Introduction à l OCEANOGRAPHIE PHYSIQUE

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1 Introduction à l OCEANOGRAPHIE PHYSIQUE Alban Lazar et Gaelle de Coetlogon Laboratoire LOCEAN alban.lazar@locean-ipsl.upmc.fr gdc@locean-ipsl.upmc.fr Introduction: -un coup d œil général -Les équations du mouvement et la géostrophie I. Les réponses de l'océan au vent -courants d Ekman -courants géostrophiques II. Les réponses de l'océan aux flux thermo-halins atmosphériques: -la formation des «masses» d'eau dans la couche de mélange -la subduction, la circulation dans la thermocline et l'obduction -la circulation profonde III. Le rôle de l'océan dans le climat: - les ondes océaniques - la variabilité couplée o/a (El Nino, )

2 Références: Introduction to physical oceanography R.H. Stewart Physics of atmosphere and oceans J. Marshall et A. Plumb Descriptive Physical Oceanography George L. Pickard, William J. Emery et Lynne D. Talley

3 Introduction: Cours 1 Un coup d œil général

4 Estimations océanographiques de surface

5 1eres explorations océanographiques

6 Topographie et rapport d aspect de l océan

7 Apperçu des distributions et structures associées aux océans

8 Apperçu des distributions et structures associées aux océans

9 Campagnes systématiques

10 Campagnes systématiques Développement des instruments de mesure

11 Campagnes de coopérations internationales

12 Température, salinité, densité

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16 L apparition des MCGO

17 Apperçu des distributions et structures associées aux océans SST

18 Apperçu des distributions et structures associées aux océans SSS

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20 Satellites

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24 Campagnes de coopérations internationales WOCE, mesures :

25 ARGO 2000-

26 ARGO 2000-

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28 Cours II Les équations du mouvement & la géostrophie

29 Circulation attendue avec chauffage différentiel solaire sans rotation ni continents

30 Équations du mouvement des fluides non tournant gravité pression friction Incompressibilité :

31 Circulation schématique à grande-échelle observée Interpétation: les cellules et le champ de pression

32 Équations du mouvement des fluides géophysiques

33 Effet de la rotation terrestre Equilibre Géostrophique Expérimentation et Interprétation -argument de conservation du moment angulaire et limites => le plan tangent -Expérience sur plateau tournant -Analyse en ordres de grandeur Interprétation et ex. mouvements océaniques de grande échelle : Simplification de l équation sur la verticale équilibre géostrophique : => équilibre géostrophique : Applications :

34 Circulation géostrophique dans Hémisphère nord HP BP

35 Exercice:Tracer les vecteurs vent géostrophique de surface avec précision (direction,taille) Discuter des écarts attendus à la géostrophie et de la variabilité saisonnière

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37 oscillations d inertie A.N.: V=20cm Lat Période Diamètre

38 oscillations d inertie Ti=2π/f Ri=V/f V=20cm Lat Période(h) Diamètre (km)

39 Cours III Friction et effet du vent

40 Force de friction turbulente dans le fluide (1) Cas bi-dimensionnel stationnaire (x,z) Analogie avec la tension moléculaire y z y z (2) (2)- <(2) > => y z Équations de continuité à grande et petite échelle y z <(1) > => Dans la suite, U est noté u Couche Ekman Océan intérieur

41 τ = C D U 10 2

42 Friction et courants d Ekman Pour un vent orienté nord : Spirale d Ekman d un vent de 10m/s à 35 N (Stewart) A. N.

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44 Transport d Ekman ρ M Ex = τ y / f M Ey = -τ x / f

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46 Application au calcul de Q E, flux volumique d Ekman 1) Modèle simplifié τ x =τ 0 sin(πy/l) 0<y<2L L=30 2) Transport estimés d après les observations de vent

47 3) Transport calculé d après les observations de vent

48 Interprétation des courants d inertie Diagramme progressif

49 Effet de «pompage d Ekman»

50 pompage d Ekman 1) Théorie ρ=ρ 0 =cst d=cst T x T Y Si f=cste => H.M g = 0 H.M T = H.M E or l'interface(z = 0) immobile H.M E = 0 + ρw( d) => C est le pompage d Ekman Mais f=f(y) permet d être plus rigoureux:=> H.M T = ρ[ w g (0) + w E (0) + w g ( d) + w E ( d)] en z d E, les effets de la friction 0 U E (u,v,w) d 0 w E ( d) = 0 w E (0) = H.M E = rot(t/ρf ) or l'interface(z = 0) tjs immobile w g (0) = w E (0) w( d) = w g ( d)

51 2) Calcul a) Modèle simplifié b) Transport calculé d après les observations de vent

52 2) Estimation des distribution de We

53 Distribution moyenne du Pompage d Ekman

54 Hauteur dynamique de la mer et courants géostrophiques barotropes

55 rho=cste : courants géostrophiques barotropes Application :

56 Schématisation des courants de surface observés

57 Observations Nord Atlantique Unité: Sverdrups (10 6 m 3.s -1 )

58 Circulation (intégrée) de Sverdrup Diff. croisée => A.N. Int. Z + c.l. => Pourquoi des courant de bord ouest: La dissipation doit être compensée par le travail du vent

59 Interprétation des gyres - Direction dans l intérieur : Divergence du courant géostrophique Nécessité d une pente zonale de la surface de l océan, car elle engendre un transport géostrophique divergent - Flot de retour : Pourquoi des courant de bord ouest?: La dissipation doit être compensée par le travail du vent

60 Modèle de Sverdrup

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62 Etablissement de la pente zonale: effets des ondes de Rossby Exemple dans l hémisphère sud (Tomczack et Godfrey) C=

63 La rigidité des fluides géostrophique Taylor-Proudman et leurs colonnes de densité homogène ρ=ρ 0 Expériences de laboratoire issues du cours «Physics of Atmospheres and Oceans» de John Marshall and Alan Plumb =? Quid de la relation du vent thermique?

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65 Si f = f 0 alors Forçage topographique!

66 Effet de la stratification sur les colonnes Dans l océan, existence d une grosse différence verticale de densité : la pycnocline - Au sein d une zone stratifiée (pycnocline) et géostrophique, chaque couche homogène abrite ses petites colonnes de T-P -Cas plus réaliste de couches de fluide barotrope