Production et dispersion des eaux mélangées en zones stratifiées côtières 

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Périodes d’intérêt pour l’étude

Les images satellites en trop faible quantité sur la zone de la Mer d’Iroise ne permettent en général pas de suivre l’évolution du front suffisamment longtemps. Les sorties de simula-tion, en revanche, permettent d’identifier certains épisodes caractéristiques de l’évolution du panache d’eaux mélangées. Des périodes d’extensions remarquables ont été relevées sur l’année 2009 afin d’identifier les mécanismes responsables du schéma de dispersion observé. Notons parmi celles-ci :
– La période du 21/05/2009 au 03/06/2009 de fin de printemps pendant laquelle le front se forme pour la période estivale, son extension est d’abord mal délimitée et couvre la
Manche, puis une délimitation plus nette apparaît longeant la côte vers le Nord-Est, référencée en tant que Pf orm par la suite.
– La période du 04/08/2009 au 23/08/2009 pendant laquelle le front est bien délimité (contrairement à la période Pf orm) et suit une extension Nord-Est suivant les isobathes. Une particularité de cette période est la propagation de méandres au sud des zones
de mélange précédemment définies de la Chaussée du Raz de Sein (CS) et de l’Ile d’Ouessant (IO). Cette période est référencée en tant que PSud par la suite.
– La période du 04/09/2009 au 23/09/2009 pendant laquelle le front de surface se déplace
rapidement d’Est en Ouest et s’étire ensuite vers les Îles Scilly au Nord, et référencée en tant que PN ord par la suite.
5.2.1 La délimitation progressive du front
La Fig. 5.2(a) illustre une image satellite exploitable sur la période Pf orm . On peut noter que l’aire couverte par l’eau froide en surface est très étendue, et que la tempé-rature ne dépasse pas les 16◦C sur la zone Iroise. L’image est prise de nuit. Une telle extension est difficilement explicable par une dispersion des eaux homogènes provenant des zones de mélange. En effet le front est normalement peu formé avant le mois de Juin, la stratification étant encore faible par rapport à la stratification d’été. L’image satellite Fig. 5.6(a) montre un panache très peu développé en fin Juin 2008 (le 24 Juin 2008) et est plus typique d’une SST de début d’été. La Fig. 5.2(b) représente la sortie modèle le même jour à la même heure (une sortie du même jour à midi ne montre pas de diffé-rence significative d’extension). Durant cette période, les eaux sur le Nord du plateau restent homogènes verticalement, et les fronts thermiques se forment essentiellement par la circulation à grande échelle (remontée des eaux plus chaudes du Sud jusque vers la mer d’Iroise par exemple). Les sorties de modèle montrent que la limite frontale est mal définie en début de période, puis apparaît plus clairement en début Juin, longeant la côte vers le Nord-Est. Les premières limites frontales de fin de printemps début d’été
Chapitre 5. Etude en configuration réaliste du front d’Ouessant. 105
apparaissent en effet à la côte, où la faible profondeur et le brassage constant des masses d’eaux dû à la marée laissent la colonne d’eau homogène tandis que les zones environ-nantes, par plus grands fonds, se stratifient en surface. La limite frontale devrait donc être visible en surface, mais nettement moins marquée en profondeur sur cette période.

La propagation de méandres vers le Sud

Les sorties modèle montrent sur la période du 04.08.2009 au 23.09.2009 un développement d’instabilités se propageant vers le Sud sur les figures Fig. 5.3(b), 5.3(d), 5.4(b) et 5.4(d). La série temporelle complète montre une avancée progressive de ces méandres vers le Sud sur toute la période. Les Fig. 5.3(a), 5.3(c), 5.4(a) et 5.4(c) illustrent des images satellites exploitables sur la période PSud. Le front suit globalement les isobathes en direction du Nord-Est. Des filaments sont visibles vers le Sud sur la figure 5.2(c) et partant du Sud du front vers l’Ouest plus tard dans le mois. Le développement d’instabilités vers le Sud est donc exagéré dans le modèle, mais il reste une particularité de cette période. Les images satellites Fig. 5.6(b) et 5.7(b) montrent une propagation d’instabilités vers le Sud ayant lieu durant les mois d’Août 2008 et 2010. Il est intéressant d’étudier le phénomène dispersif responsable de cette « coulée » d’eau froide vers le sud.

