Introduction locanographie physique

1
Introduction à locéanographie physique
Notes de cours Christophe Maes 2003
2
Préambule pourquoi étudier les océans pour la
mousson Africaine ?
 Lintensité de la mousson dAfrique de lOuest
est fortement dépendante des gradients méridiens
dénergie statique sèche et humide dans la couche
limite, entre locéan Atlantique (le golfe de
Guinée) et les régions continentales (Afrique de
lOuest).      La variabilité inter annuelle
des précipitations en Afrique de lOuest est
fortement contrôlée par les anomalies de
températures de surface de mer à léchelle
globale et par les conditions de surface
continentale.   (extraits du document de
synthèse du groupe de travail sur la mousson
africaine, juillet 2000)
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(No Transcript)
4
Echelles de la variabilité océanique
5
Géographie des océans

• Dimensions de la planète Terre
• rayon équatorial 6378 km
• rayon polaire 6357 km
• Surface 510 millions de km2 dont 70,8 est
  occupée par les océans.
• Répartition hémisphérique
• - Nord 61
• - Sud 81
• Par bassins
• Pacifique 181,34 106 km2
• Atlantique 106,57 106 km2
• Indien 74,12 106 km2
• Profondeur moyenne des océans 3432 m
• Fosses des Mariannes 11 022 m

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Terre de lair et de leau, mais avec des
propriétés physiques fondamentalement différentes

• ? La masse volumique de leau de mer est près de
  800 fois plus importante que celle de lair
• ?air 1,2 kg/m3 ?océan 1025 kg/m3
• ? Linterface air-mer est très stable car la
  force gravitationnelle tend à maintenir
  lhorizontalité de la surface océanique
• ? Latmosphère est transparente au rayonnement
  solaire
• Locéan absorbe 80 de lénergie solaire dans les
  10 premiers mètres de profondeur.
• Labsorption du rayonnement solaire est
  stabilisante dans locéan alors quelle engendre
  de la convection dans latmosphère.
• ? La masse de locéan est 270 fois plus
  importante que celle de latmosphère.
• La pression au niveau de la mer est égale à 105
  Pa (1 bar) alors que dans locéan la pression
  augmente de 1 bar tous les 10 m.
• ? La capacité calorifique par unité de masse de
  locéan est 4 fois plus grande que celle de
  lair.
• Les 2,5 premiers mètres de locéan absorbe autant
  de chaleur que colonne deau au dessus.

8
Paramètres fondamentaux I. Notion de salinité
La salinité représente le caractère essentiel de
leau de mer. Locéan contient en moyenne 35
grammes de sel par kilogramme deau de mer. La
présence de sel dans leau modifie certaines
propriétés telles que la densité, la
compressibilité, le point de congélation ou la
température du maximum de densité. Dautres
propriétés ne sont pas influencées de manière
significative (viscosité, absorption de la
lumière) et enfin, certaines propriétés sont
essentiellement déterminées par la quantité de
sel pression osmotique et conductivité. Composi
tion dune eau de mer contenant 35 g de sel par
kg deau (eau standard) Anions Cations Chlor
e Cl- 18,9 Sodium Na
10,5 Sulfate SO4- - 2,6 Magnésium
Mg 1,3 Bicarbonate HCO3- 0,13 Calcium
Ca 0,4 Brome Br-
0,06 Potassium K 0,3 Fluor F- 0,001 Strontium
Sr 0,01 Remarque si la
concentration totale des sels dissous varie en
fonction du lieu et du temps, la proportion des
composants les plus importants reste à peu près
constante. Conséquence ?
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Paramètres fondamentaux 2. Définition de la
salinité
Note Il nexiste pas une mais plusieurs
définitions de la salinité une définition
purement théorique et plusieurs définitions
pratiques, liées aux méthodes de
mesure. Définition théorique La salinité est la
quantité totale des résidus solides (en grammes)
contenu dans 1 kg deau de mer, quand tous les
carbonates ont été transformés en oxydes, le
brome et liode remplacé par le chlore et que
toute la matière organique a été oxydée.
