Imagerie sismique et océanographique des masses d'eau sur le plateau continental breton

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Imagerie sismique et océanographique des masses d’eau

sur le plateau continental breton

Helen Piete

To cite this version:

Helen Piete. Imagerie sismique et océanographique des masses d’eau sur le plateau continental bre-ton. Sciences de la Terre. Université de Bretagne occidentale - Brest, 2012. Français. �NNT : 2012BRES0078�. �tel-02073588�

THÈSE / UNIVERSITÉ DE BRETAGNE OCCIDENTALE

sous le sceau de l’Université européenne de Bretagne

pour obtenir le titre de

DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ DE BRETAGNE OCCIDENTALE

Mention : Géosciences Marines

École Doctorale des Sciences de la Mer

présentée par

Helen Piété

Préparée au laboratoire Domaines Océaniques ( UMR 6538)

Institut Universitaire Européen de la Mer

Imagerie sismique et

océanographique

des masses d'eau sur le

plateau continental breton

Thèse soutenue le 17 décembre 2012

devant le jury composé de :

Luis PINHEIRO

Associate Professor, University of Aveiro / Rapporteur

Valenti SALLARES

Tenured Scientist, Barcelona Center for Subsurface Imaging /

Rapporteur

Xavier CARTON

Professeur, UBO / Examinateur

Christophe DELACOURT

Professeur, UBO / Examinateur

Richard HOBBS

Senior Lecturer, Durham University/ Examinateur

Mark NOBLE

Maître de Recherche, Ecole des Mines de Paris/ Examinateur

Marc-André GUTSCHER

Directeur de recherche, CNRS / Directeur de Thèse

Louis MARIE

Chercheur, CNRS/IFREMER/IRD/UBO/ Co - directeur de Thèse

Bruno MARSSET

RESUME

Ce travail constitue une étude préliminaire au développement d’un nouvel outil d’observation de la structure physique de la Mer d’Iroise, la sismique réflexion. L’intérêt s’est porté vers cette technique du fait de sa haute résolution latérale (~ 10 m), représentant un potentiel important pour l’étude des variations à fine échelle horizontale de la thermocline saisonnière de la Mer d’Iroise, et de l’évolution rapide de la structure de la colonne d’eau au passage du Front d’Ouessant. Sur le plan technique, ce travail constitue la première application de la sismique réflexion à l’observation de structures océanographiques très peu profondes (z < 50 m), en environnement côtier (z < 200 m). Ainsi, le défi principal de cette thèse a été la mise au point d’un dispositif d’acquisition sismique adapté.

Dans un premier temps, une réflexion théorique sur l’acquisition sismique a été menée. Elle a permis de mettre en évidence les différents paramètres influant sur le signal sismique lors de son émission, sa propagation dans la colonne d’eau et sa réception, et de définir des règles générales de construction d’un dispositif sismique adapté à l’observation d’une cible océanographique superficielle. D’autre part, l’équation du sonar a été appliquée au cas de l’acquisition sismique, ce qui a permis de définir un outil de quantification de cette mesure. Le second volet de cette thèse a été consacré à l’évaluation de dispositifs existants. Quatre profils sismiques des campagnes GO – HR, GO – LR, Carambar et Sigolo, présentant des signaux à la même gamme de profondeurs que la thermocline de l’Iroise, ont été traités et analysés. Les caractéristiques des quatre dispositifs d’acquisition sismique étudiés ont permis de dégager des marqueurs pour la définition des paramètres de la source, du récepteur et de la géométrie d’un système dédié à l’observation de structures superficielles. Par ailleurs, des données océanographiques nouvelles ont été acquises en Mer d’Iroise en juillet – août 2010 (campagne FROMVAR), et ont permis d’une part de caractériser la réflectivité de la thermocline saisonnière, et d’autre part d’affiner les paramètres du dispositif idéal au moyen d’une modélisation de l’acquisition sismique. Finalement, un système courts – offsets, et multi – récepteurs a été proposé, caractérisé par :

- _{4 flûtes de 6 traces de 1.80 m ; chaque trace est constituée de 6 hydrophones espacés de 0.3 m.} - _{un offset source – récepteur de 8 m.}

Le choix de la source s’est porté vers un Sparker SIG utilisé avec une puissance de 1000 J, fournissant un signal de fréquence centrale de 400 Hz et un niveau d’émission supérieur à 210 dB re 1 μPa @ 1 m.

Ce dispositif expérimental a été testé au large de la Bretagne Sud en juin 2012 (campagne ASPEX). Il a fourni une image détaillée, de résolution latérale de 7.5 m, de la thermocline saisonnière : les déplacements verticaux de fine échelle horizontale (100 m – 2 km) de cette dernière, causés par le passage d’ondes internes, ont été cartographiés, ce qui constitue une première, et ouvre de nouvelles perspectives pour l’étude des processus de mélange liés aux ondes internes sur le plateau continental breton. Finalement, la campagne IFOSISMO, dédiée à l’étude du Front d’Ouessant au moyen de la sismique réflexion, a été menée fin septembre 2012 en Mer d’Iroise. Du fait d’une tempête, elle n’a pas permis d’imager la thermocline. Les résultats de cette thèse mettent néanmoins en évidence le potentiel de la sismique réflexion pour l’observation de la thermocline saisonnière en Mer d’Iroise, et le dispositif expérimental mis au point demande à être testé au niveau du Front d’Ouessant dans des conditions météorologiques favorables.

TABLE DES MATIERES

INTRODUCTION ………..p.1

1 – DESCRIPTION DU MILIEU ………..p.5

1. 1 L’océan ……….p.6 1.1.1 Propriétés physiques de l’eau de mer ………...p.6 1.1.2 Structure verticale de l’océan ………..p.7 1.1.3 Exemples de processus des environnements de plateau continental

et de bordure de plateau ………p.13 1.2 La Mer d’Iroise ……….p.17 1.2.1 Caractéristiques générales ………...p.17 1.2.2 Particularités du secteur ………...p.19 1.3 Moyens actuels de mesure des propriétés physiques de l’océan ………...p.25 1.3.1 Télédétection satellite ………p.25 1.3.2 Mesures in –situ ……….p.26 1.3.3 Observations en Mer d’Iroise ………...p.28 Conclusion : limitations actuelles des méthodes d’observation de la structure physique

de l’océan ……….….p.29

2 – METHODOLOGIE ………....p.31

Introduction ………p.32 2.1 L’océanographie sismique ……….p.33 2.1.1 Historique et état de l’art ………..p.33 2.1.2 Principes de base ………...p.35 2.1.3 Objets d’étude ………p.37 2.1.4 Synthèse……… ………..p.38 2.2 Etude de la structure physique de l’océan au moyen d’un système

acoustique actif ………..p.39 Introduction : re-formulation de la problématique ………...p.39 2.2.1 Historique ………...p.39 2.2.2 Cadre théorique de l’acoustique sous-marine ………...p.40 2.2.3 L’équation du sonar ………..p.44 2.2.4 Synthèse…………. ……….p.48 2.3 La sismique réflexion multitrace ………..p.50 Introduction : dispositif et principe ……….p.50 2.3.1 Historique ………...p.51 2.3.2 La mesure ………...p.51 2.3.3 Le traitement sismique ……….p.59 2.4 Synthèse – Règles de base pour la conception d’un dispositif de

sismique réflexion dédié à l’imagerie de structures océanographiques

superficielles ………..p.64 3 – ETUDES DE CAS : EVALUATION DE DISPOSITIFS D’ACQUISITION EXISTANTS ………..p.67 Introduction………p.68 3.1 Présentation des données ………..p.73 3.1.1 Profils GO-LR01 et GO-HR13 – Golfe de Cadix, avril – mai 2007 ……….p.73 3.1.2 Profil Carambar #14 – Détroits de Floride, novembre 2010 ………...p.86 3.1.3 Profil Sigolo #9 – Marge est – Corse, juin 2008 ………p.96