Le déplacement du front d’Est en Ouest

Les sorties modèles montrent sur la période du 04.09.2009 au 23.09.2009 un déplacement progressif d’Est en Ouest du front initialement développé vers le Nord-Est. Sur la même période les méandres encore présents vers le Sud se retirent peu à peu. Les Fig. 5.4(c), 5.5(a) et 5.5(c) sont les données satellites exploitables sur cette période ( voir les sorties de modèle associées Fig. 5.4(d), 5.5(b) et 5.5(d) ). Les images satellites NOAA-NAR Fig. 5.6(b) et 5.7(b) montrent une localisation du front similaire en Septembre 2008 et Septembre 2010.
La propagation de méandres vers le Sud et le déplacement du front d’Est et Ouest sont visibles en 2008 et 2009 à la même période, ce qui suggère une corrélation de ces évolu-tions du front avec des événements saisonniers. Il serait cependant nécessaire d’analyser plusieurs années de données et de sorties de simulation pour identifier de façon sta-tistique une évolution caractéristique du front avec des extensions typiques de fin de printemps/début d’été, de milieu, et de fin d’été. Cette étude se limite à rechercher grâce à la modélisation les paramètres responsables des évolutions décrites précédemment sur 2009.

Outils et méthodes

Présentation du modèle HYCOM

Les résultats présentés ici sont obtenus avec le code HYCOM (Hybrid Coordinates Ocean Model) du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (SHOM) sur la ma-quette Golfe de Gascogne et Manche, avec une résolution de 1,7 km. Les flux atmosphé-riques sont des flux du centre Européen ECWMF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) à 6 heures. Les composantes de marée forcées dans le modèle sont les semi-diurnes M2, N2, S2 et K2 (Pichon and Correard [2006], voir section 5.3.3) issues du modèle Mog2D (modèle 2D d’ondes de gravité, barotrope, non-linéaire et à intégra-tion temporelle, dérivé de Lynch and Gray [1979], Carrere and Lyard [2003]). Le modèle est forcé en condition initiale et aux limites par les sorties (tous les 7 jours) du modèle Mercator psy3v2 de 2008 (pour la condition initiale) à 2010. Une discrétisation verticale de 32 couches est utilisée.
Le code HYCOM du SHOM modélise la dynamique océanique en résolvant les équations de conservation de la masse (Eq.5.1), du bilan de la quantité de mouvement (Eq.5.2 et Eq.5.3), une équation d’évolution des traceurs (le traceur θ étant choisi parmi la salinité, la température ou la densité) (Eq.5.4), et l’équation de l’équilibre hydrostatique (Eq.5.5) (Bleck [2002]). On définit également le potentiel de Montgomery M (Eq.5.6) (Assenbaum [2005]). Ces équations sont exprimées en coordonnées généralisées s comme suit (Baraille and Filatoff [1995] ) :
∂th + ∂xhU + ∂y hV + ∂sω = H s (5.1)
∂tU + U ∂xU + V ∂y U − f V + ω∂pU = −∂xM + p∂xα − ∂p (gτx) + Fx (5.2)
∂tV + U ∂xV + V ∂y V + f U + ω∂pV = −∂y M + p∂xα − ∂p (gτy ) + Fy (5.3)
∂tθ + U ∂xθ + V ∂y θ + ω∂z θ = H θ (5.4)
∂sp = −ρg∂sz (5.5)
M = gz + pα (5.6)
On note :
– α = ρ−1 le volume spécifique,
– τx et τy sont les tensions de vent en surface,
– Fx et Fy les forces de frottement,
– h = ∂sp = −ρg∂sz l’épaisseur de couche entre deux niveaux s,
– ω = h (∂ts + U ∂xs + V ∂y s), le flux de masse vertical à travers une surface s
La coordonnée généralisée s (Bleck and Boudra [1981]) permet d’adapter le système de coordonnées de HYCOM en système de coordonnées hybrides pouvant passer d’une dis-crétisation géopotentielle en z dans la couche de mélange à une discrétisation isopycnale dans l’océan profond, et à une discrétisation en coordonnées sigma (coordonnées suivant le relief du fond) dans les zones de faible profondeur. La technique du time-splitting est utilisée dans HYCOM. Elle permet de représenter les ondes de gravité de surface, très rapides, sans pénaliser l’intégration du modèle par un pas d’intégration très petit sur l’ensemble des équations. Les mouvements sont ainsi séparés en un mode barotrope rapide pour lequel les équations sont exprimées en deux dimensions (intégrale verticale) et un mode barocline lent et tridimensionnel. La paramétrisation du mélange choisie est la paramétrisation de Large (Large et al. [1994]), KPP (K-Profile Parametrization). Elle utilise les forçages thermodynamiques de surface et les caractéristiques de l’écoulement pour déterminer l’épaisseur de la couche limite de surface par l’atteinte d’un nombre de Richardson critique fixé à 0.3 ici. Les profils verticaux des coefficients de diffusion sont calculés et la diffusion est faite sur les termes de vitesse, salinité et température. On considère par ailleurs une friction de fond quadratique (avec un coefficient Cd = 3.10−3) et répartie sur une épaisseur de couche de fond de 10m (une paramétrisation du mélange au fond du même type que KPP, KPPbottom, existe mais n’est pas utilisée ici). Les viscosités et diffusivités maximales dues au cisaillement sont fixées à 5.10−3 m2/s, et les viscosité et diffusivité d’interaction entre les ondes internes et le milieu ambiant sont fixées à des valeurs constantes, respectivement 10−4 m2/s et 10−5 m2/s.