Mesure  historique  Titrage au nitrate
dargent (ions chlore) qui mesure la chlorinité
(définie en 1902). Mesure pratique par
conductivité depuis 1978 léchelle pratique de
salinité définie la salinité en terme de rapport
de conductivité (à une température de 15C et à
la pression atmosphérique). La salinité pratique
dun échantillon deau de mer est définie en
fonction du rapport K de la conductivité
électrique de léchantillon et de celle dune
solution de chlorure de potassium (32,4356 g/kg).
Précision /- 0.003 Remarque si K15 est
influencé par T et p, la salinité ne dépend pas
de ces deux autres paramètres.
10
Climatologie de la salinité de surface
Jan-Mar
Oct-Dec
(Daprès S. Levitus, 1994)
11
Paramètres fondamentaux II. Température
Principale source de chaleur le rayonnement
solaire Lintensité du rayonnement solaire est
dépendante de langle zénithal du soleil,
cest-à-dire de la latitude et de la date dans
lannée. Définition le flux de rayonnement
solaire dans lespace à la distance dune unité
astronomique (distance moyenne du soleil à la
terre) est appelé la constance solaire S 1370
W/m2 Une fraction du rayonnement intercepté par
la Terre est diffusé vers lespace. Cette
fraction est lié à un facteur appelé albédo.
Lalbédo dune eau calme est de lordre de 2, et
peut varier entre 2 et 10 en fonction de
lagitation (augmentation avec le vent et les
vagues) et en fonction de langle zénithal du
soleil (augmentation lorsque le soleil se
rapproche de lhorizon) pour les surfaces
océaniques. Répartition à la surface des
océans En labsence de mouvements océaniques, on
devrait obtenir un répartition quasiment zonale
de la température de surface. Remarque
Actuellement, les mesures de SST sont effectuées
à partir de radiomètre infrarouge embarqué sur
des satellites. La température de brillance est
précise (1/10) mais la restitution de la
température réelle est de lordre de 0.5C
seulement (absorption par latmosphère du
rayonnement infrarouge émis par locéan
perturbation liée aux nuages semi transparents
variation de lémissivité de la surface de la mer
liée à la rugosité). Lémissivité de leau de mer
est aussi une fonction de la salinité, ce qui
rends possible son estimation (Projet européen de
mission satellite SMOS en bande L pour la
salinité et lhumidité des sols).
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Les fronts océaniques ils dénotent une limite
entre des masses deau de caractéristiques
différentes et résultent, en partie, de la
dynamique océanique. On observe souvent la
formation de front entre les eaux côtières
soumises au brassage des courants de marée et
locéan ouvert. En océan profond, les fronts
océaniques se forment aux limites latérales des
principaux courants océaniques comme le Gulf
Stream. En limite nord de ce courant, on observe
des différences de température de 10C sur des
distances de 30 à 50 km.
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Paramètres fondamentaux III. Densité
Température et salinité sont des paramètres
importants car ils permettent didentifier une
masse deau particulière, et de plus, avec la
pression ils permettent de calculer la
densité. La densité est le paramètre fondamental
pour létude de la dynamique des océans. De
faibles variations de densité suivant
lhorizontale produisent des pentes du champ de
masse et des courants associés forts, alors que
les variations verticales contrôlent le mélange
turbulent. En toute rigueur, la densité est
le ratio entre la masse dun 1m3 deau de mer sur
la masse dun 1m3 deau distillée à 4C. En
océanographie, on la confond avec la masse
volumique ? masse dun m3 deau de mer (kg/m3)
1000 x densité. La relation ? ?(T, S, p) est
léquation détat de leau de mer. Cette
relation empirique est le résultat dune
estimation statistique de nombreux tests en
laboratoire. La première relation établie en 1902
par Knundsen et Ekman est remplacée aujourdhui
par léquation détat internationale de
1980. Etant donné que les variations de la masse
volumique sont comprises entre 1020 et 1070 kg/m3
on utilise préférentiellement cette définition de
la densité ? ?(T, S, p) 1000.
18
Paramètres fondamentaux Température, Salinité et
Densité
19
Autres processus Pénétration de la lumière
Rappel Le spectre de la lumière visible se
décompose des longueurs donde de 0,4 ? m
(violet) à 0,7 ? m (rouge). Dans leau de mer,
lintensité de la lumière décroît, ou atténuée
exponentiellement avec la distance à la source.
