CHAPITRE 1 : LES CARACTERISTIQUES DE LA MER MEDITERRANEE
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turbulente. Le canal de Sardaigne est un passage qui joue un rôle important dans les systèmes
de circulation à la fois du bassin algérien et de la région T2S.
Dans le bassin algérien, la salinité est essentielle comme le montre l'hydrographie (Picco.
1990) : plus que la température. Il est responsable des gradients horizontaux de densité. Les
différences de densité entre le jeune MAW et les eaux de surface méditerranéennes salubres
sont dues en grande partie à des différences de salinités. la SST, observée par télédétection.
Reste un traceur utile de la circulation superficielle (Taupier-Letage et Millot, 1988). Lorsqu'il
quitte le bassin d'Alboran, le flux vers l'extérieur du MAW forme un jet bien défini. le long de
la côte algérienne. Appelé courant algérien qui est un courant de gravité défini par la
différence de densité entre les eaux de surface de l'Atlantique et de la Méditerranée (Millot.
1985). (Dans tout ça, le nom "courant algérien" est utilisé pour le courant circulant le long de
la côte nord-africaine.)
Le flux de MAW est initialement (entre (0° et 2°E) structuré comme une veine côtière étroite
(environ 30 km) et profonde (environ 400 m) qui devient plus large et plus mince vers l'est,
avec son noyau légèrement détaché de la côte d'environ 10 km (Benzohra et Millot, 1995). A
l'est de 1° ou 2°E, le courant devient visiblement instable et serpente ; ces instabilités
induisent un ralentissement et un élargissement du courant. Les méandres donnent souvent
naissance à des tourbillons de mésoéchelle, cycloniques et anticyclonique, D'un diamètre de
50-100 km, et aux upwellings advectés vers l'est le long de la côte à quelques kilomètres par
jour. Certains des tourbillons anticycloniques pourraient se détacher du versant algérien et
persister pendant plusieurs mois tandis que les cycloniques disparaissent rapidement (Millot,
1985, 1994 ; Taupier-Letage et Millot, 1988).
Il semble que l'instabilité barocline soit le processus perturbant ce courant. A partir de
modèles analytiques simples, un tel mécanisme conduit à des événements à mésoéchelle ayant
des taux de croissance et des échelles d'espace et de temps approximativement de l'ordre de
ceux observés dans cette zone (Millot, 1985). Des simulations et des observations (Millot et
al, 1990) montrent que les perturbations en développement atteignent leur état de maturité
avant que ne puisse s'étendre sur plus de 200 km au large. La longueur de vague observée et
estimée par le modèle est inférieure à 125 km dans la direction du littoral (Beckers et Nihoul,
1992). Une étude en laboratoire a été réalisée par Chabert d'Hieres et al. (1991) Avec un
modèle réduit sur une plate-forme tournante. Au début de l'instabilité, ils observent
l'apparition, dans la couche limite côtière, d'un petit dipôle, responsable du détachement du
courant principal et de la génération de l'anticyclone. Plus tard, un cyclone apparaît à peu près
à la même position que celle prédite par le modèle mathématique.
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turbulente. Le canal de Sardaigne est un passage qui joue un rôle important dans les systèmes
de circulation à la fois du bassin algérien et de la région T2S.
Dans le bassin algérien, la salinité est essentielle comme le montre l'hydrographie (Picco.
1990) : plus que la température. Il est responsable des gradients horizontaux de densité. Les
différences de densité entre le jeune MAW et les eaux de surface méditerranéennes salubres
sont dues en grande partie à des différences de salinités. la SST, observée par télédétection.
Reste un traceur utile de la circulation superficielle (Taupier-Letage et Millot, 1988). Lorsqu'il
quitte le bassin d'Alboran, le flux vers l'extérieur du MAW forme un jet bien défini. le long de
la côte algérienne. Appelé courant algérien qui est un courant de gravité défini par la
différence de densité entre les eaux de surface de l'Atlantique et de la Méditerranée (Millot.
1985). (Dans tout ça, le nom "courant algérien" est utilisé pour le courant circulant le long de
la côte nord-africaine.)
Le flux de MAW est initialement (entre (0° et 2°E) structuré comme une veine côtière étroite
(environ 30 km) et profonde (environ 400 m) qui devient plus large et plus mince vers l'est,
avec son noyau légèrement détaché de la côte d'environ 10 km (Benzohra et Millot, 1995). A
l'est de 1° ou 2°E, le courant devient visiblement instable et serpente ; ces instabilités
induisent un ralentissement et un élargissement du courant. Les méandres donnent souvent
naissance à des tourbillons de mésoéchelle, cycloniques et anticyclonique, D'un diamètre de
50-100 km, et aux upwellings advectés vers l'est le long de la côte à quelques kilomètres par
jour. Certains des tourbillons anticycloniques pourraient se détacher du versant algérien et
persister pendant plusieurs mois tandis que les cycloniques disparaissent rapidement (Millot,
1985, 1994 ; Taupier-Letage et Millot, 1988).
Il semble que l'instabilité barocline soit le processus perturbant ce courant. A partir de
modèles analytiques simples, un tel mécanisme conduit à des événements à mésoéchelle ayant
des taux de croissance et des échelles d'espace et de temps approximativement de l'ordre de
ceux observés dans cette zone (Millot, 1985). Des simulations et des observations (Millot et
al, 1990) montrent que les perturbations en développement atteignent leur état de maturité
avant que ne puisse s'étendre sur plus de 200 km au large. La longueur de vague observée et
estimée par le modèle est inférieure à 125 km dans la direction du littoral (Beckers et Nihoul,
1992). Une étude en laboratoire a été réalisée par Chabert d'Hieres et al. (1991) Avec un
modèle réduit sur une plate-forme tournante. Au début de l'instabilité, ils observent
l'apparition, dans la couche limite côtière, d'un petit dipôle, responsable du détachement du
courant principal et de la génération de l'anticyclone. Plus tard, un cyclone apparaît à peu près
à la même position que celle prédite par le modèle mathématique.