CHAPITRE V
CARACTÈRES PHYSIQUES DU MILIEU MARIN
Salure. — Gaz en dissolution. — Température. — Mouvements superficiels.
L'étude des caractères physiques du milieu marin constitue la partie principale d'une science indépendante, Tocéanographie. Vouloir résumer ces caractères en quelques pages constituerait une entreprise illusoire, s'il ne s'agissait pas uniquement ici d'indiquer sommairement ceux des résultats généraux de l'océanographie qui peuvent avoir une application géologique directe.
Salure. — Le caractère le plus remarquable de l'eau de mer réside dans sa salure, c'est-à-dire dans la présence, dans sa masse, d'une certaine quantité de sels en dissolution. La teneur moyenne en sels est variable, elle est en moyenne de 3,5 ^/^ de la masse totale; les variations ' sont fonction de l'évaporation et de l'apport d'eau douce par les fleuves, par les glaciers et par les pluies. L'évaporation est plus intense dans les régions tropicales que dans les régions tempérées ou froides et, par suite, le degré de salure y est plus élevé. L'évaporation étant favorisée par le vent, la salure est plus forte dans les régions des vents alizés, où elle atteint 3,76 7o» tandis que, dans les régions équatoriales des calmes, elle est sensiblement inférieure à la moyenne. Dans les mers intérieures elle est supérieure à la moyenne, lorsque l'évaporation n'est pas compensée par l'apport d'eau douce des grands fleuves. C'est ainsi que dans la Méditerranée elle est de 3,9 7^ et qu'elle atteint 4 ^o et même 4,3 ^/^ dans la mer Kouge. Par contre, lorsque l'évaporation est faible et que la mer intérieure reçoit des fleuves importants, comme c'est le
1. Une excellente carte résumant rélat actuel de nos connaissances sur les variations <le la salure des eaux h la surface des mers se trouve dans les MitteUungm de Petermann [9J.
cas pour la mer Noire et la Baltique, la teneur en sels est très faible jet la dessalure tend à augmenter de plus en plus. Voisine de la normale à l'entrée de la Baltique, la salure diminue progressivement de Touest vers Test, elle n'est plus que de 1,27 "/o dans le Grand Belt, de 0,92 7, dans le Sund et tombe à 0,35 V, dans le golfe de Finlande. De même, la salure diminue graduellement, quoique dans des proportions bien moindres, des rivages vers le large.
Dans les régions polaires-, la salure est moindre, en raison de la moins forte évaporation et de la grande quantité d'eau douce amenée sous forme de glace par les glaciers.
Quelles que soient les variations que présente le degré de salure des eaux marines, la proportion entre eux des divers sels dissous est remarquablement constante. Ainsi la composition de l'eau de la Méditerranée ne diffère guère de celle de l'Atlantique que par le degré de salure; d'après Th. Schlœsing [10], les constitutions minérales des deux mers sont presque identiques. Voici les nombres auxquels est arrivé W. Dittmar, à la suite de l'étude des échantillons prélevés lors de l'expédition du Challenger [1], pour les sels les plus abondants dans l'eau de mer :
Chlorure de sodium 77,758
— de magnésium 10,878
Sulfate de magnésium 4,737
— de calcium 3,600
— de potassium 2,465
Carbonate de calcium 0,345
Bromure de magnésium 0,217
Ces chiffres sont d'ailleurs plutôt théoriques, car il n'est pas toujours facile d'établir de quelle manière les acides et les bases sont groupés *.
D'autre part, il n'est pas tenu compte de la présence, en quantités infinitésimales, de divers autres sels, car l'analyse a révélé la présence dans l'eau de mer d'un très grand nombre de corps simples. Il y a quelques années on en comptait déjà 32.
Les seuls sels qui se trouvent en proportions variables dans les eaux marines sont les sels de chaux. Dans les eaux douces le .carbonate est beaucoup plus abondant que le sulfate, tandis que dans les
i. De plus, certains auteurs indiquent des quantités appréciables de chlorure de potassium. Suivant van t'Hoff la proportion des composants, en ne tenant pas compte des sels de calcium, répondrait à l'expression suivante en molécules : 100 NaCl + 2.^ HCl + 7,8 MgGl2 + 3,8 Ma^SOS
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eaux salées c'est précisément l'inverse. Il y aura lieu, dans un des chapitres suivants, de rechercher les causes de cette particularité.