Deux phénomènes contribuent à cette atténuation
de la lumière labsorption et la diffusion.
Labsorption de lénergie lumineuse seffectue
par transition de niveau dénergie des atomes et
des molécules constituants leau de mer. Le même
rôle est joué par les substances organiques en
suspension. Elle peut donc aussi seffectuer par
transformation en chaleur ou en énergie chimique
(ex photosynthèse). La diffusion de la
lumière est liée aux inhomogénéités optiques du
milieu qui provoquent des modifications
aléatoires de la direction de propagation des
rayons lumineux. En fonction de la taille des
particules, la diffusion est le résultat de la
réflexion, réfraction et diffraction par de
telles particules. Latténuation de la lumière
sous leau est essentiellement due à
labsorption, la diffusion ayant une moindre
importance. Cette atténuation est fonction de la
longueur donde et des caractéristiques physiques
et chimiques de leau de mer. Cette propriété
optique permet ainsi de caractériser la
concentration des matières en suspension et la
productivité biologique.
20
Rayonnement solaire et absorption dans leau de
mer
Note Pour létude simplifiée du bilan radiatif
de la terre on considère que les spectres des
rayonnements solaire et tellurique sont voisins
des spectres dun corps noir à 5900K et à 300K,
respectivement.
21
Autres processus Couleur de la mer
Pour un éclairement donné, lintensité lumineuse
à une longueur donde donnée ? varie en fonction
de la profondeur suivant la loi I ?(z) I0,
? exp ( - k ? z) k ? est le coefficient
datténuation. En océanographie physique, on
utilise la classification des eaux types établie
par Jerlov (1968). En définissant la longueur
dextinction à un seuil de 10 de léclairement
de surface, on obtient des valeurs de cet ordre
de grandeur 30 m pour des eaux du large (type
I) lt5 m pour des eaux côtières (type 3) En
océanographie biologique, on utilise la notion de
zone euphotique (zone éclairée) où lintensité
lumineuse est suffisante pour assurer une
production nette du phytoplancton. Un seuil de 1
corresponds à cette définition. Application la
couleur de la mer Le bleu indigo caractérise les
mers oligotrophes (peu de production biologique),
les couleurs bleue-vertes correspondantes aux
eaux riches (mésotrophes à eutrophes). Les eaux
côtières sont en général verdâtres.
22
Images de couleur de la mer SeaWiFS
23
Distribution selon la profondeur
La plus grande partie de lénergie solaire est
absorbée dans les premiers mètres de locéan, ce
qui entraîne le réchauffement des eaux de
surface. ? locéan est un milieu
stratifié
24
Distribution selon la profondeur 1. définition
de la température potentielle
La comparaison de différents profils
hydrologiques na de sens que si lon considère
les mesures à la même profondeur (et donc à la
même pression). Or la température varie avec la
pression due à la compression adiabatique
(travail de la pression). Pour tenir compte de ce
processus on définit une température potentielle
? cest la température dune parcelle deau à
la surface après avoir été remontée
adiabatiquement depuis sa profondeur
dorigine. En pratique, la température
potentielle est calculée à partir de la
température mesurée en profondeur, la température
in situ. De façon identique, on définit la
densité potentielle ?? ?? ?(?, S, 0)
1000. Remarque On peut choisir une référence de
pression différente de la surface et définir de
manière équivalente la température et la densité
à ce niveau de référence donné. Note Si pour
comparer deux masses deau on ne tient pas compte
des effets de la pression sur la densité, cela ne
signifie pas que les effets de la pression sur la
densité soient négligeables. Pour une eau de mer
avec T0C et S35 on observe ? 28,2 à la
surface et ? 48,5 à 4000 m Sinon, que se
passe-t-il ?
25
Distribution selon la profondeur 2. Notion de
masse deau
Leau des océans acquiert ses propriétés en
surface en fonction des conditions climatiques
environnantes (interactions océan-atmosphère). La
température et la salinité en déterminent la
densité et chaque parcelle deau vient se mettre
en équilibre à un niveau de densité stable ou
neutre. Leau de surface peut senfoncer si sa
densité augmente, et en profondeur il nexiste
pas de mécanisme physique susceptible de faire
varier les caractéristiques de leau de mer ces
propriétés sont alors quasiment conservatives.