3.2 Evaluation des dispositifs d’acquisition ………p.104 3.2.1 Sismique basse fréquence : GO-LR#01 ………..p.104 3.2.2 Sismique haute fréquence : GO – HR#13 ……… .p.106 3.2.3 Sismique haute fréquence, source de petit volume : Carambar #14 ……….…p.107 3.2.4 Sismique haute fréquence, source électrique de basse énergie : Sigolo #9 ………..p.108 3.3. Définition d’ordres de grandeur pour les paramètres d’un dispositif

d’acquisition sismique dédié à l’observation de structures océanographiques

superficielles ………..p.109 4 – IMAGERIE SISMIQUE DE LA THERMOCLINE SAISONNIERE

SUR LE PLATEAU CONTINENTAL

BRETON ………..………...p.111 Introduction ………...p.112 4.1 Stratégie pour la construction d’un dispositif d’acquisition

sismique dédié à l’observation de la thermocline de la Mer d’Iroise ………p.112 4.1.1 La Mer d’Iroise en juillet – août 2010 : la campagne à la mer FROMVAR 2010 ………..p.112 4.1.2 Définition du dispositif d’acquisition dédié ……….…p.121 4.2 Tests in – situ : la campagne ASPEX 2012 ………..p.124 4.2.1 Présentation de la campagne ………..p.124 4.2.2 Les données sismiques ……….p.125 4.2.3 Les données océanographiques ………..p.127 4.2.4 Résultats ……….…p.129 4.3 La campagne IFOSISMO (Imagerie du Front d’Ouessant – méthodes SISmiques et

océanographiques) ………p.133 SYNTHESE GENERALE ET CONCLUSION ……….p.136 REFERENCES ……….p.140 LISTE DES FIGURES ………..p.148

LISTE DES TABLEAUX ………...p.153 ANNEXES ………..p.154 Annexe 1.1 - Principales abréviations employées dans le manuscrit……….……….…………....p.154 Annexe 1.2 – Lexique.………...……….p.154 Annexe 2 – Article publié dans JGR – Oceans………...….p.156 Annexe 3 – Positions des données ARGO ...………...p.190 Annexe 4 - Profils de sismique réflexion Carambar re - traités, et données

océanographiques associées ……….………..…..p.191 Annexe 5 – Profils de sismique réflexion Sigolo re – traités, et données

océanographiques associées ……….p.198 Annexe 6 – Campagne Fromvar 2010, stations XBT ……….p.208 Annexe 7 – Campagne ASPEX 2012, stations CTD effectuées en compléments des acquisitions

sismiques……….……….p.211 Annexe 8 – Paramètres d’interpolation utilisés pour réaliser des sections à partir de profils verticaux XBT, XCTD, et CTD ………...p.212

Située sur le plateau continental à la pointe ouest de la Bretagne, la Mer d’Iroise est un territoire maritime à forts enjeux environnementaux et socio-économiques (Piel, 2007). Ouvert sur le Golfe de Gascogne et la Manche (Figure 0.1), ce domaine côtier se caractérise par une richesse de la faune et de la flore, ainsi qu’une grande diversité de milieux, et représente un véritable laboratoire d’environnement côtier, représentatif de la zone Atlantique française (Le Duff and Hily, 1999). La pression anthropique y est néanmoins forte (SAFI, 1999): la pêche constitue une activité essentielle sur le plan économique et identitaire; le tourisme y est développé ; et le trafic maritime est intense, du fait de la présence de l’axe de circulation du rail d’Ouessant. La Mer d’Iroise constitue ainsi une zone sensible, et différents outils de protection et de gestion ont été mis en place : en 2007, ce domaine a notamment acquis le statut de Parc naturel marin, et correspond à la première zone française de ce type. Dans ce cadre, et afin de gérer de manière durable le patrimoine naturel de la Mer d’Iroise, une connaissance précise du fonctionnement de ses écosystèmes côtiers est nécessaire. Ces derniers présentent une dynamique complexe et sont fonction de nombreux facteurs, dont la structure physique de l’océan et l’hydrodynamisme.

Figure 0.1. Localisation de la Mer d’Iroise. Le domaine bleu clair représente les limites du Parc naturel marin d’Iroise. En encart, vue satellite de blooms de phytoplancton en période de stratification, notamment au niveau du Front d’Ouessant (flèches rouges).

La Mer d’Iroise correspond à un domaine fortement influencé par la marée. Cette dernière constitue une source majeure de mélange des eaux côtières, et influe sur la distribution des nutriments (Sandstrom et al., 1989). En particulier, des ondes de marée interne sont produites au niveau du talus continental au large de l’Iroise (Pingree and Mardell, 1985; Pingree and New, 1995), et ce dernier est reconnu comme l’un des endroits où le phénomène est le plus fort au monde (New and Da Silva, 2002). Les ondes de marée interne se propagent sur le plateau à l’intérieur de la colonne d’eau, et font osciller la thermocline saisonnière, qui délimite une couche d’eaux superficielles chaudes, largement illuminées mais pauvres en nutriments, d’eaux profondes froides, riches en éléments nutritifs (Holligan, 1981). L’évolution temporelle de la thermocline saisonnière participe ainsi au contrôle des processus biologiques du plateau continental.

L’interaction de la marée avec la stratification thermique de la colonne d’eau est également à l’origine d’un phénomène physique majeur en Mer d’Iroise, le Front d’Ouessant. Présent de mai à novembre, ce front thermique de marée sépare les eaux stratifiées du large, des eaux brassées par les forts courants de marée près de la côte (Le Corre and Mariette, 1985). Plusieurs processus océanographiques lui sont associés : notamment, des tourbillons contribuant au mélange des eaux, et une circulation influençant la dynamique de la Mer d’Iroise (Le Boyer et al., 2009; Muller et al., 2010)

© Parc naturel marin d’Iroise et Agence des Aires Marines Protégées

et participant ainsi au transport du plancton notamment (Hill et al., 2008). Repéré au plus fort de sa formation par des blooms de phytoplancton (Figure 0.1), le Front d’Ouessant est également le siège d’une production primaire importante (Le Fèvre, 1987; Pingree et al., 1977). Il constitue ainsi une structure clé pour les ressources marines de la Mer d’Iroise.

Après une période d'étude intensive dans les années 1980 (Le Corre and Mariette, 1985; Mariette and Le Cann, 1985; Mariette et al., 1982), le Front d'Ouessant n'a fait l'objet que d'un faible intérêt de la communauté scientifique. Récemment, de nouvelles campagnes à la mer ont été menées par le SHOM, puis par le Laboratoire de Physique des Océans (CNRS/IFREMER/IRD/UBO) dans le cadre du projet FroMVar (2007 – 2011), basé sur une approche pluridisciplinaire (Le Boyer et al., 2009; Pasquet et al., 2012; Schultes et al., 2012; Szekely et al., soumis -a; Szekely et al., soumis -b). Le phénomène d’ondes internes sur le plateau continental d’Iroise, et d’une manière plus générale dans le Golfe de Gascogne, est bien documenté, et a été observé de manière in-situ (Pingree and Mardell, 1985) et par télédétection satellite (New and Da Silva, 2002; Pingree and New, 1995).

Une limitation des méthodes de mesure in-situ mises en oeuvre jusqu'ici sur la zone est la résolution spatiale des données recueillies, au mieux de l'ordre de plusieurs centaines de mètres. Elevée, cette résolution latérale se révèle en pratique insuffisante pour l'étude de l'évolution très rapide des propriétés des masses d'eau au franchissement du front, ainsi que des variations horizontales de fine échelle de la thermocline saisonnière causées par le passage d’ondes internes. Le développement de nouvelles méthodes d’observation de l’océan, de haute résolution latérale, est donc nécessaire pour améliorer la compréhension de ces phénomènes.

Utilisée depuis près d’un siècle par les géologues et l’industrie pétrolière pour imager l’intérieur de la Terre, la sismique réflexion a été appliquée récemment à l’étude des masses d’eau dans l’océan (Holbrook et al., 2003; Nandi et al., 2004). Elle permet la réalisation de sections continues (profils sismiques), de résolution spatiale de l’ordre de la dizaine de mètres, tout en offrant une bonne résolution verticale. La méthode, indirecte, fournit une image acoustique de la colonne d’eau, fonction de la structure thermohaline. Combinée avec la réalisation simultanée de mesures des propriétés physiques de l’eau de mer, la sismique réflexion permet ainsi d’obtenir des images détaillées de larges sections de l’océan. Plusieurs travaux ont démontré l’intérêt de la démarche, en corrélant réflecteurs des profils sismiques et changements des propriétés physiques de l’eau de mer (Biescas et al., 2008; Eakin et al., 2011; Mirshak et al., 2010), et des phénomènes océaniques variés ont été imagés : notamment des fronts (Mirshak et al., 2010; Nakamura et al., 2006) et des ondes de marée interne (Holbrook et al., 2009).

