Réponse modulée des gyres sous-tropicaux

Peu d’études ont examiné la réponse modulée des gyres sous-tropicaux. C’est que ces gyres sous-tropicaux sont généralement considérés dans un état stationnaire, avec une intensification du courant de bord ouest, conformément aux théories de Sverdrup (1947), de Stommel (1948) et de Munk (1950). Selon cette théorie les gyres sous-tropicaux résultent de la recirculation inertielle (accélérée par la seule force de Coriolis) poussée par le vent, les vents d’ouest[i] aux latitudes moyennes et les alizés aux basses latitudes, c’est à dire qu’ils doivent leur existence aux seuls courants dus au vent. Le centre d’un gyre sous-tropical est en effet une zone de haute pression. La circulation autour de la haute pression tourne dans le sens des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère nord et dans le sens inverse dans l’hémisphère sud, du fait de la force de Coriolis. La remontée d’eau au centre du gyre crée un flux vers l’équateur qui repart vers les pôles dans le courant de bord ouest (voir Transport d’Ekman[iii]).

Cependant, les observations des ondes de Rossby de courte période où les courants de bord ouest quittent les continents pour entrer dans le gyre, qui font partie de la circulation méridionale de retournement, ainsi que les ondes de Rossby de longue période autour du gyre résultant de la variation de l’effet Coriolis avec le rayon moyen du gyre suggèrent un rôle clé de la réponse modulée des gyres dans la circulation océanique générale (Pinault, 2017).

Les gyres sous-tropicaux réagissent à différents effets de forçage agissant sur la circulation dûe au vent. Les effets de forçage sont de deux types selon la période avec laquelle ils modifient l’équilibre de Sverdrup. Les effets du forçage de courte période résultent de la variation des masses d’eau chaude transportées par les courants de bord ouest, ce qui entraîne l’oscillation de la thermocline aux latitudes moyennes des gyres. Des ondes de Rossby baroclines, qui se propageant vers l’ouest, sont formées, entraînées par le courant dû au vent. Ces effets dûs au forçage sont hérités des océans tropicaux. Les effets du forçage de longue période résultent des cycles solaires et orbitaux. Les perturbations thermiques, bien que très faibles, sont fortement amplifiées en raison de la contre-réaction positive s’exerçant sur les ondes de Rossby baroclines.

La vitesse de la circulation régulière dûe au vent, anti-cyclonique, étant supérieure à la vitesse de phase[ii] cyclonique des ondes de Rossby, les effets du forçage sont amplifiés, causés par une contre-réaction positive s’exerçant sur les ondes baroclines: le réchauffement des eaux de surface aux latitudes moyennes approfondit la thermocline autour du gyre, ce qui accélère le courant géostrophique modulé – ce courant, résultant de la rotation de la terre et des forces de gravité, est proportionnel et en phase avec l’oscillation de la thermocline – augmentant ainsi l’advection de la chaleur au niveau du pôle par le courant de bord ouest. Ainsi, la thermocline s’approfondit davantage, d’où une boucle de contre-réaction positive.

Plusieurs ondes gyrales de différentes époques peuvent cohabiter, ce qui confère aux gyres sous-tropicaux une propriété remarquable qui les distingue des vortex plus petits. En partageant le même courant modulé là où les courants de bord ouest quittent les continents pour entrer à l’intérieur des gyres sous-tropicaux, ces ondes gyrales sont couplées en raison de la friction latérale. Par conséquent, comme cela se produit dans le cas général des oscillateurs couplés avec inertie, elles sont soumises à un verrouillage en mode sous harmonique, ce qui confère au système dynamique une stabilité optimale. Ce que sont appelées les résonances gyrales peuvent alors survenir lorsque la période des ondes gyrales de grande longueur d’onde est proche de la période des cycles solaires et orbitaux.

Ainsi, la réponse modulée des gyres sous-tropicaux suscite un intérêt considérable puisqu’elle ouvre un nouveau domaine à étudier: les ondes baroclines de longue période semblent avoir un rôle clé dans la formation et la stabilité des gyres sous-tropicaux, dans le transport du volume total et le changement brutal dans La vorticité potentielle des courants de bord ouest, la variabilité du climat à long terme (voir Holocène, Aire glaciaire-interglaciaire), reflet des caprices de l’efficacité du forçage radiatif, ainsi que la température globale Tmg décomposée en une composante cyclique et anthropique.

Références

Munk, W. H. On the wind-driven ocean circulation, J. Meteorol., Vol. 7,1950

Stommel, H., The westward intensification of wind-driven ocean currents, Trans. Amer. Geophys. Union, 1948, 29, 202-206.

Sverdrup, H.U., Wind-Driven Currents in a Baroclinic Ocean; with Application to the Equatorial Currents of the Eastern Pacific, Proc. Natl. Acad. Sci., 1947, 33, 318-326.

Pinault JL (2017), Modulated response of sub-tropical gyres: positive feedback, sub-harmonic modes, resonant solar and orbital forcing, Ocean Dynamics, submitted

[i] On distingue trois zones de circulation des vents entre l’équateur et les pôles:

1) la zone de Hadley qui se situe entre l’équateur et 30 degrés N et S où l’on retrouve des vents réguliers soufflant du nord-est dans l’hémisphère nord et du sud-est dans celui du sud: les alizés

2) les latitudes moyennes sont caractérisées par des systèmes dépressionnaires transitoires sous une circulation d’altitude généralement d’ouest, c’est la cellule de Ferrel

3) les cellules polaires se retrouvent respectivement au nord et au sud des 60-ièmes parallèles nord et sud avec une circulation de surface généralement d’est

[ii] Dans un milieu homogène, la propagation dans une direction donnée d’une onde monochromatique (ou sinusoïdale) se traduit par une simple translation de la sinusoïde à une vitesse appelée vitesse de phase ou célérité. Dans un milieu non dispersif, cette vitesse ne dépend pas de la fréquence (ou de la longueur d’onde). Dans ce cas toute onde complexe somme de plusieurs ondes monochromatiques subit aussi une translation globale de son profil, ceci sans déformation. Au contraire, dans un milieu dispersif la vitesse de phase dépend de la fréquence et l’énergie transportée par l’onde se déplace à une vitesse inférieure à la vitesse de phase, dite vitesse de groupe.

[iii] Transport d’Ekman

Le courant dû au vent résulte de la friction du vent, c’est-à-dire du pompage d’Ekman. Il a été formulé en 1902 par l’océanographe suédois Vagn Walfrid Ekman (1874-1954) après avoir observé avec Fridtjof Nansen que les icebergs ne dérivent pas dans la direction du vent mais selon un angle de 20 à 40 °. Le transport d’Ekman met en mouvement les couches d’eaux de surface horizontalement. Mais la force de Coriolis dévie le mouvement vers la droite dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud. Ce mouvement se propage vers le bas en raison de la viscosité et la matière est transportée dans une direction différente de l’axe du vent. Selon la direction des vents, il y a divergence ou convergence de matière, ce qui crée deux situations, le pompage et la ventilation.

Le pompage d’Ekman est le transport vers le haut des eaux de mer sous l’effet d’une dépression. Sous l’effet du vent, l’eau de la couche de mélange est mise en mouvement et déviée par la force de Coriolis vers l’extérieur de la dépression. Cela crée donc une divergence. Au contraire, dans un anticyclone, le transport d’Ekman se fait vers le centre du système, ce qui crée une convergence de matière et le transport vers le bas.

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