Détermination de la limite frontale, filtre de Scharr

Un front de fin de printemps et un front de milieu d’été n’ont pas le même gradient de température. De plus les sorties de modèle représentent souvent correctement le schéma de dispersion mais avec globalement des biais de 0.5◦ à 1◦ C de moins que les images satellite (voir les figures de la section 5.2). Ces biais sont a priori dus à des biais sur les flux atmosphériques (non corrigés ici). Les graphes Fig. 5.8(b) à 5.8(d) montrent une comparaison entre les SST modèle et insitu en un point fixe (cf Fig. 5.8(a)) et sur une année, avec les flux Arpège (les flux utilisés ici sont les flux du centre Européen). Elle montre un biais persistant en hiver quand les eaux sont homogènes. Ce biais ne peut donc pas être attribué à un excès de mélange vertical, mais vraisemblablement soit à une erreur initiale qui peine à se résorber, soit à un biais systématique des flux atmosphériques sur cette zone. Le calcul du gradient de température permet en revanche de suivre les déplacements du front de façon satisfaisante. Les champs de SST sont donc traités de même qu’une image standard, par une méthode de détection frontale.
Un filtre médian permet d’effectuer un premier lissage du bruit. Un filtre de gradient de température est ensuite passé sur une fenêtre de 3X3 cellules. L’opérateur de déri-vation centrale standard s’écrit Ds = 21 −1 0 1 mais il a l’inconvénient de lisser le gradient dans la direction de différentiation et pas dans la direction perpendiculaire. Des opérateurs dérivatifs plus optimisés comme les filtres de Sobel consistent à convoluer un opérateur lissant de la forme Lsob = 14 1 2 1 et Ds. Le lissage est alors effectué également dans le sens opposé à la différentiation. Jähne et al. [1999] et Weickert and Scharr [2002] ont dérivé un opérateur basé sur ce principe mais se rapprochant encore davantage des propriétés d’invariance rotationnelle recherchées. Le filtre de Scharr est défini par la convolution de l’opérateur LSch = 161 3 10 3 et de Ds, ce qui permet d’obtenir les opérateurs Fx et Fy tels que : Fx = 1 − 3 0 3 ; Fy = 1 0 0 0

