eaux issues de la ZMP des Scilly, restées en surface et subsurface, à l’Ouest. Le bourrelet
d’eau tempérée au dessus de la thermocline Fig.5.49(a)correspond à une zone tampon
étroite où les trois eaux modales se rencontrent. Les eaux plus légères des Scilly restent
en surface et forment pendant quelques jours une lentille d’eau tempérée plus chaude
que les eaux de Sein et d’Ouessant (le panache d’Ouessant se développant vers le nord,
cette lentille disparait des coupes verticales Fig.5.49(b)et Fig.5.49(c)). L’ensemble des
coupes verticales, ainsi que les résultats sans diffusion verticale sur les traceurs (cf
sec-tion5.3.4) montrent que ces eaux se mélangent peu et tendent plutôt à se superposer. La
figure Fig.5.52(b)montrant le champ de température HYCOM le 07/09/09, à rapprocher
de la figure Fig.5.52(a) présentant le traceur global en surface, permet d’associer cette
lentille d’eau tempérée en provenance des Scilly à une séparation du panache d’Ouessant
en deux bras d’eau froide, l’une à l’Ouest dans la direction Nord, et la seconde partant
davantage vers le Nord-Est. Les coupes de la figure Fig. 5.50 suggèrent néanmoins que
le panache froid n’est pas divisé ainsi aux profondeurs intermédiaires et au fond. Cet
exemple précis illustre le rôle que peuvent jouer les eaux dispersées en provenance des
Scilly dans l’extension du front d’Ouessant, notamment de sa forme en surface et
subsur-face. Il souligne également une fois de plus que les champs de SST sont peu représentatifs
de la localisation des fronts dits de surface (visibles en subsurface) et de fond. Les
pa-naches issus des ZMP Bretonnes (Sein et Ouessant) d’un côté et des Scilly d’autre part,
sont donc à considérer conjointement pour expliquer l’extension du front d’Ouessant,
particulièrement en fin d’été lorsque les panaches se rencontrent et interagissent. 5
Le modèle dans ce cas-ci montre un déplacement du front différent de la progression
observée par les images satellite (voir Fig. 5.12(c) et 5.12(d)). Ces dernières montrent
une limite frontale encore très marquée dans la direction Nord-Est, correspondant au bras
d’eau froide décrit plus haut, tandis qu’une limite frontale également marquée remonte
vers le Nord (visible par bribes dans les jours suivant la fin de la période PN ord et
correspondant au bras d’eau froide Ouest décrit précédemment). Le biais froid inhérent
au flux atmosphériques dans HYCOM pourraient expliquer une telle différence ; les eaux
en surface et subsurface en provenance des Scilly sont alors moins chaudes et plus denses,
ce qui, en plus de réduire la SST globalement, peut réduire leur capacité à s’infiltrer en
surface au dessus des eaux du panache d’Ouessant. Cette constatation soulève également
la nécessité d’une diffusion verticale réaliste.
5
La présence des eaux des Scilly en bordure Ouest et Nord du panache d’Ouessant peut en modifier
le gradient de densité au niveau du front de surface. Les mécanismes d’instabilité barocline, inhérente au
front de surface et dont les structures émergentes sont visibles sur les images de SST (et sur les figures
Fig.5.54et5.55, pourraient en être affectés.
(a) 07.09.2009, coupe Manche
(b) 13.09.2009, coupe Manche
(c) 21.09.2009, coupe Manche
Fig. 5.49:Coupe verticale de température et contours du traceur global dans HYCOM
en Manche sur la période PN ord
(a) 07.09.2009, coupe Manche
(b) 13.09.2009, coupe Manche
(c) 21.09.2009, coupe Manche
Fig. 5.50: Coupe verticale de traceur global et contours de température HYCOM en
Manche sur la période PN ord
(a) 07.09.2009, coupe Manche
(b) 13.09.2009, coupe Manche
(c) 21.09.2009, coupe Manche
Fig. 5.51: Coupe verticale de traceur global (en dégradées de gris) et de traceur par
source en Manche sur la période PN ord
(a) 07.09.2009, Traceur global et contours de température
(b) 07.09.2009, SST HYCOM et contourT r
global(a) 05.09.2009 (b) 06.09.2009
(c) 07.09.2009 (d) 08.09.2009
(e) 09.09.2009 (f) 10.09.2009
Fig. 5.53:U48h(en bleu) et gradient de température∆T empdans la couche de surface
en rouge sur la périodePN orddu 05/09/2009 au 10/09/2009.
