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Physique-chimie

Site: Plateforme pédagogique du Muséum national d'Histoire naturelle
Course: Autour des expéditions scientifiques
Book: Physique-chimie
Printed by: Guest user
Date: Thursday, 2 July 2020, 8:22 PM

Pourquoi étudier les courants océaniques ?

                      

«Même si vous n'avez jamais eu la chance de voir ou de toucher l'océan, l'océan vous touche avec chaque souffle que vous prenez, chaque goutte d'eau que vous buvez, chaque bouchée que vous consommez. Tout le monde, partout, est inextricablement liée et est totalement tributaire de l'existence de la mer.» Sylvia Earle

 
Introduction
La circulation océanique mondiale
Composante rapide : courants de surface
Composante lente : la circulation thermohaline
Atmosphère et océan, un couple intimement lié

     

 

Introduction

L’énergie reçue par le rayonnement solaire est maximum à l’équateur et diminue aux plus hautes latitudes. Cette inégale répartition provoque des transferts d’énergie entre les zones de basses latitudes et les zones de moyennes et hautes latitudes. Ces transferts responsables du climat sont assurés par l’atmosphère (flux d’air), par les océans (courants), et par le cycle de l’eau.

Les échanges de chaleur, d’eau entre l’atmosphère et l’océan sont constamment à la recherche d’équilibre. L’eau, en changeant d’état, absorbe ou libère de l’énergie. La vaporisation de l’eau au-dessus de l’océan consomme de l’énergie, entraînant un refroidissement de l’atmosphère et inversement, la condensation de l’eau en altitude, libère une quantité d’énergie qui réchauffe l’atmosphère.

La capacité thermique de l’eau de mer est quatre fois plus élevée que celle de l’air. L’océan joue donc un rôle essentiel pour stocker et redistribuer cette énergie.

La différence fondamentale de la répartition de chaleur par la circulation atmosphérique (les vents ) et la circulation océanique (circulation thermohaline) est l’échelle de temps. Elle se compte en jour ou semaine pour l’atmosphère alors qu’elle se compte en dizaine d’année pour l’océan de surface et en plusieurs centaines d’année pour l’océan profond.

  

La circulation océanique mondiale

En première approximation, deux grands types de courants peuvent être distingués :

  • Une composante rapide (échelle de temps d’une dizaine d’année), il s’agit des courants de surface à l’horizontal, entrainés principalement par les vents, et la force de Coriolis qui est due à la rotation de la Terre.
  • Une composante lente, échelle de temps de l’ordre du millénaire (vitesse de l’ordre du mm/s) , il s’agit de la circulation thermohaline.

  

Composante rapide : courants de surface

La température de l'océan mondial représentée ci-dessous illustre l’inégalité de l’énergie solaire apportée entre l’équateur et les hautes latitudes : la température est élevée dans la bande tropicale et elle diminue en direction des régions polaires. Le soleil émet des rayonnements qui frappent la terre sous des angles différents. L’angle d’incidence au pôle étant plus grand, la surface recevant une même quantité de rayonnement est aussi plus importante diminuant ainsi la quantité d’énergie reçue par rapport à l’équateur où l’angle d’incidence est nul. Il en résulte un chauffage plus efficace à l’équateur qu’aux hautes latitudes. De ce fait la température à l’équateur est plus élevée qu’aux pôles.

Figure 1 : température de l'océan mondial

 

L’équateur reçoit davantage de chaleur que les pôles. Les courants de surface sont reliés au régime des vents et à la force de Coriolis, ils contribuent à réguler les températures atmosphériques. Durant la période estivale, l'océan absorbe les fortes radiations solaires, stocke l’énergie sous forme de chaleur et la redistribue ensuite. Les courants océaniques de surface qui déplacent les masses d'eau chaude vers les latitudes polaires contribuent à cette redistribution. Parallèlement les masses d'eau froide se déplacent vers les zones équatoriales et tropicales où elles viennent se réchauffer.

 

Figure 2 : Principaux courants océaniques

© www.physicalgeography.net

      

Transport d’Ekman

En balayant la surface de la mer, les vents donnent naissance à des courants. En 1905 L’océanographe Vagn Walfrid Ekman montra que la direction des courants résultants était aussi liée à l’action de la force de Coriolis.

      

Force de Coriolis :

Plaçons nous sur un manège pour enfant et essayons de lancer une balle vers le centre du manège, dans ce référentiel nous voyons la balle être déviée. Plus elle se rapproche du centre du manège, plus sa vitesse de rotation par rapport à un référentiel extérieur diminue. Un corps qui subit une modification de vitesse donc une accélération subit une force. Si le manège tourne dans le sens des aiguilles d’une montre, la force pousse la balle vers la gauche dans le référentiel du manège. La terre tourne autour de son axe. Si on imagine la terre plate tel un manège, en se plaçant dans l’hémisphère Sud (rotation du manège dans le sens des aiguilles d’une montre, une balle lancée est déviée vers la gauche). La force de Coriolis agit donc sur Terre : Le sens de la force dépend de l’hémisphère. Déviation vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud.

En savoir plus, suivre ce lien : « les démonstrations du Palais de la découverte » : mise en évidence de la force de Coriolis sur un plateau tournant.

 

 

  

 
 
 
Le vent met en mouvement par frottement une couche d’eau d’une centaine de mètre (appellée couche d'Ekman). A cause de la force de Coriolis, elle est entrainée à 45 °. Cette couche entraine elle-même une autre couche située sous elle mais déviée à son tour par la force de Coriolis et ainsi de suite. Plus on va en profondeur plus le courant est dévié et décrit ainsi une spirale.

Figure 3 : Spirale d’Ekman - Vue de l’hémisphère Nord

  
Le Transport d'Ekman a pour effet d'accumuler l'eau de surface dans certaines régions de l'océan et d’en supprimer dans d’autres, ceci entraine des variations de la hauteur de la surface de la mer, et des gradients de pression. L'altimétrie, qui mesure les différences de hauteur de mer, permet d'observer les courants.
Le mouvement horizontal des eaux de surface découlant d'un équilibre entre la force du gradient de pression et la force de Coriolis reflète la circulation planétaire moyenne de l'atmosphère. Les Gyres dans les hémisphères nord et Sud sont semblables, sauf qu'elles tournent en sens contraire.
La combinaison de vents persistants, la force de Coriolis, et aussi les restrictions sur les mouvements latéraux de l'eau causée par les rives et les fonds induit aussi des mouvements vers le haut (upwelling) et vers le bas (downwelling).

  

   

Figure 4 : Courant d'Ekman

© http://oceanmotion.org/ NASA

  

Composante lente : la circulation thermohaline

En observant ci-dessous une coupe de la distribution moyenne de la température dans l'océan Atlantique Ouest, on observe des eaux froides et lourdes aux hautes latitudes qui s’étalent en profondeur jusqu’à l’équateur.

  

Figure 5 : Température en fonction de la profondeur

© AWI source http://www.ewoce.org/gallery/A16_TPOT.gif

  

Ce sont les écarts de température et de salinité donc de densité qui vont conditionner les mouvements des masses d’eau par les phénomènes de convection (transport vertical) et d’advection (transport horizontal) responsables de la circulation thermo (température) haline (salinité) à l’échelle planétaire.

La circulation thermohaline est aussi appelé tapis roulant (Great Ocean Conveyor Belt) .

   

Figure 6 : Courant océanique mondial

© 2013 International Polar Foundation

            

Le froid pendant l’hiver boréal en mer de Norvège et du Labrador produit dans l’océan des eaux denses, froides et très salée, ces eaux tapissent le fond océanique et se répandent vers l’équateur. Dans l’océan Australe d’autres eaux froides et très salées se forment lors de la prise en glace de l’océan Antarctique principalement en Mer de Weddell, de Ross et en Terre Adélie. Là aussi les eaux très froides et salées plongent au passage du plateau continental et vont et se répandent vers l’équateur en tapissant les plaines abyssales de l’hémisphère sud.

Ces eaux très denses aux hautes latitudes sont le moteur de la circulation thermohaline profonde.

        

Atmosphère et Océan, un couple intimement lié

La circulation atmosphérique influence les courants marins et vice versa. L’océan joue un rôle essentiel sur le climat en transportant de grandes quantités de chaleur, il sert de puissant régulateur thermique de notre planète. De plus, l’océan intervient dans plusieurs grands cycles biogéochimiques, (comme ceux de l'oxygène et du carbone). Cette circulation a aussi une influence primordiale sur les écosystèmes.

Les océans absorbent 30 % du dioxyde de carbone anthropique, sa capacité d'absorption augmente avec la concentration contenue dans l'atmosphère mais diminue avec le réchauffement climatique. Les programmes de recherche sur l'évolution climatique mobilisent les climatologues et les océanographes, l'étude des courants marins et leurs évolutions dans le temps est incontournable pour l'étude du climat de notre planète.

La représentation ci-dessous met en lumière l’importance de l’océan Austral dans ces mécanismes.

Figure 7 : Circulation du courant mondial autour de l'Antarctique

 

 

Se repérer grâce au champ magnétique

        

Les mesures du champ magnétique par les explorateurs se sont très vites imposées lors de la découverte de nouvelles routes maritimes et de terres inconnues. L’utilisation de la boussole ainsi que la connaissance de la position des pôles magnétiques furent deux des préoccupations les plus importantes des expéditions jusqu'au XIXème siècle. De nos jours, le compas reste un instrument obligatoire à bord des navires, même si la localisation par satellite a révolutionné la navigation. Les études du champ magnétique terrestre ont donné naissance à une nouvelle science, le géomagnétisme.

        

La connaissance et l’utilisation du champ magnétique
A travers les siècles
De nos jours
La naissance d’une nouvelle science : le géomagnétisme

       

                     

La connaissance et l’utilisation du champ magnétique

A travers les siècles

Depuis l’Antiquité, la pierre d’aimant, la magnétite est connue et fascine les savants Grecs et Romains, mais ils n’ont pas encore remarqué qu’elle s’orientait en direction Nord –Sud. On estime que c'est au IIIème siècle avant JC, que les chinois découvrirent qu’elle s’oriente toujours dans la même direction.
                         

Figure 1 : Boussole chinoise constituée d'un disque de bois présentant une aiguille aimantée en son centre. Elle n’était pas destinée à repérer le Nord mais plutôt destinée à déterminer l’emplacement d’une tombe, d’une demeure ou d’un temple en fonction des caractéristiques du milieu environnant.  © A.Lemonnier

        

Au XIIe siècle on retrouve, en Méditerranée, la boussole à pivot permettant à l’aiguille aimantée de tourner librement et de se diriger vers le Nord. A la Renaissance, elle devient un instrument indispensable pour les navigateurs, baptisée alors boussole du mot Italien boussola qui signifie petite boite. L’aiguille aimantée est complétée par une rose des vents fixe, sur laquelle figure les directions cardinales, elle devient alors « compas de mer »

De nombreuses variantes seront développées pour la navigation comme le système de suspension appelé du nom de son inventeur le montage à Cardan (1501-1576), permettant à bord, de garder une assiette horizontale.

  

Figure 2 : Boussole provenant des collections de l'école polytechnique  © Daniel Elbée

La boussole est placée à l'arrière du navire. Pour le diriger, on cherche sur une carte marine suivant quel rumb le vaisseau doit être dirigé. L'œil fixé sur la boussole, le timonier tourne la barre du gouvernail jusqu'à ce que le rumb déterminé, marqué sur la rose, vienne coïncider avec une " ligne de foi " passant par un trait marqué sur la paroi intérieure de la boîte semi-sphérique de la boussole, et dirigé dans le sens de la quille du navire. Le modèle présenté ici provient des collections de l'Académie royale des sciences. Cette boussole est signée " Le Maire le fils, quai de l'horloge à Paris, année 1744 ".

 

Extrait de :

https://www.polytechnique.edu/bibliotheque/fr/portail-patrimoine-de-lecole-polytechnique

             

On retrouve sur les cartes marines appelées "portulans" un réseau de lignes géométriques correspondant aux directions de la boussole. La représentation cartographique est le résultat de l’observation des marins. En toile de fond on observe un réseau de lignes géométriques différent du quadrillage des parallèles et méridiens. Ces lignes indiquent aux marins les angles de route pour se diriger grâce à l’usage de la boussole.