Traceurs d’eau mélangée dans HYCOM

Des traceurs sont utilisés dans cette étude afin de suivre la dispersion des masses d’eau mélangée produite dans les zones d’homogénéisation. L’objectif est de montrer que ces eaux, de part leur densité et les mécanismes dispersifs étudiés au chapitre 3, tendent à se disperser en subsurface et à épaissir la thermocline, catalysant ainsi la signature d’eaux froides à tempérées en surface lors du brassage dans la couche de surface.
Des zones de brassage permanent, i.e. des zones où la colonne d’eau est maintenue qua-siment homogénéisée, peuvent être définies à l’aide du critère de Simpson Hunter. Rap-pelons que ce critère, qui ne rend pas compte des phénomènes advectifs et des conditions atmosphériques, permet alors de délimiter des zones de fort mélange dont l’intensité ne dépend que de paramètres fixes (topographie) ou cycliques et prévisibles (marée). Une part majoritaire du brassage, suffisante pour homogénéiser la colonne d’eau, y est donc maintenue localement indépendamment des processus non constants (vents, courants …). Le champ de vitesse pris pour le calcul du critère est une moyenne sur la seconde période (allant du 04 Août 2009 au 23 Août) du champ de vitesse barotrope, et le critère limite est choisi à Scrit = 2.5 3. La Fig. 5.23 montre la zone globale ainsi définie et comprenant trois ZMP distinctes correspondant aux zones de fort brassage autour des Iles Scilly (en vert), au niveau des Iles d’Ouessant(en bleu), et autour du Raz de Sein (rouge).
Les traceurs passifs sont maintenus à une valeur de 1 dans la zone globale sur toute la verticale et subissent, une fois sortis de cette zone, des processus advectifs et diffusifs. Les eaux produites dans l’ensemble de la zone de mélange déterminée par le critère de Simpson Hunter ( i.e. contenant les trois ZMP identifiées précédemment) sont suivies grâce à une variable de type traceur sur la zone globale, T rglobal, tandis qu’une variable de type traceur individuelle pour chacune des trois ZMP ( T rScilly , T rSein et T rOuessant) permet d’étudier la dispersion des eaux mélangées par source.
Afin de partir d’une situation dynamiquement neutre, la simulation débute au 02 Mars 2009 ; la colonne d’eau est alors homogène et le front non formé. Elle s’arrête le 01 Octobre 2009. Il est à noter que les frontières du domaine au Nord sont rapidement atteintes par les traceurs (notamment provenant des Iles Scilly), ce qui tend à saturer la zone d’étude. Les figures Fig. 5.24(a), Fig. 5.24(c) et Fig. 5.24(e), et Fig. 5.24(b), Fig. 5.24(d) et Fig. 5.24(f) montrent l’état du traceur T rglobal en surface et dans la thermocline en début (second pas de temps), en milieu et en fin de simulation (les 03/03/09, 04/08/09, et 3 Différentes variables de vitesse (champ barotrope moyenné sur un cycle de marée, minimum de vitesse…) ont été choisies dans la littérature pour représenter les limites frontales, néanmoins le but ici n’est pas de déterminer les limites frontales mais des zones de fort mélange. La valeur limite du critère et la fenêtre temporelle de moyennisation relèvent donc d’un choix correspondant à un compromis, pour une ZMP donnée, entre faible volume et homogénéisation complète de la colonne d’eau.
01/10/09 ) correspondant à une situation hivernale, à un front formé, et à la fin d’exis-tence du front. Les figures Fig. 5.24(c) et Fig. 5.24(d) montrent une bonne corrélation entre les contours de température et le panache d’eau froide, ainsi qu’un champ de tra-ceurs légèrement plus étendu dans la thermocline, suggérant une pénétration des eaux mélangées préférentiellement dans la thermocline.
La diffusion verticale tend à diffuser les traceurs verticalement au dessus et en dessous de la thermocline. Ce processus rend difficile la mise en évidence de ces processus de dispersion des eaux mélangées en subsurface, car leur infiltration au niveau de la ther-mocline est alors moins évidente, notamment dans les eaux côtières où la limite de la couche de mélange de fond se rapproche de la thermocline. Les figures 5.25(a) (coupe X=5.08W,Y=47N :50N) et 5.25(b) (coupe X=6W :4.7W,Y=48.47N) représentent des coupes en latitude et longitude passant par Ouessant du traceur global et des contours de température au 04/08/09, et lorsque les traceurs ne sont plus soumis à la diffusion verticale (simulation HYCOM complémentaire à l’étude et dans laquelle les variables tra-ceurs n’entrent pas dans la boucle de diffusion verticale KPP). On y voit une propagation des traceurs (et donc des eaux mélangées) en subsurface au niveau de la thermocline, ce qui corrobore l’hypothèse faite en début de chapitre. La figure Fig.5.25(c), qui est à rapprocher de la figure Fig.5.25(b) montre, à la même date et pour la coupe Nord-Sud les traceurs par source (T rglobal en dégradé de gris, T rScilly en vert, T rOuessant en bleu, et T rSein en rouge). On y voit que les eaux de Sein et d’Ouessant ont des propriétés de flottabilité similaires et tendent à se mélanger et à plonger en subsurface. Les eaux des Scilly, moins denses, ne se mélangent pas aux précédentes. Elles plongent également en subsurface mais restent au dessus des eaux produites plus au Sud. L’hypothèse de la dispersion et l’infiltration d’eaux tempérées à froides au niveau de la thermocline étant ainsi validée, nous garderons la diffusion verticale sur les traceurs dans la suite.
De même que lors des études académiques, il est possible d’étudier, pour chaque source de traceur T rSOURCE parmi T rglobal, T rScilly , T rSein et T rOuessant, la production d’eau mélangée dans le domaine au travers du calcul de sa concentration C(t)SOURCE normalisée par la concentration initiale, et du taux de production τprodSOURCE (t), définis dans l’Eq. 5.15, et indépendant des volumes des ZMP sources. Cette normalisation permet de comparer les productions des différentes ZMP. Les concentrations et taux de production instantané et moyen obtenus sont montrés sur les figures Fig.5.26 et Fig.5.28 et le tableau 5.27

