LA DENSITÉ ET LÀ COMPRESSIBILITË DE L*EAU DE MER

coDtena dans l'éprouvette puisse se ranger, à chaque instant, dans la position d'équilibre correspondant à la * pesanteur apparente ». Aûn d'obtenir toute la précision possible, il est indispensable de suspendre Téprou* Tette dans laquelle flotte l'aréomètre, afin que la masse liquide puisse prendre, à tout instant, sa position d'équilibre sans avoir à effectuer de déplacement à l'intérieur du vase qui la contient.

Les instruments aréométriques destinés à fournir ainsi les valeurs de la densité des divers échantillons d'eau de mer dans lesquels on les plonge, doivent être construits et divisés avec la plus haute précision. On exige une exactitude d'un vingt millième dans les mesures de densité : il faut xdonc que les erreurs que comportent Tnsage et la lecture des aréomètres soient inférieures à cette valeur limite.

Comme la tige d'un seul instrument serait trop longue pour porter, avec une clarté suffisante» toutes les divisions nécessaires à la lecture des densités comprises entre 1,0000 et 1,0300, on emploie des séries d'aréomètres. Le premier est gradué par la densité de 1,0000 à 1,0050; le second de 1,0050 à 1,0100 ; le troisième de 1,0100 à 1,0150..., et ainsi de suite. Us sont gradués en unités de la 4^ décimale, et permettent d'apprécier au moins la moitié d'une division, ce qui correspond à la précision demandée du vingt millième. Des tables permettent de passer, des lectures faites, à une température t% à la valeur de la densité normale S%. C'est ainsi que sont construits les aréomètres allemands logés dans une boite par série de dix. Ils ont l'avantage d'être à lecture directe de la densité.

Mais le fait d'avoir dix instruments est une complication. L'éminent océanographe Y. Buchanan a réalisé un aréomètre unique qui remplace, à lui seul, la série de dix instruments allemands : il suffit, pour cela, de lui

3S LES PROBLÈMES »£ h'oH^àAH

ajouter des ««trcbA/pe^ métalUgoes dont le poids est rîgoureosemeat connu. L'înstr^nieat « surchargé » se comporte comme un nouiiel aréomètrey pouvant flotter dans uDô série de liquides de densités différentes. Des tables, calculées pour cba^e iaslrumenl, permettent de passerde la leeturede TalBeuremeiit sous une surcharge donnée, à la densité correspondante, en ayant soin de tenir compte de la température à laquelle se fait la X détermination.

L'emploi des aréomètres dont la tige dÎTisée émerge partiellement au-dessus de la surfoce du liquide dans lequel ils plongent, comporte une cause d'erreur Inévitable, due à Tinfioence de la capillarité. A I^endroil où la tige divisée traverse la surface libre du liquide^ celle-ci se comporte comme une membrane élastique, dont la « tension superficielle » agirait sur la périphérie de la tige émergente, pour exercer sur elle un petit effort tendant à en accroître Fiminersion. Nous reparlerons ultérieurement de cette cause d'erreur qui peut affecter la 4* décimale de la densité fournie par Faréomètre.

Pour éviter rindétemination qui en résulte, j*ai réalisé la construction d'un aréomètre « à immersion totale »» dont aucune partie ne traverse la surface libre du liquide. Le fiotleur, en verre lesté, est retenu au fond du vase par un ressort spiral en acier invar ^ dont la flexion antagoniste est exactement proportionnelle à la poussée que le Hqmde exerce sur lui. Cette dernière étant en raison directe de la densité, il en résulte que les allongements du ressort, mesurés au microscope, font connaître la densité du liquide dans lequel Fappareil est complètement immergé, sans que la capillarité interviennent le moins du monde pour altérer les résultats*

Puisque c'est la salinité qui détermine i'aecroissement ou la diminution de la densité de l'eau de mer, il est

LA DENSITÉ ET LA COStPBESSIBlLlTÉ M L*EAU DE MER 39

oatarel de se .demaader s^îl n'existe pas une relation quantitatlTe entre ces deux grandeurs.