         

Figure 3 : Carte de l’océan Atlantique, Angelus, Marseille, 1575
Source : Bibliothèque Nationale de France

           

En savoir plus : exposition à la BNF science nautique et grandes découvertes

  

La recherche de la compréhension du champ magnétique terrestre apparait déjà au XIIe siècle, Pierre Pèlerin de Manicourt (connu aussi sous le nom de Petrus Peregrinus) sculpte une pierre magnétique en forme de sphère et étudie le comportement de petits aimants placés à proximité.
La déclinaison magnétique est découverte au XVe siècle. (On s’aperçoit alors que l’aiguille ne pointe pas exactement vers le pôle nord géographique mais en diffère de quelques degrés.)
Au cours du XVIe siècle les observations se multiplient dans l’exploration du monde, notamment les anomalies de déclinaison en fonction du lieu géographique.
  

Figure 4 : En 1600, William Gilbert, physicien anglais, publie un ouvrage (De Magnete) dans lequel il étudie le champ magnétique terrestre. Il comprend que la Terre se comporte comme un aimant, prévoit que ce phénomène provient du centre de la Terre, et explique les irrégularités du champ magnétique terrestre par les irrégularités de la Terre.  © William Gilbert

  

Ce sont plus tard les expériences de Coulomb (1785-1789), puis la « théorie du champ magnétique terrestre » de Gauss (1838) qui montreront que ce champ est similaire à celui qui se formerait si la Terre possédait une grosse barre aimantée en son centre.

      

Figure 5 : Modèle simplifié qui montre le spectre magnétique de la Terre, ou magnétosphère.

  

L'axe bipolaire du spectre magnétique de la Terre est voisin de l'axe de rotation de la Terre mais ne coïncide pas exactement. On distingue les pôles géographiques des pôles magnétiques. La déclinaison donne l'angle formé entre le pôle Nord géographique et le pôle Nord magnétique.

Attention : le champ magnétique terrestre s'oriente du pôle Nord vers le pôle Sud de la Terre (car c'est elle qui crée le champ). L'aiguille aimantée qui le détecte s'oriente en revanche du pôle Sud vers le pôle Nord.

 

                

En chaque point, les caractéristiques du champ magnétique représentées par un vecteur sont :

  • Une direction : celle que prend l'aiguille aimantée. Elle peut se décomposer en une composante horizontale Bh et une composante verticale BZ.

  • Un sens : du pôle Sud de l'aiguille aimantée vers son pôle Nord.

  • Une norme : représente l'intensité du champ et se mesure en Tesla.

 

A l’équateur, l’inclinaison est nulle, en revanche en direction des pôles, c’est l’inclinaison qui représente la part la plus importante de la déviation de l’aiguille. L’inclinaison varie de -90 ° au pôle magnétique Sud à 90° au pôle magnétique Nord.

Actuellement le pôle Sud magnétique se situe très proche de la base Dumont d’Urville. Une aiguille aimantée d’une boussole classique à cet endroit doit donc se trouver verticale. Elle ne peut plus être utilisée pour la navigation puisque elle indique le Sud vers le bas et le Nord vers le haut !

L'explorateur Dumont d'Urville mentionne dans son ouvrage retraçant son voyage au pôle Sud et la découverte de la Terre Adélie, la difficulté de se repérer précisément à l'aide d'une boussole dans cette région. Une boussole d’inclinaison est alors utilisée.

 

Figure 6 : Boussole d'inclinaison de Gambey  © Daniel Lebée, collections de l'école polytechnique

Figure 7 : Extrait de Voyage au Pôle Sud et dans l'Océanie sur les corvettes "l'Astrolabe" et "la Zélée"

© Histoire du voyage, Tome 8, M.J. Dumont d'Urville, 1842-1846

 

De nos jours

Aujourd’hui, la navigation par satellite permet d’obtenir une position et une trajectoire précise à partir de n'importe quel point terrestre. Pourtant, la plupart des navigateurs emploient toujours un compas magnétique pour vérifier leur itinéraire ou prévenir une défaillance des équipements électroniques modernes.

Le compas gyroscopique, inventé en 1908, qui pointe toujours vers le Nord géographique, est rapidement devenu un instrument de navigation essentiel à bord des navires. Le compas magnétique reste néanmoins un instrument obligatoire à bord. On ne l'utilise pas tant que le gyrocompas fonctionne, mais il faut le garder en bon état au cas où.

Le compas magnétique est soumis à des erreurs que l’on peut corriger. La déclinaison (l'angle entre le Nord géographique et le Nord magnétique qu'indique le compas) mais aussi, la déviation, causée par des forces magnétiques propres à chaque bateau selon le cap. Cette compensation est réalisée régulièrement.

En savoir plus : la compensation du compas sur le site de la marine marchande.

 

La naissance d’une nouvelle science : le géomagnétisme

La science actuelle attribue le champ magnétique terrestre à trois causes : le champ principal créé par le noyau de la Terre, le champ local créé par certaines roches de la croûte terrestre et le champ lié au Soleil.

Le champ interne est dû aux mouvements du noyau liquide de la Terre (phénomène de dynamo). Des changements dans le noyau entrainent des variations lentes du champ magnétique de la Terre (variations séculaires). Une illustration de cette variation est notamment la dérive lente des pôles magnétiques. Les positions actuelles moyennes des pôles magnétiques sont proches des pôles géographiques, mais ils errent de manière significative comme le montre les relevés ci-dessous. Les deux pôles magnétiques ne sont d’ailleurs pas directement opposés. La valeur de la déclinaison est toujours indiquée sur les cartes topographiques. Cette valeur est assortie d’une date puisque les pôles dérivent.

  

Figure 8 : Position du pôle sud magnétique

Extrait de la carte IGN pour l’année polaire internationale

    

Au cours des temps géologiques, le champ magnétique terrestre a connu de fortes fluctuations et même des inversions de ses pôles. Le paléomagnétisme est l'étude des champs magnétiques du passé. La mémoire de certaines roches qui restent magnétisées lors de leurs formations permet d'obtenir de nombreuses informations. Par exemple, la mesure du champ magnétique des fonds océaniques, notamment au niveau des dorsales, permet de mettre en évidence le phénomène de l'expansion des fonds océaniques. Phénomène qui participe à la théorie de la tectonique des plaques.

La magnétosphère ou l’espace autour de la Terre où s’exerce le champ magnétique subit également des fluctuations rapides. Dans l’Ionosphère (100 à 300 km d’altitude), les molécules ionisées par le rayonnement du Soleil entrainent des perturbations du champ magnétique, le modifient en fonction de la rotation de la Terre (c’est la variation diurne). Il existe également des variations saisonnières. De plus, le Soleil émet un flot de particules chargées vers notre planète (le vent solaire). La magnétosphère en conduit une partie vers les hautes latitudes, où elles perturbent également le champ magnétique. Lors d'événements éruptifs solaires, ces perturbations sont assez grandes pour que leurs effets reçoivent le nom d'orages magnétiques.
L'entrée du vent solaire dans l'atmosphère s'accompagne d'un phénomène lumineux : les aurores polaires (photo ci-dessous).

 

Figure 9 : Aurore boréale  © A . Lemonnier

 

En savoir plus : L’Institut de Planétologie et d’Astrophysique de Grenoble (IPAG) a développé une expérience  simulant les aurores polaires, la "Planeterrella". De nombreuses ressources sur les aurores polaires sont également disponibles en cliquant ici.

  

Le champ magnétique varie donc complétement d’un endroit à l’autre et d’un moment à l’autre et nous n'avons pas encore percé tous ses secrets.

L’intensité du champ magnétique varie d’environ 24 000 nT dans la zone de l'Amérique du Sud à environ 66 000 nT entre l’Antarctique et l'Australie. Les observatoires permanents notamment dans les zones polaires permettent d’obtenir des cartes d’isomagnétiques.

  

Les cartes ci-dessous représentent les lignes reliant les endroits d’égales inclinaisons, de déclinaisons ou d’intensités. Elles sont téléchargeables en cliquant ici.

  

Source : http://www.ngdc.noaa.gov/geomag/WMM/image.shtml

Différentes méthodes de mesures océanographiques

     

Introduction
Les mesures in situ
Les mesures au laboratoire
Les mesures depuis l’espace
Les simulateurs, la modélisation

 

  

Introduction

L’océanographie est une science assez jeune. Pour faciliter la navigation, les premiers explorateurs peuvent être considérés comme les premiers océanographes, en effet dès la renaissance les échanges entre scientifiques et navigateurs permettaient l’élaboration des cartes.

 

Figure 1 : Carte du Gulf Stream publié par Franklin en 1769

 

A partir de la deuxième moitié du XVIII e siècle et au cours du XIXe siècle les océans sont étudiés en tant que tel. Les grandes expéditions scientifiques permettent d’augmenter la connaissance des océans dans de nombreux domaines : la morphologie des fonds océaniques, les propriétés physiques et chimiques de l'eau de mer, la classification et la biologie des espèces marines.

Le XXe siècle voit le développement de cette science au niveau mondial avec le lancement de programmes internationaux. L’étude scientifique des océans regroupe de nombreux domaines : physique, chimique biologique et géologique. Ces dernières années, les progrès technologiques permettent d’accéder à une connaissance de plus en plus fine de la dynamique des océans. Les progrès en matière d’électronique pour les mesures et plus récemment, depuis une vingtaine d’années en matière de communication spatiale permettent des mesures in situ et globales de plus en plus précises. Les progrès des calculateurs dans les modèles mathématiques permettent également de grandes avancées dans la compréhension globale.

Néanmoins une grande partie de la surface des fonds océaniques est encore inexplorée. L’inventaire de la biodiversité marine, le rôle joué par l'océan dans l'évolution du climat restent encore des sujets d’étude pour de nombreux chercheurs, océanographes, géophysiciens, biologistes, climatologues…

  

Les mesures in situ

En océanographie, pour étudier les courants, on dispose de différents instruments de mesure donnant accès à différentes grandeurs physiques ou chimiques caractéristiques des masses d’eau.

Les mesures réalisées dans les océans peuvent être de différentes natures, dites eulériennes ou lagrangiennes , selon qu’elles soient mesurées à des positions fixes ou qu’elles soient mesurées sur des bouées dérivantes avec le courant. Ces mesures in situ sont effectuées par des instruments de mesure en surface ou immergées.

- Les navires océanographiques mettent des sondes à l'eau qui permettent à un instant donné de mesurer des paramètres hydrologiques sur un profil vertical de la surface au fond : les bathysondes sont équipés de sondes CTD (conductivité , température, depth ), LADCP (Acoustic Doppler Current Profiler), de bouteilles de prélèvement d’eau (rosette) qui permettent d’analyser les échantillons en mer ou de retour à terre.

 

Figure 2 : Rosette avec instruments CTD  © D.Dausse

 

- Des mouillages fixes peuvent aussi être installées pour des périodes de 1 à 5 ans. Ils sont équipés de différents instruments permettant de suivre dans le temps, l’évolution des paramètres océaniques. Il faut alors un bateau pour aller les mettre à l'eau et les relever pour collecter les mesures.

 

Figure 3 : Mouillage avec CTD (type microCAT) et ADCP au-dessus  © M.N.Houssais

 

- Des bouées et flotteurs dérivants peuvent être immergés. Les données acquises peuvent être en surface mais également à différentes profondeur. Elles évoluent alors librement avec les courants. Elles sont programmées pour remonter à la surface afin de transmettre les informations collectées au cours de la plongée via les satellites, puis replongent à leur profondeur.

Un programme international nommé Argo déploie des flotteurs dans tous les océans du monde. Sur le blog de Helen Bostock à bord du Tangaroa, on peut suivre en date du 11 février 2013 le déploiement de ces balises : suivre le lien ici.

  

De nombreuses autres façons d'opérer sont utilisées, les instruments de mesure peuvent être placés sur :

- Des gliders (ou planeurs en français) : mini sous-marins qui présentent l'avantage d'être dirigé à distance, il remonte à la surface et communique avec l' opérateur par satellite, afin d'envoyer les données acquises pendant la plongée.

- Des animaux marins : les instruments de mesure sont alors couplés avec une balise ARGOS ainsi, les mesures sont réalisées pendant les déplacements de l'animal . en savoir plus, lien sur le projet SEAOS , éléphants de mer : cliquer ici

- Sous la coque des navires : les mesures hydrologiques de l’océan sont alors enregistrer durant leur trajet.Cette liste n'est pas exhaustive...
  

Les mesures au laboratoire

Mesure de la salinité des échantillons prélevés à l'aide de salinomètre

Les mesures de la salinité de l'eau de mer ont évolué au cours du temps . Dans les années 1960-1970, les mesures conductimétriques ont progressivement remplacé les mesures par dosage.