Seul le mélange à long terme de deux masses deau
modifieront ces caractéristiques. Il est donc
possible de retrouver lorigine de surface de
toute leau du globe, ainsi que son temps de
séjour en analysant sa température et sa
salinité. On définit un certain nombre de masses
deau types associées à un lieu de production en
surface. Exemple les trois principales masses
deau de locéan Atlantique sont leau
profonde antarctique (AABW) -0.5 lt T lt 0 34.6
lt S lt 34.7 leau profonde nord atlantique
(NADW) 2 lt T lt 4 34.9 lt S lt 35.0 leau
intermédiaire antarctique (AAIW) 3 lt T lt
4 34.2 lt S lt 34.3
26
Distribution selon la profondeur 2. Diagrammes
T-S
La circulation océanique dans les couches
intermédiaires et profondes (en dessous de la
thermocline) est contrôlée par les variations
horizontales de densité, et est appelée la
circulation thermohaline. Pour étudier les
masses deau il est alors pratique de les
représenter dans un diagramme température
salinité, diagramme T-S. Chacune des masses deau
est alors représentée par un point dans ce type
de diagramme. Application Si on observe deux
types de masse deau, ces deux masses deau vont
progressivement se mélanger par diffusion à leur
interface, et les caractéristiques de leau
résultante doivent se trouver sur la droite de
mélange définie par les 2 points caractéristiques
de ces eaux. Note Il va de soi que cette
détermination est ambiguë dans certains cas car
des combinaisons multiples peuvent produire les
mêmes valeurs T et S. Toutefois, on peut réduire
cette incertitude en prenant en considération le
transport et lévolution dautres quantités
conservatives, et particulièrement, les traceurs
chimiques inertes ou faiblement réactifs comme
les fréons, les traceurs radioactifs naturels et
artificiels et certaines substances nutritives ou
gaz dissous comme loxygène.
27
Principales masses deaux par bassin
28
Distribution selon la profondeur 3. Processus
de mélange
Si la plus grande partie de lénergie solaire est
absorbée dans les premiers mètres de locéan,
comment la chaleur est-elle transférée vers
locéan profond ? Les processus de mélange sont
Diffusion moléculaire et microstructures. Mêm
e lorsquun fluide est au repos, toute substance
dissoute et répartie de façon inhomogène va
diffuser jusquà ce que sa distribution devienne
homogène. Cest la résultante du mouvement
individuel des molécules et représente la
diffusion moléculaire (le même processus
sapplique pour la chaleur). Cependant, locéan
nest jamais au repos, ni même dans un état de
mouvement laminaire, un état de turbulence domine
ses échanges. Dans certains cas, des profils
verticaux révèlent des structures de petite
échelle (cm) appelées microstructures, tels que
les  doigts de sel . Diffusion
turbulente Le mécanisme principal de transfert
de chaleur est lié à lagitation par les
mouvements turbulents ou convectifs engendrés par
leffet du vent sur la surface ou les flux de
flottabilité (chaleur et précipitations). Ils
entraînent la formation de la couche de mélange
océanique qui est caractérisée par des profils
uniformes des paramètres thermodynamiques T et S
(et autres). Le mélange turbulent est toujours
plus efficace que la diffusion moléculaire.
29
Distribution selon la profondeur 3. Région de
la thermocline
En dessous de la couche de mélange, on peut
encore distinguer deux couches qui différent
nettement par leur stabilité statique Une
couche stable ou la température décroît en
général de façon rapide avec la profondeur. La
forte stabilité statique supprime les mouvements
turbulents ou convectifs, de sorte que le mélange
des propriétés est très lent dans cette couche.
On appelle cette zone de transition la
thermocline permanente, ou bien la pycnocline
permanente pour la densité. Les eaux
profondes relativement homogènes dont les
caractéristiques hydrologiques dépendent de
lorigine de la masse deau. Remarque 1 A
cette structure permanente sajoute pendant lété
une deuxième thermocline variable (saisonnière)
qui apparaît lorsque les eaux de surface se
réchauffent. Remarque 2 Lépaisseur de la
couche mélangée est, à tout instant, déterminée
par la compétition entre les sources dénergie
cinétique et potentielle à la surface et la
dissipation de lénergie turbulente au niveau de
la thermocline. Ces variations en fonction du
temps et du lieu représentent des informations
climatologiques importantes puisque ce paramètre
indique la pénétration dans locéan des
conditions de surface. Les variations annuelles
permet de déterminer le taux de ventilation des
propriétés des masses deau résultant de leurs
échanges avec latmosphère.