Cet|e relation existe. Si Ton considère la densité prise en comparant l'eau de mer à Fe^n distillée, les deux eaux étant prises à la température de i7*,5y en désignant par S celte densité, et par Q la salinité exprimée en millièmes^ on à la relatidn très simple :

Par exemple, si Ton a une eau dont la densité S, prise à il""^ soit de 1,0372 il en résulte que S — 1 = 0,0272. En multipliant 0,0272 par 1309, on obtient le nombre 35,604. La salinité sera donc de 35,6 millièmes. Ce noinbre 1309 se nomme la Constante de Densité. Il est de toute éYidence que pour comparer ainsi des salinités déduites des densités, celles-ci doiirent èlre prises dans les mêmes conditionsde température.

En partant de ce résultat, dont l'importance n'échappe à personne^ on a pu calculer des t^ibles donnant, pour chaque Taleur de la densité, de millièmes en millièmes, la valeur de la salinité correspondante. A Faide de ces tables, on remplace la détermination, toujours délicate, de la salinité, par celle, beaucoup plus directe, de la densité. Cette détermination, non seulement peut se faire à Taide de l'arëomètre, mais encore, ainsi que nous le verrons dans un prochain chapitre, par une méthode « optique », aa moins aussi précise, consistant à déterminer Vindice^ de rê fraction de l'échantillon d'eau de mer con^déré, et qui peut être mise en application indépendante des mouvements du navire supportant l'appareil..

La densité de l'eau de mer" varie avec la température.

On sait que l'eau distillée a une dilatation anormale. A partir de zéro, son volume ne croit pas à mesure que la température s'élève : il commence par décroître, jusqu'à la température d^ -|- 4*^ où il est minimum, et, à ce

minimum de volume correspond, pour Teau douce, un maximum de densité à la température de 4^.

Quand on détermine avec soin la densité de Peau de jukr à chaque température, on constate que, à partir de zéro, sa densité passe également par un maximum. Pour une eau de salinité 17 millièmes, le' maximum de den- ^sité a lieu à zéro, exactement. Pour*les eaux de salinité supérieure, il tombe au-desçous de zéro, et, pour la salinité de 35 niillièmes, qui est la moyenne des Océans ouverts, le maximum de densité ne se produit qu'à la température de — 3*,52. Or, comme nous le verrons plus loin, l'eau de mer, s^lée à 35 millièmes, se congèle aux environs de — 2°, Le maximum de densité ne peut donc pas être réalisé, dans la nature, pour l'eau océanique, puisque celte eau serait congelée avant d'avoir atteint la température où son volume est minimum.

La conséquence de ce fait est importante. Dans les eaux douces profondes, dans les lacs, par exemple, Teau du fond est toujours à -f 4<*, tandis que dans les Océans, la température de l'eau pourra décroître régulièrement de la surface au fond ; sur le fond, elle pourra s'abaisser jusqu'au voisinage du point de congélation.

Si l'on part des valeurs de la salinité aux différents points de l'Océan et que l'on calcule les densités correspondantes, on voit que, sauf pour les mers dont les eaux sont exceptionnellement peu salées, comme la Baltique ou la mer Noire, la densité de l'eau de mer varie entre 1,020 et 1,030. La valeur moyenne de la densité, correspondant à la, salinité de 35 millièmes, est 1,028.

C'est dans les mers polaires que Ton trouve les eaux les plus denses : leur basse température, en effet, diminue le volume occupé par une même masse d^eau. Mais ce n'est pas dans ces eaux que se trouvent les sali-

LA DENSITÉ ET LA COUPRESSIBILITÉ DE l'eAU DE UER 41

nités les plus grandes, ce qui montre bien l'influence de la température.

Quand on descend des régions polaires vers l'Equateur, Teau devient de moins en moins dense à mesure qu'on se rapproche de la ligne équinoxiale.

L'évaporation, plus active, augmente il est vrai la sali* nité de l'eau, mais la température plàs élevée en augmente parallèlement le volume, et, par suite, en diminue la densité ; c'est au voisinage de l'Equateur que l'on trouve les eaux les moins denses.