La salinité pratique (PSS78) publié par l'UNESCO (1981), en vigueur actuellement, se base sur un protocole opératoire adopté sur les salinomètres.
Les salinomètres sont des conductimètres spéciaux . Ils possèdent un thermostat pour éviter les variations de conductivité dues à la température.

  

Figure 4 : Variation de la conductivité en fonction de la salinité à différentes températures

Figure 5 : Salinomètre  © guildline.com

Un salinomètre mesure un rapport de conductivité de façon à éliminer le lien avec la constante de cellule. La salinité pratique (symbole S), d'un échantillon d'eau de mer, est définie en fonction du rapport K de la conductivité de l’échantillon d'eau de mer (à 15°C et à la pression atmosphérique normale), par une solution étalon de chlorure de potassium de concentration =32,4356 g/kg.

Cette solution étalon correspond à une salinité de 35 donc K égale à 1 correspond par définition à une salinité pratique égale à 35. S s’obtient à l’aide du polynôme suivant :

S = 0,0080 -0,1692 K1/2 + 25,3853 K + 14,0941 K3/2 - 7,0261 K2 + 2,7081 K5/2

Pour K= 1 on a bien S = 35,000 La salinité s'exprime sans unité (on trouve dans la littérature des valeurs de salinité exprimées en o/oo ou en g/kg ou encore en psu (practical salinity unit)).

Remarque : dans la pratique, pour éviter toute variation de température lors de la mesure, on réalise celle-ci plutôt à la température du laboratoire , il faut alors rajouter un facteur correctif ∆S.

Remarque : Mesure de la salinité par CTD:

La conductivité est fonction de S,t et P comme la mesure est réalisée in situ, contrairement au salinomètre, il faut prendre en compte t et p pour déterminer la salinité à partir de la conductivité.

Les CTD ont une fréquence de 8 mesures par seconde, elles permettent d’obtenir la salinité de l’eau de mer presque en continue à toutes les profondeurs.

  

Les mesures depuis l’espace

Les mesures altimétriques de l’océan par satellite informe sur les courants de surface.

Basé sur le principe d’un radar, le satellite envoie une onde, qui se réfléchit à la surface de la mer, le calcul du temps de trajet permet de déduire la distance entre le satellite et la surface de la mer. La précision des mesures permet également de mesurer la hauteur des vagues. Cette précision a été possible avec une estimation précise de la position du satellite par effet Doppler.

Le développement du programme expérimental Topex-Poséidon en 1992, par la France et les Etats-Unis, a marqué un tournant dans l’étude des mouvements océaniques. Ces mesures, moins fragmentaires que les mesures in situ, permettent un suivi des données presque en temps réel au niveau mondial. Au cours des 13 années de sa mission, ces mesures ont permis de modéliser des phénomènes océaniques. La continuité des observations est assurée par les satellites JASON.

Lancé par la NASA en 1997 et 2002, les satellites Terra et Aqua sont destinés à fournie des données pour l’étude de la biosphère, de l'atmosphère , des océans... Ils sont équipés de spectromètres (dont MODIS ou Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer ou Radiomètre spectral pour imagerie de résolution moyenne ) qui prennent une image complète de la Terre tous les 1 ou 2 jours, dans 36 bandes spectrales allant de 0,4 µm à 14,4 µm avec une résolution spatiale de 250 m à 1 km.

En savoir plus : cliquer ici

Ces mesures par satellite restent cependant des données de surface de l’océan .De plus, elles nécessiteront toujours des mesures in situ pour être calibrées.

  

Les simulateurs, la modélisation

En réalisant le lien entre les équations de la physique et les mesures hydrologiques, l’assimilation de données acquises, l’extrapolation des observations in situ et par satellite, on cherche alors à visualiser l’océan en mouvement et prévoir son évolution.

Des bulletins pour analyser et prévoir l’océan sont disponibles sur ce lien : on peut accéder à des carte des courants de surface mais aussi à l’océan en mouvement !

Température, salinité, courant, hauteur de mer sont disponibles sur le site bulletin.mercator-ocean en cliquant ici.

  

       

Figure 6 : Température, épaisseur de la glace et vitesse des courants  © bulletin.mercator-ocean.fr

 

Pourquoi dans la zone du glacier de Mertz ?

Introduction
Comment se forment les eaux denses ?
Que sont les vents catabatiques ?
Qu'est-ce qu'une polynie et que s'y passe-t-il ?
Congélation de l'eau de mer
Quels sont les courants dans cette zone ?
Quel dispositif de mesure pour comprendre et suivre ce phénomène ?
Vêlage du glacier Mertz

  

Introduction

  

Le petit manchot par Doc-up  © M.Lacarra

 

L'une des clefs du rôle des régions polaires dans la circulation océanique est la formation d'eaux froides profondes. Quelques régions polaires très précises permettent leurs formations. Ces régions se situent aux pôles : en Arctique, à l'ouest et à l'est du Groenland et en Antarctique, dans les mers de Ross et de Weddell et dans la région du glacier de Mertz au large de la Terre Adélie.

  

Comment se forment les eaux denses ?

La combinaison de plusieurs phénomènes, vents catabatiques, polynies, bathymétrie sont à l’origine de la formation d'eau particulièrement froides et salées sur le plateau continental.

La zone du glacier de Mertz réunit ces conditions : Vents catabatiques particulièrement violents, températures très basses, présence d’une polynie et bathymétrie particulière. Elle est donc une source importante de ces eaux denses et donc une région clef pour l’étude de ce processus.

  

Qu’est-ce que les vents catabatiques ?

Du grec katabatikos qui veut dire descendant la pente, le vent catabatique est un vent gravitationnel produit par le poids d'une masse d'air froide dévalant un relief géographique.(Ce phénomène peut se produire dans notre climat tempéré, en montagne).

C’est en Antarctique, qu’il est particulièrement spectaculaire avec le refroidissement intense de la surface de l’inlandsis . Des vents violents, soufflant en bordure côtière en direction de l’océan sont très fréquents en Terre Adélie et peuvent atteindre des vitesses instantanées dépassant les 200 km/h.

L'image ci-dessous est une vue satellite des vents catabatiques antarctiques dans la région de Terra Nova Bay.

Les lignes blanches, composées de glace de mer (frazil) sont repoussées au large par de forts vents formant une poche d’eau libre ou polynie .

     

Figure 1 : Vue satellite des vents catabatiques antarctiques dans la région de Terra Nova Bay  © J. Allen et R.Simmon / NASA Earth Observatory

 

Figure 2 : Formation des vents catabatiques  © Hannes,Grobe, Institut Alfred Wegener pour la recherche polaire et marine, Bremerhaven, Allemagne / Creative Commons CC-BY-SA-2.5

  

Une animation du site educapoles.org illustre les vents catabatiques: cliquer ici

  

Qu’est-ce qu’une polynie et que s’y passe-t-il ?

Une polynie est une étendue d’eau libre de glace. La majorité de l’océan en antarctique est recouverte de glace en hivers, mais il existe des zones appelées polynies où les vents catabatiques repoussent la glace de mer de la côte vers le large, créant ainsi des zones d’eaux libres de glace.

En hiver, sous l'action du vent qui refroidie la surface de l’océan, il se forme de la glace en continue, mais celle-ci est également chassée en continue par le vent. La production de glace formée essentiellement d'eau douce s’accompagne d’un important rejet de sel appelé saumure qui augmente la salinité et la densité de l’eau formant ainsi cette eau froide et plus salée qui tapisse le fond de l’océan.

  

Congélation de l’eau de mer

La présence de sel dans l'eau modifie certaines propriétés (densité, compressibilité, point de congélation, température du maximum de densité…).

A pression atmosphérique, l'eau douce gèle à 0 degrés Celsius mais le point de congélation de l'eau de mer varie en fonction de la salinité. Pour chaque augmentation de 5 ppm de salinité, le point de congélation diminue de 0,28 degrés Celsius: l'eau de mer gèle à -1,9°C pour une salinité de 35g/l.

  

Tableau 1 : Température de congélation de l'eau, en fonction de la salinité et de la pression  © Unesco Technical papers in Marine science 44, 1983

 
Lorsque les cristaux de glace se forment, Les ions ne se placent pas dans la structure plus ordonnée de la glace, le sel s'accumule sous forme de gouttelettes appelées saumure.Ceci explique aussi que la banquise soit peu salée par rapport à l’eau de mer et qu’elle s’adoucit avec le temps.

Ci-dessous, une illustration spectaculaire du rejet de sel dans l’eau de mer.

Video: « Icy Finger of Death » film de la BBC de Ella Davies Reporter, BBC Nature

Cette vidéo montre la formation d'une "brinicle" (Une brinicle est un mot anglais composé de la contraction de "brine" saumure et "icicle" stalactite). Dans l'Antarctique, elles peuvent se former dans certaines conditions particulières, lors de la formation de glace de mer. De l'eau très salée, très froide, ayant donc un point de congélation plus faible descend dans l'eau de mer environnante. L’eau de mer moins salée autour, va geler plus facilement, formant une fine couche de glace le long du tube. Dans ce film, ces « brinicles » atteignent la surface du plancher océanique, en gelant tout sur leur passage. Pour visionner cette vidéo, cliquer ici.

  

Quels sont les courants dans cette zone ?

Les polynies sont des régions étroitement liées à la formation de courant de convections.

 

Figure 3 : Circulation de l'eau de mer au niveau d'une polynie

  

Quel dispositif de mesure pour comprendre et suivre ce phénomène ?

Dans le cadre de programme de recherche tel que CEAMARC et ALBION, un ensemble de campagnes de mesures permettent un suivi à long terme de l'écoulement de l'eau dense, vers le bassin Australo-Antarctique au-dessus du seuil Adélie. Des mesures hydrologiques sont réalisées par des visites annuelles régulières, et par des mouillages qui réalisent des mesures en continue (qu’il est nécessaire de relever chaque année).

  

Vêlage du glacier du Mertz

En février 2010 une partie de la langue du glacier du Mertz s’est rompue libérant un iceberg d’une longueur 78 km et de 35 km de large et d’une épaisseur moyenne de 400 m. Cette rupture provient de la collision de la langue du glacier du Mertz par un iceberg appelé B09B provenant de la plateforme de Ross. Elle a entraîné des modifications importantes de la morphologie de la polynie. L’étude de l'impact de ces modifications est une opportunité supplémentaire pour mieux comprendre la formation et l'export des eaux denses.

  

Figure 4 : La langue du glacier Mertz encore rattachée à la banquise  © image NASA par Jeff Schmaltz / Modis rapid Response, légende Holli Riebeek

 

Figure 5 : Le glacier Mertz après son vêlage  © image NASA par Jeff Schmaltz / Modis rapid Response, légende Holli Riebeek

 

  

Les différents types d'ice

  

  

Objectif

Montrer en s’aidant du vocabulaire anglo-saxon, la grande diversité des surfaces glacées rencontrées en antarctique et en comprendre l’évolution.

 

    Compétences et capacités générales pouvant être mises en œuvre dans l'activité      

      - Extraire et exploiter : Analyser et synthétiser des documents scientifiques.
      - Savoir utiliser et compléter ses connaissances.

 

Proposition d'un déroulé pédagogique

Situation déclenchante

 

Dans le film l’Age de Glace 4, pendant la dérive sur un « morceau » de glace, Sid, assoiffé déclare :

“Water, water, every where, Nor any drop to drink.”

Référence au poème de Samuel Taylor Coleridge, “The Rime of the Ancient Mariner“

 

If you were to melt part of the inside of an iceberg from the Southern Ocean and drink the water do you think it would taste salty? Why?

 

Les Groënlandais utilisent une cinquantaine de mots pour définir la neige et la glace !

Les activités suivantes introduisent un vocabulaire plus riche de glaciologie, afin de mieux comprendre les différentes surfaces glacées de l’Antarctique.

  

Activité proposée

Étude d'un document, d'un schéma (légendé en anglais) représentant une coupe de la calotte glacière, et d'un glossaire.
  