L’extension au Sud

L’évolution frontale se décompose en plusieurs phases dépendant de la zone observée (voir Fig. 5.43 à 5.48) et que l’on va essayer d’expliquer grâce aux données de vent, flux, vitesses résiduelles et champs de température :
– Au Nord, et sur l’ensemble de la période, les deux fronts de surface et de subsurface sont légèrement décalés avec un gradient thermique de surface s’étendant plus vers l’Ouest. Le gradient thermique de subsurface affiche une direction stable plein Nord vers les Îles Scilly sur toute la période (Fig. 5.46 à 5.48), tandis que la signature du panache en surface est globalement stable sur les deux semaines d’étude si ce n’est pour deux périodes singulières :
– Du 08 au 11 la limite frontale de surface s’étend le long de la côte et se retire (Fig.5.43(d) à 5.44(a)).
– Du 19 au 22 un gradient thermique de surface se forme de façon prononcée le long de la côte et s’en éloigne pour s’estomper ensuite (Fig.5.45(c) à 5.45(f)).
– Au sud des zones de mélange, le gradient thermique de surface est d’abord immobile jusqu’au 10.08 (Fig.5.43(a) à 5.43(f)). Du 10 au 16 (Fig.5.43(f) à 5.44(f)) il s’étend légèrement plus vers le sud sans former de méandre supplémentaire. Du 16.08 au 22.08 (Fig.5.44(f) à 5.45(f)) les méandres se forment et se développent vers le Sud. En subsurface des méandres sont déjà bien développés et étendus vers le sud dès le 05.08 (Fig.5.46(a)), et ils restent stables jusqu’au 13.08 (Fig.5.47(c)), date à partir de laquelle on constate un déplacement progressif de l’ensemble des structures d’instabilité vers le Sud. Les 19 et 20 (Fig.5.48(c) à 5.48(d)) la production d’instabilité s’accroît, puis le gradient commence à s’estomper légèrement les 21.08 et 22.08 (Fig.5.48(d) à 5.48(f)).
Trois épisodes brefs de vent sont visibles sur cette période (voir figure 5.32) les 04 et 05 (pic à 8m/s et dirigéi vesr le Nord-Est), le 10 Août (pic à 8m/s direction vers Est-Nord-Est sur une période de faibles vents dirigés globalement vers le Sud) et les 18, 19, 20 et 21 Août ( pics à 10m/s dirigés d’abord vers le Nord puis vers l’Est). Le courant moyen en surface est modéré (inférieur ou de l’ordre de 10 cm/s) et orienté globalement vers le Sud-Est du 06.08.09 au 18.08.09 (Fig.5.43(b) à 5.45(b)). Une intensification du courant vers l’Est est visible le 10.08.09 (Fig.5.43(f)) et résulte du pic de vent le même jour. Du 19.08.09 au 22.08.09 (Fig.5.45(b) à 5.45(e)) les courants moyens de surface sont intensifiés sur toute la zone et peuvent atteindre les 20cm/s. Ils tournent progressivement d’une direction Nord-Est vers une direction Sud-Ouest. Cet événement coïncide avec le troisième pic de vent décrit précédemment qui se dirige vers le Nord puis vers l’Est, la direction du courant le 19.08 se situant dans le quart à la droite du vent. Tel qu’il est orienté et en tenant compte de son intensité, il est raisonnable de supposer que le courant moyen sur ces trois jours (Fig.5.45(b) à 5.45(e)) intensifie l’excitation d’instabilités au niveau des zones de mélange. Comme précédemment observé pour la période de formation en fin Mai, un gradient de température marqué apparaît le 20.08.09 (Fig.5.45(d)), longeant la côte et s’étendant loin vers le Nord-Est. L’excitation d’instabilités au niveau des zones de mélange, pourrait avoir pour effet de créer un courant côtier vers le Nord Est, mais dans ce cas-ci, ni le gradient de température ni un courant longeant la côte n’apparaissent dans la couche 9 (Fig.5.48(d)). La section Cross Manche Fig.5.40(b) comparée à la section prise dix jours plus tôt Fig.5.39(b), suggère un réchauffement de la surface. Les flux radiatifs restent élevés du 13 au 19 Août, oscillant entre Qrad = 140W.m−2 et Qrad = 180W.m−2, et chutent ensuite à moins de Qrad = 100W.m−2, ce qui corrobore l’hypothèse d’un léger réchauffement des premiers mètres de la colonne d’eau pour expliquer l’apparition brève d’un front thermique longeant la côte. Ce processus est similaire à celui observé pendant la période de formation. De même que pour cette précédente période, la figure Fig.5.40(b) montre un approfondissement du traceur global, et donc des eaux mélangées froides, sous l’effet de ce réchauffement.
