Eau Mer

S. Speich PO1_03 - 1

Température et Salinité

Distributions de la température et de la salinité à la surface des

océans

Observer l’océan

Distributions verticales de la température et de la salinité Masse

volumique de l’eau de mer et équation d’état

Anomalie de densité, volume spécifique

Température potentielle, densité potentielle, densité neutre

Distributions verticales de l’anomalie de densité

Concept de masse volumique de l'eau de mer

Les propriétés physiquesde l’eau de mer


Rappel sur les propriétés de l’eau pure (1)

• Masse moléculaire = 18;

• H+: 1 proton et 1 électron gravitant autour;

• O=: 8 électrons (2 saturent la couche la plus proche au noyau, et les 6 autres gravitent sur une couche périphérique qui

peut supporter un maximum de 8 électrons);

• O= est donc lié à chaque H+ par des liaisons de covalence mettant en jeu un doublet d’électrons (i.e., 4 électrons restent

non liés);

• H2O : triangle isocèle (d’angle HOH 105°). Molécule globalement neutre électriquement, mais la densité électronique a

tendance à s’accentuer au voisinage du noyau d’oxygène (existence d’un moment électrique);

• Les noyaux d’hydrogène (plutôt chargés +) vont avoir tendance à attirer (formation de liaisons « hydrogène »

électrostatique) le nuage électronique d’un autre atome d’oxygène => glace = cristal tétraédrique (angle théorique:

109°28’) facilité par l’angle initial de la liaison HOH;

• Passage état solide => liquide := rupture de certaines de ces liaisons « hydrogène ». Ceci requiert de l’énergie :=

augmentation de T. En élevant T d’avantage => état gazeux (destruction de toutes les liaisons « hydrogène »);

• Passage état solide => liquide := effondrement de certaines liaisons « hydrogène » = tassement de la molécule (densité

augmente). Puis, au fur et mesure que T augmente => agitation des molécules H2O compense cet effet de contraction

=> dilatation de la structure (dilatation thermique => diminution de la densité; maximum de densité - sous conditions

normales - à 4°C).


Rappel sur les propriétés de l’eau pure (2)

• Chaleur spécifique élevée (la + haute de tous les solides et liquides sauf NH3) : 4.18 103 J kg-1 °C-1

Inertie thermique (pas d'extrêmes marqués : -1.87 à + 42 °C pour -68 à +58 °C sur continent)

Bon milieu de stockage et de transport

• Chaleur latente de fusion (3.33 105 J kg-1) la + grande (sauf NH3)

Gros effets thermostatiques aux changements de phase

Crucial lors des transferts d’énergie entre océan et atmosphère

• Transparence (absorption d’infrarouge et ultraviolet)

Forte absorption d’énergie solaire

Incolore en petites quantités

• Milieu neutre, mais à constante diélectrique élevée (sépare bien les ions chargés)

Pouvoir solvant exceptionnel (du fait de l’organisation des molécules)

Bon milieu réactif

• Peu compressible

Mais la surface de l’océan est néanmoins 30 m plus basse que pour un fluide incompressible de même masse

volumique moyenne


Température de surface de la mer

SST (Sea Surface Temperature)

t [ °C] = T [K] – 273.15


Les sels dissous dans l’eau de mer

Eau de mer = eau salée


• EEau de mer: solution saline à

3.49%

• LLe constituent halin

majoritaire est le Chlorite

• PPlus l’eau est salée, plus elle

est dense

Eau de mer = eau salée


Origine des sels dissous dans l’eau de mer ?

Ou origine liée au processus de formation des

coches terrestres (noyau, manteau, croûte,

océan et atmosphère) ?


SALINITE

Définition: La salinité est le poids en grammes de résidu solide contenu dans

un kilogramme 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 complètement

oxydée.

Océans := remplis d’eau salé

• Loi de Dittmar (1884) : Dans l’eau de mer, quelle que soit la salinité, à condition qu’elle ne soit pas trop faible, les proportions

relatives des principaux constituants sont pratiquement constantes et le dosage de l’un d’eux donne la teneur des autres et aussi la

salinité.