Document :

L'Antarctique est un continent qui est recouvert d'un manteau de glace pouvant atteindre 4 km d'épaisseur. Il se forme par une accumulation de neige qui se tasse et se transforme en glace. Appelé inlandsis (ou calotte glacière), de très grande étendue (14 000 000 km2 en antarctique), il recouvre la masse continentale. Cette glace glisse très lentement du centre vers l’extérieur du continent sous son propre poids c'est à dire par gravité. Après un processus de plusieurs milliers d'années, elle atteint la mer. Sur la côte, le mouvement est plus rapide, ce sont les glaciers émissaires (2-3 km/an), leur partie terminale peut flotter sur la mer, formant un plateau de glace. Ces plateaux peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres d’épaisseur. Le plus grand plateau sur la mer de Ross représente la taille de la France ! La forme de ces plateaux est variable, elle est influencée par les fond rocheux marins, elle peut s’élever et se craquer (formant des pics et des crevasses) en fonction de la côte. L’extrémité des plateaux de glace forme une falaise verticale de glace ou une langue de glace (comme la langue du glacier de Mertz dans l'Est Antarctique). Fragilisés par les mouvements de la mer, des morceaux se détachent constituant les icebergs qui flottent dans l'océan. Emportés par les courants ils peuvent mettre plusieurs années à fondre dans l'océan et à s'y dissoudre. En hiver, la mer gèle tout autour de l'Antarctique, doublant la surface du continent. Cette glace de mer se forme progressivement : ce phénomène commence par de minuscules particules de glaces qui s’accumulent à la surface de l’océan (le frasil) ensuite, avec le vent et les vagues ils se forment des plaques de glaces (ice pancakes ou crêpe de glace) puis, progressivement l’eau autour gèle pour obtenir finalement une couche plus ou moins homogène (la banquise ou le pack ), cette couche est habituellement d’un ou deux mètres d'épaisseur et fond lors du dégel de l'été suivant.

   

Schéma coupe d’une calotte glacière :

Figure 1 : Coupe d'une calotte glaciaire  © Hannes Grobe / Institut Alfred Wegener pour la recherche polaire et marine, Bremerhaven, Allemagne

   

Glossaire : Le vocabulaire Anglo-Saxon est très riche pour parler de la glace !

  

ice sheet - A large mass of ice that is thick enough to cover the landscape beneath it so appearing as a smooth coating of ice. Ice sheets can deform and move with gravity. Ice sheets cover much of Greenland and Antarctica.

ice cap - A large dome-shaped mass of ice that is thick enough to cover all the landscape beneath it so appearing as a smooth coating of ice. Ice caps are smaller than ice sheets, usually under 50,000 square kilometers (19,000 square miles). Ice caps can deform and flow with gravity and spread outward in all directions..

ice cliff - Walls of ice where glaciers meet the sea. Ice cliffs occur because icebergs calve from the front of them giving a continually breaking edge the full height of the glacier.

ice shelf - A large flat-topped sheet of ice that is attached to land along one side and floats in the sea or a lake. Formed where a glacier or ice shelf has reached the water and kept flowing, it is fed from the landward side and eroded from the seaward side by the calving of icebergs and melting.

ice tongue - A long, narrow, projection of ice out from the coastline, similar in origin to an ice shelf, but usually formed where a glacier flows rapidly to the sea or a lake.

ice rise - is a clearly defined elevation of the otherwise totally flat ice shelf, typically dome-shaped and rising 100 to 200 meters above the surrounding ice shelf. An ice rise forms where the ice shelf touches the rocky seabed

Ice sea - A general term for any ice that forms from frozen seawater. Sea ice covers large parts of polar waters in the winter and melts back each summer.

ice foot - A "shelf" of ice that forms around many Antarctic shores in the winter time. Sometimes formed by sea spray, often formed where sea-ice joins the land, as the tide rises and falls, a layer of ice is deposited which builds up. Once the sea ice blows out in the spring a distinct ledge several feet high is left behind that can be difficult to cross for men and also for animals.

ice floe - A large, flat, sheet of sea ice that has broken off contact with the coast where it was formed and is floating in open water.

ice stream - A rapidly moving current of ice in an ice sheet. Ice streams flow more quickly than the surrounding ice and remove ice from the ice sheet. Antarctic ice streams may flow about one kilometer per year (0.6 miles per year).

iceberg - A large piece of floating ice that has calved, or broken off, a glacier or ice shelf. Icebergs occur in lakes and the ocean and can be vast, the size of islands or small countries.

polynya - A polynya is an area of open water in pack ice or sea ice, they may be kept open by heavy windy event such as Katabatic or the upwelling of underneath warmer water or both and so tend to recur in the same locations year after year.

 

Exemples de questionnement pour étudier ces documents :

 

  1. Quelle est la différence entre : an ice sheet, an ice cap an ice shelf and ice tongue

  2. Que se passe-t-il autour de l’antarctique durant l’hiver?

  3. Pour chaque mot du glossaire, préciser s’il s’agit d’eau douce ou d’eau salée et trouver une traduction française.

  4. Légender le schéma avec le vocabulaire français.

  5. Peut-on facilement bien distinguer les contours du continent ?

  6. ...

 

Autres ressources numériques pour illustrer les différents types de glace :

Figure 2 : photo satellite du glacier Mertz  © NASA

  

Photo satellite de la zone du glacier de Mertz aujourd'hui : cliquer ici

Pour visualiser une galerie de photo des différents types de glace flottant sur la mer cliquer ici

  

En conclusion, Sid peut-il boire de l’eau ?

  

Pistes pour l'élaboration de ce déroulé pédagogique

La situation déclenchante permet de faire le point sur les connaissances des élèves.

Le vocabulaire iceberg et banquise est en général connu des élèves. Dans un premier temps ils peuvent répondre si c’est un morceau d’iceberg c’est de l’eau douce si c’est un morceau de banquise de l’eau de mer (désalée)….

Mais quel est le morceau de glace sur lequel se trouve Sid ? Et peut-on répondre si simplement ?

 

La lecture du document donne une vue d’ensemble des différentes sortes de surface glacée, de leurs formations et leurs évolutions. Le schéma même s’il est légendé en anglais permet d’aider à la compréhension du texte.

Le glossaire donne des définitions précises des différents termes et permet d’approfondir les notions.

 

Pistes de réponses aux questions proposées :

1- ice sheet : calotte glacière

ice cap : glacier, identique à ice sheet mais plus petit

ice shelf : plateau de glace encore accroché à la côte mais flottant sur la mer

ice tongue : langue du glacier, forme particulière due à la forme de la côte.

Dans les quatre cas, Il s’agit de neige tassée donc d’eau douce.

2-En hiver, la mer gèle : formation de la banquise

3-ice cap - Freshwater. ice cliff - Freshwater. ice floe -. Sea-water. ice foot - Sea-water .ice sheet - Freshwater. ice shelf - Freshwater. ice tongue - Freshwater. iceberg - Freshwater.

5- Il n’est pas facile de distinguer la côte, en particulier l’hiver car les différentes glaces se confondent parfois et il existe des plateaux qui peuvent flotter sur de grandes étendues. Les premiers explorateurs étaient d’ailleurs à la recherche de côte dépourvue de glace pour planter leurs drapeaux !

 

Figure 3 : Photo satellite de la région du glacier de Mertz. Les traits noirs représentent la côte et la limite des glaces. Cela met en évidence les langues glacières, notamment la langue glacière du glacier Mertz avant février 2010, date du vêlage d'une partie du glacier.  © NASA

   

En conclusion : Si Sid est sur un iceberg il pourra boire de l’eau douce. En revanche s’il est sur un morceau de banquise l’eau est alors salée mais moins que l’eau de mer ! En effet la banquise se forme par congélation de l’eau de mer (environ 35g de sel par litre), la glace formée à partir de cette eau sera logiquement elle aussi salée, mais elle contient en moyenne seulement de 4 à 10g de sel par litre. En effet la formation de glace s’accompagne d’un important rejet de sel appelé saumure qui augmente la salinité et la densité de l'eau sous-jacente.

   

  

Étude hydrologique dans l’océan antarctique

  

Les différents fronts de l’océan Antarctique
Les caractéristiques Température et Salinité des masses d’eau
Masse volumique de l’eau de mer
Le diagramme T-S
Mesures dans l’océan Antarctique
Observations hydrologiques recueillies au large de la Terre Adélie

 

     

Les différents fronts de l’océan antarctique

Contrairement aux autres océans, l’océan Antarctique est le seul océan qui encercle un continent sans être limité par la terre. Cette ceinture circumpolaire établit la connexion entre les trois principaux océans, Atlantique, Indien, et Pacifique.  Le Courant Circumpolaire Antarctique (ACC) est le plus important flux d’eau sur la planète, il transporte environ 140.106 m3 s–1 d’eau autour de l’Antarctique.

Les limites de courant sont définies par des variations zonales des propriétés spécifiques de l'eau (notamment la température et la salinité). Les Variations rapides de ces propriétés classent les zones entre des fronts.
Lorsqu’on navigue en direction de l’antarctique, vers le sud, on observe à la surface des chutes de température et des variations de salinité délimitant les différents fronts ; le premier front rencontré est le  front subtropical (STF) qui sépare les eaux chaudes et très salées des eaux subantarctiques moins salées et plus froides. Vient ensuite, le front subantarctique (SAF) où la température chute brutalement à 5°C, puis, le front polaire où les eaux de surface passent alors sous la barre des 2°C. Cette zone correspond également à la limite de la banquise en hivers. Le dernier front rencontré est le front Sud de l’ACC ou divergence antarctique qui marque le passage à un autre courant circulant cette fois d’Est en Ouest. On observe également des  gyres dans  les bassins profonds entre le continent Antarctique et l'ACC.

Une représentation schématique de ces fronts est illustrée ci-dessous.

©Stephen R. Rintoul /The Southern Ocean in the Earth System

  

Les différentes masses d’eau sont étudiées à toutes les  profondeurs au cours des campagnes océanographiques. Les données hydrographiques acquises, permettent de mettre en évidence les différents fronts et aussi les différentes masses d’eau en profondeur. Cette connaissance est indispensable pour mieux comprendre les courants marins de l’océan antarctique, elle permet également de suivre leurs évolutions. De plus, comme chaque zone de front délimite aussi des activités biologiques différentes, leurs connaissances apportent aussi des informations sur les écosystèmes.

  

Les caractéristiques, Température et Salinité, des masses d’eau

La température T et la salinité S sont des traceurs conservatifs d’eau de mer, les caractéristiques  T et S ne sont pas altérées à l’intérieur de l’océan tant qu’il n’y a pas de mélange entre des masses d’eau. Ces caractéristiques sont représentatives du lieu de formation d’une masse d’eau et sont reliées à la masse volumique de la masse d’eau.

  

Masse volumique de l’eau de mer

La masse volumique ρ est une fonction de la température, de la salinité et de la pression : ρ = f(T,S,p), elle s'exprime en  kg.m-3.

Comme la valeur est proche de  1000 kg m-3 on parle souvent de masse volumique relative  σ = f(T,S,p) – 1000

Le graphique ci-dessous représente, les mesures  de la Temperature ( ° C), de la Salinité, (p.s.u).; et le valeur de la masse volumique relative, kg m-3 ainsi déduite en fonction de la profondeur.

Elles ont été réalisées à partir de CTD dans l’Atlantique Sud  (45S, 50W)

 

température (bleu), salinité (vert) et masse volumique relative(rouge)

Profil vertical relevé dans l’océan atlantique (45S,50W)

 

  

La masse volumique augmente avec la profondeur, les eaux les plus denses se trouvant au fond des océans. On peut voir sur la courbe verte que l'évolution de la masse volumique avec la profondeur n'est cependant pas uniforme. A la surface de l'océan la masse volumique croît globalement de l'équateur jusqu'aux grandes latitudes comme la température*. Les plus grandes valeurs de densité se trouvent  dans l'hémisphère Sud. Les régions où la masse volumique en surface est importante sont particulièrement intéressantes pour l'étude des mouvements des océans puisque  c’est dans ces régions que vont se former les masses d'eau denses. (En savoir plus, suivre le lien pourquoi dans la zone du glacier de Mertz).

*Si deux masses d’eau en compétition se trouvent à la même profondeur, elles sont à la même pression. Le facteur température est prépondérant dans la variation de la masse volumique car les variations verticales peuvent être importantes de 0°C à 20 °C alors que la salinité varie de 2 à 3 unités. La masse d’eau la plus froide passe sous la plus chaude. Cependant aux hautes latitudes, le gradient de température est très faible et c'est donc la salinité qui interviendra davantage sur la variation de masse volumique.

  

Le diagramme T-S

Pour détecter les différentes masses d’eau,à différentes profondeurs et comprendre leurs évolutions, le diagramme T-S  est un outil très utilisé par les océanographes. Les mesures réalisées sur une colonne d'eau sont reportées sur un graphique avec en ordonnée les températures et en abscisse la salinité.