L’extension des instabilités vers le sud est déjà marquée par les dynamique et gradient de température en subsurface en tout début de période (Fig.5.46(a)) tandis qu’aucun méandre n’est visible sur le gradient de surface jusqu’au 14.08.09 (Fig.5.44(d)). Les sec-tions Sud et Cross-manche (partie Sud) montrent que les méandres sont déjà présents en subsurface sur la zone le 09.08.09 (Fig.5.39(b) et 5.39(c)), et montrent une forte variabilité des isothermes associée à des structures tourbillonnaires. Le traceur global marque bien ces instabilités, montrant qu’elles correspondent à une dispersion vers le Sud des eaux produites dans les ZMP. La figure Fig.5.41(a) montrant les traceurs par source, indique une provenance exclusivement des ZMP de Sein et d’Ouessant, avec une prédominance pour la ZMP de Sein qui est plus au Sud et une valeur de T rSein qui atteint 0.40 au coeur du méandre en surface et subsurface. Ces traceurs marquent déjà faiblement la surface le 09.08.09, mais une couche d’eau plus chaude sur les premiers mètres de la colonne d’eau masque la signature des méandres en surface. Ces méandres sont ainsi déjà développés au début de la période d’étude, mais ils ne marquent que la température de subsurface. Dix jours plus tard, les Fig. 5.40(b) et 5.40(c) montrent une stratification plus marquée (rappelons que les flux radiatifs sont plus importants et constants à partir du 13.08.09) et des structures d’instabilité mieux marquées et dont l’amplitude, plus importante (voir Fig.5.48), permet leur signature en surface . La figure Fig.5.41(b), partie Sud, montre des valeurs de T rSein atteignant 0.70 au coeur du méandre en surface et subsurface.
D’après nos études académiques, une augmentation de la stratification tend à favoriser la production d’instabilité et la dispersion de structures émergentes de plus grandes tailles, mais il existe dans ce processus deux méc anismes qui s’opposent, une diminution du couplage entre couches, qui défavorise la croissance des instabilités et la vitesse de propagation des vortex, et une augmentation de la taille des structures qui augmente leur vite sse de dispersion et leurs interactions. Ainsi, une stratification plus marquée entraîne théoriquement des instabilités de plus grande échelle horizontale et verticale, augmentant ainsi d’une part l’épaisseur des couches tr ansportant les masses d’eau mélangée, et d’autre part la dispersion de ces masses d’eau loin des zones de production. Il est ainsi possible d’expliquer pourquoi, lorsque la stratification augmente à la fin de la période d’é tude, des instabilités, déjà présentes en début de période en subsurface mais non visibles en surface, semblent se développer brutalement et rapidement en surface à partir du 16.08.09. Il s’agit en fait d’instabilités déjà existantes en subsurface et masquées en surface par une couche de surface plus chaude et dont les caractéristiques (taille, amplitude) augmentent sous l’effet d’un gradient de température vertical plus important, les eaux m élangées intermédiaires marquent alors le champ SST qui présente subitement un développement de méandres vers le Sud.
Notons qu’au Nord de la pointe Bretonne, cette même section (Fig.5.41(b)) montre un approfondissemnt des traceurs sous l’effet du réchauffement. Ce cas précis illustre deux effets opposés que peut induire un renforcement de la stratification :
– Un réchauffement en surface force les eaux mélangées, plus froides, à rester en subsur-face, et masque ainsi la signature du panache en surface, comme c’est le cas dans la Manche (cf. Fig.5.41(b) partie Nord)
– Une hausse de la stratification peut également favoriser la croissance et la dispersion au sein de la thermocline de structures tourbillonnaires de tailles suffisantes pour marquer la surface (cf. Fig.5.41(b) partie Sud)