Nous verrons, au cours du chapitre XI, l'influence que les différences de densité peuvent avoir sur le niveau libre des diiïérentes mers, et, quand nous étudierons les courants marins, nous trouverons, au nombre des causes qui les peuvent déterminer, une différence de niveau, voisine de 2 mètres, entre les eaux polaires et les eaux équatoriales, différence provenant de leurs densités inégales. L'étude expérimentale des densités est donc de première importance.

La densité de l'eau de mer peut être altérée par les matières, inertes ou vivantes, qu'elle tient en suspension.

Parmi les particules de matière vivante se placent, en premier lieu, les éléments du Plankton, c'est-à-dire de l'ensemble des organismes microscopiques qui fluttent dans le milieu marin. Mais ceux-ci, par le fait même qu'ils « flottent », ont une densité forcément égale, ou, da moins, très voisine de celle de l'eau qui les entoure.

Il n'en est pas de mémo des poussières suspendues dans l'eau de mer, et qui peuvent être de densité beaucoup plus forte. Certains grains de poussières minérales ont des densités atteignant la valeur 2,5 et même 2,8.ils « tombent » donc dans l'eau, mais avec une grande lenteur par suite de leurs petites dimensions, à cause de la résistance opposée par l'eau à leur chute, eu égard au faible rapport de leur masse à leur surface extérieure. Des travaux remarquables sur ce sujet sont dus à un

42 LES PROBLÂUES DS l'oC&AN

s&Tant 6DisBe qui, pour aToîr étudié re&ud<Hi«e des Ixcs, { D'en est pas moins l'un des maîtres de l'océanographie, ; le D' Forel, de Lausanne ; et, comme résultat d« ses recherches, l'éminent professeur est arrivé à ce résultat, que l'on peut calculer la densité d'un liquide troublé par des particules en suspension en ajoutant au poids du liquide pur celui des matières suspendues, à condition I que leur mouvement soit exclusivement un mouvement « de chute ». 1

II y a, indépendamment de la température, un facteur < qui inQue grandement sur la densité de i'eau de mer, ' surtout dans les profondes cavités océaniques : ce fac- 1 teur, c'est la pression.

La surface des mers supporte la pression de l'atmosphère, qui est, en moyenne, de 1^,033 par cenUmètre carré. Mais, à mesure qu'on s'enfonoe on ajoute à cette pression, celle qui résulte de la couche d'eau qu'on laisse au-dessus de soi.

Si l'on s'enfonçait ainsi dans l'eau douce, en supposant !e liquide « incompressible », la pression augmenterait d'une atmosphère chaque fois qu'on descendrait de 10", 33. Dans l'eau de mer, la pression d'une atmosphère est réalisée, en raison de sa densité plus forte, par une hauteur un peu moindre : pour une eau de salinité 35 millièmes et de densité 1,028, cette hauteur est 10'°,051. Ainsi chaque fois que, dans l'Océan, on s'enfonce d'un décamètre, eu chiffres ronds, la pression augmente d'une atmosphère. A la profondeur de 10.000 mètres qui a presque été atteinte, la pression serait donc égale & mille atmosphères.

Comment se comportera l'eau sous des pressions aussi formidables ?

Pour répondre À cetle question, il est nécessaire d'interroger l'expérience. Notre grand physicien français Amagat a déterminé avec précision le coe^cknt de com-

LA DENSITÉ ET LA GOMPRBSSIBILITA DE l'BAU DE HER 43

pressUfUité de Teau douce, c'est-à-dire la fraction du volume dont se réduit Peau pour une surpressûm dHine atmosphère : ce coefficient a été trouTé égal à 0,0000511, soit, en chiffres ronds, un ^ingUmiUiè'me^ 4 la températore de téro degré. Ponr les solutions salines, telles que Teau de mer, le coefficient est légèrement pins faible, ÙBsx que cela résulte de belles recherches du savant anglais Y. Buchanan qui, aTec un « piétomètre » d'une grand» ingénloeité, a réussi à déterminer, dans les profondeurs mêmes de la mer, la compressibilité de ses eaux. J*ai fait une application de cette compressibilité de Teau pour réaliser un appareil de sondage.

