CHAPITRE V

La Température de la Mer.

Une des « constantes physiques » de la mer qui joue le rôle le plus capital, peut-être dans l'économie générale de l'Océan, est sa température.

L'immense masse liquide qui constitue l'ensemble des eaux marinei n'est pas à une température uniforme, et les mesures thermométriques montrent que cette température varie d'un point à un autre. Et, avant d'étudier les lois suivant lesquelles se fait la répartition de cette température, il est intéressant de nous demander quelles sont les causes premières qui ont pu présider à cette répartition.

En premier lieu, si Ton remarque que Teau de mer recouvre près des trois quarts de la surface du globe terrestre, et si l'on se rappelle que celui-ci est formé d'une mince écorce solide recouvrant un noyau igné de matières en fusion, on ne peut s'empêcher de penser à la transmission directe de la chaleur interne à l'eau des Océans, à travers l'écorce solide et par conductibilité de celle-ci.

On a pu mesurer, en moyenne, la valeur du « degré géothermique », c'est-à-dire l'augmentation delà température dans la profondeur : on Ta trouvé égal à 1*^ par 33 mètres, ou à 3** par 100 mètres, ce qoii correspond à uue augmentation de température de 0°,0003 par centimètre. D'autre part, on a pu évaluer, à TaidQ des

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moyennes, le coefficient de conductibilité thermique de Tensemble de l'écorce terrestre, c'est-à-dire la quantité de chaleur qui passe, pendant une seconde, à travers 1 centimètre carré de Técorce. On a ainsi trouvé le nombre 0,006. En multipliant ces deux nombres l'un par l'autre on trouve 0,0000018 petites calories, ce qui représente par an une quantité de chaleur égale à 56 calories. Cette quantité de chaleur suffirait à fondre une couche de glace de 7 millimètres d'épaisseur.

L'action de cette quantité de chaleur se fait sentir sur les eaux qui sont en contact immédiat avec le fond delà mer, et peut en élever la température par conductibilité, par rayonnement et par convection.

L'effet de réchauffement par conductibilité est, comme nous l'avons vu au chapitre précédent, extrêmement faible à cause de la très petite valeur de la conductibilité thermique de l'eau de mer.

L'effet du rayonnement ne peut être déterminé, car nous ne connaissons pas la valeur du pouvoir émissif des substances qui constituent les fonds océaniques. Ce qui est certain, c'est que l'eau absorbe très vite les rayons calorifiques obscurs, et nous pouvo|is tenir pour négligeable cette deuxième cause de réchauffement des eaux océaniques.

Reste réchauffement par convection. Cette cause est la plus importante, mais cette convection s'effectue danâ des conditions si complexes qu'il est à peu près impossible d'en calculer l'action . On en est réduit à « admettre » que son effet est prédominant dans la transmission, à la masse océanique, de la chaleur venue de l'intérieur de la Terre, à travers son écorce.

Mais, à défaut de calculs exacts, on a quelques observations, qui semblent montrer dans plusieurs cas, un léger accroissement de la température des couches d'eau en contact immédiat avec le fond. Ainsi, en août 1894, Nansen observant la température au centre du bassin de l'océ^ Arctique, a trouvé à 2.900 mètres la température

LA TEHPÉRATUBE DE LA MBR 9i

de — «31, et à 3.800 jnètres, seulement — 0*,60 soit nn aecroieseineBt de l/8*-4e degré pour un accroiseement de profondeur de 900 mètres. Dans Tocéan Pacifique, les prises de température qui accompagnent les sondages profonds ont donné des résultats plus nets encore; à 5.400 flfètres, on a trouré la température de l"*, 76 ; vers 9.000 mètrea^ on a trouvé l'^^Oé et au-dessous de 9.140 mètres, on a eu la température 2<',ld. L'augmentation de température, en approchant du fond, se manifeste donc nettement. Le Prince de Monaco, a d'ailleurs, maintes fois, t^onstaté le même fait. Il semble donc bien qa'ii y ait réellement de la chaleur transmise par conductibilité à travers Técorce, chaleur qui contribue pour ane part,s encore mal connue, à rétablissement de la température de la mer.

Il y a une autre cause d'échauiïemeût des eaux de rOcéan : cette cause est le rayonnement des corps célestes^ et les astres qui peuvent rayonner de la ehalear sur la surface des mers sont les étoiles, la lune et soleil. L'effet pratique du rayonnement des étoiles est absolument négligeable au point de vue de la chaleur qu'il envoie sur la terre ; celui de la lune est à peu près la cent-millième partie du rayonnement solaire. On voit donc que c'est celui-ci qui sera de beaucoup le plus important.

