M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier I. Les fronts dans l'océan I Echelles typiques des fronts dans l'océan et nature de l équilibre dynamique Exemple du Gulf-Stream et de ses tourbillons Rappel : équilibre géostrophique et relation du vent thermique II. Mécanismes de formation des fronts océaniques II.1 Forçage par le vent - Exemple des fronts en Antarctique - Fronts côtiers d upwelling II. Forçage radiatif II. 3 Formation par brassage turbulent - Exemple de front côtier en mer d Iroise (Bretagne) II.4 Forçage thermohalin - Exemples des courants algérien et liguro-provençal 1
M I. Les fronts océaniques I. Echelles typiques des fronts dans l'océan et nature de l équilibre dynamique Image Seawifs globale : carte du contenu en chlorophylle dans l'océan. on peut déduire du contenu en chlorophylle une information indirecte sur les caractéristiques de ces masses d'eaux et sur la dynamique : si la teneur en chlorophylle est importante => eaux ~ riches en sels nutritifs => remontée d'eaux profondes principales zones frontales visibles sur l'image : upwelling du Pérou, upwelling du Benguela (Afrique du Sud), front Antarctique, upwelling de Guinée, Gulf-Stream,. Caractérisation d'un front océanique : - Origine? - Quelles sont les échelles typiques des fronts océaniques? - Quelle est la nature de l'équilibre dynamique?
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier exemple du Gulf-Stream et de ses tourbillons Image de température de surface de l'océan, la température décroît du rouge vers le vert puis le bleu Grandeurs caractéristiques du Gulf-Stream ou d un de ses tourbillons U=5cm/s, L=100km, H=500m δ/~10-3 δp/ 0 ~ δ/ 0 gh ν=10 - m /s Termes dominants dans les équations du mouvement horizontal? u t U T u u u 1 p u + u + v + w fv = + υ x y z x z U L U L WU L fu δp L 0 υu H 3
M I. Les fronts océaniques Nombres adimensionnels : * Ro=U/(fL)=advection/Coriolis : nombre de Rossby (~10 - ici => la rotation joue un role prépondérant) pour la plupart des mouvements de grande échelle (L>10km), T>qq jours, Ro est petit et l'équilibre dominant est l'équilibre géostrophique * Ek=ν/(fH )=friction/coriolis : nombre d'ekman ici 4.10-4 les tourbillons du Gulf-Stream ont une longue durée de vie, en général disparition soit par réabsorption par le Gulf-Stream, soit lors de collisions contre des monts sous-marins 4
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier 5 Rappels L'équilibre géostrophique f>0 dans l'hémisphère Nord et f<0 dans l'hémisphère Sud Variation du courant géostrophique suivant la verticale dans un océan stratifié : la relation du vent thermique P=cte =cte terme barocline En général 0 D'où : 0 On a couramment un facteur 10 3 entre ces deux quantités (10 4 dans le cas des tourbillons du Gulf-Stream). z y z y P P << = = P z v f P z u f z x z y = = g z p p v fk h g P z v f Λ =
M I. Les fronts océaniques Relation entre le gradient vertical du transport de masse et le gradient horizontal : g ( u) = z f ( v) = z y g f x les courants ayant tendance à décroître avec la profondeur un observateur dans l'hémisphère Nord qui regarde dans le sens du courant voit les hautes densités sur sa gauche et les hautes pressions sur sa droite (et inversement dans l'hémisphère Sud) Tourbillon cyclonique barocline (a) Tourbillons du Gulf-Stream et anticyclonique barocline (b) tiré de Ocean Circulation (traits pleins : plans d'égale pression, H ~ 500 m L ~ 50 km T ~ 10 C tirets : plans d'égale densité) Tiré de Crépon (Fig.4.9) Thermodynamique : d = (/T) dt + (/S) ds Quelques ordres de grandeurs pour l'eau (T ~ 10-0 C, P ~ 1 atm): (/T) ~ -10-1 T (-6.79 10 - si S=0%o et -0.14 si S=35%o) 6
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier (/S) ~ 0.8 (avec T en C, S en %o & en kg.m -3, cf Gill p.599) 7
M I. Les fronts océaniques II. Mécanismes de formation des fronts océaniques II.1 Forçage par le vent II.1.1 Exemple des fronts en Antarctique (Tiré de Ocean circulation, Open University, Fig.5.) gyres sub-polaires cycloniques dans les mers de Wedell et de Ross courant polaire autour du continent vers l'ouest lié aux HP courant circum polaire antarctique : courant de dérive vers l'est zones frontales : les fronts antarctique et sub-antarctique 8