Une première conséquence de cette « compressibilité » de Teau de mer consiste dans Faocroissement de sa densité réélit avec la profondeur.

En supposant la température constante et égale à léro, et la salinité également constante et égale à % millièmes, nous avons, à la surface, une densité égale à 1,0281» A 100 mètres de profondeur, celte densité auginente et devient égale à 1,0286. A i.OOO mètres, elle s'élève à l,03d6; à 5.000 mètres elle devient 1,0511, pour atteindre, à 10.000 mètres, la valeur de 1,0776.

Ainsi, à la profondeur de 5.000 mètres, Taugmentation de poids d'un litre d'eau de mer est d'environ 23 grammes, ce qui est loin d'être une quantité négligeable ; à 10.000 mètres cet accroissement de poids serait de 50 grammes.

Il en résulte que la densité de l'eau de mer, la densité réelle^ considéra à l'endroit on elle se trouve dans V Océan ^ autrement dit la densité in sitUj est accrue du fait de la compressibilité. Or c'est cette densité réelle qui doit intervenir dans ia dynamique des mers pour provoquer ies mouvements d'un point à un autre du milieu liquide. La densité iiomiale.f celle que l'on détermine à zéro, sur

un échantillon d'eau de i^er ramené à la surface d'une profondeur donnée, est une densité statique : c'est cette densité, mais accrue par la pression, qui doit intervenir dans les calculs relatifs à la dynamique de l'Océan, sous forme de densité dynamique. La valeur de la densité dynamique devra donc être exprimée par le symbole (n) S*4, la lettre (n) n'étant pas un « facteur » , mais indiquant simplement que la densité de l'eau prise à t*" par rapport à l'eau distillée à 4**, est celle d'un échantillon puisé à la profondeur de n mètres. Le symbole ordinaire S**4 correspond à la densité normale de l'échantillon ramené à la surface»

Comme la plus grande profondeur mesurée actuellement dans l'Océan, 9,788 mètres, ne dépasse pas 10.000 mètres, on voit que l'augmentation de la densité par le fait de la pression est, au maximum, un vingtième de sa valeur à la surface.

Bien que cette augmentation ne soit pas négligeable, elle est, cependant, très faible et elle est bien loin de légitimer une idéa fausse, très répandue dans le public. On se fîgure que, du fait de la pression, la densité de l'eau de mer doit croître dans de telles proportions qu'à partir d'une certaine profondeur, les objets pesants tombés à la mer, soutenus par la poussée archimédienne d'un liquide beaucoup plus dense, seraient en équilibre de flottaison et resteraient suspendus dans l'eau sans pouvoir atteindre le fond. La connaissance du coefficient de compressibilité de l'eau de mer, égal à un vingt millième, permet de réduire à néant cette conception. A 10,000 mètres de profondeur, la densité est, au plus, accrue du vingtième de sa valeur. Donc tout corps solide dont la densité est égale ou supérieure à 1,05, est certain d'arriver au fond des mers les plus profondes. Remarquons, en outre, que la densité des corps solides, à une certaine profondeur, est elle-même légèrement accrue du fait de leur compressibilité qui, pour être moins forte, en général, que celle de l'eau, n'est cependant jamais nulle.

LA DENSITÉ ET LA COHPRBfiSIBIUTé OB l'eAU DE MER 45

L'angnentstion d« la densité de l'eau de mer avec la profondeur est encore due à une autre cause, mais bien moins impeftanle au point de vue quantitatif : c'est raccroissement de poids que subit un corps sous l'action de rattraciion de la Terre, quand il se rapproche du centre de celle-ci.

Les Ç^odésiem et les (Séophysiciene ont établi des formules à l'aide desquelles il est possible de calculer la valeur de la pression à une profondeur et à aae laii* tnde données. Les corrections à apporter aux valeurs déduites de la compressibilité du fait de la simple pression sont, d'ailleurs, très faibles. C'est en en tenant compte qu'ont été calculées les valeurs de la densité, aux différentes profondeurs, que nous avons données plus haut.