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Introduction à la dynamique locéan est-il un
milieu turbulent ?
La diffusion moléculaire qui agit sur des
distances de quelques millimètres influencent peu
les mouvements océaniques de grande échelle, mais
cest bien la turbulence qui assure le transfert
des propriétés physiques dans un fluide. Dans un
écoulement fluide, la turbulence apparaît à
partir dune certaine vitesse critique. En
dessous de cette vitesse, la friction entre les
particules ne perturbe pas lorganisation de cet
écoulement, on parle découlement laminaire. Au
dessus de cette vitesse critique, lécoulement
présente les caractéristiques irrégulières et
chaotiques de la turbulence. Comment savoir si un
écoulement se trouve dans un régime turbulent ou
laminaire ? La transition dun régime à lautre
seffectue en analysant limportance relative des
termes inertiels et des termes visqueux (études
dOswald Reynolds, 1883) Nombre de Reynolds
Re V L / ? où V est la vitesse du courant, L
est une longueur caractéristique et ? est la
viscosité moléculaire (pour leau ? 10-6
m2/s). La transition entre régime laminaire et
régime turbulent se situe pour un nombre de
Reynolds critique autour de 2000. Application
pour la circulation océanique ? Conclusion ?
33
Loi de Newton et application à locéan

• Seconde loi de Newton
• F m a
• ou m est la masse, a laccélération, et F la
  résultante des forces.
• Nature des forces
• Forces internes
• force de pression (à lintérieur du fluide)
• force de Coriolis (due à la rotation de la
  Terre)
• Forces externes
• gravité
• Forces de friction
• dissipation par frottement
• tension exercée par le vent à la surface de la
  mer
• Equation du mouvement en océanographie

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La force de Coriolis
Rotation de la Terre Laccélération dun point
mobil à la surface de la Terre par rapport à un
système daxes fixes est égale à la somme de
laccélération dentraînement (accélération
centripète opposée à la force centrifuge),
laccélération relative et laccélération
complémentaire, dite de Coriolis. Laccélération
de Coriolis a pour expression 2? Vr où ? est le
vecteur porté par laxe de rotation de la Terre
(axe polaire) et de module ?, la vitesse
angulaire de rotation (0.727 10-4 rad/s). Vr est
la vitesse de la particule dans le repère lié à
la Terre. La force de Coriolis est une force
apparente (liée au repère de référence qui est en
général le fond de locéan en rotation solide).
Elle est proportionnelle à la vitesse de la
particule deau et elle est dirigée
perpendiculairement à son déplacement. Elle dévie
le mouvement vers la droite dans lhémisphère
nord et vers la gauche dans lhémisphère
sud. Dans le plan tangent par rapport à la
verticale ascendante la projection de la force de
Coriolis se traduit par 2 ? sin (?) où ? est la
latitude. Cest le paramètre de Coriolis,
f. Valeur numérique à 45 de latitude ? À
léquateur et au pôle ?
35
La force de pression
Cas dun océan homogène en densité
Cas dun océan stratifié le gradient horizontal
de pression présente deux composantes une
composante due à la pente de la surface
(cas homogène) plus une composante due aux
différences horizontales de densité.
