Littoral
Capacité dispersive horizontale
En tenant compte de la profondeur du lieu, on peut alors déterminer
la capacité de mélange des masses d’eau. C’est la turbulence combinée
au cisaillement vertical qui entraîne une dispersion horizontale des
courants de marée. Au cours d’un cycle de marée moyenne, le coefficient de dispersion, selon la formule de Elder (par ex. Bowden, 1983),
s’exprime par
K Buh (en m
2 /s).
La vitesse u et la profondeur h sont moyennées sur un cycle de marée.
Le coefficient B sans dimension est représentatif d’un courant moyen.
La valeur de 0,7 donne une bonne indication d’une situation annuelle
moyenne pour la Manche (Salomon & Breton, 1993), valeur reprise
dans cette étude.
La capacité dispersive horizontale des masses d’eau (fig. 5, p. 342) est
faible tout le long de la côte et sur la majeure partie du littoral sud.
Elle augmente avec la profondeur et devient importante là où les vitesses
sont élevées : entre Bréhat et les Roches-Douvres, au niveau des Septîles, de Batz et de Sein. Elle atteint un maximum autour d’Ouessant
où profondeurs et vitesses sont grandes. Il est à noter que ce coefficient
de dispersion horizontale tient compte du cisaillement vertical mais pas
du « chaos lagrangien », c’est-à-dire du fait que deux particules voisines à un instant donné puissent avoir ultérieurement des trajectoires
très différentes (Zimmerman, 1986).
Stratification thermique
Une masse d’eau peut être bien mélangée et homogène sur la verticale
ou, au contraire, un réchauffement des couches superficielles de l’océan
ou un apport d’eau douce des fleuves peuvent entraîner une stratification. La dynamique n’est alors plus la même. Dans le cas où la masse
d’eau est stratifiée apparaît une frontière entre les eaux de surface
chaudes ou peu salées et les eaux profondes de densité supérieure. Aux
embouchures cle la Vilaine et de la Loire, la stratification haline joue
un rôle prépondérant (Lazure & Salomon, 1991), non considéré ici où
il n’est tenu compte que de la stratification thermique estivale. Dans
ce cas, le mélange vertical entre les deux couches est quasiment inexistant et la couche de surface peut se réchauffer rapidement et de manière importante indépendamment de la couche profonde. Pour distinguer
ces deux cas (mélange ou stratification thermique), un indice pratique
est défini comme le flux de chaleur absorbé par la surface libre divisé
par la dissipation cl’énergie due au frottement (Simpson & Hunter,
197 4).
Les valeurs critiques du paramètre de stratification ont èté déterminées
de façon empirique grâce aux observations locales. Pour la Manche, si
cet indice est inférieur à 1, c’est-à-dire si la turbulence est prépondérante, la zone concernée est mélangée. Si cet indice est supérieur à 2,
c’est le flux de chaleur absorbé par la surface libre qui domine et la
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Capacité dispersive horizontale
En tenant compte de la profondeur du lieu, on peut alors déterminer
la capacité de mélange des masses d’eau. C’est la turbulence combinée
au cisaillement vertical qui entraîne une dispersion horizontale des
courants de marée. Au cours d’un cycle de marée moyenne, le coefficient de dispersion, selon la formule de Elder (par ex. Bowden, 1983),
s’exprime par
K Buh (en m
2 /s).
La vitesse u et la profondeur h sont moyennées sur un cycle de marée.
Le coefficient B sans dimension est représentatif d’un courant moyen.
La valeur de 0,7 donne une bonne indication d’une situation annuelle
moyenne pour la Manche (Salomon & Breton, 1993), valeur reprise
dans cette étude.
La capacité dispersive horizontale des masses d’eau (fig. 5, p. 342) est
faible tout le long de la côte et sur la majeure partie du littoral sud.
Elle augmente avec la profondeur et devient importante là où les vitesses
sont élevées : entre Bréhat et les Roches-Douvres, au niveau des Septîles, de Batz et de Sein. Elle atteint un maximum autour d’Ouessant
où profondeurs et vitesses sont grandes. Il est à noter que ce coefficient
de dispersion horizontale tient compte du cisaillement vertical mais pas
du « chaos lagrangien », c’est-à-dire du fait que deux particules voisines à un instant donné puissent avoir ultérieurement des trajectoires
très différentes (Zimmerman, 1986).
Stratification thermique
Une masse d’eau peut être bien mélangée et homogène sur la verticale
ou, au contraire, un réchauffement des couches superficielles de l’océan
ou un apport d’eau douce des fleuves peuvent entraîner une stratification. La dynamique n’est alors plus la même. Dans le cas où la masse
d’eau est stratifiée apparaît une frontière entre les eaux de surface
chaudes ou peu salées et les eaux profondes de densité supérieure. Aux
embouchures cle la Vilaine et de la Loire, la stratification haline joue
un rôle prépondérant (Lazure & Salomon, 1991), non considéré ici où
il n’est tenu compte que de la stratification thermique estivale. Dans
ce cas, le mélange vertical entre les deux couches est quasiment inexistant et la couche de surface peut se réchauffer rapidement et de manière importante indépendamment de la couche profonde. Pour distinguer
ces deux cas (mélange ou stratification thermique), un indice pratique
est défini comme le flux de chaleur absorbé par la surface libre divisé
par la dissipation cl’énergie due au frottement (Simpson & Hunter,
197 4).
Les valeurs critiques du paramètre de stratification ont èté déterminées
de façon empirique grâce aux observations locales. Pour la Manche, si
cet indice est inférieur à 1, c’est-à-dire si la turbulence est prépondérante, la zone concernée est mélangée. Si cet indice est supérieur à 2,
c’est le flux de chaleur absorbé par la surface libre qui domine et la
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