Enfin, la compressibilité de l'eau de mer a une dernière conséquence, de la plus hante importance dans réconomie générale du globe terrestre. Supposons, un instant, que l'eau de mer vienne à cesser, brusquement, d'être compressible : aussitôt, le volume total des Océans subirait une augmentation instantanée et le niveau de la mer s'élèverait. H est possible de calculer cette élévation. Supposons une profondeur moyenne des mers égale à 3,680 mètres ; prenons comme densité moyenne de Teau des océans celle qui correspond à la moitié de cette profondeur, c'est-à-dire à 1,840 mètres. Cette densité, en tenant compte de la compressibilité doit être égale à l,0Sd7. Si la compressibilité disparaissait, cette densité serait portée brusquement de la valeur 1,0967 à la valeur 1,0281. Cknnme le vohime total de l'Océan est ^ 1,390 millions de kilomètres cubes, cela correspondrait à une augmentation de volume égale à 11 milikms de kilomètres cubes qui, répartis sur la surface des mers qui est de 360' millions de kilomètres carrés,

40 LES PIIOBLÈHES DE l'oCÉAH

représenteraient une couche d'eau de trente mètres d'épniiseur.

Donc, si l'eau des mers cessait brusquement d'être compressible, leur niveau s'élèverait de 30 mètres. C'est (lire que la plupart des ports, des villes maritimeB, des villages situés en bordure de ia mer, seraient submergés. Ce n'est que grâce & la compresaibilité de l'eau des Océans que ces ports, ces villes, ces côtes, qui sans cela seraient sous l'eau, sont hors de l'eau.

La compressibilité de l'eau de mer ajoute donc à l'étenâue totale des continents une superÛcie que l'on peut évaluera cinq millions de kilomètres carrés.

Les faits exposés dans ce chapitre montrent combieui est importante, au point de vue pratique, l'étude de la densité de l'eau de mer et de ses variations.

La valeurmoyenne de la densité des eaux océaniques, 1 ,028, au lieu de 1,000 pour l'eau douce,' donne déjà au milieu marin une propriété statique importante qui se traduit par l'énoncé que voici : * l'eau de mer porte mieux que l'eau douce. »

Prenons, en effet, un corps qui déplace un mètre cube d'eau douce : il subit de ce fait, en vertn du priocipe d'Archimède, une poussée de 1,000 kilogrannHes. Plongeons le môme corps dans l'eau de mer : la poussée qu'il subit sera de 102t« kilos : elle aura donc augmenté de 38 kilogrammes, soit, sensiblement, de la trente-sixième partie de la poussée éprouvée dans l'eau douce. Un navire qni, en eau douce, serait en équilibre de flottaison avec une charge de 10,000 tonnes, pourra, en eau de mer, dans les mêmes conditions de tlottabilité porter 10,280 tonnes; il pourra donc emporter une surcharge de 280 tonnet.

Ud homme pesant 80 kilos est sensiblement en équilibre dans l'e^u douce. En eau de mer, la poussée qu'il

LA DENSITJI ET LA COUrRESStBILITÉ DE l'eAL' DE UER 47

n\\)[l sera augmentée de la trente-siiitiiiio partie de SO.kiloa, BOit de 2 kilos, 850 grammes, près de 3 kilos. - Le fait de nager dans l'eau de mer équivaut, donc, pour le nageur, «a fait d'avoir perdu, & volume égal, près de 3 kilos de son poids.

Au point de vue de la flo^tabilité des Bous-marins en plongée, l'étude des variations de la densité de l'eau douce a une importance énorme. Une dilTérence d'un millième dans la densité de l'eau aufllt à produire, sur UD sous-marin de mille tonnes, unt variation de poussée de mille kilogrammes. II est donc essentiel de connaître en détail la répartition de la densité de l'eau aux dilTéreotes régions de l'Océan, aux différentes saisons, et d'en dresser des cartes analogues à celle de la salinité, que Dans avons donnée sur la figure 1, si l'on veut jamais donner h la navigatioD sous-marine une cxteDsion qui la . fasse entrer dans la pratique courante.