Climatologie

L'eau des océans est une solution qui contient en moyenne 35 g/kg de sels divers (chlorure de sodium essentiellement), avec un pH très stable de 8,2 (légèrement alcalin), mais qui tend à s'acidifier en absorbant le CO₂ d'origine anthropique en excès dans l'air. La Mer Morte contient beaucoup plus de sels, ce qui explique qu'on y flotte sans effort, alors que la Mer Baltique en contient beaucoup moins, ce qui explique qu'elle gèle plus vite. Néanmoins, hormis dans les mers fermées, on a montré au début du XX^e siècle que la proportion des composants les plus importants reste quasi constante, ce qui laisse penser que depuis des millions d'années et plus sans doute, les océans ont été parfaitement mélangés par la circulation thermohaline, avec l'aide (dont l'importance n'est pas déterminée) de certaines espèces de plancton qui par leurs mouvements quotidiens et saisonniers contribuent à homogénéiser les couches thermiques et salines. La relativement faible occupation spatiale du phytoplancton dans la colonne d'eau, cantonnée essentiellement à la zone euphotique, limite son influence sur l'homogénéisation de la colonne d'eau océanique, qui atteint régulièrement plusieurs milliers de mètres de hauteur.

Ceci indiquait, qu'en plus des circulations particulières à chaque océan, l'eau circulait entre les différents océans, ce qui a été confirmé par la courantologie.

Quantités : le volume des océans est estimé à 1 370 millions de kilomètres cubes. Il contiendrait donc environ 48 millions de milliards (ou 4,8 × 10¹⁶) de tonnes de sels pour une masse océanique totale de 1,4 milliard de milliards (ou 1,4 × 10¹⁸) de tonnes. Cela représenterait 95 t/m² si on étalait ce sel sur le globe entier (environ 510 millions de kilomètres carrés), ou encore 320 t/m² si on ne l'étalait que sur les parties actuellement émergées (près de 150 millions de kilomètres carrés).

Effet de la salinité sur la densité

La densité de l'eau salée est une fonction non linéaire de la température et de la salinité. Au premier ordre, la densité peut être évaluée par :

$${\displaystyle d=1-\alpha T+\beta S,}$$

où ${\displaystyle \alpha }$ et ${\displaystyle \beta }$ sont des constantes positives, donc la densité diminue quand la température ${\displaystyle T}$ augmente et elle augmente quand la salinité ${\displaystyle S}$ augmente.

L'amplitude des variations relatives de température étant sur la majeure partie des mers du globe supérieure à celles de la salinité, l'effet de la salinité est souvent moindre que celui de la température. La salinité ne joue alors un rôle que quand ses variations sont assez fortes, souvent à cause d'un fort apport d'eau douce, ou que les variations de température sont faibles, souvent à cause de la proximité du point de congélation de l'eau de mer. Le premier cas se rencontre localement dans les mers tropicales, près de l'embouchure de grands fleuves comme l'Amazone ou en Afrique équatoriale, mais également en mer Noire. Le deuxième cas se rencontre dans les mers polaires arctiques et antarctiques, quand la fonte de la banquise et des calottes polaires induit un apport d'eaux fraîches (peu salées) en surface tandis que les eaux plus profondes sont plus salées et plus chaudes^[2].

La stratification des océans liée à une densité d'eau variable dans la colonne d'eau amène à la formation de pycnocline, c'est-à-dire un gradient fort des isopycnes, les lignes d'iso-densité. Lorsque cette pycnocline est contrôlée par la salinité, on parle d'haliocline, tandis que lorsqu'elle est contrôlée par la température, on parle de thermocline. Dans les régions polaires, l'halocline peut être si marquée qu'elle peut être le support d'ondes internes, pouvant mener à un phénomène dit « d'eaux mortes » ^[3]. Dans les mers tropicales, l'apport d'eaux douces peut former une légère halocline en sub-surface sous la couche mélangée de surface, et on parle alors de « barrière de sel ». L'halocline en mer Noire est également très forte^[4].

L'effet de la salinité sur la densité de l'eau de mer joue également un rôle très important dans la circulation thermohaline globale, en faisant plonger aux hautes latitudes les eaux plus salées apportées depuis les latitudes moyennes, lorsque celles-ci se refroidissent^[5]. On forme ainsi aux hautes latitudes les eaux profondes qui remplissent ensuite tous les bassins abyssaux de la planète. Ce mécanisme forme un des puits de carbone de la circulation en stockant en profondeur des eaux initialement en surface.

Ce mécanisme peut être accentué par l'augmentation de la concentration en sel lors de la formation de banquise de mer : le sel étant rejeté dans l'eau encore libre, celle-ci augmente alors de densité. C'est ainsi que les eaux de fond d'origine antarctique figurent parmi les eaux les plus denses de la planète, atteignant des températures potentielles négatives et une densité potentielle de 1,046^[6].

Enfin certains courants, même aux latitudes tempérées ou tropicales, sont contrôlés par des variations de densité dues à la salinité, principalement à cause d'une forte évaporation. Un exemple connu est le courant de Leeuwin sur la côte Ouest de l'Australie^[7].

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  Séparation Eau douce Eau salée en Méditerranée à Nice après une grosse averse de montagne

Articles connexes

Liens externes

• (en) History of the salinity determination
• (en) Practical Salinity Scale 1978
• (en) Practical salinity calculator

Bibliographie