36
Rappel des lois physiques de base
Considérations physiques 1 - Ce sont les lois
de conservation qui définissent les équations de
base. Conservation de la masse Equation de
continuité Conservation de lénergie Bilan de
chaleur Conservation de la quantité de Equation
de Mouvement Navier-Stokes Conservation du
moment angulaire Equation de la vorticité (Loi
de la mécanique du point Lois de Newton) 2 -
Ce sont les transferts dénergie qui définissent
la mise en mouvement de locéan Les échanges de
chaleur avec latmosphère Les échanges deau
douce Les effets du vent en surface Les
variations de pression atmosphérique Les
variations de pesanteur
37
Léquilibre géostrophique
Si on considère laccélération de la particule
deau nulle, on a 0 force de
pression force de Coriolis
friction gravité Note On peut négliger
les deux derniers termes de léquation loin des
frontières (à lintérieur de locéan) et pour les
mouvements horizontaux. On arrive à la même
conclusion en analysant lordre de grandeur des
différents termes de léquation pour des échelles
spatiales et temporelles typiques de la
circulation océanique de grande échelle. Les
courants déduits de cette relation sont appelés
courants géostrophiques. Ils sont purement
diagnostiques. ?Lanalyse des courants
géostrophiques nindique pas cependant les
processus qui maintiennent les dénivellations de
la surface de la mer. Dans le cas dun océan
stratifié, le gradient horizontal de pression
diminue avec la profondeur, et éventuellement il
sannule. A cette profondeur on obtient des
courants géostrophiques nuls (en fait très
faibles) et on parle dun niveau de référence nul
(niveau typique gt 1000 m). Si, à partir de ce
niveau de référence, on peut mesurer la hauteur
de surface, on peut en déduire les courants
géostrophiques de surface.
38
Le forçage par le vent
Lorsque le vent souffle à la surface de la mer il
y a transfert dénergie mécanique de latmosphère
vers les couches superficielles de locéan (et
réciproquement). 2 mécanismes sont impliqués dans
ce transfert génération donde de gravité de
surface (vagues) et génération des courants
océaniques. La force résultante de laction du
vent sur la surface de la mer par friction est
appelée tension du vent ? ?air Cd
V10 V10 avec V10 la vitesse du vent (m/s) à
10 m, ?air la densité de lair et Cd le
coefficient de traînée (sans dimension). La
tension du vent sexprime par unité de surface
océanique, en N/m2. Cd dépend de laltitude de la
mesure du vent (convention à 10 m), de la vitesse
du vent et de la stabilité statique dans la
couche limite atmosphérique. Des analyses
empiriques montrent que la tension du vent est
une quantité qui dépend non linéairement du
vent. Application à la circulation
océanique Historique A bord du navire
océanographique Fram, Fridtjof Nansen nota, à la
fin du 19ieme siècle, que le déplacement des
icebergs dans locéan Arctique nétait pas dans
le sens du vent, mais présentait un angle entre
20 et 40 vers la droite par rapport à la
direction du vent. Walfrid Ekman, son étudiant,
étudiera de façon plus théorique léquilibre
entre la tension du vent et la force de Coriolis.
Ce sont les courants dEkman.
39
La théorie dEkman
Énoncé Pour un vent constant soufflant au
dessus dune couche océanique homogène, de
profondeur infinie et sans frontières, le courant
résultant de cette action se situe à 45 de la
direction du vent et à droite dans lhémisphère
nord (à gauche dans lhémisphère sud). Le courant
est maximal en surface et décroît de façon
exponentiel sur une profondeur donnée, la couche
dEkman, de lordre de 50 à 200 m. En dessous de
la surface, la couche deau subit de façon
similaire le même équilibre des forces, et se
situe par conséquent à 45 du courant au dessus
on a formation dune spirale en fonction de la
profondeur. Ordre de grandeur des courants
générés par le vent 2-3 du vent. Application
à locéan réel Bien entendu, les hypothèses de
travail prises par Ekman ne sont pas réalistes.
Dans locéan, les conditions de turbulence et la
densité ne sont pas constantes, en particulier
dans les couches superficielles. Néanmoins,
certaines de ces variations peuvent être prise en
considération et la logique du calcul reste
similaire. Lobservation des courants dEkman
reste difficile à cause des autres mouvements,
les courants inertiels par exemple. Effet global
du vent si on intègre les courants dEkman
suivant la verticale on obtient une estimation
directe de ces courants sur la circulation des
couches superficielles u ?y / hek ? f v
?x / hek ? f Conséquences ?
