E1 Noyau dynamique

Topique

Le noyau dynamique de l'océan est constitué par l'ensemble des équations du mouvement qui régissent le comportement des fluides océaniques sur une planète en rotation. Ces équations dérivent des équations de Navier-Stokes pour un fluide en rotation, simplifiées par deux approximations spécifiques à l'océan : l'approximation de Boussinesq, selon laquelle les variations de densité de l'eau n'ont d'importance que pour la poussée d'Archimède et non pour l'inertie du fluide, et l'approximation hydrostatique, selon laquelle la pression en tout point de l'océan est égale au poids de la colonne d'eau située au-dessus. Grâce à ces deux simplifications, les équations de Navier-Stokes deviennent les équations océanographiques primitives, fondement de l'ensemble du noyau dynamique de l'océan. C'est précisément ce fondement mathématique qui permet à un même type d'équations de décrire à la fois l'océan et l'atmosphère, moyennant toutefois des approximations différentes.

Au sein de ces équations océanographiques primitives, la force de Coriolis est ce qui dévie tout mouvement horizontal de l'eau : vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. C’est précisément cette déviation systématique qui explique que la circulation générale des océans ne suive pas une trajectoire rectiligne, mais s’organise en vastes gyres océaniques, tant dans l’hémisphère Nord que dans l’hémisphère Sud.

En dehors de la fine couche d’eau brassée directement par le vent à la surface, l’équilibre dominant dans l’océan à grande échelle est le flux géostrophique : le gradient de pression horizontal est exactement compensé par la force de Coriolis, et c’est cet équilibre qui fait que l’eau, au lieu de s’écouler des zones de haute pression vers les zones de basse pression, se déplace parallèlement aux lignes d’isopression, comme c’est le cas pour le vent géostrophique dans l’atmosphère.

La vorticité potentielle, au sein de ce même océan à grande échelle, est la grandeur fondamentale qui se conserve tant qu’il n’y a pas de frottements ou de forces de flottabilité susceptibles de la modifier. C’est cette conservation qui donne naissance à deux des caractéristiques les plus marquantes de la circulation océanique : des courants d’ouest intenses et étroits, tels que le Gulf Stream et le courant de Kuroshio, et les vastes gyres cycloniques et anticycloniques qui dominent chaque bassin océanique.

Le maintien de cet équilibre géostrophique dépend de trois nombres sans dimension, chacun résumant une relation de forces différente : le nombre de Rossby, le nombre d’Ekman et le nombre de Reynolds. À grande échelle, les nombres de Rossby et d’Ekman sont tous deux très inférieurs à un, et c’est précisément cette faible dimension qui permet à l’équilibre géostrophique de prévaloir sur tout autre effet à cette échelle.

Le comportement attendu de ce noyau dynamique de l’océan comprend des courants qui suivent l’équilibre géostrophique sur la majeure partie de l’océan, une couche d’Ekman d’une centaine de mètres d’épaisseur seulement où le vent induit un transport perpendiculaire à sa direction, et une couche limite de fond tout aussi mince près du fond océanique. Cependant, ce même équilibre géostrophique cesse de dominer dans deux endroits très spécifiques : dans les courants de bordure ouest et à méso-échelle des tourbillons océaniques, où le nombre de Rossby atteint des valeurs comprises entre un dixième et un, rendant la non-linéarité du terme d’inertie lui-même significative et faisant en sorte que le noyau dynamique de l’océan se comporte de manière beaucoup moins prévisible.

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