdes . chlorophylle A et B,
-
diatomées et dinoflagellés : chlorophylle A et C, caroténoïdes,
-
algues rouges et bleu-vertes : chlorophylle A et phycobiline.
Les figures I.7 et 8 présentent les spectres d’action photosynthétique et d’absorption
relatifs de quelques cellules ou groupes d’algues marines.
14
Figure I.7
Spectres ‘absorption de pigments importants
(extrait de Boeker et al. 1995).
Figure I.8
Spectres d’action photosynthétique pour les trois grands groupes
d’algues dans l’océan (D’après Haddal, 1980).
L’efficacité du transfert quantique (nombre de môles de carbone fixées par mole de
photons absorbés) n’est pas la même pour tous les pigments.
La fraction de rayonnement visible dans le domaine des courtes longueurs d’onde (350
à 700 nm) est appelée le rayonnement photosynthétiquement actif. (PAR=
Photosynthetically Active Radiation). En biologie, suivant les applications, on mesure,
15
soit le nombre total de photons reçus ou absorbés dans une bande de longueur d’onde
fixée, soit la quantité totale d’énergie radiative.
L’énergie contenue dans une mole de photons est:
NA h υ = N A
hυ
où
hc
λ
(I.19)
l’énergie d’un photon de fréquence υ
NA
le nombre d’Avogadro (6.023 1023 par môle)
c
la vitesse de la lumière.
Cette énergie dépend de la longueur d’onde λ ou de la fréquence v.
L’énergie radiative contenue dans la bande  λ

λ2
QE =
∫ n( λ )
λ
hc
dλ
λ
1
, λ 2  est donnée par :

(I.20)
1
où
n ( λ ) d λ est le nombre de photons dans la bande infinitésimale λ et λ + d λ .
Des mesures systématiques dans différentes conditions ont montré que le rapport de
l’éclairement descendant photosynthétiquement actif (en W / m 2 ) à l’éclairement
énergétique descendant global (en W / m 2 ) était en moyenne 0.48 (Varlet-Grancher et
al., 1989).
La correspondance entre les éclairements photosynthétiquement actifs exprimés en
W/m² et en µ mole / ( m 2 . s ) n’est pas linéaire (Tab. I.4) en raison du spectre
d’éclairement.
L’étude de la réflexion et de la transmission de la lumière à travers l’interface est très
complexe en raison de l’éclairement solaire diffus descendant et de la nature et de la
forme de l’interface air-mer.
16
EPAR (µmole.m-2. s-1) EPAR (W.m-2)
Tableau I.4
3000
705
2500
587
2000
470
1500
325
1000
235
500
117
Correspondance entre les éclairements descendants
photosynthétiquement actifs en µ mole / ( m 2 . s ) et en W/m².
La lumière solaire atteignant l’interface air-mer subit une réflexion et une réfraction.
Comme l’interface n’est qu’exceptionnellement plane, on ne peut appliquer les lois
classiques de l’optique géométrique. Dans la bande 0.3 à 2 micromètres, le coefficient
de réflexion encore appelé albédo est de l’ordre de 7 à 10 % en fonction de l’état de la
mer c’est-à-dire de son interface.
La lumière solaire qui pénètre dans l’eau « pure » subit tout d’abord une très forte
absorption dans la bande infra rouge en raison de la nature même de l’eau.
Figure I.9
Atténuation du flux solaire dans l’océan.
La propagation de la lumière est également influencée par les processus de dispersion
par les matières en suspension.
17
Figure I.10 Coefficients d’absorption des Chlorophylles a+b spécifiques ( µ g −1C cm−2 )
Et de l’eau( cm −1 ). (D’après Baret et Jacquemoud, 1994).
En globalisant les effets de l’absorption et de la dispersion par un coefficient
d’atténuation spectral cλ qui dépend de la profondeur et des concentrations de matières
en suspension, la loi de l’éclairement descendant s’écrit :
d Eλ ( z )
= cλ Eλ ( z )
dz
(I.21)
et si le coefficient d’atténuation spectral cλ (somme des processus de dispersion et
d’absorption) est constant :
Eλ ( z ) = Eλ ( 0) e cλ z
avec cλ
(I.22)
coefficient d’atténuation spectral qui tient compte du processus d’absorption
spectrale pure et de la diffusion-dispersion spectrale.
Remarque :
dans certains cas particuliers, il est possible de définir un coefficient
d’atténuation c qui globalise l’ensemble des phénomènes spectraux relatifs aux deux
processus.
18
I.9
Caractérisation mécanique et thermique de la glace
La glace est d'une importance fondamentale tant du point de vue de la navigation que de
celui de l'océanologie et de la climatologie. Le rôle de la glace est considérable en
raison de sa capacité thermique élevée, de la chaleur latente de changement de phase et
de l'albédo de sa surface qui peut atteindre 90% (à comparer à celui d’une interface aireau de 10%). De plus, la glace flottante transporte des quantités énormes d’énergie. Les
échanges entre la mer et l'atmosphère sont évidemment réduits puisque la glace diminue
fortement les échanges de chaleur, de quantité de mouvement et de matière au travers de
l’interface air-mer.
a)
Coefficient d'expansion thermique.