Néanmoins, la plupart des études d’océanographie sismique ont été réalisées en domaine profond, et consacrées à l’observation de structures situées à plusieurs centaines de mètres de profondeur. Bien que plusieurs travaux aient mis en avant le potentiel de la méthode (Carniel et al., 2012; Géli et al., 2005), les niveaux superficiels de l’océan, et tout particulièrement la gamme des profondeurs de la thermocline saisonnière, restent ainsi inexplorés par la sismique.

Dans cette étude, nous réalisons la première application de la sismique réflexion à l’observation des 50 premiers mètres de la colonne d’eau, dans un environnement côtier, en Mer d’Iroise. Au delà du défi technique, l’objectif est i – de visualiser les variations horizontales de fine échelle de la thermocline saisonnière de la Mer d’Iroise causées par les ondes internes, afin de fournir de nouvelles perspectives pour l’étude des processus de mélange sur le plateau continental breton ; et ii – de disposer d’une image détaillée du Front d’Ouessant, afin d’améliorer la compréhension de ce système complexe.

En introduction de ce manuscrit, le chapitre 1 est dédié à la description du milieu – l’océan (propriétés physiques, structure verticale), les environnements de plateau et quelques exemples de processus s’y produisant, ainsi que la Mer d’Iroise. Un aperçu des moyens actuels de mesure des propriétés physiques de l’océan est également présenté.

Du fait du caractère inédit de l’approche, une partie conséquente de cette étude est consacrée à la mise au point d’un dispositif expérimental de sismique réflexion adapté à l’observation de la thermocline saisonnière de la Mer d’Iroise. En préambule, un état de l’art de l’océanographie sismique est effectué, et ses principes de base sont présentés. Le cheminement suivant est ensuite emprunté :

i. Chapitre 2. Dans un premier temps, une réflexion théorique est menée, afin d’identifier les problématiques de l’imagerie de structures océanographiques superficielles par la sismique, et de dégager les règles principales de la construction d’un dispositif dédié à la thermocline. La mesure de sismique est appréhendée du point de vue de l’acoustique sous-marine, et modélisée au moyen de l’équation du sonar ; l’influence des paramètres d’acquisition des différents instruments du dispositif de sismique est ensuite mise en évidence et évaluée ; puis l’apport du traitement sismique, en regard des problématiques spécifiques liées à l’observation de structures océanographiques peu profondes, est présenté.

ii. Chapitre 3. Dans un second temps, plusieurs dispositifs d’acquisition existants sont évalués au travers de l’analyse de trois jeux de données de sismique réflexion – campagnes GO, Carambar, et Sigolo – présentant des signaux de structures océanographiques à des gammes de profondeurs comparables à celle de la thermocline de la Mer d’Iroise. Les données ont été re - traitées, puis étudiées au moyen des outils présentés dans le chapitre 2. Elles permettent de disposer d’un catalogue de dispositifs, et de définir des ordres de grandeur adaptés pour les paramètres d’acquisition.

iii. Chapitre 4. Dans un troisième temps , le dispositif de sismique réflexion ainsi esquissé est appliqué au cas précis de la thermocline d’été de la Mer d’Iroise, au moyen des marqueurs des paramètres d’acquisition définis dans le chapitre 3. De nouvelles données océanographiques, acquises en Mer d’Iroise lors de la campagne à la mer FROMVAR, effectuée en juillet – août 2010, sont également exploitées pour caractériser la réflectivité de la thermocline, modéliser l’acquisition sismique, et ainsi préciser certains paramètres du système idéal. Le dispositif ainsi défini a été testé au cours de la campagne ASPEX, menée en juin 2012 au large de la Bretagne ; finalement, les résultats préliminaires de la campagne IFOSISMO, effectuée en septembre 2012 et dédiée à l’observation de la thermocline de la Mer d’Iroise, sont brièvement exposés.

C

HAPITRE

I

SOMMAIRE

1.1 L’océan ………p.6 1.1.1 Propriétés physiques de l’eau de mer ………...……….p.6 1.1.2 Structure verticale de l’océan ………..………p.7 1.1.3 Exemples de processus des environnements de plateau et de bordure de

plateau ………....p.13 1.2 La Mer d’Iroise ………..p.17 1.2.1 Caractéristiques générales ……….…………..p.17 1.2.2 Particularités du secteur ………..p.19 1.3 Moyens actuels de mesure des propriétés physiques de l’océan ………p.25 1.3.1 Télédétection satellite ………...p.25 1.3.2 Mesures in –situ ………p.26 1.3.3 Observations en Mer d’Iroise ……….………….p.28 Conclusion : limitation actuelle des méthodes d’observation de la structure physique de l’océan ………..p.29

1. 1 L’océan

1.1.1 Propriétés physiques de l’eau de mer 1.1.1.1. Température et salinité

Propriétés conservatives, la température et la salinité de l’eau de mer sont les deux paramètres fondamentaux d’étude de l’océan. La température est une propriété thermodynamique liée à l’énergie des atomes de l’eau de mer, et mesurée directement au moyen de thermomètres (Le Menn, 2007). Sa distribution en surface est définie par les échanges de chaleur entre l’océan et l’atmosphère, et les circulations océaniques(Fieux 2010).

La salinité est la concentration en sels dissous de l’eau de mer, liée aux processus d’évaporation et de précipitation qui se produisent à la surface. De 35 psu en moyenne, la salinité est en général comprise entre 33 et 37 psu dans les bassins océaniques (Talley et al., 2011). Des valeurs plus extrêmes peuvent être atteintes du fait de flux locaux d’eau douce près des côtes, et d’une forte évaporation dans des environnements confinés. La salinité est obtenue par conversion de la mesure in –situ de la conductivité de l’eau de mer normalisée par la conductivité d’une solution standard (T =15°C, S=35 psu, et P=0dbars), au moyen de l’algorithme présenté dans (Fofonoff and Millard, 1983).

1.1.1.2. Pression et masse volumique

Dans le cadre de l’approximation hydrostatique, la pression à une profondeur donnée de l’océan est définie comme le poids exercé à ce niveau par la colonne d’eau sus-jacente. La pression hydrostatique P s’exprime en fonction de la masse volumique de l’eau de mer, et de la profondeur z :

P

=

ρ

gz

(1.1)

avec g l’accélération de la pesanteur. Pour une variation de 1 m de la profondeur, la pression varie ainsi environ de 1 dbar. Dans la pratique, la pression est mesurée par des capteurs, dont le principe repose sur la déformation d’une pièce mécanique mesurée par un transducteur (Le Menn, 2007). Le paramètre donne accès à la profondeur, dérivée à partir de l’algorithme de (Saunders and Fofonoff, 1976).

La majeure partie de l’océan se caractérise par une gamme de masses volumiques comprises entre 1020 et 1030 kg/m3. La température, la salinité, et la pression définissent cette propriété, qui n’est pas mesurée directement mais calculée au moyen de l’équation d’état de l’eau de mer (Fofonoff and Millard, 1983) :

( , , 0)

( , , )

1

( , , )

S T

S T P

P

K S T P

ρ

ρ

=

−

(1.2) avec

K

1

χ

=

où χ est la compressibilité de l’eau de mer. Les expressions polynomiales des équations d’état K(S,T,P) et (S,T,0) contiennent respectivement 15 et 27 termes, et sont présentées dans le rapport UNESCO 1983 (Fofonoff and Millard, 1983). D’une manière générale, la masse volumique augmente quand la température diminue, la salinité augmente et la pression augmente.

Par anglicisme, il est courant d’employer le terme de densité pour désigner la masse volumique ; dans ce manuscrit, les deux mots sont utilisés de manière équivalente.

1.1.1.3. Vitesse du son

La vitesse du son dans l’océan est définie par la masse volumique et la compressibilité χ de l’eau de mer, toutes deux fonction de la température, la salinité et la pression :

1

c

χρ

=

(1.3)

Alors que ses paramètres constitutifs (S,T,P) sont facilement quantifiés, les mesures locales de vitesse du son dans l’eau sont difficiles à effectuer (Pickard and Emery, 1990), et le paramètre est obtenu par calcul. Le modèle de référence standard approuvé par l’UNESCO est celui de (Chen and Millero, 1977), défini à partir de données expérimentales. Les équations sont présentées en détail dans le rapport UNESCO 1983 (Fofonoff and Millard, 1983).