Les différences de salure déterminent, surtout dans les détroits qui font communiquer les mers intérieures avec les océans, des courants qui sont dus à la plus grande densité des eaux les plus riches en sels. Les eaux salées lourdes descendent vers le fond, déplacent des eaux moins salées qui s'élèvent à la surface et remplacent constamment les eaux descendantes et celles qui ont disparu par Tévaporation. Il y aura toujours un courant profond, allant de la mer la plus salée vers la mer la moins salée et, réciproquement, un courant de surface ira de la mer la moins salée vers la mer la plus .salée. La Méditerranée reçoit ainsi, par des courants de surface, par le détroit de Gibraltar et le Bosphore, les eaux moins .salées de l'Atlantique et de la mer Noire, tandis qu'en profondeur les eaux plus salées s'écoulent vers l'extérieur. De même, les eaux douces de la Baltique s'écoulent superficiellement vers la mer du Nord, tandis qu'en profondeur rèpne dans les détroits une salure voisine de la normale.
La den.sité de l'eau de mer est en moyenne de 1,026 dans les océans, elle s'élève à 1,03 dans la Méditerranée, mais elle ne dépend pas seulement de la salure, elle est également fonction de la température, comme nous le verrons xplus loin.
Gaz ek dissolution. — Outre les sels, l'eau de mer renferme également en dissolution une certaine quantité de gaz, qui sont l'azote et l'oxygène, empruntés à l'air, et l'acide carbonique. Mais la proportion de l'azote et de l'oxygène, qui dans l'air est de 79 : 21, n'est pas la même dans l'eau de mer et varie avec la température, elle est en moyenne de 65 : 35.
La quantité d'acide carbonique libre, non combiné, est souvent très faible dans l'eau de mer; en général ce gaz s'unit aux carbonates pour former des bicarbonates. La teneur indiquée par l'analyse n'augmente pas avec la profondeur, comme on l'avait cru (Thoulet) ; elle est moindre dans les mers chaudes que dans les mers froides et elle semble en relation directe avec la plus ou moins grande intensité de la vie animale, car, ainsi que l'indique G. BohnS les eaux où les manifestations vitales sont le plus accentuées, en particulier celles du littoral, sont légèrement acides, tandis qu'au large l'eau est généralement alcaline. L'eau de mer renferme encore en suspension une certaine quantité de substances minérales à l'état pulvéru-
{. Georges Bobn. Des mécanismes respiratoires chez les Crustacés Décapodes. Essai de ph>^ioloçie évolutive, éthoiogique et phylogénique. Thèse, Paris, 1901, p. 8.
Hauo, Traité de Géologie. 5
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lent. Leur présence n'est pas étrangère à la coloration de la mer. Il en sera question dans le chapitre relatif à la sédimentation.
Température. — La température de Teau de mer est un facteur capital dans la répartition de la vie; il est donc nécessaire d'indiquer sommairement les lois qui président à sa distribution.
L'eau possédant une chaleur spécifique très élevée, s'échauffe très lentement sous l'action des rayons solaires, de sorte que la température des couches superficielles de la mer est soumise à des variations moins grandes que la terre ferme.
Les températures les plus élevées qui aient été observées ne dépassent pas 32°. Les variations diurnes de la température ne se font plus sentir dans la Méditerranée à une profondeur de 18 m, les variations saisonnières, a 430 m; au delà, la température est absolument constante pour un point déterminé.
Le point de congélation de l'eau de mer est à — 3®,6, aussi est-ce là la plus basse température observée.
Comme l'eau de mer n'a pas son maximum de densité à + 4^ mais que ce maximum varie avec la salure, il en résulte que dans les grands fonds des océans la température peut s'abaisser au-dessous de 0°. Les eaux froides étant plus denses que les eaux chaudes, elles descendent en profondeur à mesure qu'elles sont refroidies à la surface, de sorte que l'on rencontre dans les océans, de la surface vers le fond, des couches superposées de température décroissante, à peu près horizontales. On retrouve sous les Tropiques, dans les grandes profondeurs, les basses températures que l'on ne rencontre à la surface que dans les régions arctiques et antarctiques. Cela tient à ce que les eaux froides et denses qui subissent constamment dans les régions polaires un mouvement de descente, rampent sur le fond des océans en suivant sa pente extrêmement faible jusqu'à ce qu'elles arrivent dans les profondes dépressions des régions équatoriales, d'où elles refoulent graduellement les eaux plus chaudes, qui tendent à s'élever.
Il résulte de ces différences de température dans les océans une circulation extrêmement lente, si lente qu'elle ne peut être mesurée et qu'elle a été niée par certains auteurs; mais elle peut seule expliquer le renouvellement, dans les grands fonds, de l'oxygène nécessaire à la vie organique, qui, comme nous le verrons, y est très active.
