Les mesures des propriétés de l’atmosphère se font par des relevés soit au sol, la topogra-phie terrestre permettant alors de mesurer les caractéristiques de la basse atmosphère, ou alors par des ballons sondes. Ses propriétés varient en fonction de la journée, de l’endroit, de la saison ainsi que du cycle solaire (notamment pour la haute atmosphère), nécessitant la définition d’une
Figure I.6 – Structure verticale de l’atmosphère (U.S. standard atmosphere) d’après National Geophysical Data Center (1992). Le profil de température en fonction de l’altitude, de la pression et de la densité est présenté ainsi que les noms des différentes couches de l’atmosphère associés.
atmosphère standard. Cette atmosphère standard est notamment définie par l’évolution de ses grandeurs thermodynamiques avec l’altitude. Cette évolution est représentée en figure I.6 pour le cas de la température. On peut identifier des régions où le gradient de température est relative-ment constant (troposphère, stratosphère, mésosphère et thermosphère), entrecoupées de régions (tropopause, stratopause et mésopause) où le gradient s’inverse.
Ce n’est pas la température à elle seule qui définit la stratification, la densité dépend égale-ment de la pression qui varie sur six ordres de grandeurs dans l’atmosphère. Ainsi, pour pouvoir définir une grandeur qui ne dépend pas de l’évolution de la pression et qui rend compte de la stra-tification, on définit la température potentielle. Cette valeur est calculée comme la température qu’aurait le fluide après une détente ou compression adiabatique vers une pression de référence.
Lorsque le gradient de température potentielle est positif, cela définit une stratification stable et permet de calculer la pulsation de Brünt-Väisälä. Dans la troposphère, cette pulsation est de l’ordre de 10−2 rad·s−1, soit une période de l’ordre de la dizaine de minutes.
Les mesures de profils océaniques sont plus compliquées à réaliser. L’océan étant imperméable aux ondes électromagnétiques, il a fallu attendre le développement de sondes de densité, de tempé-rature et de salinité pour obtenir des informations sur ses propriétés. Bien que dépendant également de la localisation géographique de la mesure et de la saison, la structure océanique montrée en fi-gure I.7 est assez générale et peut se décomposer en trois parties. La première couche, située sous la surface, fait moins d’une centaine de mètres. Elle est relativement homogène en température
(a) (b) (c) (d) Pycnocline
Profondeur océanique
FigureI.7– Profils de (a) température, (b) salinité, (c) densité et (d) pulsation de flottabilité en fonction de la profondeur de l’océan. Les données sont extraites de Gerkema et Zimmerman (2008).
Les profils ont été mesurés à 40◦N dans l’océan Pacifique. Notons que la couche superficielle de mélange est difficilement visible dû à l’échelle utilisée.
et en densité car elle subit un mélange important par les vents de surface et échange de l’énergie avec l’atmosphère. Sous cette couche, se trouve la pycnocline qui est une zone de forte stratifi-cation d’environ 1 km d’épaisseur où N prend des valeurs élevées. Cette couche va interdire les mouvements verticaux puisqueN est grand et elle va donc agir comme un filtre entre la surface et les fonds abyssaux. Sous la pycnocline, se trouve la dernière couche qui représente la majorité de l’océan. Dans cette couche, la densité varie à peu près linéairement avec la profondeur. La pulsation de flottabilité est typiquement comprise entre 10−4 et 10−3rad·s−1.
Rotation
Comme la Terre tourne sur elle-même, les océans et l’atmosphère sont des fluides en rotation.
Ces fluides ont un rapport d’aspect très faible. L’océan Atlantique, par exemple, a une largeur mi-nimale de 3000 km et une profondeur moyenne de 3 km. Vu le rapport d’échelle, ces fluides peuvent être considérés comme un film fin. Ainsi, les mouvements majoritaires vont principalement être parallèles à la surface de la Terre. Dans ces conditions, la composante du vecteur rotation à prendre en compte est la projection sur la normale à la surface terrestre. La pulsation de Coriolis associée dépend alors de la latitude selon f = 2ΩTsin Λ, où ΩT est la vitesse angulaire de rotation de la Terre etΛ la latitude. Ainsi, l’effet de la rotation de la Terre est nul à l’équateur et maximal aux pôles où il vautf = 1.45·10−4rad·s−1. Pour exciter des ondes inertielles il faut que le phénomène possède une pulsation proche de f. C’est le cas des cyclones tropicaux dont la rotation contrôle justement leur dynamique. Ces phénomènes météorologiques sont des sources importantes d’ondes inertielles pour l’atmosphère et l’océan (Chan et Kepert, 2010). Il est important de noter que la pulsation de Coriolis est presque toujours inférieure à la pulsation de Brünt-Väisälä dans un contexte géophysique.
FigureI.8– À gauche de l’image, mouvements de va-et-vient des courants de marées qui génèrent des ondes internes au niveau du talus continental et sur les topographies dans l’océan profond. Ces ondes peuvent conduire à de la turbulence et à du mélange. À droite de l’image, ce mélange participe à la remontée des eaux froides et denses du fond de l’océan qui s’écoulent sur le plancher océanique depuis les hautes latitudes. Il assure ainsi le maintien d’une transition graduelle de température entre le fond de l’océan et la surface réchauffée par le soleil. Extrait de (Garrett, 2003)
Même si les ondes gravito-inertielles se propagent dans tout les fluides stratifiés et en rotation, j’ai décidé de ne présenter que brièvement leur génération dans l’atmosphère pour me concentrer sur les ondes gravito-inertielles dans un contexte océanique.