• En 1903 Knudsen a mis au point une méthode chimique pour mesurer la salinité et la densité. La salinité (S) est, d’après la loi de

Dittmar, proportionnelle à la chlorinité (Cl). Nous considérons actuellement que :

S = 1.806655 Cl

• La chlorinité est déterminée en précipitant les halogènes par du nitrate d’argent. Le dosage se fait en valeur relative par rapport à

une eau de référence. Cette eau, dite « eau standard », est préparée par le Laboratoire Hydrographique de Copenhague. Sa

chlorinité est proche de 19,381 g/kg qui correspond à une salinité de 35 g/kg.

• Frank Wenner (1930), près avoir remarqué qu’à pression atmosphérique la conductivité de l’eau de mer variait avec la salinité et la

température, conçoit les premiers salinomètres de laboratoire. Ils mesurent le rapport entre la conductivité de l’eau standard et de

l’eau à analyser à une même température connue (15°C). Depuis, la mesure de la salinité S se fait toujours en calculant d’abord ce

rapport de conductivité R15. Dans le cas de mesures obtenues avec des capteurs de conductivité, une correction doit être apportée

en fonction de la température t et, éventuellement, de la pression p. La salinité S est donc une fonction du rapport de conductivité R,

de la température t et de la pression p :

S = f (R, t, p)


Océans := remplis d’eau salé (2)•Une salinité de 35.5 g/kg d’eau de mer peut s’écrire 35.5 ppm (partie par mille), 35.5 ppt (part per thousand), 35.5 ‰, 35.5 PSU (Pratical Salinity

Unit) ou simplement 35.5.

•La mesure de la conductivité in situ C(S, t, p) pour une salinité So/oo, une température t en °C et une pression p en dbars est d’abord convertie

en rapport de conductivité :

•R = C(S,t,p) / C(35‰,t,p)

•Où, par exemple :

•C(35o/oo, 15°C, 0) = 42.914 mS.cm-1

•La salinité absolue, représentée par le symbole SA est définie comme étant le rapport de masse de matière dissoute dans l'eau de mer sur la

masse d'eau de mer. En pratique, cette quantité ne peut pas être mesurée directement et une salinité pratique est définie pour rendre compte des

observations océanographiques.

•La salinité pratique, symbole S, d'un échantillon d'eau de mer, est définie à l'aide du rapport Rt de la conductivité électrique de cet échantillon

d'eau de mer à la température de 15°C et sous une pression d'une atmosphère normale, à celle d'une solution de chlorure de potassium (K Cl),

dont la masse de K Cl par kilogramme de solution est 32,4356 10-3, aux même températures et pression. La valeur de K15 exactement égale à 1

correspond, par définition, à une salinité pratique exactement égale à 35. La salinité pratique est définie en fonction du rapport Rt par l'équation

suivante :


Salinité de surface moyenne

SSS (Sea Surface Salinity)


Gamme des variations de la salinité

Bassins océaniques :

33 < S < 37

Plateaux continentaux, mers fermée s :

28 < S < 40


Relation entre le bilan d’eau douce (Evaporation -

Précipitation)

et la salinité de surface

E-P

SSS


Pourquoi cette relation entre le bilan d’eau douce

et la salinité de surface ?

• Quand l’eau de mer évapore, en fait

la quantité de sel qu’elle contient

reste dans l’océan. L’eau qui passe

dans l’atmosphère par évaporation,

est essentiellement de l’eau douce.

• Le même est vrai pour la

congélation d’eau de mer: la glace

de mer est constituée d’eau douce.


Mesures de Température et Salinité

• Pour mesurer la salinité et la température en océanographie on

utilise couramment la bathysonde. Les bathysondes sont

descendues à l’extrémité d’un cable électroporteur coaxial qui

remonte les signaux généralement codés en fréquence. Un

thermomètre à resistance de platine assure la stabilité de la mesure

de température, complété par une thermistance répondant aux

fluctuations rapides.

• La conductivité est mesurée par une cellule à électrodes, la

pression par un capteur a jauges de contraintes ou à quartz.

• La sonde est étallonée en laboratoire avant et après la campagne

de mesures afin d’obtenir des précisions de 0.003°C et 1 db.