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier Les fronts antarctique et subantarctique : sections en température et salinité dans un plan vertical à travers le passage de Drake (Tiré de Ocean circulation, Open University, Fig.5.3) 9
M I. Les fronts océaniques II.1. Fronts côtiers d upwelling Les différentes phases de l établissement de l upwelling Tiré de Ocean Circulation (Fig.4.30) Mécanisme de l'upwelling (ou remontée d'eaux profondes) : Le vent, parallèle à la côte et dirigé vers le Sud-Ouest, induit un transport d'ekman vers le large (a). Afin d assurer la conservation de la masse il en résulte une remontée des eaux profondes dans la zone côtière (b). Un gradient horizontal de densité ou front est ainsi formé. Ce gradient est équilibré par un courant en équilibre géostrophique (d), dirigé le long de la côte dans le sens du vent (c). 10
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier Relaxation d un front d upwelling tiré de Cushman-Roisin La relaxation se produit lorsque le vent s arrête de souffler ce qui conduit à un nouvel état d équilibre du front plus proche de la côte (b et c). 11
M I. Les fronts océaniques Exemples d upwelling Upwelling du Benguela Tiré de Penven (thèse, 000) La figure (a) représente une image de la température de surface de l océan au large de l Afrique du Sud. On note au sud de l Afrique une zone d upwelling. La figure (c) représente le profil de température le long de la ligne indiquée en pointillé sur la figure (a). Les figures (b) et (d) sont le résultat de simulations numériques. extension du front L>00km, épaisseur typique de la couche de surface ho~00m différence de température : T~1 o C, rayon de déformation interne Rd=( /gh0) 0.5 /f~33km nombres adimensionnels : Bu=(Rd/L) <.10 -, h0/h<0.1 1
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier Upwelling en Méditerranée le long de la côte Sicilienne : Image de la température de surface obtenue à partir de simulations numériques (K. Béranger). On note la zone d upwelling le long de la côte sicilienne et le jet au niveau du front d upwelling. 13
M I. Les fronts océaniques II. Forçage radiatif Imaginons la situation suivante dans laquelle un gradient horizontal de densité est produit par une inhomogénéité spatiale des flux de chaleur à la surface Tiré de Cushman-Roisin (fig.13.3 a et b) Quel est le courant qui s établit? Dans l océan un front entre eaux côtières et eaux du large peut se former lorsque le forçage radiatif conduit à une diminution plus importante de la masse volumique des eaux côtières (zones moins profondes) que celle de la masse volumique des eaux du large. 14
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier II.3 Formation par brassage turbulent : exemple du front côtier de mer d Iroise Le brassage des eaux par des courants de marée intenses peut conduire à la formation de fronts. Ces violents courants de marée provoquent un brassage important des eaux côtières et par conséquent une diminution de la température de surface. Au contraire dans les zones plus profondes l influence des courants de marée n est pas suffisante pour détruire la stratification et la température de surface est donc plus élevée par rapport aux zones côtières où le courant est intense. On note enfin un front plus au large entre les isobathes 00m et 000m au niveau du talus continental. Dans cette zone le fort mélange vertical est produit par des ondes internes de marée générées au niveau du talus continental. Image de température de surface (tiré de K. Pelou) 15
M I. Les fronts océaniques II.4 Forçage thermo-halin Exemple du courant côtier algérien Structures thermiques observées le 13/0/97 Le courant algérien est formé d'eau Atlantique qui pénètre en Méditerranée. Cette eau, moins dense que l'eau méditerranéenne, s'écoule en surface le long des côtes d'afrique du Nord. C'est un exemple de courant côtier en équilibre géostrophique. Exemple du courant liguro-provençal Tiré de Crépon et al (198) 16
M Modélisation physique de l instabilité d un courant côtier largeur du courant : L~ 60km rayon de déformation interne : Rd~8km => (Rd/L) ~1.8 10 - h0/h~0.05 longueur d'onde de la perturbation : 38km PROFILS VERTICAUX DE SALINITE ET DE COURANTS HORIZONTAUX 17