Diagramme T-S n°1

Source : http://www.soes.soton.ac.uk/teaching/courses/oa631/hydro.html#alt

  

Les courbes pointillées du diagramme n°1 représentent les lignes de masses volumiques constantes. Naturellement, la masse volumique augmente avec la profondeur. Une masse d’eau de masse volumique faible se trouve au-dessus d’une masse d’eau de masse volumique plus élevée. Les mélanges ont donc lieu le long de ces lignes puisque les masses d’eau ont alors une masse volumique similaire pour se mélanger. Les nombres en bleu le long de la courbe, représentent la profondeur.

Remarque :

La pression est exprimée en décibars (dB) . Une pression de 1 bar correspond à une force de 1 Kg s'exerçant sur une surface de 1 cm², la pression augmente d’environ 1 bar tous les 10 m donc une profondeur de 1000 m correspond environ à 100 bar soit 1000 dbar  ainsi, 3000 m – 3000dB etc… Les océanographes travaillent avec la pression hydrostatique, la pression est donc donnée pour une référence mise à 0 à la surface ce qui permet d’éliminer la pression atmosphérique.

Le diagramme TS donne des informations sur les masses d’eau mais aussi sur le mélange de celles-ci.

  

Identification des masses d'eau

La courbe rouge indique ici la présence de trois masses d’eau profondes principales :

  • Antarctic Bottom Water (AABW ):elle se forme dans les zones des polynies de l’ Antarctique, c’est l’eau la plus dense et la plus froide qui tapisse le  fond de l’océan à partir de 5000m . Cette masse d’eau se déplace dans le fond de l’océan vers le Nord.
  • North Atlantic Deep Water  (NADW) : entre 3000 et 2000 m, cette masse d’eau est visible par un coude avec un maximum de salinité, elle est moins froide que AABW, elle provient de la partie Nord de l’Atlantique,  formée en Mer du Groenland et en Mer du Labrador. Sa salinité particulière est notamment influencée par un mélange avec l’eau de Méditerranée (plus salée) qui se déverse dans l’atlantique. Cette masse d’eau se déplace vers le Sud.
  • Antarctic intermediate Water (AAIW) : centrée vers 800m, cette masse d’eau est visible par un coude avec un minimum de salinité. Elle se forme au niveau du front polaire durant l’été austral, c’est un mélange d’une eau de très faible salinité due à la fonte de la banquise prise en sandwich avec l’eau NADW et l’eau de surface plus chaude. Ses caractéristiques se modifient en se déplaçant vers le nord mais elle reste repérable par son minimum de salinité.

 

  

Mélange des masses d’eau

Même si T et S sont des grandeurs globalement conservatrices, des mélanges se font le long des lignes d’égales masses volumiques. Ainsi  par exemple sur le diagramme n°1, l'eau autour de 4200m sera composée de 50 % NADW et 50 % AABW.

Durant leur trajet, les masses d’eau se mélangent leurs caractéristiques évoluent. Le diagramme n°2 montre cette évolution en fonction de trois latitudes différentes.

En se déplaçant du Nord vers le Sud, le coude associé à la NADW est déplacé vers la gauche, le maximum de salinité de cette masse d’eau diminue en partie par mélange avec des eaux moins salées sous et su jacentes à mesure qu’elle se déplace vers le Sud. Par le même phénomène, les caractéristiques de l’AAIW (minimum de salinité) et de l’AABW (minimum de température) diminuent en partie allant vers le Nord en s’éloignant de leurs zones de formation.

  

Diagramme T-S n°2

  

Mesures dans l’océan antarctique

Les mesures ci-dessus  ont été réalisées lors de campagnes océanographiques entre la Tasmanie et la Terre Adélie on retrouve  ci-dessous les trois masses d’eau : NADW,  AAIW, AABW.

  

Mesure T-S entre la Tasmanie et la Terre Adélie

© Alejandro Orsi H. et Thomas Whitworth III, Atlas hydrographique Ocean Circulation Experiment ( WOCE ),vol1

  

Ci dessous, les images illustrent la stratification de l'océan selon la salinité et la température .

Profil de température et de salinité, réalisées à partir de mesures à bord du navire Aurora Australis 1994-1995  sur la coupe S3

  

D'autres paramètres sont étudiés, qui dépendent également des masses d'eau tel que la quantité en oxygène, silicates, phosphate, nitrate..  .

En cliquant ici, accéder à ces mesures.

 

Observations hydrologiques recueillies au large de la Terre Adélie

 

L’AABW prend sa source dans les eaux de plateau autour du continent Antarctique, Le bassin de l'Australie-Antarctique recueille deux sources majeures de l’AABW, en mer Ross, et  sur le plateau au large de la côte de terre Adélie.

 

 

Dans le cadre de programmes de recherche telque CEAMARC et ALBION, un suivi pluriannuel des masses d’eau permet d’observer des modifications au cours des dernières décennies.

Le diagramme T-S ci-dessous illustre une baisse de la salinité observée pour l'eau Est Antarctique de fond de la Terre Adélie.

 

 

Des mesures plus fines sont opérées sur le plateau continental Antarctique. Dans cette région, en tenant compte de la bathymétrie particulière, on cherche à mieux comprendre les mélanges qui s'opèrent dans la création de l'eau de plateau très salé (HSSW) qui plonge pour former une partie de l'eau Antarctique de fond (AABW).

 

Carte avec découpage de la région selon la bathymétrie

Légende : MGT : Mertz Glacier Tongue, CB : Commonwealth Bay, BB, Buchanan Bay, WB : Watt Bay,

AD : Adélie Depression, AS : Adélie Sill, AB : Adélie Bank, MB : Mertz Bank, DT : D’Urville Trough

Point bleu et rouge position des mesures CTD réalisées dans le cadre des programmes AlBION et CEAMARC.

 

M.Lacarra et al. / Polar Science 5 (2011) 88-103

Distribution verticale de la température (figure a et d) et de la salinité (fig b,c et e,f)

 

 

Formation des eaux denses en Antarctique

Objectifs

              

    • Comprendre la stratification des océans
    • Montrer qu'un des moteurs de la circulation thermohaline est la variation de densité des eaux, induite par des changements de température et de salinité.
    • Montrer que la glace de mer qui se forme aux pôles est peu salée et qu’en se solidifiant, la glace rejette le sel dans l’eau résiduelle qui devient plus salée.

 

Compétences et capacités générales pouvant être mises en œuvre dans l'activité


- Extraire et exploiter : Analyser et synthétiser des documents scientifiques.
- Savoir utiliser et compléter ses connaissances.
- Résoudre un problème scientifique : Analyser un problème, construire les étapes de résolution, porter un regard critique sur le résultat.
- Pratiquer une démarche expérimentale.

            

L’activité proposée se divise en deux parties. Une première partie propose une étude de différents documents, une deuxième partie propose une expérience pour vérifier les informations obtenues dans la partie précédente. L’ensemble de l’activité peut donner lieu à un travail sur une ou deux séances selon que l’élève est amené à proposer lui-même une démarche expérimentale.

Remarque : on se limite dans cette expérience, à l’étude des ions chlorure, les plus représentatifs de la salinité de l’eau de mer, les autres ions présents dans l’eau de mer seront étudiés ultérieurement dans les mesures conductimétriques.
Pour cette manipulation, on peut donc simplement utiliser une « eau de mer artificielle simplifiée » contenant 32g/L de chlorure de sodium. On congèle partiellement la solution puis on dose l’eau résiduelle et l’eau issue du glaçon afin de les comparer.

               
Retrouver ces documents au format PDF: cliquer ici

    

Partie I : Étude de documents, animations et vidéos
Partie II : activité expérimentale : Mise en évidence de la formation des eaux denses - Dosage par la méthode de Mohr de l’ion chlorure


    

Partie I : Étude de documents, animations et vidéos

                

Document 1 : Animation « Les impacts du changement climatique sur l’océan ».

    

© 2013 International Polar Foundation

 

La première partie de cette animation permet :

 

- d’introduire la circulation thermohaline,

 

- de montrer l’importance de la mesure de la salinité pour comprendre les courants marins. La densité de l’eau dépend de sa température et de sa salinité (concentration en sels dissous).

Document 2 : Film « Le petit manchot »

  


Le petit manchot par Doc-up

    ©Maïté Lacarra

         

Un moteur de la circulation thermohaline est la variation de densité des eaux, induite par des changements de température et de salinité. Ce film explique pourquoi des mesures océanographiques sont engagées dans la zone du glacier de Mertz au large de la Terre Adélie.

   

Document 3 : Coupe de l’Atlantique représentant la température en fonction de la profondeur et de la latitude.

    

© AWI

Cette coupe de l’Atlantique illustre la stratification de l’océan, par différences de température. On notera l’eau froide plus dense (en rose) qui tapisse l’océan du pôle Sud jusqu’à l’équateur.

          

Document 4 : Vidéo "Icy finger of Death"

    

Cette vidéo « Icy Finger of Death » de la BBC, très spectaculaire, montre la formation d'une "brinicle" (Une brinicle est un mot anglais composé de la contraction de "brine" saumure et "icicle" stalactite). Dans l'Antarctique, elles peuvent se former dans certaines conditions particulières, lors de la formation de glace de mer. De l'eau très salée, très froide, ayant donc un point de congélation plus faible descend dans l'eau de mer environnante. Cette dernière, moins salée, va geler plus facilement, formant une fine couche de glace le long du tube. Dans ce film, ces « brinicles » atteignent la surface du plancher océanique, en gelant tout sur leur passage.

       


Pour visionner cette vidéo, cliquer sur l'image ci-dessus ou  ici

  

Pistes de réflexion pour analyser les documents

   
Après le visionnage de ces animations, l’élève peut répondre aux questions suivantes:

  1. Quels sont les principaux facteurs influençant la densité de l’eau de mer ?
  2. Quelles sont les caractéristiques d’un courant de surface ? D’un courant profond ?
  3. Quelles sont les directions globales de ces deux courants ?
  4. La circulation thermohaline est-elle un phénomène rapide ou lent ?
  5. Pourquoi l’eau de mer est-elle plus chaude à l’équateur ?
  6. Quel est le rôle du vent catabatique dans la formation des eaux denses ?
  7. Comment la formation de la glace de mer entraîne–t-elle une formation d’eau dense ?
  8. Une discussion peut-être engagée avec les élèves notamment sur les températures de fusion de l’eau en fonction de la salinité et de la pression.
  9. ...

Piste de réponses au questionnement proposé

1. Les principaux facteurs influençant la densité de l’eau de mer sont la salinité et la température.

 


2. Un courant de surface est constitué d’eau chaude peu salée alors qu’un courant profond (entre 2000 et 4000 mètres de profondeur) est constitué d’eau froide très salée.

3. Courant de surface : de l’océan Pacifique vers l’océan Atlantique pour retourner ensuite vers les régions polaires.
Courant profond : de l’océan Atlantique vers l'océan Indien puis vers l’océan pacifique.

4. C’est un phénomène lent puisqu’il faut environ 1000 ans pour que la circulation soit complète.

5. A cause de la sphéricité de la terre, L’eau de mer est plus chaude à l’équateur car une plus petite surface emmagasine l’énergie solaire à l'équateur.

6. Les vents catabatiques repoussent la glace de mer de la côte vers le large, créant ainsi des zones d’eaux libres de glace appelées polynies . Ces vents très froids entrainent la formation de glace en continue à la surface de la mer qui est chassée en continue vers le large.

7. La glace qui se forme au cours des hivers Arctique et Antarctique se distingue de celle créée au laboratoire. Les premiers cristaux de glace apparaissent à -1,9 °C. Le processus de congélation provoque une séparation de l’eau et du sel. La glace qui se forme est donc constituée de cristaux d’eau douce et de gouttelettes d’eau salée. Celles-ci vont migrer progressivement vers le bas avant d’être rejetées dans l’eau de mer. La glace de mer s’adoucit donc au fil du temps. Lorsqu’elle atteint une épaisseur de 2 à 3 m, elle forme un écran protecteur qui isole l'océan. La fonte de la glace au printemps donne au contraire naissance à des eaux de surfaces peu salées et froides.

Partie II : activité expérimentale : Mise en évidence de la formation des eaux denses - Dosage par la méthode de Mohr de l’ion chlorure

 

Matériel

  

Solutions

Verrerie élève

- Solution de NaCl. 32 g/L.

- Solution de AgNO3. 0,1mol/L.

- Solution K2Cr2O7. Comme indicateur coloré

- Fiole jaugée 50 mL

- Pipette jaugée 5 mL

- 2 Erlenmeyers 50 ou 100 mL

- 1 Burette graduée

- 1 Agitateur magnétique

- Verre à pied, bécher

 

 

Manipulation


Remarques

A PRÉPARER AVANT LA SÉANCE

On dispose d’une solution de concentration S0 à 32 g/L de NaCl dissout : une partie de cette solution est placée dans un compartiment congélation d’un réfrigérateur. Au bout de 1 à 2 heures on distingue deux phases, une partie solide et une partie liquide. Les deux phases sont séparées.
(On peut également placer la solution au congélateur et la faire fondre partiellement au début du TP.)