Dans l’océan, c vaut en moyenne 1500 m/s, et varie entre 1450 et 1550 m/s. D’une manière générale, la vitesse du son dans l’eau diminue avec la masse volumique, et augmente avec la température, la salinité et la pression (Pickard and Emery, 1990). Approximativement, une variation de la température de 1°C engendre une variation de la vitesse

Δ

c

de 3m/s, une variation d’1 psu de la salinité un

Δ

c

de 1.1 m/s, et une variation de la pression de 1 bar un

Δ

c

de 1.8 m/s. Dans les couches de surface des océans aux basses et moyennes latitudes, la vitesse est principalement déterminée par la température. La pression joue un rôle significatif à partir de 1000 m de profondeur, et l’influence de la salinité n’est sensible qu’aux hautes latitudes (Pickard and Emery, 1990).

1.1.2 Structure verticale de l’océan

Les propriétés physiques de l’eau de mer sont distribuées dans les trois dimensions de l’espace. Néanmoins, pour une distance donnée, les variations sur l’horizontale sont en général beaucoup plus petites que celles sur la verticale (Pickard and Emery, 1990). Ainsi, une caractéristique commune des propriétés physiques de l’eau de mer est qu’elles sont réparties en couches globalement horizontales : l’océan présente une stratification. D’une manière générale les gradients verticaux des différents paramètres – masse volumique, température, salinité – ne sont pas constants. Les termes thermocline, halocline et pycnocline désignent ainsi une gamme de profondeurs de la colonne d’eau où respectivement les gradients verticaux de T, S et ρ sont importants par rapport aux couches sus – et sous – jacentes (Pickard and Emery, 1990).

Dans les parties suivantes, la stratification en masse volumique, température et salinité de l’océan est présentée. Les zones profondes étant en dehors du champ de cette étude, leurs caractéristiques ne sont pas détaillées. Pour la même raison, le cas particulier des zones polaires n’est pas traité, et l’accent est mis sur les régions de latitudes moyennes (40 –50 °) et subtropicales (20 – 35 °), l’étude présentée dans ce manuscrit en chapitre 3 concernant ces zones.

1.1.2.1 Structure en masse volumique

Comme mis en évidence par l’équation de l’hydrostatique (Equation 1.1), la masse volumique augmente d’une manière générale avec la profondeur. Déterminant la position d’équilibre d’une parcelle d’eau dans la direction verticale, elle conditionne la stabilité de la stratification de la colonne d’eau. Les eaux les plus denses s’équilibrent en profondeur, et les eaux les plus légères en surface. La stabilité statique de la stratification, c’est – à – dire la façon dont le système répond au déplacement vertical d’une parcelle d’eau, est exprimée par la fréquence de Brunt – Väisälä

N

2, définie par la relation : 2

σ

σ

∂

= −

∂

g

N

z

pour z > 0 (1.4)

où σ est la densité potentielle, qui inclut une correction tenant compte de la compressibilité de l’eau de mer. Lorsque la stratification est instable (

∂ ∂

ρ

z

< 0), l’accélération de la pesanteur à tendance à éloigner la parcelle d’eau de sa position d’équilibre : c’est une condition fréquemment rencontrée dans les couches de surface. Dans le cas d’une stratification neutre (

∂ ∂

ρ

z

= 0), l’élément fluide tend à rester en place. Quand la stratification est stable (

∂ ∂

ρ

z

> 0), l’accélération de la pesanteur réduite joue le rôle de force de retour : l’élément de fluide déplacé tend vers sa position d’équilibre, et va osciller pendant un certain temps autour de cette dernière. Cette force de retour associée à la stratification est déterminante pour la propagation d’ondes internes dans l’océan (§1.1.3.3). Elle contrôle également l’écoulement de courants de gravité dans un milieu stratifié (§1.1.3.4).

Le profil de densité typique de la colonne d’eau au niveau d’un bassin océanique comprend plusieurs couches réparties de la manière suivante :

i – une couche de surface, relativement fine, de faible et quasi – uniforme, faiblement stratifiée ; ii – une pycnocline, très stratifiée ; iii – une zone profonde peu stratifiée où , plus importante, évolue très lentement avec la profondeur. Aux basses et moyennes latitudes, la masses volumique des niveaux les plus superficiels est principalement déterminée par la température (Pickard and Emery, 1990).

1.1.2.2 Structure en salinité

Au niveau d’un bassin océanique, dans la couche de surface de faible densité, les salinités peuvent être faibles ou importantes : les variations de température sont telles qu’elles masquent celles de la salinité (Pickard and Emery, 1990). Une exception est constituée par les régions côtières soumises à des flux d’eau douce significatifs par les cours d’eau. On observe alors dans ce cas une halocline, entre les eaux de surface, peu salées, et les eaux profondes, plus salées. Dans ce cas précis, la pycnocline est déterminée par la distribution de la salinité.

1.1.2.3 Structure en température a. Présentation générale

Dans l’essentiel de l’océan, la structure en masse volumique est conditionnée par la température (Pickard and Emery, 1990). Un profil vertical typique de température au niveau d’un bassin océanique comprend ainsi les trois couches suivantes (Pickard and Emery, 1990) :

i – une couche de surface, homogène, correspondant à la partie de la colonne d’eau soumise à l’influence de l’atmosphère. Sa température est égale à la température de surface et ainsi très variable selon la latitude : en moyenne de 14°C dans les régions tempérées à plus de 25°C entre l’équateur et 20°N (Roemmich et Gilson, 2009.).

ii – Une thermocline permanente, située entre 200 et 1000 m de profondeur. Elle est maintenue grâce à l’équilibre entre une diffusion de chaleur vers le bas, et un transport convectif ascendant d’eaux froides des grandes profondeurs.

iii – Une couche profonde. Au niveau de cette dernière les températures évoluent très lentement avec la profondeur, jusque des valeurs comprises entre 0 et 3 °C. La variabilité géographique est relativement faible.

La structure de la couche de surface est principalement fonction de deux forçages externes, le flux de chaleur et le stress du vent (Pickard and Emery, 1990). L’absorption de l’énergie solaire par la première dizaine de mètres de la colonne d’eau permet leur réchauffement direct ; et le mélange turbulent induit par le vent propage ensuite ce réchauffement plus en profondeur. Divers mécanismes de mélange, tels que le déferlement des vagues, les circulations de Langmuir, les ondes internes à la base de la couche, liés au vent, ou encore la convection activée par un refroidissement à la surface, participent à l’homogénéisation de la couche de surface (Moum and Smyth, 2001).

L’essentiel des variations temporelles, journalières à saisonnières, se produit dans la couche de surface. Ainsi, si le réchauffement est suffisant au cours de la journée, notamment en été, un petit intervalle de stratification peut se mettre en place au sommet de la couche de surface: une thermocline diurne délimite une couche d’eaux réchauffées – + 3 °C au maximum –, de faible épaisseur, de 1 m en l’absence de vent à une dizaine de mètre en cas de mélange (Price et al., 1986). Aux latitudes subtropicales, et plus particulièrement aux latitudes moyennes, le flux de chaleur et le vent présentent une variabilité saisonnière marquée, à l’origine d’un cycle de stratification/dé-stratification de la partie supérieure de la couche de surface (Talley et al., 2011). Pendant les mois d’été, une thermocline saisonnière se met ainsi en place, qui connecte une couche d’eaux réchauffées et bien mélangées, la couche de mélange, à la thermocline permanente (Figure 1.1.). Les eaux isothermes de la partie profonde de la couche de surface se retrouvent alors piégées entre les deux types de thermocline, et constituent une couche fossile (Sprintall and Roemmich, 1999).

La partie suivante est dédiée à la présentation détaillée de la thermocline saisonnière, de sa mise en place et de ses caractéristiques, dans le cas de l’Atlantique Nord.

b. Variabilité saisonnière de la couche de surface aux latitudes moyennes et subtropicales de l’océan Atlantique Nord

Cycle saisonnier

Couche de mélange

Le processus est schématisé en figure 1.1. Au printemps, l’ensoleillement s’intensifiant, la température de surface de l’océan augmente. En parallèle, le forçage par le vent diminue. La partie supérieure de la couche de surface de l’océan se stratifie : une thermocline saisonnière peu marquée – épaisseur importante, faible contraste de température – se met en place. La couche de mélange présente une épaisseur importante. Au cours du printemps, au fur et à mesure que l’océan se réchauffe, le gradient vertical de température augmente, la thermocline devient de plus en plus superficielle, et la couche de mélange s’amincit. Dans ce cadre, l’océan devient de plus en plus stable, et il devient difficile à la chaleur de pénétrer en profondeur. A la fin des mois d’été, la stratification atteint un maximum de développement : la couche de mélange est fine, et le gradient vertical de température de la thermocline est maximum. A partir de l’automne, le refroidissement progressif diminue le contraste de température entre les eaux de surface et les eaux plus profondes. Le mélange par le vent s’intensifie par ailleurs. La thermocline saisonnière s’érode, et la couche de mélange s’approfondit ainsi, en général sur 5 à 6 mois (Monterey and Levitus, 1997). Sous l’effet du refroidissement hivernal, la stabilité diminue, et l’eau de surface se mélange facilement avec les eaux sous-jacentes, entraînant des mouvements de convection. L’homogénéisation qui en résulte est de plus en plus profonde, jusqu’à atteindre la thermocline principale, et un profil isotherme au niveau de la couche de mélange.

