Etudes et évaluation de processus océaniques par des hiérarchies ...
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20 CHAPITRE 3. DYNAMIQUE OCÉANIQUE ET NOTION D’ECHELLE inject. d’énergie ←cascade d’énergie inverse← (10 7 m) −1 inst. bc/bt geostrophie turbulence QG ? ? ? (10 5 m) −1 ? ? ? turb. rot. strat. dissip. d’énergie turb. 3D ? ? ? ?→cascade d’énergie directe→ ✲ k (10m) −1 (10 −2 m) −1 Fig. 3.4 – Processus physiques principaux (première ligne) ; modèles mathématiques adaptés (deuxième ligne) ; transport d’énergie (troisième ligne). Les points d’interrogations montrent la subméso échelle inexplorée. tel-00545911, version 1 - 13 Dec 2010 dynamique à ces échelles est aujourd’hui en grande partie inexplorée, son étude présente un défi formidable en recherche de l’océanographie physique pour les décennies à venir. Pour la circulation d’overturning le rôle de la subméso-échelle est encore amplifié car la dynamique subméso-échelle a un effet direct sur sa dynamique à l’échelle globale. Récemment des simulations numériques ont révélé que certains aspects à long terme et à grande échelle sont dominés par des processus non-hydrostatiques fortement localisés en temps et en espace. L’exemple est la circulation d’overturning de l’Atlantique du Nord dominée par la convection en mer de Labrador et de Norvège ainsi que par le courant gravitaire passant par le Détroit du Danemark (Willebrand et al. 2000). La localisation est telle qu’une représentation explicite de tels phénomènes dans des modèles numériques de la circulation globale semble impossible même dans un futur lointain. La plongée des eaux denses, car froides et riches en sel, dans les hautes latitudes se fait dans un processus convectif sur des régions de plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre, appelés cheminées, qui sont composées de panaches convectifs mesurant quelques centaines de mètres en diamètres seulement (voir section 4.4 et 4.5 ). La simulation réaliste des panaches convectifs nécessite donc des résolutions bien inférieures à 100m dans les directions horizontales et verticale. Quand ces masses d’eau denses rencontrent la topographie, des courants gravitaires sont créés, dont la dynamique est gouvernée par des processus turbulents à petites échelles, de l’ordre d’un mètre (voir section 4.7). L’épaisseur de la veine d’eau dense dans des courants gravitaires est autour de 100m incluant une couche d’Ekman de l’ordre de 10m et les structures dominantes de l’entraînement par instabilité de Kelvin-Helmholtz ont une épaisseur autour de dix mètres et une extension horizontale inférieure à 100m. Jusqu’ ici on a considéré que la descente des masses d’eau denses vers les profondeurs de l’océan, ce qui ne représente qu’une partie de la circulation thermohaline. La suite du parcours des masses d’eau est moins étudiée à ce jour et plus incertaine. Ces eaux poursuivent leurs parcours dans la forme d’un courant de bord ouest profond (DWBC) dont la dynamique est encore peu étudiée. La remontée de ses masses d’eau est à ces jours encore mal comprise. Plusieurs processus subméso-échelle sont supposés de jouer un rôle important, comme la dynamique côtière, l’instabilité symétrique, la dynamique de la couche de mélange et le déferlement des ondes internes, pour citer que quelques-uns.
3.2. PROCESSUS SUBMÉSO ECHELLES ET LEURS ACTIONS 21 3.2 Processus subméso echelles et leurs actions tel-00545911, version 1 - 13 Dec 2010 La représentation précise des champs de température et de salinité dans l’océan et de leurs évolutions au cours du temps est cruciale pour la détermination de la dynamique des océans sur toutes les échelles spatiales et temporelles ainsi que la dynamique du climat. Comme une grande partie de l’océan est fortement stratifié les processus avec une forte advection ou un mélange dans la direction verticale sont essentiels pour l’évolution du champ thermohalin. La dynamique à grande échelle montre des vitesses horizontales plusieurs ordres de magnitude supérieur aux vitesses verticales. Cette anisotropie résulte principalement de trois propriétés de la circulation océanique : la première est géométrique, la faible profondeur des océans comparée à leurs extension horizontale amenant à des structures plates. La deuxième est la forte stratification dans la direction verticale, sur une majeur partie des océans, inhibant les échanges dans cette direction. La troisième, la rotation terrestre, agit comme expliqué par le théorème de Taylor-Proudman-Poincaré (Colin de Verdière 2002) et inhibe les vitesse verticales, même dans le cas où l’approximation traditionnelle, qui néglige la composante horizontale du vecteur de rotation terrestre et rend le vecteur de rotation parallèle à la verticale, n’est pas appliquée (Wirth & Barnier 2008). Pour la dynamique à petite échelle, ces contraintes concernant les vitesses verticales sont moindres. La contrainte géométrique disparaît à des échelles horizontales comparables à la profondeur. Dans un écoulement turbulent l’importance de la stratification est moindre pour une dynamique en dessous de l’échelle d’Ozmidov, à laquelle l’accélération par la flottaison est égale à l’accélération inertielle. L’échelle de temps caractéristique associé aux petites échelles est souvent inférieure à l’inverse du paramètre de Coriolis, les contraintes liée à la rotation terrestre sont alors moindres et les vitesses verticales se développent plus librement. C’est