Dans les mers intérieures, séparées des océans par un seuil élevé, la température n'est plus celle des régions polaires. Les eaux froides
GAHACTËRES PHYSIQUES DC MILIEU MARIN
du fond de Tocéan n'arrivent pas à franchir le seuil; en revanche les eaux de la surface sont refroidies en hiver et tombent au fond, de sorte qu'à partir d'une certaine profondeur, la température de l'eau est constante et atteint à peu près la température moyenne des mois d'hiver à la surface. Dans la Méditerranée, par exemple, elle est de i2^7 à partir d'une profondeur d'environ 350 m, qui est celle du détroit de Gibraltar. C'est pour la même raison que l'océan Pacifique ne reçoit d'eaux froides que des régions antarctiques, la faible profondeur du détroit de Berin«^ ne permettant que desé changes superficiels avec l'océan Arctique.
Mais l'exemple le plus curieux du rôle joué dans la distribution de la température par les seuils sous-marins est fourni par la crête
Fig. 12.
- Coupe transversale du seuil Wyville Thomson, dans TAtlantique Nord, montrant la répartition des températures sur ses deux versants (figure empruntée à Pruvot).
Wyville-Thonttson, qui réunit l'Islande, par les îles Fârôer, à la Grande-Bretagne, séparant l'Atlantique Nord en deux bassins. Le seuil, orienté du N.W. au S.E., s'élève en moyenne à 600 mètres au-dessous du niveau de la mer (fig. 12). Dans le bassin situé au N.E., la température s'abaisse très rapidement vers la profondeur : à 506 mètres elle est déjà de 2", à 1 000 mètres elle est voisine de — I*, tandis que du côté opposé, dans le bassin situé au S.W. de la crête, elle est encore, à la même profondeur, d'environ 8°.
MouvEMKXTS SDPERFiciELS. — L'équilibre des eaux marines n'<\st pas seulement troublé par des différences de température et de salure, des causes extérieures viennent encore les mettre en mouvement. Les principales forces qui entrent en jeu dans les actions dynamiques dont la surface des mers est le théâtre sont l'attraction solaire et lunaire et les vents. On peut y ajouter les tremblements de terre, dont il sera question dans un chapitre ultérieur.
L'attraction des astres produit le phénomène des marées. Nous pouvons en supposer connues la nature et les causes.
Dans les mers intérieures et dans la haute mer son amplitude est très faible; dans les polfes et dans les bras de mer d'une faible profondeur elle est, par contre, très considérable. Elle atteint H m sur les côtes de Bretagne, 15 m à Granville et 21 m dans la baie de Fundy, sur la côte atlantique des Etats-Unis. Dans les estuaires, la marée se fait sentir quelquefois à une grande distance de l'embouchure. Ainsi plusieurs de nos villes de TOuest, situées assez loin dans Tintérieur des terres, sont, à marée haute, de véritables ports de mer. Dans le cours du Yangtsé, la marée est encore perceptible à 800 km de Tembouchure et, dans le fleuve des Amazones, à 1 000 km. Les marées déterminent des courants locaux, qui, sur des aires assez étendues, dans les mers d'une faible profondeur, masquent entièrement l'action des courants dus à d'autres causes.
Le vent exerce localement une action dynamique, en donnant naissance aux vagues, mouvements ondulatoires doués souvent d'une grande vitesse de translation (jusqu'à 36 m à la seconde), qui toutefois ne se traduisent guère par des déplacements horizontaux des masses d'eau ébranlées. Le mouvement des vagues se fait sentir jusqu'à une profondeur que l'on a évaluée à 350 fois la hauteur de la vague, mais ce chiffre paraît exagéré. Dans les tempêtes violentes, il est possible que l'ébranlement atteigne une profondeur extrême d'environ 1 000 m, mais en général c'est jusqu'à 200 m que l'action mécanique des vagues est encore nettement perceptible, à en juger par les ondulations superficielles que peuvent présenter, jusqu'à cette profondeur, les fonds satleux (ripplevi(irks) *.
On sait aujourd'hui, depuis les travaux de l'océanographe allemand Zoppritz, que les courants marins de la surface des océans sont dus à l'action des vents dominants et non, comme on l'avait cru autrefois, à la différence de température des eaux. Un vent qui souffle à la surface d'un océan dans une direction constante donne aux rouclu^s supérieures une impulsion dans la même direction. Plus la période pendant laquelle le vent souffle sans interruption dans le mémo sens (»st longue, plus l'impulsion s'étendra à une grande profondeur, plus épaisse sera la couche d'eau mise en mouvement, lie Gulf Stream fait sentir son action jusqu'à 800 m de profondeur;
1. Ehnbst Bbrtololy. Rippelmarken. Br. in-8, 108 p. Frankenlhal, 1894. Thèse Fac. Philo». Univers. Giessen, 1893.
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il y a donc lieu de croire que les causes météorologiques qui déterminent ce courant existent depuis fort longtemps.