Figure 1.1. Cycle saisonnier de la structure en température de la partie superficielle de la colonne d’eau. Modifié d’après (Duxbury and Duxbury, 1997).

Couche fossile

Lors de l’établissement de la thermocline saisonnière au printemps, les eaux sous-jacentes, correspondant à la couche de mélange de l’hiver précédent sont piégées et isolées de l’atmosphère. En été, la stratification augmente à l’intérieur de la couche fossile, du fait du réchauffement des eaux de la couche de mélange. A partir de l’automne, l’approfondissement de cette dernière se fait au détriment des eaux de la couche fossile, qui se retrouvent totalement renouvelées en hiver, lorsque la couche de mélange s’étend jusque la thermocline permanente.

Paramètres et grandeurs caractéristiques de la thermocline saisonnière

La thermocline saisonnière peut être décrite par deux caractéristiques : l’intensité du gradient vertical qui lui est associé, que l’on appellera « intensité de la thermocline », et la gamme de profondeurs sur laquelle elle s’étend. Les deux paramètres présentent, en plus du cycle saisonnier marqué, une variabilité spatiale, en fonction de la latitude (De Boyer Montégut et al., 2004; Monterey and Levitus, 1997), et des conditions locales d’hydrodynamisme et d’échanges océan/atmosphère (Reygondeau and Beaugrand, 2011).

Profondeur

La profondeur de la thermocline dépend des conditions de vent et de la stratification. Le sommet de cette couche limite se trouve, en moyenne sur l’année, à 70 m (Monterey and Levitus, 1997) : à l’automne, elle est située à plusieurs dizaines de mètres de profondeur, et peut atteindre 10 à 20 m de profondeur au plus fort de la stratification en été (De Boyer Montégut et al., 2004; Kara et al., 2003). L’étude climatologique de (Reygondeau and Beaugrand, 2011), montre, pour une zone située entre 44 et 46°N, et 66 et 71°W, un maximum de gradient vertical de température de la thermocline à une profondeur moyenne mensuelle de l’ordre de la centaine de mètres en janvier, et de 20 – 30 m entre juillet et octobre. Un transect des latitudes subtropicales aux latitudes tempérées dans l’Atlantique Nord-Est (15 – 20°W), représentatif de la situation d’été et en plein jour, a été effectué par (Jurado et al., 2012). Les profils de température moyens obtenus (Figure 1.2) montrent une base de la couche de mélange entre 25 et 45 m. La climatologie de d’(D'Ortenzio et al., 2005), calculée à partir de profils in –situ en Mer Méditerranée, montre une gamme de profondeurs similaires pour la partie ouest de cette mer semi – fermée, avec la base de la couche de mélange située à 15 m en août et septembre, et s’approfondissant jusqu’à 80 m en février.

Intensité (épaisseur , contraste de température)

L’épaisseur de la thermocline varie entre plusieurs dizaines de mètres et une dizaine de mètres selon les saisons (Pickard and Emery, 1990). En période de maximum de stratification, le vent, et les épisodes de tempêtes, jouent un rôle important, brassant les eaux de la surface, et assurant une homogénéisation de la couche de mélange : la thermocline s’amincit alors, ce qui augmente le gradient vertical de température.

Le contraste de température entre les eaux chaudes de la couche de mélange et les eaux plus froides sous jacentes est fonction du flux de chaleur, et dépend de la saison et de la latitude. D’une manière générale les contrastes diminuent quand la latitude augmente (Johnson et al., 2012). En période de stratification, ils sont de l’ordre de quelques degrés ; les profils de Jurado et al. (2012) montrent par exemple un contraste de 3.5 à 5.5 °C (Jurado et al., 2012) (Figure 1.2) . Localement, des valeurs de 8 à 10 °C peuvent être observées, par exemple sur le plateau continental nord européen (Cambon, 2008; Puillat et al., 2004) et dans la partie nord-ouest de la Mer Méditerranée (Small et al., 2012). D’une manière générale, la situation est très contrastée entre les régions côtières et océaniques. Ainsi, en été, les thermoclines d’intensités les plus fortes se rencontrent au niveau des plateaux continentaux, et en Mer Méditerranée (Reygondeau and Beaugrand, 2011).

Coefficients de réflexion

Afin d’estimer un ordre de grandeur de la réflectivité associée à la thermocline saisonnière dans l’Atlantique Nord, aux latitudes moyennes et subtropicales, des profils de température acquis au cours des mois d’été par des flotteurs ARGO ont été sélectionnés à partir de la base de données Coriolis. Les profils sont répartis dans l’Atlantique, entre 20 et 45 °de latitude nord (Figure 1.3 et Annexe 3). Les profils sélectionnés (Figure 1.3) sont représentatifs de la situation d’été (Jurado et al., 2012; Pickard and Emery, 1990). Le coefficient de réflexion de chaque thermocline a été calculé pour la gamme de fréquences 50 – 500 Hz, à partir de la méthode détaillée dans le chapitre 2, §2.3.2.1. Les résultats sont présentés en figure 1.3. La thermocline d’été échantillonnée par les flotteurs ARGO se caractérise par des coefficients de l’ordre de –70 à –60 dB à 50 Hz, -75 à –65 dB à 100 Hz, - 88 à –78 dB à 500 Hz. L’étude des profils permet de mettre en évidence que la réflectivité de la thermocline dépend à la fois de son épaisseur, et de l’amplitude du contraste de température global. Par exemple, pour les profils dont le gradient vertical de température associé à la thermocline est le plus fort (#2,4,8,7), les coefficients de réflexion sont de l’ordre de -70 à –65 dB à 100 Hz. Dans le cas de thermoclines moins bien formées (profils #3,5,6) , l’ordre de grandeur est de –75 à –70 dB à 100 Hz.

Figure 1.2. Profils moyens de température acquis au moyen de CTD le long d’un transect méridional dans l’Atlantique Nord-Est, représentatifs de la situation en été et en journée. Les tirets représentent l’intervalle de confiance de 95 % autour du profil moyen de chaque station. Modifié d’après (Jurado et al., 2012).

Figure 1.3. Exemples de thermoclines saisonnières aux latitudes subtropicales et moyennes dans l’Atlantique Nord, à partir de données ARGO. (en haut) Localisation des flotteurs ARGO exploités pour cette étude. (au centre) Profils de température acquis par ces flotteurs en été, présentant une thermocline saisonnière en surface. (en bas) Coefficients de réflexion de la thermocline saisonnière de chaque profil, calculés pour différentes fréquences de source sismique.

1.1.3 Exemples de processus des environnements de plateau continental et de bordure de plateau

L’océan est un milieu non stationnaire. De nombreux processus affectent ainsi les masses d’eau, à des échelles spatiales et temporelles très variables. Les différents types de circulations qui contribuent à la mise en mouvement de la partie superficielle de l’océan en sont des exemples : la marée, résultant de forçages astronomiques, déforme la surface de la mer ; le vent met en mouvement par friction les niveaux les plus superficiels de la colonne d’eau , et un transport est également activé par les contrastes de densité.

Dans cette partie, plusieurs processus influant sur les caractéristiques des environnements peu profonds de plateaux continentaux, ainsi que les zones de bordure de plateau, sont présentés : i- le gradient de pression horizontal, un moteur des mouvements océaniques, la force de Coriolis, et l’équilibre géostrophique, qui constitue un des principaux cadres de la circulation océanique ; ii – la marée de surface, qui joue un rôle important dans la dynamique côtière ; iii – les ondes internes, qui constituent une des sources majeures de perturbation de la structure thermohaline sur les plateaux continentaux ; iv – les courants de densité de type overflows, initiés dans les zones peu profondes, et qui modifient la stratification des grands bassins océaniques.