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Applications de la théorie dEkman
Application 1 pompage dEkman (vitesse
verticale) La variabilité spatiale des vents à la
surface induit des variations spatiales du
transport dEkman qui se traduisent par des
convergences ou des divergences des courants
horizontaux. Par application de la loi de
conservation de la masse, ces mouvements
induisent des mouvements verticaux. On exprime ce
pompage dEkman avec les courants moyennés par
w(0) - rot (? / ? f ) Que se passe t-il
vers léquateur ? La limite de linfluence de la
circulation générée par le vent est de lordre de
800 m. Application 2 résurgence deau côtière
(coastal upwelling). Le transport dEkman
seffectuant perpendiculairement au vent, il y a
nécessairement remontée deau des couches
profondes lorsquun vent souffle parallèlement à
une côte. Ces eaux sont plus froides que les eaux
avoisinantes et sont visibles sur des images
satellites. Du fait que ces eaux sont aussi
riches en nutriments elles permettent un fort
développement de la biomasse marine. Les
principales zones dupwelling se situent près des
côtes du Pérou, de la Californie, de Somalie, de
la Mauritanie et de la Namibie. Application 3
zones de convergence/divergence et niveau de la
mer (voir aussi TD).
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Implication pour la circulation générale (1)
Les mouvements de convergence/divergence liés aux
transports dEkman implique que le niveau de la
mer augmente/diminue de façon similaire. En
dessous de la profondeur dEkman, les particules
deau subissent alors les gradients de pression
et on retrouve léquilibre géostrophique. Puisque
ces colonnes deau sont compressées ou détendues
et quelles doivent par ailleurs conserver leur
moment angulaire (liée à la rotation de la
Terre), ceci entraîne un ralentissement/accélérati
on de son taux de rotation. Puisquon ne peut pas
augmenter continuellement les mouvements de
rotation il résulte, en moyenne, un déplacement
des particules deau en latitude. En
océanographie, on traduit ce phénomène par la
conservation de la vorticité potentielle. Cet
équilibre qui met en mouvement lintérieur de
locéan a été mis en évidence par Harald Sverdrup
en 1947. Le transport de Sverdrup à grande
échelle qui en résulte est dirigé vers léquateur
dans les régions subtropicales de convergence et
vers le pôle dans les régions de
divergence. Cette relation sexprime par V
1/? rot (? ) où ? représente la variation de
f avec la latitude (effet ?).
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45
Implication pour la circulation générale (2)
Mise en évidence simple des courants de retour
En équilibre stationnaire, si on a un
transport vers le sud compensant la convergence
de masse liée aux courants dEkman, ce transport
doit être compensé par un courant de retour vers
le nord (équation de continuité et puisquil ny
a pas de flux compensatoire possible dans la
couche de surface). Ce courant de retour doit
être suffisamment étroit et intense pour ne pas
subir les mêmes dynamiques que le centre des
gyres. Le courant de retour sera dit
 agéostrophique  et sera influencé par les
non-linéarités et/ou la dissipation (force de
friction). Il est naturel de lidentifier aux
courants intenses observés sur le bord ouest des
océans, tel que le Gulf Stream et le
Kuroshio. Pour expliciter la dynamique de ces
grands courants, il est nécessaire de prendre en
compte les effets de friction qui avaient été
négligé jusquà présent. Certaines
caractéristiques de ces courants sont mise en
évidence avec la théorie de Stommel et le modèle
de Munk.
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Applications à locéan Atlantique équatorial
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Dynamique équatoriale
Equateur
Application de la relation de Sverdrup Peut-on
expliquer la présence du contre-courant
équatorial avec cette relation ?
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(No Transcript)
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EQUALANT 1999
EQUALANT 2000
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(No Transcript)
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(No Transcript)
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(No Transcript)
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Echanges océan-atmosphère
Bilan de chaleur de locéan Si la principale
source de chaleur des mouvements océaniques est
le rayonnement solaire, la surface des océans
émet aussi un rayonnement vers latmosphère. Si
on considère une masse deau à léquilibre, la
somme des flux entrants (gt0) et des flux sortants
(lt0) représente le bilan de chaleur. Termes du
bilan et ordre de grandeur Moyenne
Variations Flux de chaleur solaire Qsr 150 80
à 200 Flux de chaleur infrarouge Qir -50 lt
10 Flux de chaleur sensible Qh -10 0 à
40 Flux de chaleur latente Qe -90 -50 à
160 Pour une parcelle deau donnée dans
locéan et à un instant donné le bilan de chaleur
est donné par ? Cp ? T/ ?t dz Qsr Qir
Qe Qh QT Que représente le dernier terme
qui ferme le bilan ?