PRINCIPE DU DOSAGE

On se propose de doser S0 solution initiale, S1 solution résiduelle et S2 solution issue de la fonte de la glace, afin de comparer les concentrations en ions Cl- dans ces trois solutions.

La réaction de dosage est la suivante Ag+ (aq) + Cl- (aq) = AgCl (s)

Les ions argent précipitent avec les ions chlorures car la solubilité de AgCl (s) est très faible. Dès l’ajout de nitrate d’argent on observe ce précipité blanc, la solution dans l’Erlenmeyer se trouble. Lorsque tous les ions chlorure ont réagi les ions argent (ajoutés alors en excès) précipitent avec les ions dichromates selon l’équation : 2 Ag+ (aq) + CrO42- (aq) = Ag2CrO4 (s). Le précipité rouge-rose indique que l’équivalence de la réaction de dosage a eu lieu. Le dichromate de potassium est un indicateur de fin de réaction. Ce dosage doit être réalisé en milieu neutre, pour s’en assurer on peut utiliser du papier pH pour vérifier que notre pH est compris entre 6,5 et 7,5. L’eau de mer est basique (même si l’on parle d’acidification des océans !) pour réaliser ce dosage par la méthode de Mohr sur de l’eau de mer, on peut ajouter quelques gouttes d’acide nitrique. (Pas d'acide chlorhydrique!). Pour n mol de Ag+ ajouté à la burette, n mol de Cl- réagissent.
Pour doser ces solutions on ajoute donc quelques gouttes d'ions dichromates qui réagiront avec les ions argent en excès pour donner un précipité rouge brique de chromate d’argent quand tous les ions chlorures auront réagi, à la première goutte après l’équivalence.


Protocole

On peut diviser la classe en deux ou trois groupes :
Un groupe réalise le dosage pour S1 puis S0 l’autre groupe pour S2 et S0. Il est nécessaire de diluer 10 fois les solutions S0, S1 et S2 et doser les solutions S’1, S’2 et S’3 ainsi obtenues.

. Diluer 10 fois la solution S… à l’aide d’une pipette jaugée de 5 mL et d’une fiole jaugée de 50 mL. On obtient une solution diluée S’… .

· Prélever 10 mL de la solution diluée et l’introduire dans un erlenmeyer.

· Introduire dans l’erlenmeyer quelques gouttes de dichromate de potassium qui joue le rôle d’indicateur de fin de réaction.

· Remplir la burette graduée avec la solution de nitrate d’argent à 0,1 mol/L.

· Réaliser une première manipulation en introduisant le nitrate d’argent mL par mL afin de repérer l’équivalence.

Observer les précipités et le changement de couleur.
La solution est jaune pâle du fait du dichromate. Le précipité blanc formé de AgCl lui donne pendant l’introduction du nitrate d’argent à la burette un aspect laiteux. A la première goutte après l’équivalence une coloration rose apparait.


Réaliser un deuxième dosage « à la goutte près » de la solution S’… .

· Noter le Volume équivalent : Véq... = …………….. .



  

     

Remarque sur la précision des mesures

    

Les résultats ne sont pas reproductibles puisqu'ils dépendent de la manière dont on congèle la solution et du temps de congélation. (exemple de résultats obtenus : Véq = 7,8mL pour l'eau résiduelle et Véq = 3,8 mL pour l'eau issue de la fonte de la glace)

Ce dosage ne nécessite donc pas une grande précision de mesure, ce qui nous intéresse n’est pas la teneur exacte en ions chlorures mais la comparaison entre les solutions. CS1 > CS0 > CS2
A noter, la solution initiale a été préparée avec une masse de NaCl de 32g/L, la concentration mesurée de S0 ne correspond pas à cette valeur, le sel étant une substance hygroscopique. Dans l’activité expérimentale « détermination de la salinité d’une eau de mer », on s’attachera davantage à la précision de la mesure.

 

  

Interprétation du phénomène

   

Dans la phase solide, l’arrangement régulier des molécules d’eau restreint fortement les possibilités d’impuretés au sein de la structure. La glace, en fonction de la pression et de la température peut adopter différentes structures cristallines. A la pression atmosphérique, les molécules d’eau de la glace ordinaire forment une structure cristalline suivant un réseau hexagonal.

   

 

Les restrictions de taille et de charge qu’impose le réseau cristallin vis-à-vis des impuretés sont telles que la majorité des ions contenus dans l’eau de mer (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Cl-, SO42-, CO32-) sont rejetés, seule une faible part pourront être incorporés à la structure (l’ion ammonium ou le fluor et quelques gaz ). Ainsi, lors de la formation des cristaux de glace, il se forme des inclusions liquides, appelées saumures. La salinité globale de la glace de mer diminue progressivement en fonction de différents processus de migration de ces saumures. Le processus principal étant la migration par gravité vers l’eau de mer sous-jacente.

 

Étude de la salinité et de la température des océans

   

Objectifs

              

Cette activité propose divers document (parties 1 à 3) permettant de comprendre l'importance des mesures de température T et de salinité S pour les océanographes.
Des pistes de réflexions pour étudier ces documents ainsi que des exercices (partie 4) permettront aux élèves de définir des masses d'eau en fonction de T et S.
   
    
Compétences et capacités générales pouvant être mises en œuvre dans l'activité
- Pratiquer une démarche scientifique
- Extraire et organiser de l'information utile
- Raisonner
  
      

   

PARTIE 1 : Qu’est-ce que la salinité ?

   
Document 1 : Le tableau ci-dessous représente les principaux ions contenus dans un échantillon d’eau de mer

   

Concentrations des principales espèces présentes dans l’eau de mer

*les concentrations sont en g ou mol par kg-soln c'est-à-dire kg d’eau de mer (correspond à partie par milliers %0 )

           

Document 2 :

   

La salinité est une grandeur que les océanographes ont fait évoluer au cours du temps en fonction des évolutions des appareils de mesures réalisées et des précisions accessibles.

En première définition, la salinité correspond à la masse totale (en g) des sels dissous dans un kg d’eau de Mer (donnée en partie par milliers %0 )

La salinité varie d’une mer à l’autre mais les proportions des différents sels dissous dans les eaux de mer sont sensiblement constantes. Cette propriété est appelée loi de Dittmar.

La salinité à la surface des océans est illustrée sur l'image suivante (Figure 1) :

    

 

Échelle de salinité

Copyright © 2001-2011 Mercator Océan

 

Exemples de questionnement pour analyser ces documents

  1. Quel est l’ion majoritaire dans l’eau de mer ?

  2. Calculer la salinité de l’échantillon d’eau de mer représentée?

  3. En quoi la loi de Dittmar peut-elle nous aider à déterminer la salinité d’un échantillon d’eau de mer ?

  4. L’ion hydrogénocarbonate et l’ion carbonate n’est pas donné avec une valeur fixe dans le tableau. Proposer une explication

  5. Quels sont les paramètres qui peuvent modifier la salinité d’une eau de mer ?

  6. La figure 1 montre une salinité globale plus importante vers les zones équatoriales que vers les zones de hautes latitudes. Proposer une explication .

  7. ...

     

 

Partie 2 : Étude de la masse volumique de l’eau de mer

   

Document 3 : Évolution de la masse volumique en fonction de la température pour différentes salinités

      

   

Exemples de questionnement pour analyser ce document

 

  1. Que peut-on dire de l’évolution de la masse volumique en fonction de la température de l’eau douce ?

  2. Quelle est l’évolution de la masse volumique de l’eau liquide en fonction de la salinité ?

  3. Quelle est l’évolution de la masse volumique de l’eau de mer liquide en fonction de la température ?

  4. La température de congélation de l’eau douce à P atmosphérique est 0°C. Plus la salinité est élevée, plus la température de congélation est basse, l’eau de mer gèle à environ -2°C. Que savez-vous sur la masse volumique de l’eau solide par rapport à l’eau liquide ? Quelle conséquence cette propriété a-t-elle ?

  5. Le tapis roulant (ou circulation thermohaline) est causé par des mouvements de convections Ces mouvements sont la conséquence de différences de masses volumiques de masses d’eau.

  6. En quoi la connaissance de la température et de la salinité sont des grandeurs importantes pour l’océanographe.

  7. ...

      

    

Partie 4 : Pourquoi réaliser des mesures de salinité et de Température ?

   

Document 4 : Stratification verticale de l’océan

         

L’océan est stratifié, c'est-à-dire constitué de couches ayant des propriétés différentes. La stabilité des eaux est conditionnée par une répartition de masse volumique allant croissant avec la profondeur. L’Océan acquiert généralement ses caractéristiques de température T et salinité S en surface au contact de l’atmosphère. L’eau lorsqu’elle plonge ne peut ensuite se modifier que par des mélanges des eaux environnantes ayant des caractéristiques de T et S différentes.

Les figures 2 et 3 ci-dessous représentent une coupe de l’Atlantique représentant la température (fig 2) et la salinité (fig 3) en fonction de la profondeur et de la latitude.

           

 

Figure 2 et 3 © AWI

  

Exemples de questionnement pour analyser ce document

  

  1. Comment évolue la température de l’océan en fonction de la profondeur ? Est-ce cohérent avec l’étude de la partie 2 ?

  2. Comment évolue la salinité de l’océan en fonction de la profondeur ? Est-ce cohérent avec l’étude de la partie 2 ?

  3. On observe une couche de minimum de salinité (en rose de 600 à 1000m) aux grandes latitudes et une salinité plus faible en surface et en profondeur en antarctique. Proposer une explication

  4. La température et la salinité sont donc des caractéristiques conservatrices qui permettent aux océanographes d’étudier les différentes masses d’eau et de surveiller leurs transports à l'échelle mondiale. Expliquer la phrase « On peut retrouver l’origine de toutes les masses d’eau en analysant la température et la salinité. »

Proposition d'exercices pour identifier des masses d’eau

   
Le tableau 1 donne des mesures de la température et de la salinité à différentes profondeurs sur une colonne d’eau de mer.
Note : psu (practical salinity units ) est une unité de salinité donnée à partir de la conductivité.

     

©Polar science and global climate, IPY
    

    1. A partir du tableau 1, reporter en abscisse la salinité (de 33,5 à 36,5psu)et en ordonnée la température.

    2. Pourquoi l’eau collectée aux différents endroits possède-t-elle des valeurs de T et S si différentes ?

    3. A partir du tableau 2 , identifier les masses d’eau de l’océan Atlantique et reporter leurs noms sur le tableau 1

    4. Identifier les masses d’eau par ordre de profondeur sur le profil ci-dessous au niveau du site de mesure (Sample site). Reporter leurs abréviations sur le schéma

    5. Grâce aux flèches représentant le sens de déplacement de ces masses d’eau, vérifier où chacune de ces masses d’eau se forme.

            

©Polar science and global climate, IPY

Pistes de réponses aux questions proposées

 

PARTIE 1

  1. L’ion majoritaire est l’ion chlorure

  2. On additionne toutes les concentrations de la deuxième colonne du tableau on obtient une salinité totale de 35.15 g/ kgsoln

  3. Connaissant la concentration d’un seul ion on peut déterminer la salinité sachant que quelque soit les mers on le retrouvera dans les mêmes proportions

  4. La proportion de ces ions dépend du CO2 dans l'atmosphère , du pH .

  5. Les paramètres qui peuvent influencer la salinité sont :

    Le volume de l'apport d'eau douce. Précipitations, rivières..

    L’évaporation qui dépend de la température

    La présence ou absence de courants marins capables d'uniformiser la salinité

    La présence de glace d'eau douce (icebergs) ou de glace d'eau de mer (banquise)

  6. Températures importantes à l’équateur et fonte des glaces aux pôles expliquent en partie cette différence de salinité.

PARTIE 2

  1. La masse volumique passe par un maximum vers 4°C (c’est une particularité de l’eau son maximum n’est pas à sa température de fusion comme la plupart des liquides mais à 3,98 °C.(Au lieu de 0 °C à pression atmosphérique 1bar). Après 4°C la masse volumique diminue quand la température augmente. Avant 4°C elle ugmente. REMARQUE : La densité d’un corps liquide est calculée par rapport à la masse volumique de l’eau comme corps de référence. La valeur de référence utilisée à pression atmosphérique de 1 000 kg/m³ est à 4°C.

