Action du vent sur la surface de l'eau. Théorie d'ekman.

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1 Action du vent sur la surface de l'eau. Théorie d'ekman. Circulation atmosphérique générale La Terre est une sphère légèrement bombée au niveau de l'équateur et aplatie au niveau des pôles. Sa surface est entièrement recouverte par l'atmosphère mais nous ne nous intéresserons qu'à la couche basse de celle-ci, appelée atmosphère météorologique. Son épaisseur varie de 8 km aux pôles à 18 km à l'équateur. L'équateur recevant beaucoup plus de rayonnement solaire que les pôles, l'air situé à son niveau aura tendance à s'élever tandis qu'au niveau des pôles, il tendra plutôt à descendre. La figure ci-dessous montre ce à quoi ressemblerait la circulation atmosphérique terrestre si la Terre ne tournait pas et s'il n'y avait pas de continents. On observe que les vents devraient se diriger des pôles vers l'équateur au niveau du sol. Voici les explications: À l'équateur, l'air qui est chauffée par le soleil prend de l'altitude (il s'agit d'un courant d'air vertical). L'air en remontant en altitude prend aussi la direction du pôle Nord pour se refroidir. En se refroidissant, l'air reprend la direction du sol, car il est plus lourd, au fur et à mesure qu'il se rapproche du pôle. Comme l'air ne peut s'accumuler de façon infinie, l'air au pôle emprunte la direction de l'équateur. Cette description du mouvement général de l'air en atmosphère est très simpliste. Ce mouvement de va et vient entre l'équateur et le pôle forme une immense cellule que l'on appelle convective. Bien sûr l'observation montrent que la circulation des vents ne se fait pas du tout de cette manière.

2 Le modèle réel des cellulles convectives En réalité, l'air n'a pas le temps de se rendre au pôle pour se refroidir. Vers la trentième latitude nord, l'air déjà refroidi redescend vers le sol. De là, l'air reprend son mouvement vers l'équateur pour se réchauffer. En se réchauffant, l'air remonte et ainsi de suite. Ce cycle décrit une plus petite cellule que celle présentée à la figure précédente. Cette cellule porte le nom de Hadley. Ce scientifique est le premier à avoir proposé une théorie qui décrivait déjà en 1735 le mouvement général de l'atmosphère. Un mouvement similaire à la cellule convective de Hadley se produit sur les pôles. L'air des pôles a tendance à redescendre vers l'équateur pour être réchauffé. Au fur et à mesure que l'air quitte le pôle, elle aura tendance à prendre de l'altitude étant donné son réchauffement. L'air en altitude devenant de trop et se refroidissant doit laisser sa place en remontant vers le pôle. La figure suivante montre que la cellule polaire s'étend aux environs de la soixantième latitude. Une troisième cellule a été ajoutée par l'américain Ferrel. Cette cellule à circulation inversée se situe entre la trentième et soixantième latitude. Cellules convectives dans l'atmosphère planétaire (source: Fédération Française de la Montagne et de l'escalade,

3 Influence de la rotation terrestre. Si on généralise la force de Coriolis et on l'applique au déplacement de l'air dans l'atmosphère, tout déplacement (rectiligne ou autre) sera dévié sur sa droite dans l'hémisphère nord et sur sa gauche dans l'hémisphère sud. Les vents dominants au sol (gauche) et en altitude (droite). La circulation de Hadley, ainsi que la force de Coriolis, dévient les vents qui reviennent vers l'équateur vers l'ouest (alizés de nord-est dans l'hémisphère Nord et de sud-est dans l'hémisphère Sud). Il existe une deuxième cellule dans laquelle les mouvements sont descendants, vers 30 N et 30 S (cel lule de Ferrel), on y observe des vents dominants d'ouest. Au niveau des calottes polaires, on observe au contraire des vents dominants d'est. Il y a donc une circulation opposée des vents dans les deux cellules (Ferrel et Hadley). En plus, l'inertie thermique des surfaces terrestres étant beaucoup plus rapide que celle des océans (la terre répond plus vite au changement de température), les masses d'airs seront modifiées différemment suivant qu'elles survolent un continent ou un océan. Voici donc ci-dessous la répartition des vents dominants à la surface de la Terre en Juillet. La situation en hiver étant très similaire excepté au alentour du continent asiatique où la circulation se fait de la terre vers la mer (phénomène des moussons).