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Les échanges océan-atmosphère Flux de chaleur
dû au rayonnement solaire

• Le flux de chaleur du au rayonnement solaire
  représente la quantité dénergie solaire qui
  après avoir traversé latmosphère pénètre dans
  locéan.
• Formulation simple
• Qsr Ta C (1-A) cos(?s)
• où Ta représente le coefficient de transmission
  de latmosphère, C la constante solaire, A
  lalbédo et ?s lincidence du soleil par rapport
  au zénith.
• Application numérique calculer Qsr pour
• une atmosphère sans nuage (Ta0.9) avec le
  soleil au zénith
• une atmosphère nuageuse (Ta0.1) avec le soleil
  à 40 du zénith
• la nuit pour une atmosphère sans nuage et
  nuageuse

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Les échanges océan-atmosphère Flux de chaleur
infrarouge
Cest le flux de chaleur de grande longueur
donde qui représente la différence entre le flux
de chaleur rayonné par la surface de la mer en
direction de latmosphère et le flux de chaleur
rayonné par latmosphère vers la mer. Ce flux est
donc fonction de la température de chacun des
corps rayonnant et dépends aussi de la nature de
ces corps (émissivité). Globalement, le flux
radiatif de grande longueur donde entraîne un
refroidissement des océans qui cèdent ainsi un
tiers de lénergie reçue par rayonnement solaire.
Une faible part est absorbée par latmosphère
(effet de serre) et la plus grande partie est
rayonnée directement vers lespace.
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Les échanges océan-atmosphère Flux de chaleur
sensible
Cest le flux de chaleur résultant des échanges
entre la mer et latmosphère par conduction et
convection thermique (contact). La chaleur cédée
ou reçue par locéan est fonction du gradient
vertical de température entre les deux
milieux. Qh - Cp K ( dT / dz ) où K est le
coefficient de conductivité thermique de lair et
Cp la chaleur spécifique de lair à pression
constante. Note quand locéan est plus chaud
que lair, lair en contact avec locéan se
réchauffe et monte cest la convection
atmosphérique qui entretient alors un
renouvellement dair frais et donc les échanges
de chaleur. Dans le cas opposé, lair refroidit
et stagne, les échanges de chaleur s effectue
plus lentement à léchelle moléculaire.
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Les échanges océan-atmosphère Flux de chaleur
latente
Cest le flux de chaleur du à lévaporation. Pour
que lévaporation se produise il faut que locéan
fournisse une quantité de chaleur appelée chaleur
latente de vaporisation, L 2474 kJ/kg à 20C
pour leau pure. Note A cause de cette valeur
et des valeurs importantes du taux dévaporation
(environ 1,2 m par an sur l ensemble des océans)
ce flux représente la première cause de
refroidissement des océans.
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(No Transcript)
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Les échanges océan-atmosphère Bilan net de
chaleur
Le bilan net de chaleur à la surface des océans
sobtient en sommant les différents flux de
chaleur. Les incertitudes de ce bilan restent
assez importantes pour certaines régions du globe.
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Variabilité interannuelle
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Analyse statistique en composante principale des
températures et de la tension du vent de surface
pendant la période 1963-1987.
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Influences internes et externes à locéan
Atlantique équatorial
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Bibliographie
Océans et atmosphères. Collectif, 1996.
Collection synapes. Hachette. Locéanographie
physique. M. Revault dAllones, 1992. Collection
Que Sais-Je. PUF. La machine océan. J.-F.
Minster, 1997. Flammarion Champs Océanographie
Régionale. P. Tchernia, 1978. ENSTA
editions. Descriptive physical oceanography.
G. Pickard and W. Emery, 1990. Butterworth
Heinemann éditeurs. Atmosphere-ocean dynamics.
A. E. Gill, 1982. Academic Press. Regional
Oceanography an introduction. M. Tomczac and J.
S. Godfrey, 1994. Pregamon Press. Climate
Dynamics of the Tropics. S. Hastenrath, 1991,
Kluwer Academic.