Les courants de Tocéan Indien permettent d'établir avec évidence l'action des vents de la surface. Les moussons y possèdent une direction inverse en été et en hiver, aussi les courants changent-ils de sens d'une saison à l'autre, contrairement à ce qui a lieu pour la plupart des courants de l'océan Atlantique et du PaciBque. La marche des courants dans ces deux océans peut être mise en évidence par le schéma ci-contre (fig. 13). Au nord et au sud de l'équateur les vents alizés ont une direction E.-W., d'où l'existence de courants équatoriaux possédant cette direction et celle d'un courant compensateur en sens inverse. Plus au nord les vents alizés sont dirigés, par suite de la rotation de la Terre, du S.W. au N.E., le courant auquel ils donnent naissance — Gulf-Stream, dans l'Atlantique, Kuro-Shio, dans le Pacifique — rencontre à peu près normalement la côte orientale de l'océan et s'y bifurque. La branche dirigée vers le N. réchauffe les régions septentrionales et se refroidit graduellement, en
même temps qu'elle est ramenée vers le S.W. par les vents qui régnent à ces latitudes. La branche méridionale rafraîchit au contraire les côtes équatoriales, mais s'échauffe graduellement et vient renforcer le courant E.-W. Dans le centre du cercle ainsi formé se trouve une région relativement stable, qui a reçu le nom à*halistase. Dans l'hémisphère sud les mêmes phénomènes ont lieu en sens inverse.
La vitesse des courants est quelquefois très intense. Le Gulf-Stream, à la sortie du golfe du Mexique, possède 55 km de largeur et sa vitesse est de 134 à 220 km par jour, soit jusqu'à 250 m à la seconde, dépassant celle du Rhin au moment de ses fortes crues.
Lorsque deux courants de température différente cheminent côte k
Fig. t3. — Schéma représiintant la direclion des courants marins dans un océan (d'après Kriîmmel).
côte, une limite très tran-chée sépare d'ordinaire les eaux chaudes des eaux froides et elle se traduit presque toujours par des différences dans la teinte, dans la transparence, dans la salure, dans la densité et, comme nous le verrons plus loin, dans la faune et la flore.
Il est encore un cas très remarquable, où l'action du vent intervient directement pour détruire l'équilibre des eaux marines. Dans les régions équatoriales, sur les côtes occidentales des continents, les vents alizés soufflent pendant une grande partie de l'année de Tintérieur des terres vers la pleine mer. Ils tendent donc à pousser au large l'eau échauffée par les rayons solaires. Cette eau, éloignée superficiellement, est remplacée au fur et à mesure par de l'eau froide ascendante qui provient des profondeurs et rafraîchit la côte.
1. — William Dittmar. Report on Researches into the Composition of Ocean- Water. Report on the Scientific Results of the Voyage of H, M. S. Challenger during the years 1873-76. Physics and Chemistry, voL I, 1, 251 p., 3 pi. 1884.
2. — J. Y. BucHANAN. Report on the Spécifie Gravity of Samples of Océan Water, Ibid., voL I, 2, 46 p., 12 pi. 1884.
3. — G. VON BoGUSLAWSKi UND 0. Krûmmel. Handbuch der Ozeanographie. Bihlioth, geogr. Handbûcher v. Ratzel, 2 vol. in-8'>, 400 + 592 p., 15 + 60 lie., 1 carte. Stuttgart, 1884-87.
4. — - J. Thoulbt. Océanographie. I. Statique. II. Dynamique. 2 vol. in-8^ 492 + 131 p., 101 + 62 flg., 2 cartes. Paris, 1890-96.
5. — JoHANNES Walther. AUgemeins Meereskunde. Webers Naturwiss. Biblioth., n*» 6, i vol. in-18, 296 p., 70 fig., 1 carte. Leipzig, 1893.
6. — Gerhard Schott. Physische Meereskunde. Sammlung Gôschen, n° 112. 1 vol. in-16, 162 p., 36 fig. Leipzig, 1903.
7. — Alex. Buceian. Report on Oceanic Circulation. TJie Voyage of H. M. S. Challenger, A Summary of the Scientific Results. Appendix (Physics and Chemistry). Part. VHI, 38 p., 16 cartes, 1895.
8. — Fridtjof Nansen. Die Ursachen der Meeresstrômungen. Pelerm, Miil.^ LI, p. 1-4, 25-31, 62-63, 5 fig. 1905.
9. — Gerhardt Schott. Die Verteilung des Salzgehalts im Oberflâchenwasser der Ozeane. Ibid., X, p. 217-223, pi. IX, carte au 1 : 80 000 000, 1902.
10. — Th. Schlcesing. Contribution à Tétude chimique des eaux marines. G. R. Ac. Se, CXLII, p. 320-324, 5 févr. 1906.
Voir aussi : 0,20; VI, 4.