  2. La masse volumique de l’eau liquide augmente avec la salinité.

  3. La masse volumique de l’eau de mer liquide augmente quand la température diminue.

  4. L’eau est la seule substance qui est plus dense lorsqu'elle est liquide que lorsqu'elle est solide. L’eau se dilate d’environ 9 % en cristallisant. Cette augmentation de volume est dû à la structure tétraédrique de la glace, elle a pour conséquence de faire flotter la glace sur l’eau.

  5. La masse volumique dépend de ces deux grandeurs : Température et Salinité donc responsable de la circulation circulation thermo (température) haline (salinité) !

PARTIE 3

  1. la température diminue avec la profondeur . Ceci est cohérent avec l'étude précédente puisque la masse volumique augmente lorsque la température diminue

  2. Dans la partie 2, La masse volumique augmente bien avec la salinité, de façon plus importante que la température mais comme les variations de salinité dans les océans sont plus faibles que celles de la température, cette influence est moins importante on observe dans la figure 2 des eaux de salinité plus fortes à de faibles profondeurs

  3. Dans les régions où il y a des évaporations élevées, l'eau de la mer devient plus salée, tandis que la salinité chute dans les régions de hautes latitudes, en raison de la fonte des glaces.

  4. Les propriétés sont obtenues en surface avec les échanges atmosphérique « On peut retrouver l’origine en surface de toutes les masses d’eau en analysant la température et la salinité. » T et S permettent d’identifier les masses d’eau. En savoir plus exercices d’application Partie 4

PARTIE 4

    

Réaliser le graphe permet de montrer qu'il y a des différences importantes entre les masses d'eau selon T et S . Il permet aussi en réalisant l'échelle des x et y d'observer une différence de température plus marquée que la différence de salinité.

                

 

5.

AABW se forme sur la cote antarctique en Mer de Weddell, Mer de Ross et au large de la Terre Adélie

NADW se forme dans l’atlantique Nord en mer du Labrador et du Groenland

AAIW est une couche intermédiaire qui se forme à la surface de l’océan austral dans la zone du front polaire appelé zone de convergence.

MIN comme son nom l’indique est une partie de l’eau de Méditerranée s’écoule dans l’Atlantique.

CONCLUSION : L’Océan acquiert généralement ses caractéristiques de température T et salinité S en surface au contact de l’atmosphère. L’eau lorsqu’elle plonge ne peut ensuite se modifier que par des mélanges des eaux environnantes ayant des caractéristiques de T et S différentes.

La température et la salinité sont donc des caractéristiques conservatrices qui permettent aux océanographes d’étudier les différentes masses d’eau et de surveiller leurs transports à l'échelle mondiale. On peut en effet retrouver l’origine en surface de toutes les masses d’eau en analysant la température et la salinité. En certain lieu, l'eau de surface peut s'enfoncer lorsque sa masse volumique devient plus importante que l'eau sous-jacente. En profondeur, le mélange est difficile.

  

 

Détermination de la salinité d'une eau de mer

   

Objectifs

   

Cette activité propose une étude historique de la détermination de la salinité. Les définitions ont évoluées au cours du temps en fonction de l’avancée des différentes méthodes expérimentales utilisées par les océanographes. Cette approche permet de mettre en évidence le lien entre la pratique expérimentale et la précision des mesures obtenues. Les élèves peuvent ainsi mettre en pratique cette étude pour élaborer un protocole opératoire basé sur leurs compétences expérimentales afin de déterminer la salinité d’une eau de mer .

         


Compétences et capacités générales pouvant être mises en œuvre dans l'activité

- Extraire et exploiter : Analyser et synthétiser des documents scientifiques

  Savoir utiliser et compléter ses connaissances

- Résoudre un problème scientifique : Analyser un problème, construire les étapes de résolution, porter un regard critique sur le résultat

- Pratiquer une démarche expérimentale

- Erreur et notions associées : Identifier les différentes sources d'erreur

- Incertitude et notions associées :Evaluer à l'aide de formules fournies, l'incertitude d'une mesure.

- Expression et acceptabilité du résultat :Maitriser l'usage des chiffres significatifs.

      

Cette activité comporte trois documents retraçant l’évolution des techniques pour la détermination de la salinité.
Un questionnement est proposé pour analyser les différentes techniques utilisées par les océanographes. Il met l’accent sur la précision des mesures pour amener l’élève à élaborer lui-même une expérience de détermination de salinité d’une eau de mer la plus précise possible. Un protocole expérimental par dosage conductimétrique est proposé.

 

Particularité des mesures d’océanographie : une faible résolution et une grande reproductibilité et une grande exactitude.Les données collectées servent à déterminer l'évolution à long terme de la circulation océanique. Il faut pouvoir détecter de faibles changements dans le temps (d’autant plus sensibles, qu’aux grandes profondeurs, la stabilité thermique des masses d'eau est très grande). Les mesures doivent pouvoir être comparées d'un pays à l'autre et utilisées dans des modèles communs. Elles doivent donc être réalisées avec une grande exactitude par rapport à des références communes que l’on met en pratique durant les phases d’étalonnage des instruments.

Composition de l’eau de mer, définition théorique de la salinité
Bref historique de la détermination de la salinité
Détermination de la salinité à partir de la chlorinité
Détermination de la salinité à partir de mesures de conductivité
Méthode de Mohr Knudsen
Protocole expérimental : Dosage par conductimétrie d’une eau de mer


Composition de l’eau de mer, définition théorique de la salinité

        
Définition théorique : la salinité est la quantité totale des résidus solides (en grammes) contenue dans 1 kg d'eau de mer.
Par cette définition, en théorie, il suffit d’additionner la concentration massique de chaque espèce contenue dans l’eau de mer pour l’obtenir. (Voir activité étude de T et S des océans.)

             

 

Proportions des principaux ions contenus dans l’océan

Selon la loi de Dittmar* la salinité ou concentration totale des sels dissous de l’eau de mer varie d’un endroit à l’autre mais ces proportions restent les mêmes dans tous les océans.
* Cette loi fut établie par William Dittmar en 1884, après des analyses chimiques sur 77 échantillons d'eau de mer prélevés à travers le monde.

               

Expérimentalement, pour obtenir la salinité totale par analyse chimique directe, séchage et pesée du résidu solide, il faut chauffer fortement car les substances sont hygroscopiques. De plus, certains corps notamment les chlorures, s'échappent au cours du dernier stade de séchage, d’autres corps s’oxydent. A cause de ces contraintes une autre définition de la salinité a été donnée :

 

« La salinité est la quantité totale des résidus solides (en grammes) contenu dans 1 kg d'eau de mer, quand tous les carbonates ont été transformés en oxydes, le brome et l'iode remplacés par le chlore et que toute la matière organique a été oxydée. »

 

L’analyse chimique n’étant pas une méthode expérimentale facile d’utilisation, d’autres méthodes ont été développées.

 

Bref historique de la détermination de la salinité

     
En 1903 Knudsen a mis au point une méthode chimique pour mesurer la salinité. Sa méthode appelée méthode de Mohr-Knudsen utilise la loi de Dittmar : « la salinité varie d’un océan à l’autre mais les proportions relatives des principaux constituants sont pratiquement constantes ». Le dosage de l'un d'entre eux est donc susceptible de donner la teneur de tous les autres. Les ions chlorure, bromure et iodure peuvent aisément être dosés, avec précision, par titrage au nitrate d'argent. Définition théorique de la chlorinité : c’est la masse en grammes des ions halogénure, en équivalent chlorure, contenus dans un kilogramme d'eau de mer. L’unité de la chlorinité est donc en ‰, ou en g/kg
  

    
Détermination de la salinité à partir de la chlorinité

    
La relation entre la salinité S et la chlorinité Cl a aussi évolué au cours du temps, elle a tout d’abord été définie à partir de nombreuses mesures de laboratoires sur des échantillons provenant de toutes les mers du globe.
En 1902, elle est donnée par la relation : S = 0,03 + 1,805 × Cl où S salinité ,Cl chlorinité
En 1969, l'UNESCO propose finalement une nouvelle formule définissant la salinité absolue : S = 1,80655 Cl

   
Détermination de la salinité à partir de mesures de conductivité


Depuis 1978 jusqu'à nos jours, ces définitions ont été revues quand de nouvelles techniques permettant de déterminer la salinité à partir de mesure de conductivité, température et pression, furent développées.
L’échelle en vigueur est l’échelle pratique de salinité (PSS-78) qui définie la salinité en terme de rapport de conductivités.

La salinité pratique (symbole S), d'un échantillon d'eau de mer, est définie en fonction du rapport K de la conductivité électrique de cet échantillon d'eau de mer à 15°C et à la pression atmosphérique normale, par celle d'une solution de chlorure de potassium dans laquelle la fraction en masse de KCl est 0,0324356, à la même température et même pression. Une valeur de K égale à 1 correspond par définition à une salinité pratique égale à 35. La salinité n'est plus présentée comme un rapport de masse. Elle s'exprime sans unité ou psu (practical salinity unit).

La formule permettant de retrouver la valeur de la salinité est alors :


S = 0,0080 - 0,1692 K1/2 + 25,3853 K + 14,0941 K3/2 - 7,0261 K2 + 2,7081 K5/2

Aller plus loin :
La définition de la salinité est encore amenée à évoluer. En juin 2009, de nouvelles équations d'état thermodynamiques de l’eau de mer, dénommées TEOS-10 10 intègrent l’utilisation de la Salinité Absolue (Absolute Salinity SA) pour décrire la salinité de l’eau de mer, cette salinité absolue prend en considération la variabilité spatiale de la composition de l’eau de mer.

   

Méthode de Mohr Knudsen

 

Extraits du bulletin de l’institut océanographique, N°1047 juillet 1954 (Fondation Albert 1er)

          

Retrouver l'intégralité de ce document au format PDF : cliquer ici      

     

Questionnement pouvant accompagner l’étude de ces documents

  

  1. À quelle famille appartiennent les éléments chlore, brome et iode ?

  2. Qu’est-ce qu’un composé hygroscopique ? En quoi cette propriété peut-elle gêner une analyse chimique ?

  3. En observant les concentrations des éléments de l’eau de mer justifier que l’on puisse donner comme définition de la clorinité Cl, la masse, en grammes, des ions halogénure, en équivalent chlorure, contenus dans un kilogramme d'eau de mer.

  4. Quelle est l'unité de la chlorinité notée Cl?

  5. Montrer que la salinité S est reliée à la chlorinité en utilisant le tableau du document 1 par la relation : S = 1,81.Cl. Justifier le choix dans ce calcul des chiffres significatifs.

  6. Quelle est l’unité de la salinité par détermination de la chlorinité ?

  7. Quel inconvénient présentait la première relation de 1902 ? Pourquoi la relation a-t-elle évoluée jusqu’à sa définition de salinité absolue donnée par l'Unesco en 1969 ? Pourquoi a-t-on besoin d’un organisme international pour définir des standards ?

  8. De nos jours la conductivité est utilisée pour déterminer la salinité d’une eau de mer. Sur quel principe se base cette technique ? Rappeler les définitions de la conductance, de la conductivité et de la conductivité molaire ionique. Quelles espèces chimiques sont concernées ? Quels sont les paramètres faisant varier la mesure ?

  9. Pourquoi utilise-t-on un rapport de conductivité et non pas la valeur directe de cette conductivité sur un échantillon d’eau de mer ?