• Les mesures de salinité et d’oxygène fournies par la sonde sont

calibrées par l’analyse d’échantillons d’eau de mer recueillis à

plusieurs niveaux à l’aide d’une rosette de prélèvement. Des

précisions de 0.003‰ pour la salinité sont actuellement atteintes.


Mesures de Température et Salinité:

Mais, est-ce qu’il est facile de mesurer l’océan?


Densité des mesures de température de surface

dans le temps (1880-1980)


Mesures par satellite


Exemple de dérivation du niveau moyen de la mer

par altimétrie satellitaire


Exemple de mesure de la SST par satellite

(au sud de l’Afrique)


Nouveaux instruments de mesure:

les flotteurs profilants


Comment fonctionnent les

flotteurs profilants


Global Component of the Observing Subsystem

Integrate Remote & In Situ Sensing

An International Collaboration


Exemple de mesure de la température et salinité

par un flotteur profilant


La propagation de la lumière dans l’eau

La lumière en provenance du soleil est atténuée par l'atmosphère avant d'atteindre la surface de

l'eau (figure 3.9) ; sous l'eau on constate que l'atténuation est considérable, les infrarouges sont

absorbés dans le premier mètre et peu de lumière atteint les 100 mètres. Au delà de 1000 mètres

c'est la nuit noire.


La propagation de la lumière dans

l’eau

L'absorption de l'énergie des photons par transition de niveau d'énergie des atomes et des molécules constituantsl'eau de mer.Les différentes concentrations de ces constituants et les différents niveaux d'énergie excitables déterminent la façondont les différentes longueurs d'onde composant le spectre de la lumière sont absorbées..Le premier constituant de l'eau de mer c'est l'eau ! L'eau pure est pour la lumière un milieu très absorbant, enparticulier pour les infrarouges. Au second rang, du point de vue de l'absorption on trouve les substances organiquesen suspension. Par contre, la plupart des substances composant le sel marin ont peu d'effet sur l'absorption de lalumière dans l'eau. Il n'y a pratiquement pas de différence entre le spectre d'absorption d'une eau de mer très claireet celui de l'eau distillée.

La diffusion de la lumière est un phénomène physique que l'on rencontre lorsque des inhomogénéités optiques dumilieu provoquent des changements aléatoires de la direction des rayons lumineux. Cela est dû par exemple à laprésence de particules en suspension ou de particules constituées de molécules d'eau de densité différente dumilieu environnant. Pour les grosses particules la diffusion est le résultat de la réflexion, réfraction et diffraction parde telles particules. Lorsque les dimensions des particules sont inférieures à la longueur d'onde considérée, commec'est fréquemment le cas pour l'eau de mer, l'optique géométrique ne suffit plus à expliquer la diffusion et il fautfaire appel à la théorie des ondes électromagnétiques.


La propagation de la lumière dans

l’eau

L'atténuation de la lumière sous l'eau est essentiellement due à l'absorption, la diffusion ayant une moindre

importance. Cette atténuation est fonction de la longueur d'onde et des caractéristiques physiques et

chimiques de l'eau de mer. Cette propriété optique apparente de l'eau de mer permet de la caractériser et

donne des informations sur la densité, les concentrations des matières en suspension et la productivité

biologique.

l'intensité lumineuse à une longueur d'onde donnée varie en fonction de la profondeur:

I z( ) = I0 exp( k )z

Où I0 est l’intensité lumineuse de surface et k le coefficient d’atténuation verticale de l’eau de mer. La

couleur de la mer s'étend du bleu au vert. Le bleu indigo caractérise les mers tropicales et équatoriales,

lorsqu'il y a peu de production biologique. A des latitudes plus grandes, la mer est bleu-vert voir verte

dans les régions polaires.


Les couleurs de la mer

Il y a deux facteurs contribuant à la couleur bleu de l'océan aux faibles latitudes,

lorsqu'il y a peu de production biologique. En eau profonde, lorsque l'on regarde sous

l'eau, la lumière que l'on voit est celle diffusée par les molécules d'eau. La diffusion

étant plus importante pour les petites longueurs d'onde (bleu) que pour les grandes

longueurs d'onde, l'eau parait bleue. De plus les composantes rouges et jaunes de la

lumière solaire sont absorbées en quelques mètres, la seule composante susceptible

d'être diffusée est donc le bleu.