Les rayons solaires n'arrivent à l'Océan qu'après avoir traversé l'atmosphère. Pendant leur passage à travers celle-ci, ils subissent une absorption considérable. Cette absorption, qui est de 25 ^/o pour des rayons tombant normalement, est beaucoup plus grande encore pour les rayons obliques . La diffusion, la réfraction en éliminent encore une fraction importante ; mais, en revanche, une partie de ceux-ci revient à FOcéan à l'état de chaleur diffusa émise par les couches basses de l'atmosphère.

Les variations de la hauteur du soleil^ tant au cours

92 LES 'PB0BLËUE3 DE l'oCÉAN

(le la journée qn'au cours de l'année, les variatiODS périodiques de la distance de Tastre à la terre d'après la première loi de Kepler, déterminent par conséquent, dans réchauffement des eaux océaniqoes, deux périodicités : l'une diurne, l'autre annuelle.

Mais quand le soleil a disparn sous rtiorizon et que, par suite de sou absence, la nuit s'étend eur un hémisphère, la température de la masse des eaux ne reste pas constante : la surface océanique rayonne vers l'espace et perd ainsi de la chaleur. Ce rayonnement est \ariable selon que le ciel est pur ou nébuleux, de sorte {[uv, toutes choses égales d'ailleurs, la température de la surface océanique dépend de la différence entre U chaleurreçue le jour par insolation directe et la chaleur perdue la nuit par suite du rayonnement.

Mais nous pouvoDS affirmer qu'il doit y avoir une grande différence entre réchauffement de la terre ferme par insolation et réchauffement de la masse des eaui océaniques.

Sur la terre ferme, ce ne sont que les couches absolument superficielles qui subissent, pratiquement, l'action calorifique des rayons solaires; en revanche, à cause de la faible chaleur spécifique des matériaux qui constituent i'écorce, celle-ci s'échauffe et se refroidit beaucoup plus vite que la masse de l'eau des mers. Dans l'Océan, au contraire, les rayons solaires peuvent pénétrer plus profondément au cours de l'insolation diurne et échauffent ainsi une couche plus épaisse que sur la terre ferme. Parcontre, la grande capacité calorifique de l'eau de mer la rend plus lente à s'échauffer; la chaleur spécifique de l'eau de mûr est, de moyenne, 0,93, alors que celle des matériaux de I'écorce terrestre est, en moyenne, 0,50.

Mais, en revanche, cette grande capacité calorifique de l'Océan réduit son refroidissement nocturne par rayonnement. On voit donc que les variations de température de l'Océan seront plus lentes et plus faibles que celles des parties continentales de la Terre et les périodes, diurnes

LA TEMPÉRATURE DE LA 3iiER 93

OQ annuelles, de ces variations, auront des amplitudes bien plus réduites sur la mer que sur la partie continentale.

11 y a, toutefois, une dernière cause d'uniformisation lie la température de Teau des mers^ dans ses couches saperfîcielles : c'est l'agitation de la surface océanique par les vagues. Les vagues- de gros temps produisent un brtLssage des eaux qui peut aller, pratiquement, à une trentaine de mètres, et qui mélange les eaux plus chaudes de la surface aux eaux moins chaudes des couches sous- jacentes. ^ •

Les chutes de pluie, surtout dans les régions équatohaies, ont pour eïïet d'abaisser la température de l'eau : la chute d'une pluie tropicale, d'après des mesures précises de température de l'eau de mer avant et après l'averse, produit un abaissement de température de

7 dixièmes de degré.

Nous venons de passer en revue les causes qui détermÎDent la température de FOcéan. Avant d'aller plus loin, disons un mot des instruments qui servent à déterminer cette température, c'est-à-dire des thermomètres.

Le thermomètre à mercure, rendu si précis d'après les beaux travaux de Ch.-Ed. Guillaume, est à peu près le seul employé pour déterminer la température des eaux <ie ta mer, soit en surface, soit en profondeur. L'échelle centigrade des températures dans laquelle le point zéro correspond à la température de la glace fondante et le point 100^ à celle de la vapeur d'eau bouillante sous la pression normale, tend à s'imposer à peu près exclusivement. Mais la forme des thermomètres varie suivant l'usage que l'on en veut faire.

D'une façon générale, la température de l'eau de mer doit être connue à un dixième de degré près. Gomme, d'autre part, cette température est toujours comprise entre — 2*^ et-f-^*, on peut faire la tige des thermo-

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mètres « marios », assez courte et y subdiviser le degré en dixièmes, on, tout an moins, en cinquièmes.

Quand il ne s'agit que de connaître la température de l'eau de surface, ie problème est simple et se résout facilement. On prend un seau d'une dizaine de litres de capacité; on l'amarre au bout d'un cordage et on le laisse traîner dans l'eau quelque temps, è. l'avant du navire, afin qu'il prenne bien la température du milieu. Cela fait, on le ramène i bord et on y plonge un thermomètre divisé sur tige, en agitant l'eau avec l'iastrumenl lui-mêma. Au bout de quatre ou cinq minutes, on peut être assuré que l'instrument a pris la température de l'eau; d'autre part, la grande chaleur spécifique de celle-ci et la masse du liquide renfermé dans le seau font que la température de l'eau ainsi récoltée ne varie pas sensiblement pendant la durée de la mesure.