Le coefficient d’expansion thermique est positif ou négatif en fonction de l’intensité de
la température et/ou de la salinité. La glace d’eau douce se contracte de manière quasiconstante, son coefficient d’expansion thermique est de l’ordre de :
β ice ≈ 1.7 10−4 /C°
Tableau I.5
Variation du coefficient d'expansion thermique en fonction
de la température et de la salinité.
La présence de « sels » modifie donc le comportement du coefficient d’expansion
thermique et la dilatation de la glace marine durant le refroidissement contribue à la
formation de ridges de pression et à expulser les embruns.
19
b)
Chaleur massique.
La chaleur massique dépend également de la salinité et de la température. La littérature
donne différentes relations entre ces grandeurs ; celle qui apparaît la moins contestée est
la suivante:
C g ,mar = C g ,o + 7.5 ti + 18050 Si ti−2
où
(I.23)
Cg ,o = 2114 J/(kg. K) représente la chaleur massique d'eau douce à 0°C
Si la salinité de la glace en millièmes et ti la température de la glace en Celsius.
c)
Chaleur latente.
La chaleur latente de fusion de la glace d'eau pure à la pression atmosphérique vaut:
L f ,o = 3.3 105 J/kg
(I.24)
Etant donné la grande variabilité dans la composition de la glace marine, il est difficile
de donner une relation empirique précise entre la chaleur latente de fusion de la glace
marine, la température et la salinité.
d)
Coefficient de conduction thermique.
Le coefficient de conduction thermique de la glace d'eau douce est de l’ordre de
K g ,o = 2.03 W/(m.K)
(I.25)
Comme pour la chaleur de fusion de la glace marine, on ne peut donner de relation
précise pour le coefficient de conduction de la glace marine
Remarque : L'ordre de grandeur du coefficient de conduction thermique de la neige est:
K s = 0.31 W/ ( m.K )
L’âge de la neige influence également son coefficient de conduction thermique.
20
(I.25)
I.10 Mécanismes de formation de la glace
La figure I.11 permet d’expliquer les différences dans les mécanismes de formation et
de croissance de la glace.
Figure I.11 Evolution de la température de congélation de l'eau en fonction de la
salinité. Relation entre le maximum de masse volumique et la salinité.
a)
Glace d'eau douce.
Quand de l'eau douce se refroidit, sa masse volumique augmente pour atteindre une
valeur limite lorsque la température est de 4° C (Fig.I.11). L'eau de surface coule: on
assiste à une homogénéisation de la colonne d'eau jusqu'au moment où toute la colonne
d'eau est à une température de 4°C. Un refroidissement supplémentaire provoque par
contre une diminution de la masse volumique : les couches supérieures seront donc
stables. Si le refroidissement se poursuit une fine couche de glace se forme en surface.
Etant donné que la masse volumique de la glace est plus faible que celle de l'eau, la
glace ainsi formée reste en surface.
La glace agit d'autre part comme un isolant qui ralentit la croissance de l'épaisseur de la
glace car l'eau se trouvant en dessous est à une température supérieure à celle de
congélation. A partir de ce moment la température de l'eau ne peut diminuer que par
conduction et par advection.
21
b)
Glace d'eau de mer.
Pour une eau salée ( S > 25 ) , les mécanismes de formation sont différents. Lors du
refroidissement les couches de surface sont plus denses et coulent. La colonne d'eau
toute entière doit être refroidie jusqu'au point de congélation avant que la glace ne se
forme. Dès que la colonne d'eau est à la température de congélation la chaleur de
congélation est libérée par émission radiative et par conduction dans l'air ambiant pour
autant que le processus de refroidissement se poursuive. Une couche de glace se forme
enfin. La température du mélange marin d'eau et de glace est d'environ -2°C.
Conclusion
Il résulte de ces différents mécanismes qu'une masse d'eau douce de profondeur donnée
sera couverte plus rapidement qu'une masse d'eau fortement salée de même profondeur.
Cependant, dès que les couches de glace sont formées, la croissance de l'épaisseur de la
glace sera plus rapide pour la glace marine que pour la glace douce. Ceci résulte du fait
que moins de chaleur doit être prélevée dans l'eau salée.
Remarques:
La formation de la glace est aussi influencée par les vents, les courants, l'état de la mer et l'intensité du
refroidissement.
L'homogénéité horizontale de la surface de la mer n'est pas parfaite même à petite échelle en raison de la
polymérisation de l'eau pour ne citer qu'un exemple. La congélation a lieu de manière préférentielle: l'eau
de mer la moins salée se congèle en premier. Restent des enclaves d'eau très salées qui subissent l'action
du vent: des embruns se forment. Il en résulte que la glace ainsi formée a une salinité faible de l'ordre de 2
pour mille dans la glace d'hiver (la glace d'hiver est une glace dont l'âge est inférieur à un an).
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