Dans les régions où la productivité biologique est importante, la chlorophylle contenue

dans le phytoplancton absorbe la composante bleue et la lumière se décale vers le

vert.


L'interprétation de ces mesures apporte des résultats importants pour l'étude de la

photosynthèse et donc du cycle du carbone, sur l'interaction du vent et des courants

avec la biologie de l'océan ainsi que sur l'influence de l'activité humaine sur

l'environnement océanique.

Les mesures de la

couleur de la mer

La mesure de la lumière émise par

l'océan (réflexion et rétrodiffusion) à

certaines longueurs d'onde donne des

informations quantitatives sur la

teneur en éléments organiques et

autres matériaux en suspension des

couches de surface.


Les mesures de la

couleur de la mer


L’océan en profondeur


surface 500 m

S 500 mS surface

L’océan à la surface et à 500 m de profondeur


500 m 2000 m

S 2000 mS 500 m

L’océan à 500 m et à 1500 m de profondeur


Dernier (et plus important) programme

d’observations océaniques :

the World Oceanic Circulation (devenu avec le

temps Climate) Experiment (WOCE)


Océan Pacifique

Tpot

S


Océan Indien

Tpot

S


Océan Atlantique

Tpot

S


0

Océan

Pacifique

0

Océan

Indien

0

Océan

Atlantique


Schéma de la structure verticale océanique (en

fonction de la latitude)


La température moyenne de l’océan global

est:

t = 3.5 C

La salinité moyenne de l’océan global est:

S = 34.7

50% de l’eau de l’océan global se trouve

dans l'intervalle:

1.3 C < t < 3.8 C

34.6 < S < 34.8

Température et salinité moyennes


L’océan global en valeurs de température

et salinité


Masse volumique de l’eau de mer

Sea water density

• LLa masse volumique de l’eau de mer est

sûrement l’un des paramètres le plus

important dans l’étude de la dynamique

océanique, car elle en contrôle les

mouvements.

• LLa masse volumique de l’eau de mer

dépends de sa température, salinité et

pression. Cette dépendance est formalisée

dans l’Equation d’état.


• PPlus l’eau de mer est

froide, plus elle est dense;

• PPlus l’eau est salée, plus

elle est dense;

• LLa densité de l’eau de mer

dépends de la salinité et de

la température

Température du maximum de densité pour l’eau en fct

de S

Température de congélation en fct de la salinité


Sea water density


En océanographie, par commodité on choisit comme notation :

(T,S,p) = (T,S,p)-1000 kg/m3

et on l'appelle densité.

La comparaison des densités de deux masses d'eau n'a de sens que si on considère ces deux

masses d'eau à la même profondeur (et donc à la même pression). On utilise donc

fréquemment la densité à la pression atmosphérique .

(T,S,0) = (T,S,0)-1000 kg/m3

Cela ne signifie pas que les effets de la pression sur la densité soient négligeables.

La densité augmente avec la profondeur, les eaux les plus denses se trouvant naturellement

au fond des océans. L'évolution de la densité avec la profondeur n'est toutefois pas uniforme.


Sea water density


La masse volumique de l'eau de mer dépend de la salinité S, de la température T et de la pression p. La relation est

l 'équation d'état de l'eau de mer.

Cette relation empirique est le résultat de nombreuses études en laboratoire. La première équation établie en 1902

par Knundsen et Ekman est aujourd'hui remplacée par "l'Equation d'Etat Internationale (1980)".



Formule simplifiée pour l’équation d’état

= 0 + (T-T0) + (S-S0)

= / T

= / S

Parfois, en raison de sa simplicité, on utilise pour la

masse volumique de l’eau de mer une formulation

linéaire et indépendante de la pression



augmente de 1 kg m-3 quand T diminue de 5°

quand S augmente de 1‰

quand p augmente de 200 dbar


Anomalie de densité

Anomalie de densité in situ :

p,T,S( ) = (p,T,S) 1000.

Anomalie de densité en surface :

tT,S( ) = (0,T,S) 1000.

Anomalie de densité potentielle :

= (0, ,S) 1000.