ainsi que les vitesses verticales sont plus prononcées aux petites échelles. Une variété de processus à petite échelle pouvant amener à un transport vertical considérable ont déjà été identifiés : – la convection – les courants gravitaires – l’instabilité symétrique – le déferlement des ondes internes – la dynamique de la couche de mélange – la dynamique côtières et effet de la topographie – la dynamique et l’instabilité des fronts – la turbulence tri-dimensionnelle à petite échelle. La liste n’est pas exhaustive, la recherche pour des nouveaux processus amenant à des vitesses verticales considérables doit être faite par l’analyse et la comparaison des données d’observations, de laboratoires, des modèles numériques et des approches analytiques. Les phénomènes non-hydrostatiques sont aussi déterminants pour la bio-géochimie, notamment pour le cycle et le stockage du carbone. Les processus dans la couche de mélange sont déterminants pour la dissolution du carbone. La convection profonde et
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La représentation précise <strong>de</strong>s champs <strong>de</strong> température <strong>et</strong> <strong>de</strong> salinité dans l’océan <strong>et</strong> <strong>de</strong><br />
leurs évolutions au cours du temps est cruciale pour la détermination <strong>de</strong> la dynamique <strong>de</strong>s<br />
océans sur toutes les échelles spatiales <strong>et</strong> temporelles ainsi que la dynamique du climat.<br />
Comme une gran<strong>de</strong> <strong>par</strong>tie <strong>de</strong> l’océan est fortement stratifié les <strong>processus</strong> avec une forte<br />
advection ou un mélange dans la direction verticale sont essentiels pour l’évolution du<br />
champ thermohalin. La dynamique à gran<strong>de</strong> échelle montre <strong>de</strong>s vitesses horizontales plusieurs<br />
ordres <strong>de</strong> magnitu<strong>de</strong> supérieur aux vitesses verticales. C<strong>et</strong>te anisotropie résulte principalement<br />
<strong>de</strong> trois propriétés <strong>de</strong> la circulation océanique : la première est géométrique,<br />
la faible profon<strong>de</strong>ur <strong>de</strong>s océans com<strong>par</strong>ée à leurs extension horizontale amenant à <strong>de</strong>s<br />
structures plates. La <strong>de</strong>uxième est la forte stratification dans la direction verticale, sur<br />
une majeur <strong>par</strong>tie <strong>de</strong>s océans, inhibant les échanges dans c<strong>et</strong>te direction. La troisième,<br />
la rotation terrestre, agit comme expliqué <strong>par</strong> le théorème <strong>de</strong> Taylor-Proudman-Poincaré<br />
(Colin <strong>de</strong> Verdière 2002) <strong>et</strong> inhibe les vitesse verticales, même dans le cas où l’approximation<br />
traditionnelle, qui néglige la composante horizontale du vecteur <strong>de</strong> rotation terrestre<br />
<strong>et</strong> rend le vecteur <strong>de</strong> rotation <strong>par</strong>allèle à la verticale, n’est pas appliquée (Wirth & Barnier<br />
2008).<br />
Pour la dynamique à p<strong>et</strong>ite échelle, ces contraintes concernant les vitesses verticales<br />
sont moindres. La contrainte géométrique dis<strong>par</strong>aît à <strong>de</strong>s échelles horizontales com<strong>par</strong>ables<br />
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moindre pour une dynamique en <strong>de</strong>ssous <strong>de</strong> l’échelle d’Ozmidov, à laquelle l’accélération<br />
<strong>par</strong> la flottaison est égale à l’accélération inertielle. L’échelle <strong>de</strong> temps caractéristique<br />
associé aux p<strong>et</strong>ites échelles est souvent inférieure à l’inverse du <strong>par</strong>amètre <strong>de</strong> Coriolis,<br />
les contraintes liée à la rotation terrestre sont alors moindres <strong>et</strong> les vitesses verticales se<br />
développent plus librement. C’est ainsi que les vitesses verticales sont plus prononcées<br />
aux p<strong>et</strong>ites échelles.<br />
Une variété <strong>de</strong> <strong>processus</strong> à p<strong>et</strong>ite échelle pouvant amener à un transport vertical<br />
considérable ont déjà été i<strong>de</strong>ntifiés :<br />
– la convection<br />
– les courants gravitaires<br />
– l’instabilité symétrique<br />
– le déferlement <strong>de</strong>s on<strong>de</strong>s internes<br />
– la dynamique <strong>de</strong> la couche <strong>de</strong> mélange<br />
– la dynamique côtières <strong>et</strong> eff<strong>et</strong> <strong>de</strong> la topographie<br />
– la dynamique <strong>et</strong> l’instabilité <strong>de</strong>s fronts<br />
– la turbulence tri-dimensionnelle à p<strong>et</strong>ite échelle.<br />
La liste n’est pas exhaustive, la recherche pour <strong>de</strong>s nouveaux <strong>processus</strong> amenant à <strong>de</strong>s<br />
vitesses verticales considérables doit être faite <strong>par</strong> l’analyse <strong>et</strong> la com<strong>par</strong>aison <strong>de</strong>s données<br />
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Les phénomènes non-hydrostatiques sont aussi déterminants pour la bio-géochimie,<br />
notamment pour le cycle <strong>et</strong> le stockage du carbone. Les <strong>processus</strong> dans la couche <strong>de</strong><br />
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