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GÉOCHIMIE MARINE
arrivée d’eau depuis l’est par le transport d’Ekman. Il se crée donc un creux dans la surface
de la mer. Le départ d’eau en surface est compensé par une remontée des eaux de la thermocline. On trouve donc en surface des eaux plus froides. Le cas de l’upwelling de Californie
est étudié dans l’exercice d’approfondissement 5 à partir de différents outils présentés dans
le chapitre.
Les courants géostrophiques
La présence de bosses et de creux à la surface de l’océan entraîne des variations horizontales de pression : à une profondeur donnée, la pression de l’eau est plus forte sous une bosse
que sous un creux. L’eau est poussée depuis les hautes pressions vers les basses pressions
(Figure 1.20). Mais, là encore, le mouvement est dévié par la force de Coriolis. Un équilibre
s’établit entre les forces de pression et la force de Coriolis. La vitesse se trouve à 90° (à droite
dans l’hémisphère nord et à gauche dans l’hémisphère sud) des forces de pression, c’est-àdire parallèle à la ligne de pression constate (isobare). On parle d’équilibre géostrophique.
Les bosses et les creux de la surface de l’océan (la topographie dynamique) peuvent
être mesurés par les satellites altimétriques. Un satellite altimétrique est équipé d’un radar
et il mesure le temps d’aller-retour d’une onde électromagnétique qu’il a émise et qui se
réfléchit à la surface de l’océan. A partir de ce temps, on détermine la distance entre la
surface de l’océan et le satellite. Comme la position du satellite est parfaitement connue, on
peut en déduire la hauteur dynamique de l’océan. Compte tenu de la précision requise, de
nombreuses corrections concernant la propagation du signal dans l’atmosphère et des phénomènes océaniques comme les marées doivent être effectuées. La différence entre le niveau
de la mer et le niveau du géoïde (déterminé indépendamment des données altimétriques)
donne la topographie dynamique qui permet de calculer la vitesse des courants. On note une
excellente concordance entre les courants calculés par altimétrie (Figure 1.21) et la carte des
courants de surface (Figure 1.10).
Figure 1.20. Principe de l’équilibre géostrophique.
Modifié d’après Openllniversity, 1989.
vue en couds
GÉOCHIMIE MARINE
arrivée d’eau depuis l’est par le transport d’Ekman. Il se crée donc un creux dans la surface
de la mer. Le départ d’eau en surface est compensé par une remontée des eaux de la thermocline. On trouve donc en surface des eaux plus froides. Le cas de l’upwelling de Californie
est étudié dans l’exercice d’approfondissement 5 à partir de différents outils présentés dans
le chapitre.
Les courants géostrophiques
La présence de bosses et de creux à la surface de l’océan entraîne des variations horizontales de pression : à une profondeur donnée, la pression de l’eau est plus forte sous une bosse
que sous un creux. L’eau est poussée depuis les hautes pressions vers les basses pressions
(Figure 1.20). Mais, là encore, le mouvement est dévié par la force de Coriolis. Un équilibre
s’établit entre les forces de pression et la force de Coriolis. La vitesse se trouve à 90° (à droite
dans l’hémisphère nord et à gauche dans l’hémisphère sud) des forces de pression, c’est-àdire parallèle à la ligne de pression constate (isobare). On parle d’équilibre géostrophique.
Les bosses et les creux de la surface de l’océan (la topographie dynamique) peuvent
être mesurés par les satellites altimétriques. Un satellite altimétrique est équipé d’un radar
et il mesure le temps d’aller-retour d’une onde électromagnétique qu’il a émise et qui se
réfléchit à la surface de l’océan. A partir de ce temps, on détermine la distance entre la
surface de l’océan et le satellite. Comme la position du satellite est parfaitement connue, on
peut en déduire la hauteur dynamique de l’océan. Compte tenu de la précision requise, de
nombreuses corrections concernant la propagation du signal dans l’atmosphère et des phénomènes océaniques comme les marées doivent être effectuées. La différence entre le niveau
de la mer et le niveau du géoïde (déterminé indépendamment des données altimétriques)
donne la topographie dynamique qui permet de calculer la vitesse des courants. On note une
excellente concordance entre les courants calculés par altimétrie (Figure 1.21) et la carte des
courants de surface (Figure 1.10).
Figure 1.20. Principe de l’équilibre géostrophique.
Modifié d’après Openllniversity, 1989.
vue en couds