C’est l’anomalie de densité d’un « paquet » d’eau ramené adiabatiquement

en surface.

Sq est très utilisée car il permet de comparer la densité de deux masses

d’eau ramenées à la même pression (ici p = 0)


Densité de l’eau de mer

à la surface des océans

Moyenne hiver (hémisphères sud et nord)


Volume spécifique et son anomalie

Volume spécifique :

=1

Anomalie de volume spécifique :

= p,T,S( ) p,0,35( )

[ ] = m3 kg-1

Dans , on regarde les contributions de T et S à l’anomalie,

pas celle de p. Jusqu’à il n’y a pas longtemps, on calculé

les vitesses géostrophiques à partir des tables des valeursde . Aujourd’hui tout ceci est informatisé.


Effets de le pression sur la température et la

densité de l’eau de merLa densité varie avec la pression. La température aussi. On a en effet une variation adiabatique de

la température avec la pression.

Considérons une masse d'eau à S=35, T=5°C à la surface. On la descend à 4000 m en supposant

quelle n'échange pas de chaleur avec les masses d'eau avoisinantes (adiabatique). Cette masse

d'eau subit le travail de la pression (compression adiabatique).

Pour le dernier exemple, la température de 5°C à 4000m est la température in situ (mesurée au

thermomètre à 4000m), et la température de 4,56°C est la température potentielle (mesurée

lorsqu'on ramène un échantillon à la surface).

Ce travail est transformé en chaleur cédée à la

masse d'eau. A l'arrivée la température de cette

masse d'eau est de 5,45°C. Inversement, la

dilatation s'accompagne d'un refroidissement.

Une masse d'eau à 5°C à 4000 m aura une

température de 4,56°C à la surface.Ce

phénomène est à prendre en compte lorsque

des quantités d'eau subissent des variations de

profondeur importantes. Pour cela on définit la

température potentielle .


Température potentielleTempérature potentielle:= température atteinte par un

élément de fluide ramené adiabatiquement (sans échange

thermique avec l’eau avoisinante) à la surface de l’océan.

Si, Ti, pi sont les valeurs de salinité, température et pressionin situ et et le taux lapse adiabatique. La température

potentielle est plus petite que la température in situ (écart

allant jusqu’à 1.5°C).

S,T, p( ) = T +p

pr(S, S,T, p( ))dp


T

Température in situ et potentielle: exemple dans l’Océan

Pacifique (section méridienne à 25° W)


Densité potentielleDensité potentielle:= densité qui aurait une particule d’eau si on la

remontais de manière adiabatique à la surface sans aucun changement

de salinité. Elle se note et elle est une propriété thermodynamique

conservative.

= (S, ,0)

1, 2, 3, 4 := puisque ne tient pas

compte des effets de la pression sur la

température pour des observations

effectuées à relativement grandes

profondeurs, pour comparer des valeurs

de masse volumique à des grands

profondeurs, il est préférable calculer lavaleur de à une pression égale à 1000,

2000, 3000 ou 4000 m:

4= (S, ,4000)


Exemples : utilisation de 4

4


0 4

Exemples : différences 0 et 4

PAC

IND

ATL


Densité potentielle relative à (a) 0 dbar

et (b) 4000 dbar en fonction de la

température et de la salinité

(diagramme T-S):

• La pair bleu représente le

phénomène de « cabelling »

(augmentation de la densité après

mélange de deux particules d’eau

de même densité).

• La pair rouge montre la

comparaison entre de l’eau chaude

et salée et de l’eau froide et douce.


Surfaces neutres et densité potentielle• Une particule d’eau a tendance à se déplacer localement le long d’un chemin à densité

constante de manière à toujours rester en dessous d’eau moins dense et au dessus de

celle plus dense. Plus précisément, elle se déplace sur un chemin de densité potentielle

constante. Ce chemin est appelé « chemin neutre » (Eden and Willebrand, 1999).

• Un élément de surface neutre est la surface tangente aux chemins neutres passant par

un point dans l’eau. Aucun travail est nécessaire pour déplacer la particule sur cette

surface parce que il n’y a pas de force de flottabilité qui agit sur la particule quand elle

se déplace (ici nous ignorons le frottement).