1.1.3.1 Gradient de pression horizontal, force de Coriolis, et équilibre géostrophique

Le moteur principal du mouvement dans l’océan est le gradient de pression horizontal, à l’origine d’un flux des hautes vers les basses pressions (Talley et al., 2011). Néanmoins, du fait de la rotation de la Terre, toute particule en mouvement à la surface de cette dernière est soumise à la force de Coriolis

JJG

F

_C :

2 sin

θ

= Ω

∧

JJG

JJG JJG

C z h

F

e

V

(1.5)

avec

Ω

la vitesse angulaire de rotation de la Terre, θ la latitude,

JJG

e

_z le vecteur localement vertical,

V

JJG

_h

la composante horizontale de la vitesse, et f le paramètre de Coriolis. La force de Coriolis dévie tout courant, vers la droite de la direction de mouvement dans l’hémisphère nord.

A l’état stationnaire (vitesse constante), lorsqu’on peut négliger les forces de frottement, et en dehors des zones équatoriales, les gradients de pression horizontaux sont uniquement compensés par la composante horizontale de la force de Coriolis : c’est l’équilibre géostrophique (Equation 1.6)(Fieux, 2010), et le courant produit s’exerce à 90 ° de la direction du gradient de pression.

1

H

p

fv

x

ρ

∂

₌

∂

(1.6)

Sur le plateau continental, à l’exception des zones les plus côtières, les forces de frottement sont relativement petites. A l’échelle de plusieurs jours, et sur une échelle spatiale large ( ~10 km), les écoulements sont en équilibre géostrophique (Gill, 1982).

1.1.3.2 La marée de surface

La marée résulte des forces astronomiques qui s’exercent sur l’océan : la somme de l’attraction gravitationnelle par la Lune et le Soleil, contrebalancée par la force centrifuge liée à la révolution de la Terre autour du centre de masse du système Terre -Lune. Alors que l’intensité de la force centrifuge est constante à la surface de la Terre, celle de l’attraction gravitationnelle est variable, étant fonction de la distance à la Lune. La résultante des deux forces dépend ainsi de la position sur Terre, et selon son orientation (en direction ou à l’opposé du centre de la Terre) la surface de l’océan s’élève ou s’abaisse. Du fait de la rotation de la Terre sur elle – même, la pleine mer et la basse mer alternent deux fois par jour, ce qui induit un caractère semi – diurne à la marée. Par ailleurs, quand la Terre, le Soleil et la Lune sont alignés, ou dans le cas où la Lune est à l’opposé du Soleil, la marée est particulièrement forte (vives – eaux).

La marée correspond à une onde qui se propage autour des bassins océaniques en longeant les barrières constituées par les masses continentales. L’onde tourne autour de points fixes (points amphidromiques), où son amplitude est nulle. De plus, la marée est un signal non périodique, somme de différentes composantes harmoniques (Simon, 2007). Les composantes dominantes appartiennent à l’espèce semi –diurne, directement forcées par l’attraction lunaire et solaire. Des composantes appartenant aux espèces diurnes sont forcées par l’asymétrie de la force d’attraction lunaire (plus forte au point situé immédiatement sous la lune qu’au point situé aux antipodes). Des composantes de longue période (bimensuelle à annuelle) sont liées aux variations des paramètres orbitaux. Dans l’Atlantique, les composantes diurnes sont négligeables devant le terme semi-diurne (Simon, 2007). Aux approches des côtes, les interactions non linéaires forcent des composantes d’espèces à plus hautes fréquences (quarts diurnes). Dans ces zones peu profondes, la vitesse de propagation de l’onde de marée diminue par ailleurs, et son amplitude augmente. Le frottement sur le fond dissipe l’essentiel de son énergie, et constitue une source importante de mélange turbulent.

La marée de surface est considérée comme barotrope : les courants associés à l’onde sont relativement constants sur la verticale.

1.1.3.3 Les ondes internes a. Description générale

La structure interne de l’océan est continuellement perturbée et mise en mouvement par des ondes internes, qui se propagent le long des isopycnes et les font osciller. L’amplitude des déplacements engendrés peut être importante, atteignant plusieurs dizaines de mètres (Apel, 2002). Les ondes internes sont des ondes de gravité : elles doivent leur existence dans l’océan à sa stratification en densité, et à l’accélération de la pesanteur réduite s’exerçant sur les parcelles d’eau déplacées verticalement (§1.1.2.1).

La célérité d’une onde interne et sa fréquence sont fonction du gradient vertical de densité. La fréquence maximum des ondes internes de gravité dans un milieu stratifié donné est définie par la fréquence de Brunt Väläisä N, divisé par 2π. Ainsi, plus le gradient vertical de densité au niveau de l’interface de propagation est important, plus la fréquence de l’onde est élevée, et sa célérité grande (Apel, 2002). Les ondes internes se caractérisent par des basses fréquences, et les périodes sont de l’ordre de quelques minutes dans la partie supérieure bien stratifiée de l’océan (Talley et al., 2011). Les ondes internes de gravité étant soumises à la rotation de la Terre, celles dont les fréquences sont les plus basses correspondent à des ondes d’inertie pures, de fréquence égale au paramètre de Coriolis f. Du fait d’interactions entre ces différents types d’ondes, la gamme complète des fréquences des ondes internes est comprise entre f et N, et fonction de la stratification et de la latitude.

Les ondes internes sont principalement générées par deux processus : le vent et la marée de surface (Talley et al., 2011). Le vent active le mélange des niveaux les plus superficiels de la couche de surface, et induit une érosion de la thermocline à la base de la couche de mélange. Les fluctuations de sa direction et de sa vitesse produisent des oscillations de la thermocline à des fréquences proches de la fréquence d’inertie (Moum and Smyth, 2001).

b.La marée interne sur le plateau continental

L’interaction entre la marée barotrope et un relief important de la bathymétrie, tel que les dorsales médio-océaniques et les talus continentaux, peut donner lieu à une conversion de la marée barotrope en marée interne. A l’échelle mondiale, 30 % de l’énergie de la marée barotrope est ainsi dissipée par ce processus, qui constitue par ailleurs la source principale d’ondes internes au niveau du plateau continental (Gerkema and Zimmerman, 2008).

Lorsque le courant de marée de surface, principalement horizontal, rencontre un fond penté, une composante verticale est forcée, qui comme la composante horizontale, oscille à la fréquence de la marée. Ce courant vertical déplace les isopycnes de leur position d’équilibre, et des ondes internes sont générées, faisant osciller les isopycnes à la fréquence de la marée barotrope (Gerkema and Zimmerman, 2008). Le processus est schématisé en figure 1.4, en prenant le cas de la conversion au niveau d’un talus continental en période de stratification saisonnière, où la pycnocline est déterminée

par la distribution de température. Les amplitudes de la marée interne sont plus importantes que pour la marée de surface, et peuvent atteindre plusieurs dizaines de mètres localement.

Figure 1.4. Processus de génération d’ondes internes au niveau du talus continental en période de stratification saisonnière. Le cas des ondes internes se propageant vers la côte est représenté ; néanmoins dans la réalité des ondes internes se propageant vers le large sont également créées.

En été, dans les régions côtières et en période de vives-eaux, des groupes isolés d’ondes de marée interne de haute fréquence, non linéaires, et non sinusoïdales peuvent être observés. Il s’agit de trains d’ondes solitaires, ou paquets de solitons, générés approximativement toutes les 12 h, et longs de 1 à 10 km (Apel, 2002). La distance entre paquets générés par des cycles tidaux différents peut varier entre quelques km et plusieurs dizaines de km, et dépend de la célérité des ondes et de leur âge (Jackson et al., 2012). Dans un groupe de solitons, les oscillations présentent une organisation en fonction de leur amplitude – les plus fortes au niveau du front - et de leur longueur d’onde – les plus grandes derrière (Apel, 2003) (Figure 1.5). L’amplitude des déplacements de la pycnocline varie entre quelques mètres et une centaine de mètres (Jackson et al., 2012), et la célérité entre 0.3 et 3 m/s. Le nombre d’oscillations d’un paquet, de quelques cycles à plusieurs dizaines, augmente avec son âge, et dépend également de la distance au point de génération, le talus. Ces paquets de solitons restent cohérents jusqu’à plusieurs jours, et peuvent se propager sur plusieurs centaines de km. Plusieurs mécanismes de génération des trains de solitons sont envisagés (Jackson et al., 2012). Un certain nombre d’auteurs proposent une origine basée sur l’évolution de l’onde de marée interne, qui, lorsqu’elle est suffisamment énergétique, devient plus escarpée, se brise, et évolue en ondes non linéaires (Farmer and Dungan Smith, 1980).