Table des matières

Liste des Figures
1 Introduction 
2 Les fronts de marée 
2.1 Les fronts tidaux
2.2 Le front d’Ouessant
3 Production et dispersion des eaux mélangées en zones stratifiées côtières 
3.1 Résumé des études académiques et résultats principaux
3.2 Introduction
3.3 Ushant Front : Observations
3.3.1 Hydrological structure and variability of the Ushant Front
3.3.2 Simpson-Hunter criterion for the Ushant front
3.4 Model and properties of shallow water multilayer fluids
3.4.1 Equations
3.4.2 Model
3.4.3 Initial configurations
3.4.4 Governing parameters
3.5 Dispersive processes : description and evaluation tools
3.5.1 Baroclinic instability
3.5.2 Kelvin current
3.5.3 Mirror effect
3.5.4 Topographic effects
3.5.5 Analysis tools
3.5.5.1 Box model
3.5.5.2 Mixing rate
3.5.5.3 Production rate
3.6 Sensitivity studies
3.6.1 Reference experiments
3.6.1.1 Results for the centered flat configuration (Bflat)
3.6.1.2 Results for the coastal configuration Aflat
3.6.2 Effect of a bottom topography
3.6.2.1 Centered configuration with a sloping bottom : Bslope
3.6.2.2 Coastal configuration with a sloping bottom : Aslope
3.6.3 Vertical diffusion
3.6.4 Bottom friction
3.6.5 Stratification
3.6.6 Along shore current
3.7 Summary and discussion
3.8 Acknowledgments
4 Advection de vortex cohérents dans un courant de gradient de vorticité potentielle nul
4.1 Premières observations et intérêt de l’étude
4.2 Advection d’un tourbillon dans un courant barocline : théorie
4.2.1 Advection d’un tourbillon dans un courant barocline en océan ouvert
4.2.2 Cas d’un courant d’anomalie de vorticité potentielle nulle
4.3 Étude académique à deux couches avec MICOM : mise en évidence de l’effet miroir et advection dans un courant de Kelvin
4.3.1 Modèle numérique et configuration
4.3.2 Détermination des profils de vitesse
4.3.2.1 Profil de vitesse d’un vortex cohérent
4.3.2.2 Profil de vitesse d’un courant de gradient de PV nul
4.3.3 Résultats
4.3.3.1 Simulations de référence et paramètres étudiés
4.3.3.2 L’effet miroir dans MICOM
4.3.3.3 Stabilité d’un vortex isolé « couronné » dans un courant cisaillé horizontalement
4.3.3.4 Advection barocline sans effet miroir
4.3.3.5 Propriétés advectives globales
4.4 Synthèse et discussion
5 Modélisation réaliste de l’extension du front d’Ouessant
5.1 Mécanismes influençant l’extension du panache et enjeux de l’étude réaliste
5.2 Périodes d’intérêt pour l’étude
5.2.1 La délimitation progressive du front
5.2.2 La propagation de méandres vers le Sud
5.2.3 Le déplacement du front d’Est en Ouest
5.3 Outils et méthodes
5.3.1 Présentation du modèle HYCOM
5.3.2 Détermination de la limite frontale, filtre de Scharr
5.3.3 Outils de filtrage de la marée optimisé par minimisation
5.3.4 Traceurs d’eau mélangée dans HYCOM
5.4 Résultats
5.4.1 Période de formation
5.4.2 L’extension au Sud
5.4.3 Le déplacement Est/Ouest et l’extension vers le nord
5.4.4 Bilan des processus identifiés
6 Résultats principaux et perspectives 
6.1 Résultats principaux des études académiques et réalistes
6.2 Perspectives
A Le critère d’Okubo-Weiss 
B Advection d’un tourbillon par un courant côtier de Kelvin (rapport de Guillaume Frelin) 
Bibliographique

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