(a) 11.09.2009 (b) 12.09.2009
(c) 13.09.2009 (d) 14.09.2009
(e) 15.09.2009 (f) 16.09.2009
Fig. 5.54:U48h (en bleu) et gradient de température ∆T emp en rouge dans la couche
de surface sur la périodePN orddu 11/09/2009 au 16/09/2009.
(a) 17.09.2009 (b) 18.09.2009
(c) 19.09.2009 (d) 20.09.2009
(e) 21.09.2009
Fig. 5.55:U48h (en bleu) et gradient de température ∆T emp en rouge dans la couche
de surface sur la périodePN orddu 17/09/2009 au 21/09/2009.
(a) 05.09.2009 (b) 06.09.2009
(c) 07.09.2009 (d) 08.09.2009
(e) 09.09.2009 (f) 10.09.2009
Fig. 5.56: U48h (en bleu) et gradient de température ∆T emp dans la couche 9 sur la
périodePN orddu 05/09/2009 au 10/09/2009.
(a) 11.09.2009 (b) 12.09.2009
(c) 13.09.2009 (d) 14.09.2009
(e) 15.09.2009 (f) 16.09.2009
Fig. 5.57:U48h (en bleu) et gradient de température ∆T emp en rouge dans la couche
9 sur la périodePN orddu 11/09/2009 au 16/09/2009.
(a) 17.09.2009 (b) 18.09.2009
(c) 19.09.2009 (d) 20.09.2009
(e) 21.09.2009
Fig. 5.58:U48h (en bleu) et gradient de température ∆T emp en rouge dans la couche
9 sur la périodePN orddu 17/09/2009 au 21/09/2009.
(a) SST Hycom (Flux Arpège) (en
◦C) le 19.09.2011 (b) NOAA-NARR SST (en
◦C) le 15.09.2011
Fig. 5.59: Champ de température de surface dans Hycom (flux Arpège) et image
satellite OSI-SAF correspondante le 15/09/2011
5.4.4 Bilan des processus identifiés
Les études des sections 5.4.1, 5.4.2 et 5.4.3 permettent de mettre en évidence plusieurs
effets différents des flux atmosphériques sur le front.
Les épisodes de vent ont différents impacts selon leur caractéristique ; les épisodes de
vent fort ponctuels semblent avoir peu d’effet sur la dynamique frontale en général. En
revanche un épisode long va induire un courant résiduel pouvant atteindre 20cm/s en
surface et dont la direction dépend de la direction du vent, de la durée de l’épisode
venteux et de la surface soumise au stress de vent principalement. Ainsi un vent fort
mais variable induira un courant d’Ekman associé à un transport à la droite du vent.
Le courant, variable en direction, aura pour effets principaux de contribuer au mélange
des premiers mètres de la colonne d’eau, ce qui facilite une signature en surface des eaux
froides de subsurface, et de maintenir la production d’eaux mélangées dans les ZMP
et, par dispersion, dans la thermocline. Les épisodes de vent fort longs et de direction
plus constante peuvent également entraîner un courant et un transport d’Ekman global
des eaux mélangées de part et d’autre de la pointe Bretonne, comme observé pendant les
semaines précédent la périodePSud. Si la stratification est suffisamment élevée lors de ces
processus advectifs, et l’excitation des ZMP suffisante pour maintenir la production d’eau
homogène, les anticyclones qui se forment en subsurface dans les ZMP se détachent et
sont guidés vers le sud sous l’effet du courant, de la côte et de la bathymétrie particulière,
et développent des méandres en subsurface. Ces instabilités de subsurface peuvent alors
interagir avec la couche de surface plus chaude et apparaître en surface, ou ne pas signer
sur les images altimétriques. Une faible variation de la stratification positive ou négative
peut, d’après les expériences théoriques, jouer un rôle décisif dans les caractéristiques de
ces instabilités de subsurface.
Les épisodes de vent fort longs et de direction globalement constante sur la Manche
Dans le document
Etude des mécanismes de dispersion en zone côtière. Application aux fronts tidaux en mer d'Iroise
(Page 185-198)