1.1.3.4 Overflows

Les zones peu profondes présentant une communication avec l’océan limitée par un élément topographique (plateau continental, délimité par le talus ; mer semi-fermée par un seuil ou une entrée étroite) peuvent dans certains cas être le siège de production d’eaux denses, qui s’écoulent ensuite le long de la pente continentale dans les eaux moins denses du bassin océanique adjacent. Ce type particulier de courant est appelé overflow, ou cascade (Lane - Serff, 2001). Le processus est schématisé en figure 1.6.

Du fait de sa faible profondeur, un plateau continental présente une capacité de stockage réduite de la chaleur et du sel. Un flux de chaleur donné induit ainsi de plus grandes variations de température dans ce type d’environnement qu’au niveau de l’océan profond. De la même manière, des eaux très salées peuvent être produites par évaporation dans ces régions (Shapiro et al., 2003). Lors d’échanges océan/atmosphères intenses et soutenus, par exemple un épisode de climat continental aride en hiver provoquant un refroidissement et une évaporation importante (Fieux, 2010), des eaux très denses peuvent ainsi se former. L’accumulation de ces eaux est facilitée par l’isolement du plateau continental: le fort relief du talus tend à limiter les échanges avec l’océan, les courants à l’échelle de plus d’un jour ayant tendance à s’écouler d’une manière géostrophique le long des isobathes (Ivanov et al., 2004). De plus, la colonne d’eau de faible hauteur de ce type de milieu est facilement mélangée, permettant la production d’une masse d’eau froide et/ou salée quasi homogène (Shapiro et al., 2003).

L’augmentation locale de densité dans le milieu peu profond induit un gradient horizontal de pression qui active un flux d’eaux denses vers le bassin océanique adjacent (Shapiro et al., 2003). Passant par dessus le rebord du plateau, les eaux denses pénètrent dans le bassin océanique profond, souvent à de faibles profondeurs (Lane - Serff, 2001). Elles s’écoulent ensuite le long de la pente continentale sous la forme d’un flux turbulent, ou panache (Baines, 2005). Ce dernier est contrôlé par l’accélération de la pesanteur réduite, qui s’exerce verticalement vers le bas, la force de Coriolis, et la friction par le fond.

Les overflows présentent une composante géostrophique, avec un écoulement de manière parallèle à la pente ; toutefois, leur dynamique globale est fortement influencée par des effets non géostrophiques : au niveau de la pente, l’influence de la gravité augmente la vitesse du flux et l’effet de friction du fond, résultant en une composante non géostrophique normale à la pente (Shapiro and Hill, 1997) . D’autre part, lorsqu’il descend, l’overflow entraîne un volume important d’eaux environnantes moins denses. Ses propriétés de température et salinité sont ainsi modifiées, sa densité diminue et son volume augmente (Price and Baringer, 1994). Le panache descend jusqu’à ce qu’il parvienne à un niveau de stabilité neutre dans la stratification environnante (Baines, 2008). La profondeur terminale du panache dépend ainsi des caractéristiques initiales des eaux denses, de celles des eaux entraînées lors de la descente, et de l’intensité de l’entraînement. Finalement, les eaux denses quittent la pente, et s’étendent sur les surface isopycnales à l’intérieur de l’océan, soit à des profondeurs intermédiaires, soit au fond, constituant dans ce cas des eaux profondes (Ivanov et al., 2004).

Figure 1.6. Formation d’un overflow au niveau du talus continental.

1.2 La Mer d’Iroise

1.2.1 Caractéristiques générales

A l’ouest de la Bretagne, la Mer d’Iroise est un domaine côtier s’étendant entre le nord de l’Ile d’Ouessant (48°30’N) et la Chaussée de Sein (48°N) (Figure 1.7). Au sens strict, elle est délimitée par la côte et 5.5°W. Dans le cadre de cette étude, on désignera par Mer d’Iroise un domaine élargi s’étendant jusqu’au talus, afin d’avoir une vision plus complète des processus océanographiques affectant la zone.

Située à l’entrée de la Manche, la Mer d’Iroise est soumise à un trafic maritime intense : le rail d’Ouessant, à 24 milles au nord de l’île, est emprunté par plus d’une centaine de navires chaque jour (Cornillou et al., 2010), qui rayonnent un niveau de bruit acoustique sous-marin significatif (Y.Stephan, Communication Personnelle). La Mer d’Iroise subit des forçages externes importants: le flux de chaleur présente un cycle saisonnier marqué, typique des moyennes latitudes ; située sur la trajectoire de dépressions qui traversent l’Atlantique, la zone est soumise à des épisodes de tempêtes fréquents, avec des vents pouvant être très violents et ce dès l’automne (Cambon, 2008) ; enfin, comme tout le reste de la plate-forme nord- européenne, sa dynamique est fortement influencée par la marée (Le Fèvre, 1987).

Bathymétrie

La Mer d’Iroise fait partie d’un vaste domaine peu profond largement ouvert sur l’océan, le plateau continental celtique (Figure 1.7). Ce dernier correspond au prolongement nord, très élargi, de la plate-forme du Golfe de Gascogne. Les profondeurs y sont faibles, en moyenne 110 m (Le Duff and Hily, 1999), et au maximum 220 m au niveau du talus (Le Suavé et al., 2000). La figure 1.7 permet de mettre en évidence que la bathymétrie dans ce secteur se distingue des reliefs plus monotones observés ailleurs sur le plateau par la présence d’archipels (Ouessant, Molène, Sein), de nombreux hauts-fonds, de plateaux, ainsi que de grands bancs sableux d’une cinquantaine de kilomètres de long dans la partie ouest (Bouysse et al., 1976). Entre la côte et 5°W, les fonds sont essentiellement rocheux ; au large, les dépôts sédimentaires dominent (Carte SHOM ‘G’ ; (Le Duff and Hily, 1999)). Le plateau est bordé à l’ouest par la marge celtique, le connectant avec le bassin profond. Il s’agit d’un relief très important, avec une pente de l’ordre de 2° : les fonds passent de 4000 m à 200 m en une centaine de km (Le Suavé et al., 2000).

Figure 1.7. Carte bathymétrique du plateau continental au large de la pointe ouest de la Bretagne. Modifié d’après P.Leroy, communication personnelle.

Dynamique

Influencée par la bathymétrie tourmentée, la dynamique de la Mer d’Iroise est d’autre part caractérisée par la superposition de deux types de circulations (Cambon, 2008; Muller, 2008; Pasquet, 2011) :

1. une circulation liée à la marée barotrope. Lorsque la marée parvient au niveau de la marge celtique, elle est fortement amplifiée. Ainsi, le marnage croit de 1 m au large à 6 à 7 m aux abords de l’île d’Ouessant (données SHOM). En Mer d’Iroise, la composante principale de la marée est l’onde semi-diurne lunaire M2, de période égale à 12 h 24 min. Orientés principalement sud – nord, les courants alternatifs associés peuvent être violents. Leur amplitude est de plusieurs nœuds, et augmente fortement au niveau des zones peu profondes : localement, les courants de surface atteignent ainsi en période de vives-eaux 6 à 8 nœuds au niveau respectivement du raz de Sein et du passage du Fromveur (cartes de navigation du SHOM). D’une manière générale, la marée est à l’origine d’un mélange important en Mer d’Iroise, au niveau des couches de fond ou sur toute la colonne d’eau. 2. une circulation résiduelle intense, somme de trois composantes ayant pour origines respectives :

i –le processus de rectification de la marée ; ii – la circulation induite par le vent; iii – la circulation géostrophique. Les courants associés varient entre moins de 5cm/s à 15 cm/s au large, et entre 20 à 40 cm/s près des côtes.

Hydrologie

Située à des latitudes moyennes, sur la trajectoire des dépressions, et soumise à un cycle saisonnier marqué du flux de chaleur, la Mer d’Iroise présente une variabilité hydrologique saisonnière importante. La structure hydrologique de la Mer d’Iroise est principalement conditionnée par la structure en température, dont l’évolution au cours de l’année est associée à la formation/destruction d’une thermocline et du Front d’Ouessant. L’évolution de la salinité joue un

rôle mineur dans les changements de densité, l’influence de la température sur ces derniers étant prépondérante (Cambon, 2008). La salinité se caractérise par des variations inter – annuelles importantes (L.Marié, communication personnelle), entre 35.3 et 35.8 psu. Au voisinage de la côte des fluctuations locales existent qui ont pour origine les apports d’eau douce par les fleuves (Puillat et al., 2004) ainsi que des phénomènes d’advection par le vent et par des courants liés à des contrastes de densité.