• Ce calcul n’est pas exactement possible par tout l’océan. Jackett and McDougall (1997)

ont développé une densité neutre pratique, n,et une surface neutre qui s’éloigne au

maximum de quelques dizaines de mètres d’une surface idéal partout dans le globe.

• Ce calcul a été fait à partir de la climatologie de Levitus (1982). Cette climatologie est

utilisée pour calculer n la où des mesures de T et S en fonction de la profondeur sont

disponibles. Ainsi, n est une fonction de S et T, p, longitude, latitude.


Le niveau de la mer n’est pas plat

Le niveau de la mer est modifié par:

• Les marées

• Le passage d’ondes (Kelvin, Rossby, internes, …)

• La valeur locale de la masse volumique océanique:

• La masse volumique dépends de T et S: plus la densité

est élevée (eau froide, salée) plus petit est le volume

qu’elle occupe.


Equations de mouvement en océanographie

u

t= fv +

1forcesx

v

t= fu +

1forcesy

+=

+=

y

x

forces1

fut

v

forces1

fvt

u


Force de gradient de pression

T3,S3

Bottom of the ocean

T1,S2 T2,S2

T3,S3

T1,S2 T1,S1

H3 = H’3H3

H2

H1H’

1

H’2

H’3

H2 < H’2

T2 < T1

H1 < H’1

S1 < S2

Bottom

P1 pressure at the free surface = atmospheric pressure

P2

P3

+ ++ +- -- -

P1

++--

+ + ++ + +- - -- - -

pressure gradient


Accélération de Coriolis :

accélération apparente pour un observateur

solidaire au système en rotation


Rotation terrestre et équilibre géostrophique

fuy

P1

fvx

P1

=

=


Rotation terrestre et équilibre géostrophique

West EastPressure gradientPressure gradient fCoriolis fCoriolis forceforce

Horizontal section

North

South

Sea surface

---- + + ++ + +Pressure forcePressure force

Vertical section

West East

Est

South

West

Pressure forcePressure force

Cor

iolis

Cor

iolis

forc

e

forc

e

North


Mouvement géostrophique : il laisse les hautes

pressions sur sa droite (gauche) dans

l’hémisphère boréal (austral)

Pressure Gradient Force (PGF) = Coriolis Force (CF)

f u = - ( p / y) /


Mouvement géostrophique


Hauteur stérique

p

z= g

h z1,z2( ) = (T,S, p)

0dz

z1

z2

En supposant l’océan en équilibre

hydrostatique

On peut calculer la distance verticale (i.e.,

la différence de profondeur) entre deux

surfaces de pression constante

où 0 est une masse volumique de

référence.

[h] = m ; la magnitude de h est de quelques

cm


Hauteur stérique

Exemple de hauteur stérique

pour l’océan global à 1500 dbar

de profondeur calculée à partir

de la 2000 dbar : variations de h

de quelques cm : gradients de

pression faibles

Exemple de hauteur stérique

pour l’océan global à la surface

calculée à partir de la 2500 dbar

: variations de h pouvant aller

jusqu’à 2 m = : gradients de

pression importants dans les

couches de surface


Hauteur dynamique

D p1, p

2( ) = T,S, p( )dpp1

p2

En océanographie une autre quantité utilisée souvent est la « Hauteur

Dynamique »

Qui est donnée par g*h, c’est à dire le produit de l’accélération de gravité et

de la hauteur stérique. La hauteur dynamique correspond à une hauteur du

géopotentiel. Les cartes de topographie dynamique correspondent donc à

des cartes de hauteur stérique divisées par g ou à des cartes de pression

divisée par 0

[D] = m2s-2 := mètre dynamique


Voilà pourquoi il est intéressant de connaître le

niveau moyen de la mer par altimétrie satellitaire


Variabilité saisonnière de la surface de la mer

observée par altimétrie satellitaire


Variabilité interannuelle de la surface de la mer

observée par altimétrie satellitaire


Les ondes sonores dans l’eau de merLe son est constitué d'énergie acoustique due aux vibrations du milieu parcouru. En général le son se

propage mieux dans les solides et les liquides que dans les gaz, et pas du tout dans le vide.

Les longueurs d'onde couramment rencontrées dans l'océan s'étendent du millimètre à environ 50 mètres.