4 Répartition des vents dominants à la surface de la Terre en Juillet. Courants océaniques mondiaux Système global de courant de surface en hiver (pour l'hémisphère Nord):

5 Nous observons que les courants marins adoptent la même attitude que les flux atmosphériques, à savoir qu'ils sont globalement dirigés de manière à équilibrer le bilan thermique entre les zones polaires et équatoriale. Ainsi les courants de surface réchauffés dans les basses latitudes transportent leur chaleur vers les hautes latitudes et les eaux froides polaires auront tendance à se diriger vers l'équateur. Même si à première vue la température des eaux de surface paraît être le principal paramètre régissant les courants, il existe certains paramètres qui viendront perturber ou conforter cette situation. Par exemple dans certaines régions polaires, les eaux de surfaces subiront un tel refroidissement qu'elles plongeront sous les eaux plus chaudes venant de l'équateur; créant ainsi une circulation verticale des eaux que l'on appelle circulation thermoaline. Enfin si l'on compare les deux cartes représentant les courants océaniques de surface et les flux atmosphériques au sol, on remarquera facilement leur similitude. Les différences venant du fait que la circulation océanique est restreinte dans l'espace par les continents. De ce fait les phénomènes tourbillonnaires seront plus marqués dans les océans que dans l'atmosphère. Ainsi le fait que les vents déterminent à eux seuls les courants marins est loin d'être aussi évident qu'il n'y paraît. Action du vent sur la surface de l'eau Le vent qui souffle possède une certaine énergie qui lorsqu'il survole une étendue d'eau se transmet aux couches de surface. Une partie de cette énergie va créer des ondes de gravité de surface qui entraînent légèrement l'eau dans leur direction et une autre partie va contribuer à la génération ou la création de courants. On peut imaginer plusieurs scénarios: - Le vent contribuant à l'évaporation de l'eau engendre ainsi une augmentation de la salinité dans la zone balayée par le vent. L'eau de cette zone est devenue plus saline que celle d'une zone avoisinante où le vent n'a pas soufflé. Par principe de conservation-continuité de la salinité (mais en supposant la température uniforme) il va y avoir apparition d'un courant de surface tendant à rendre la salinité de l'eau homogène. - Suivant la température du vent, si celui-ci est plus froid (ou plus chaud) que l'eau, on peut supposer qu'il va entraîner un refroidissant (ou un réchauffement) des eaux de surface. La différence de température entre ces eaux de surface et d'une part les eaux de la couche inférieure et d'autre part les eaux d'une zone avoisinante non balayée par le vent, peut entraîner la création d'un courant soi horizontal soi vertical qui tendra à rendre la situation homogène et en équilibre stable. - Enfin, on peut se limiter à l'action de frottement du vent sur la surface de l'eau: c'est le sujet de la théorie d'ekman.

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7 Spirale d'ekman La couche supérieure dérive sous l'angle 45 par ra pport au vent. Les couches successives sont mises en mouvement par la friction dans le fluide. La vitesse diminue avec la profondeur et l'angle avec la direction de vent augmente. Direction théorique de la dérive de la couche toute entière animée par le vent est de 90 (à droite dans l'hem. Nord). Dérive d'ekman M e = τ / f τ est tension du vent, f est paramètre de Coriolis Direction de M e est perpendiculaire au vent

8 Upwelling /Downwelling côtier

9 Upwelling, downwelling côtier quelques exemples Phénomène d'upwelling côtier à l'ouest de l'état d'oregon (côte ouest des USA). Les figures représentent la bathymétrie, la distribution spatiale de température, de sédiments et de chlorophylle-a dans la couche de surface océanique. La distribution verticale de la température dans la zone côtière de l'état d'oregon pendant les évènements météorologiques différents: vent du nord (a) et le vent du sud (b).

10 Schéma explicatif d'upwelling et la distribution spatiale de la température de surface au moment du développement d'upwelling.

11 Upwelling, Downwelling en ocean ouvert. Divergence, convergence Nous nous plaçons dans l'hémisphère Nord. Prenons une situation atmosphérique cyclonique, c'est à dire une zone de basse pression avec un gradient de pression orienté vers l'extérieur. Coriolis impose à cet masse d'air un sens de rotation inverse à celui d'une montre. Le transport d'ekman aura tendance à faire diverger l'eau, créant ainsi un «trou» au centre de la dépression. L'eau en profondeur va donc remonter en surface pour venir combler ce «trou». Cette remontée des eaux (Upwelling) s'accompagne également d'une remontée du niveau de la thermocline. De la même, dans une situation anticyclonique, le gradient de pression cette fois convergent et le transport d'ekman, engendrent une convergence des eaux au centre de l'anticyclone et par là une plongée des eaux à cet endroit (Downwelling).

12 Upwellings dans les océans 1. Upwelling équatorial SST (mesures satellite) dans le Pacifique équatorial

13 2. Upwelling côtier SST (mesures satellite) dans le Pacifique est

14 2. Upwelling saisonier Wind Wind Onshore winds pile water up on shore, thus surface water will be forced downward. This is downwelling. Offshore winds take water away from shore, thus water from depth will upwell to the surface. La mousson indienne Wind Wind Avril 1999 (downwelling) Août 1999 (upwelling)