La mesure de la température de l'eau profonde est un [problème plus délicat. Il faut d'abord descendre le thermomètre à la profondeur voulue en l'attacbant au Oi de sonde; et, quand on a attendu un tempe suffisant pour pouvoir être certain que l'instrument s'est mis en équilibre de température avec le milieu, on le remonte. Mais, en le remontant, il faut le préserver de l'échauffemeiit qu'il subirait de la part des couches d'eau pins chaudes qu'il traverserait ainsi; d'autre part, en le descendant il faut garantir son réservoir contre la pression eitérieure qui le briserait, tout en lui permettant, cependant, de bien prendre, par conductibilité, la température de l'eau qu'il doit nous fournir à la remontée.

Un premier moyen consiste à ramener, de la profondeur où l'on veut connaître la température, un échantillon d'eau de mer contenu dans une a bouteille isolée »■ Ou nomme ainsi une bouteille cylindrique, ouverte par

LA TEMPÉRATli^B DE LA HEB

ses deux extrémités et entourée de pluaieuTB enveloppes coDcentriqaeB, également ouvertes, et formées d'une matière mauvaise conductrice de la chaleur, comme l'ébonîte, par exemple. Quand le système est arrivé k la profondeur voulue, on laisse glisser, le long du cible qui le supporte, un n messager » c'est-à-dire un lourd anneau de métal dont ie choc, en déclenchant une ' détente h, permet à deux couvercles de fermer automatiquement la bouteille et ses enveloppes sous l'action d'un ressort. On remonte alors le tout. Gr&ce à la grande capacité calorifique de l'eau qui entoure la bouteille centrale, le liquide contenu dans celle-ci n'a pas le temps de varier de température, à condition que la profondeur toit faible. On ouvre l'appareil à bord et on prend, au thermomètre, la température de l'éclîantillon ramené dans le cylindre central.

Cette méthode exige des appareils compliqués et COÙ- ng. t. - ThenooiLèire NUler-Cawllj.

teux et devient iDcertaine

dès qne la profondeur dépasse 100 ou 150 mètres. On emploie alors les thermomètres dits • de profondeur » dont le plus ancien est le thermomètre Miller- Casella.

Cet instrument (Ûg. 7) se compose essentiellement d'un réservoir k en verre soufflé contenant le liquide Ihermométrique et terminé pa» un tube fin TT' recourbé en forme d'U. A l'extrémité de la branche T' est soufflé un petit réservoir auxiliaire B. Le liquide thermométrique est un mélange d'alcool, de créosote et d'eau

M LES PROBLàMBS DB l'ocAaH

•tdaas certains modèles réeettls^ simplement du tofaiène. Ce liqmde remplit le résenroir A, la partie supérieure des tubes T et T' et une partie du résenroir B^ dont le reste contient un peu d air. La partie inférieure du tube recourbe contient une c<Monne de mercure M, an-dessus de laquelle^ baignant dans le liqmde thermométrique, peuvent se déplacer deux index t et i' qui peuvent, grâce à un léger organe de frottement, se maintenir en équilibre à l'endroit du tube où ils sont placés. Ces index, dont on voit le détail à droite de la figure à une échelle pli^s grande, sont formés chacun d'un petit tube de verre bleu enfermant un morceau de fil de fer. Le tube est fermé à la lampe ; son extrémité est f filée » et recourbée parallèlement au tube, vers le bas de celui-ci. C'est Télasticité de ce fil de verre qui maintient en place, par son frottement contre les tubes T et T', les index i et i' dont le diamètre est légèrement inférieur à celui des tubes dans lesquels ils sont installés.

L'instrument ainsi construit est gradué par comparaison avec un thermomètre de précision placé dans la même enceinte^ Quand le li^de du réservoir A est à zéro, le mercure s'arrête au mépie niveau dans les deux tubes T et T'. Quand la température augmente, la dilatation fait baisser le mercure en 1 et le fait monter en T^ Donc, si les deux index ont été amenés préalablement au contact des deux extrémités de la colonne de mercure M, celle-ci, en descendant dans le tube T, laissera en place l'index i maintenu par le frottement à son niveau initial, tandis qu'elle poussera devant elle l'index i' dans le tube T', où cet index restera à la position correspondant à la température maxima indiquée parrinstrument. Si maintenant la température s'abaisse, le liquide A se contracte. Grâce à l'air comprimé en B, le liquide thermométrique est refoulé, ainsi que la colonne de mercure qui, alors, baisse en T' et monte en T« poussant devant elle l'indextqui s'arrête ainsi à la divi-