La vitesse du son dans l'eau étant approximativement égale à 1500 m.s-1, cela correspond à des fréquences

de 30 Hz à 1,5 Mhz (la limite audible pour l'homme est de 20 Khz).

Le son se propage particulièrement bien sous l'eau, l'atténuation due à l'absorption et à la diffusion est

beaucoup plus faible que pour les ondes électromagnétiques. Les ondes acoustiques constituent le meilleur

moyen de transmission sous l'eau.

La diffusion, due à la réflexion du son par les particules en suspension et

les bulles d'air est pratiquement indépendante de la fréquence.

L'absorption due à la conversion d'énergie acoustique en chaleur et

énergie chimique dépend par contre fortement de la fréquence. Aux

hautes fréquences l'absorption est principalement due à la viscosité de

l'eau, alors qu'aux basses fréquences, elle est due à la relaxation de l'acide

borique B(OH)3 et du sulfate de magnésium MgSO4. Le processus de

relaxation consiste en l'absorption d'énergie par changement de structure

moléculaire au passage de l'onde acoustique et conduit à la dissociation

des molécules et hydratation des ions


Le son dans l’eau de mer

La vitesse de propagation des ondes acoustiques est donnée par :

avec coefficient de compressibilité de l'eau de mer.

La vitesse du son peut être obtenue à partir de l'équation d'état de l'eau de mer (IES 80), mais il

existe de nombreuses formules simplifiées. A titre d'exemple on donne la formule suivante :

c vitesse du son en m s-1, T température en °C, S salinité, p la pression en Pa.


Vitesse du son dans l’eau de mer (2)En général on considère que la pression est hydrostatique, ce qui permet de remplacer dans la

formule précédente le dernier terme par 0,016 z ( z la profondeur en m).

A T = 0 °C, S = 35 , z = 0, on trouve c = 1449,2 m s-1. Dans ces conditions, la vitesse du son

augmente d'environ :

* 4,5 m s-1 par °C,

* 1,3 m s-1 par unité de salinité,

* 16 m s-1 par 1000 m.

dans les couches supérieures de l'océan la température varie fortement et est la première cause

de variation de la vitesse du son. En profondeur c'est la pression. Les variations de la salinité,

généralement faibles, ont peu d'effet.

La diminution de la température et l'augmentation de la pression avec la profondeur ont des

effets inverses et conduisent généralement au profil caractéristique de la vitesse du son de la

figure 3.14 avec un minimum au voisinage de 1000 m.


Propagation du son dans l’eau de merLorsqu'une onde acoustique se propage dans l'eau de mer, elle est soumise à de

multiples réfractions au fur et à mesure que la densité de l'eau varie. Ces

réfractions peuvent êtres mises en évidence en suivant un " rayon " émis dans

une direction et constamment perpendiculaire au front de l'onde. Un exemple est

ici donné pour un profil de vitesse du son présentant un minimum à 900 m de

profondeur dans un milieu homogène horizontalement. Le rayon en se

propageant est systématiquement dévié vers la zone pour laquelle la vitesse du

son est la plus faible. On constate dans ce cas un phénomène de guide d'ondes, au

voisinage du minimum.


Propagation du son dans l’eau de mer (2)

Dans certains cas, le profil de vitesse du son peut présenter un maximum

local, par exemple dans le cas d'une couche de surface bien mélangée

(température constante sur plusieurs dizaines de mètres). Les rayons

acoustiques sont alors déviés vers la surface dans la partie supérieure, et vers

le fond dans la partie inférieure. Il existe une " zone d'ombre " jamais

atteinte par les rayons.


Compte tenu de la faible atténuation des ondes acoustiques, il existe de nombreuses

applications pour l'acoustique sous marine : citons la détection sous marine, à l'aide de

SONAR (émetteur - récepteur), et la tomographie qui permet à l'aide d'un émetteur et d'un

récepteur distants de mesurer le temps de propagation d'une onde acoustique et d'obtenir une

information sur la répartition des densités sur le trajet parcouru, pour ensuite en déduire les

mouvements d'eau en profondeur.

Applications des propriétés des ondes sonores

dans l’eau de mer

Eau Mer

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