  

   
Eléments de réponse au questionnement proposé :

       
1- L'élément chlore, l’élément brome, et l’élément iode appartiennent à la famille des halogènes.
2- Un composé hygroscopique est un composé qui a tendance à absorber l'humidité de l'air. Le sel est hygroscopique. Il est donc difficile de déshydrater une substance pour peser le résidu solide. Il faut chauffer fortement mais cela peut entrainer décomposition, oxydation ou évaporation de certains composés.
3- Le chlore est le composé majoritaire, la connaissance de sa concentration par la loi de Dittmar permet d’accéder à la salinité totale. Le brome est en proportion négligeable et l’iode n’est pas représenté dans le tableau. On peut donc assimiler les halogènes contenus dans l’eau de mer simplement au chlore.
4- Cl est donné en en g/kg ou ‰
5- S =(10,77+1,290+0,4121+…….+0,0,0013) / (19,354+0,0673)x Cl
On retrouve bien la relation S = 1,81 x Cl
Après une addition ou une soustraction, le résultat ne doit pas avoir plus de décimales que le nombre qui en comporte le moins.
6- La salinité a la même unité ‰
7- La relation donnait une salinité non nulle pour un chlorinité nulle. Les standards sont indispensables pour une reproductibilité des résultats…
8- La conductance G (Ω-1) d'une solution électrolytique est égale à l'inverse de la résistance de la même portion de solution.
La conductivité σ (S.m-1)se déduit de la conductance en connaissant les caractéristiques de la cellule conductimétrique.
G= σ . (S/L)
S = surface des électrodes (m2) et L longueur (m) entre les électrodes.
Ce sont les espèces ioniques qui sont responsables de la conductivité du courant dans une solution. La conductivité d’une solution électrolytique est la somme des conductivités de chaque ion.
On a la relation suivante pour des ions monochargé s: σ = ∑λi.[Xi]
λi correspondant à la conductivité molaire ionique de l’ion.
La conductivité d'une solution électrolytique augmente si la concentration et le nombre des espèces chimiques ioniques présentes dans cette solution augmente.
La conductivité d'une solution électrolytique augmente si la température de cette solution augmente.
9- Si l’on souhaite mesurer la conductivité qui est une caractéristique propre à la solution étudiée, ce type de mesure nécessite l’utilisation de conductimètres étalonnés au préalable ou de sondes seules dont on connaît la constante de cellule avec précision. La constante de cellule peut être grossièrement évaluée en calculant le rapport S/l, mais sa valeur exacte ne peut être déterminée qu’expérimentalement. De plus, la température d’une solution influe de façon importante sur G ou σ (de l’ordre de 2 % / °C) .
L’étalonnage d’un conductimètre consiste à ramener artificiellement la constante de cellule à 1 en réglant l’électronique de l’appareil. Il s’opère en un point grâce à une solution d’étalonnage adaptée au calibre sélectionné et à la conductivité des solutions dans lesquelles on travaille.
Remarque : les salinomètres utilisés par les océanographes sont équipés de thermostat pour maintenir la température constante.

  
  

Questionnement pour aider les élèves dans l'élaboration de l'expérience

  

11. Ecrire la réaction de dosage par précipitation au nitrate d’argent pour l’ion chlore utilisé dans la méthode de Mohr-Knudsen
12. Quelles sont les principaux facteurs sources d’imprécision dans un dosage de type dosage de Mohr ?
13. Quelle méthode utilise Knudsen pour déterminer l’équivalence ?
14. Quel est l’intérêt d’utiliser une eau normale dans la méthode Mohr-Knudsen pour déterminer la chlorinité d’une eau de mer ?
15. Quelles sont les techniques expérimentales que vous connaissez pour repérer une équivalence ?
16. Quelle méthode de nos jours pourrait-on employer pour déterminer l’équivalence dans le dosage de Mohr?
17. En vous inspirant de la méthode de Mohr Knudsen, proposer un dosage plus précis permettant de déterminer la chlorinité.
18. Réaliser le protocole pour déterminer la clhorinité puis la salinité d’une eau de mer.
19. Pourquoi l’utilisation de conductimètre comme technique de détermination de l’équivalence ne nécessite pas d’étalonnage ?
20. Evaluer la précision de votre manipulation.


Éléments de réponse au questionnement proposé


11- Ag+ (aq) + Cl- (aq) = AgCl (s)
12- Précision du volume de l’échantillon (à prendre en compte avec la dilution parfois nécessaire), précision de la solution titrante, précision dans la détermination de l’équivalence…
13- Knudsen utilise une méthode colorimétrique.
14- L’eau normale permet à Knudsen d’éliminer des erreurs systématiques.
15- Conductimétrie,spectrophotométrie
16- Ces deux méthodes.
17- Dosage proposé : ici solution ionique avec possibilité d’observer un changement de pente de la conductivité à l’équivalence lorsque tous les ions chlorure ont disparu.
19- Le conductimètre sert de visualisation de l’équivalence, la détermination de la concentration ne sera pas déduite de la valeur de la conductivité mais des quantités de matière du réactif introduit à l’équivalence. On mesure une évolution relative de la conductivité (ou de la conductance) d’une solution en fonction de l’ajout d’un réactif (dosage acido-basique, dosage par précipitation…).
Ce n’est pas la valeur exacte qui est recherchée mais son évolution (recherche d‘un minimum, changement de pente…).

   

     

Protocole expérimental : Dosage par conductimétrie d’une eau de mer

  

Un titrage conductimétrique consiste à ajouter à la solution titrée, une solution titrante mL par mL et à mesurer, pour chaque ajout, la valeur de la conductivité du mélange à l’aide d’une sonde conductimétrique. L’ajout de la solution titrante modifie la composition des espèces ioniques dans le mélange, la conductivité évolue donc et il est possible de repérer une équivalence par une variation caractéristique de la conductivité.

Nous proposons de réaliser le dosage des ions chlorure dans une eau de mer par les ions argent en effectuant un suivi conductimétrique. La réaction (supposée totale) qui se produit au cours du dosage est : Ag+ (aq) + Cl- (aq) = AgCl (s).
Pour cela, nous allons suivre l’évolution de la conductivité σ de la solution en fonction du volume de solution de nitrate d’argent versé.


Mode opératoire :

Ce protocole a été réalisé avec une eau de mer de la Manche . C'est une eau de surface prélevée sur la côte du Cotentin à la pointe de la Hague .

L'expérience peut-être réalisée à partir de prélèvements d'eau de mer sur les côtes Françaises, on pourra alors se reporter au site PREVIMER qui donne des mesures de l'environnement côtier sur les trois façades (Manches, Atlantique et Méditerranée) notamment les données salinités et températures des eaux de surfaces. Pour accéder à ce site cliquer ici


La solution initiale d’eau de mer nécessite pour le dosage conductimétrique, une dilution préalable.
- Soit on peut prélever 1mL de solution d’eau de mer que l’on introduit dans un bécher de 250 mL puis on ajoute environ 100 mL d’eau pour que la sonde soit bien immergée.
- Soit, si l’on ne dispose pas de pipette jaugée de 1mL pour les élèves, faire une dilution par 10 : on prélève 10 mL de solution à l’aide d’une pipette jaugée que l’on introduit dans une fiole jaugée de 100 mL puis prélever 10mL de cette solution pour le dosage (Attention rincer plusieurs fois la pipette!!).
Ce qui compte ce n’est pas la concentration dans le bécher, mais la quantité de matière en ions chlorure introduite.
Dans la burette introduire une solution de nitrate d’argent à 0,10 mol/L.
Introduire la solution titrante mL par mL.

 

Données :

  

Ions Na+ Cl- Ag+ NO3-
Conductivité molaire ionique λ
mS.m2.mol-1
5,01 7,63 6,19 7,14

 

    
Quelques questions pour aider les élèves à interpréter ce dosage:


1. Tracer la courbe σ = f(V)
2. Quels sont les ions présents dans le bécher avant l’ajout du premier millilitre ?
3. Quels sont les ions ajoutés à chaque ajout ?
4. Tant qu’il y a réaction lors de chaque millilitre de nitrate d’argent ajouté:
Quel ion disparaît dans le bécher ? Avec quoi ?
Par quel ion est-il remplacé ?
5. Comparer les conductivités molaires ioniques de ces deux ions ; comment varie la conductivité de la solution ?
6. Quel est le réactif limitant au cours de l’expérience réalisée ?
7. Lorsque la réaction est terminée et qu’on continue à ajouter de la solution de nitrate d’argent : Des ions disparaissent-ils ? Comment varie la conductivité de la solution ?
8. D’après les réponses aux questions ci-dessus, quel point du graphique correspond à la disparition de tous les ions Cl- présents au départ ?
9. Quel volume Véq de nitrate d’argent a-t-on ajouté alors ?
10. Quelle est la relation entre la quantité de matière d’ions Cl- introduit et la quantité de matière en ion argent ?
11. En déduire la concentration massique t des ions chlorure dans la solution d’eau de mer. M(Cl) = 35,45 g/mol
12. En déduire la chlorinité de l’eau de mer puis la salinité absolue définie par l’UNESCO en 1969.
13. Evaluer les erreurs liées à la mesure.
14. Sur le site http://www.previmer.org/presentation >observations>salinité

On peut retrouver des données océanographiques des côtes françaises, notamment la salinité. L’eau de mer étudiée provient de la Manche, elle a été prélevée le 29 octobre 2012 en surface à la pointe du cotentin. Comparer

15. ...

Éléments de réponse aux questions proposées:

    

1.

    

Résultats obtenus sur un échantillon d'eau de mer (Nord Cotentin)

2. Dans le bécher la solution contient tous les ions contenus dans la mer.
3. On ajoute à la burette les ions Ag+ et NO3-
4. Tant qu’il y a réaction lors de chaque millilitre de nitrate d’argent ajouté, Ag+ disparaît car il réagit avec les ions halogènes (que l’on assimile tous à des ions chlorure car prépondérants). Finalement, Cl- est remplacé par NO3-.
5. La conductivité molaire ionique de Cl- est légèrement plus grande que NO3-. La conductivité de la solution diminue.
6. Le réactif limitant est l’ion chlorure.
7. Lorsque la réaction est terminée et que l’on continue à ajouter de la solution de nitrate d’argent, il n’y a plus de réaction donc plus de disparition d’ion en revanche on continue d’ajouter les ions Ag+ et NO3-. La conductivité augmente.
8. La lecture du Véq se fait à l’intersection des deux droites.
9. Résultat : Véq = 5,50 mL
10. Quantité de matière d’ion Cl- = quantité de matière Ag+.
11. Déterminer la relation entre n(Cl-) introduit et CAgNO3 et Véq.

   

Exemples de résultats obtenus :

 
n(Cl-) = 0,10 mol/L . 5,50.10-3 L = 5,50 .10-4 mol
Concentration massique en ions chlorure Cl- de la solution d’eau de mer : t = (m(Cl-)introduit / V’ introduit ) x (10 pour la dilution) = 19,50 g/L Avec M(Cl) = 35,45 g/mol

12. !!! la chlorinité est en g/kg de solution.
Il faut mesurer la masse volumique de la solution d’eau de mer expérimentalement ! (avec une valeur théorique 1024g/L (prise pour 20°C,1 bar et S= 34,5) donc qui dépend de S !)
On trouve :
une chlorinité Cl = t / ρ = 19,50/1,024 = 19,04 g/kg Cl = 19,04%0
Puis la salinité absolue définie par l’UNESCO en 1969
S = 1,806 . Cl = 34,38 g/kg

13. Quel chiffre significatif peut-on réellement prendre pour donner la valeur de S ?

  
Pour identifier les erreurs systématiques lors d’une mesure avec la verrerie du laboratoire :

Incertitude absolue Ut dont le constructeur donne une tolérance t

L’incertitude de tolérance se mesure Ut =2. t/√3


- exemple1 : classe A pipette de 10 mL de tolérance t = ± 0,02mL : Ut = 2 . 0,02 /√3 = 0,023mL

 
Déterminons l’erreur systématique de la burette pour la détermination du volume équivalent :


classe A burette de 25mL de tolérance t = ±0,05mL : Ut = 2 . 0,05 / √3 = 0,057mL

Incertitude absolue de lecture de graduation UL
Lorsqu’une lecture est réalisée sur une graduation, pour un niveau de confiance de 95%, l’incertitude de mesure liée à la lecture est UL = 2. Graduation/√12
Pour une double lecture : l’incertitude est UL' = √2 UL


Double lecture sur la graduation à la burette (Pour faire la lecture il faut lire le zéro et le volume versé)
UL' = √(2 . UL) = √(2 . 2 . 0,1)/ √12 = 0,081 mL

Incertitude sur la somme de mesures U1 et U2 indépendantes :
U = √(U1 . 2+ U2 . 2)

 

Donc U burette = √(UL' . 2 + Ut . 2) = 0,1mL


REMARQUE :

Dans un dosage classique, par colorimétrie si on se limite à l'erreur de la seule lecture de Véq:
Véq = 5,5.10-3 mL ± 0,1 ml
Incertitude sur la détermination expérimentale de n(Cl-) = 5,5 .10-4 ± 0,1 .10-4 mol. Au final, après les calculs on arrive à S = 34,4 ± 0,6. Soit : 33,8 < 34,4 < 35,0.
Dans un dosage conductimétrique, l’équivalence sur un graphe avec environ 15 mesures, plus précis qu’une simple mesure avec colorimétrie.
Si on estime le Véq à ± 0,01 mL.
On a alors S = 34,4 ± 0,2, soit 34,2 < 34,4 < 34,6.


14. On peut retrouver des données océanographiques des côtes françaises, notamment la salinité.


Source : Observation du reseau PREVIMER