1.2.2 Particularités du secteur

1.2.2.1 Variabilité thermique saisonnière a. La thermocline saisonnière

Le cycle saisonnier de la structure en température de la Mer d’Iroise est schématisé en figure 1.8. En hiver, la colonne d’eau est homogène sur toute sa hauteur avec une température de l’ordre de 10°C, ainsi que sur l’ensemble de la zone, la SST variant entre 8°C (à l’entrée de la Manche) et 11,5°C (dans la partie sud de la Mer d’Iroise). Au printemps, une stratification thermique se met progressivement en place à partir du large: une thermocline se forme séparant les eaux de surface à 13°C, des eaux profondes plus froides à 11°C (Cambon, 2008). Cette couche limite, correspondant au gradient maximum de la colonne d’eau, remonte au fur et à mesure que la stratification s’intensifie, jusqu’au maximum de développement de la stratification en fin d’été: on observe alors une couche de surface avec des eaux à 18 – 19°C surmontant des eaux à 11°C (Le Corre and Mariette, 1985) (Figure 1.8). L’épaisseur de la couche de surface est de 30 m en moyenne, et varie entre 20 et 50 m selon les conditions de vent et de flux de chaleur. La thermocline correspond alors à une couche épaisse d’une dizaine de mètres. A partir d’octobre les premières tempêtes brassent les eaux, et la thermocline se détruit progressivement. En général, la dé-stratification s’achève en novembre (Cambon, 2008).

Figure 1.8. Représentation schématique du phénomène de stratification thermique en Mer d’Iroise. La figure 1.9 correspond à un profil vertical de température acquis en août, sur le plateau continental breton, au cours de la campagne Fromvar 2010 (XBT # 67 ; pour une présentation détaillée des données, se reporter à la section 4.1.1). Il représente une situation typique de stratification estivale, avec une thermocline épaisse de 15 m, située entre 19 et 35 m de profondeur. Le contraste de température entre les eaux de la couche de mélange et les eaux profondes plus froides est de 7°C. La figure 1.9 comprend également un profil de réflectivité dérivé à partir des données XBT au moyen de la méthode présentée en section 2.3.2.1c. Le coefficient de réflexion associé à la thermocline est de – 71 dB.

Figure 1.9. Profils verticaux de température XBT et de la réflectivité associée, représentatifs de la situation en été en Mer d’Iroise. Le tir XBT a été effectué le 08/08/10 à 05 :07 TU, par 48°.08’N – 5°44’W, lors de la campagne Fromvar 2010.

Les grandeurs caractéristiques de la thermocline saisonnière de la Mer d’Iroise en période de maximum de stratification sont récapitulées dans le tableau 1.1.

Thermocline en période de maximum de stratification

Profondeur 20 – 50 m ; en moyenne 30 m

Epaisseur ~ dizaine de mètres

Contraste de température 7 - 8 °C

Coefficient de réflexion ~ -70 dB

Tableau 1.1. Grandeurs caractéristiques de la thermocline des mois d’été en Mer d’Iroise.

b. Le Front d’Ouessant

Le schéma de stratification/dé-stratification présenté dans la section précédente ne se rencontre pas partout en Mer d’Iroise, du fait de l’intervention de courants de marée intenses, qui entrent en compétition avec le réchauffement de surface (Simpson et al., 1981). Dans les zones de la plate-forme où la profondeur est suffisamment faible et/ou où les courants de marée sont assez forts, le mélange vertical est trop important pour qu’une stratification puisse s’établir, et la colonne d’eau reste homogène en été avec des températures plus faibles, de l’ordre de 13°C. La limite entre zone stratifiée, au large, et zone homogène, près de la côte, est marquée par un front thermique de marée, le Front d’Ouessant. S’étendant de l’entrée de la Manche au large de l’île de Sein, il correspond à une zone étroite de quelques kilomètres caractérisée par un fort gradient de SST (1°C/km) (Le Boyer et al., 2009). Ce front est bien visible sur la figure 1.10 - a: on observe distinctement sur cette carte de température de surface de la mer (image infrarouge) une limite brutale entre une zone plus froide (en bleue) à l’est et au nord – est, et une zone plus chaude (en rouge et jaune) à l’ouest. Comme le montre la figure 1.10 – b, ce type de structure est très courant sur la plateau continental nord-européen.

Figure 1.10. Les fronts thermiques de marée en été. (a) Carte de température de surface en Mer d’Iroise : image infrarouge MODIS (satellite Terra, NASA), acquise le 24/07/12 à 22 :07 :38 UTC. Le front d’Ouessant est bien visible autour de 5°30’W. (b) Cartographie des fronts thermiques de marée sur la plate-forme nord – européenne. Modifié d’après (Le Fèvre, 1987). Les zones bleues correspondent aux domaines où les eaux sont brassées par les courants de marée. Différents fronts thermiques de marée sont pointés : le front d’Ouessant (O), en rouge, le front des îles Scilly (S), le front mer Celtique/mer d’Irlande (C), et le front de la baie de Lyme (L). Egalement indiqué, le front de l’Iroise (I) correspond à un front thermique.

Le Front d’Ouessant, présent au large sur près de 200 km est dit « externe » (Figure 1.10 – b, ‘O’), et doit être distingué du front d’Iroise (dit « interne »), présent à la même époque de l’année entre la Pointe Saint –Matthieu et la Pointe du Raz (Figure 1.10 – b, ‘I’). Le front d’Iroise sépare les eaux réchauffées de la Baie de Douarnenez des eaux plus froides situées au large (Birrien, 1987).

Positionner le Front d’Ouessant

(Simpson and Hunter, 1974) proposent un critère énergétique de position des fronts de marée (

S

_front), basé sur l’hypothèse que celle-ci n’est contrôlée que par le niveau de mélange tidal, dépendant de la profondeur d’eau (h) et de l’amplitude du courant de marée barotrope (U):

3

log

front

h

S

U

⎛

⎞

=

_⎜

_⎟

⎝

⎠

(1.7)

Sur la plate-forme européenne,

S

_front > 2,7 et le Front d’Ouessant est globalement situé au niveau de l’isobathe des 100 m. Sa position varie au cours de la période de stratification, selon les conditions de vent: le front est au plus près de la côte en été, puis recule progressivement à partir de septembre (Cambon, 2008). Il a également été envisagé qu’il puisse se déplacer selon le cycle des marées (Louis Marié, communication personnelle), mais ceci ne fait pas encore l’objet d’un consensus.

Néanmoins, la question de la position du Front d’Ouessant est relativement complexe: il faut en effet distinguer le front de surface, repérable sur une image de SST, du front profond, correspondant à un pool d’eau froide, en général associé à un plus fort gradient de densité. Le schéma de la figure 1.11 illustre ce dispositif. Les deux fronts coïncident rarement (Le Boyer et al., 2009), et se déplacent séparément (Pasquet et al., 2012; Szekely et al., soumis -b).

Figure 1.11. Section schématique à travers la Mer d’Iroise en été. Modifié d’après (Hill et al., 2008).

Processus engendrés par le front d’Ouessant

Différents processus sont associés au Front d’Ouessant. Ils sont schématisés dans la figure 1.12. On observe:

• Une circulation géostrophique. Pour compenser le contraste de densité crée par la présence du front profond, un courant jet se met en place au dessus de ce dernier, en surface (Hill et al., 2008). Dirigé vers le nord, il circule le long du front à des vitesses de l’ordre de 30 cm/s (Le Boyer et al., 2009). Le front de surface génère également un courant, de plus faible intensité, et dirigé vers le sud.

• Une circulation verticale, avec des upwellings du côté mélangé, et des downwellings le long du front (Simpson et al., 1981).

• Des tourbillons de quelques dizaines de kilomètres, et d’une durée de vie de quelques jours, à l’interface entre zones mélangée et stratifiée (Pingree, 1978). Ils forment des structures en crochet (hook-like structures), se présentant en général sous forme de paires comportant un méandre chaud et anticyclonique et un autre froid et cyclonique (Le Boyer et al., 2009).