1La circulation générale océanique (e.g. les gyres subtropicales ou subpolaires de la figure 1 ou le « tapis roulant » cf. I-5) est le plus souvent représentée par des lignes lisses, bleues ou rouges, bien « peignées ». Il en ressort une vision simple et facile à appréhender, capturant les grands traits de la circulation océanique mais cachant la nature turbulente des courants. Ainsi, les trajectoires suivies par des flotteurs (figure 2), version moderne et instrumentée des anciennes bouteilles à la mer, ressemblent plus à une assiette de spaghettis et paraissent plutôt totalement « décoiffées ». Cette complexité vient de la turbulence* océanique, dite turbulence de méso-échelle*, dont la compréhension théorique reste un défi. Elle constitue les fluctuations autour de l’état moyen : la circulation générale de grande échelle. Elle stocke 80 % de l’énergie cinétique totale des océans et transporte de la chaleur et du sel. Elle est entretenue par le mécanisme d’instabilité barocline*.

Formation des tourbillons

2La structure spatiale des fluctuations de trajectoire est visible sur une carte de niveau de la mer (figure 3). Les gyres sont les structures à l’échelle des bassins tandis que la turbulence se manifeste par le gondolement de cette surface. Les bosses correspondent à des hautes pressions (excès de masse) et à cause de la rotation de la Terre sont donc des anticyclones : les courants circulent en laissant le centre sur leur droite. Les creux (dépressions) correspondent à des cyclones tournant dans le sens contraire. Cyclones et anticyclones sont les briques élémentaires de la turbulence océanique. Ils sont de même nature que ceux présents dans l’atmosphère bien qu’environ 10 fois plus petits, car l’eau est plus dense que l’air. Leur échelle horizontale caractéristique est le rayon de déformation (de l’ordre de 100 km aux moyennes latitudes), encodant la force de la stratification et la vitesse de rotation de la Terre. Ils ont cependant toutes les tailles, du kilomètre ou moins et jusqu’à 300 km, typiquement une centaine de kilomètres aux moyennes latitudes. On en n’a jamais observé de plus gros. Leur taille a tendance à diminuer lorsqu’on se rapproche des pôles et il n’y en a pas au voisinage de l’équateur, ce qui est visible sur la figure 4. Ces propriétés sont étroitement liées à la sphéricité de la Terre. Le sens de rotation des tourbillons est déterminé par la force de Coriolis* dont l’intensité varie avec la latitude. Elle est maximale aux pôles, nulle à l’équateur de sorte que les anomalies de pressions (dépressions et hautes pressions) n’ont plus tendance à faire tourner le fluide, et elle change de signe dans l’hémisphère Sud forçant les courants anticycloniques à laisser le centre à gauche. À la différence de l’atmosphère, les tourbillons sont aussi infiniment plus nombreux, à tel point que l’océan apparaît plus comme une mer de tourbillons que comme un système de courants lisses (figure 5). Leur distribution est cependant non uniforme : ils sont plus nombreux et plus énergétiques sur les bords ouest des océans que sur les bords est. Certains endroits sont notoirement connus pour être des machines à fabriquer des tourbillons comme par exemple en aval du décollement du Gulf Stream ou dans la région du Cap, en Afrique du Sud, où se forment les « Anneaux des Aiguilles* ». D’autres régions, comme le cap Saint Vincent au sud du Portugal, sont connues pour fabriquer des tourbillons en profondeur, les fameux « meddies* », des tourbillons d’eau chaude et salée. Ils se forment par déstabilisation de la veine d’eau méditerranéenne, qui après avoir franchi le détroit de Gibraltar (culminant à 350 m de profondeur), s’écoule en une intense cascade sous-marine le long du talus continental pour se stabiliser vers 1 000 m de profondeur. Dans les trois exemples donnés, la création des tourbillons fait suite à la séparation d’un courant avec le talus continental mais la présence de la topographie n’est pas absolument nécessaire pour la création des tourbillons. Ainsi de nombreux tourbillons se forment en permanence dans l’océan Austral, loin des côtes. L’existence d’un courant devenu instable est le principal ingrédient responsable de leur fabrication. Cette instabilité des courants, dite instabilité barocline*, est une propriété essentielle des écoulements géophysiques (stratifiés et tournants). À cause de l’action conjointe de la stratification et de la rotation, les courants sont associés (via la relation du vent thermique*) à des pentes des surfaces d’iso-densité appelées isopycnes*. Cette propriété est d’ailleurs à l’origine de la possibilité de déterminer les courants en faisant simplement des mesures de température et de salinité. Lorsque la pente des isopycnes devient trop forte (elle dépasse une valeur seuil), les courants deviennent instables, ils se mettent à méandrer puis à expulser des tourbillons. Ceux-ci, en retour, relaxent la pente des isopycnes en transportant de la masse (et donc de la chaleur et du sel) dans la direction transverse au courant. Les isopycnes ont ainsi tendance à s’aplatir. Sous l’action du forçage atmosphérique (vent et flux de chaleur et d’eau), l’instabilité est maintenue en permanence et elle entretient elle-même la turbulence. Le rôle des tourbillons est donc absolument crucial car il s’agit d’un mécanisme stabilisateur des courants de grande échelle, fortement connecté au forçage atmosphérique. Une fois créés, les tourbillons interagissent entre eux non linéairement. Typiquement, deux tourbillons de même signe (deux cyclones par exemple), suffisamment proches l’un de l’autre, vont avoir tendance à fusionner pour donner un tourbillon plus grand. Lors de ce processus, l’énergie cinétique des deux tourbillons interagissant se retrouve donc transférée à une échelle spatiale plus grande : ce transfert est appelé une « cascade* ». Dans la vie de tous les jours, la turbulence (dans une tasse de café, derrière une voiture etc.) a tendance à transférer l’énergie vers les petites échelles ; la cascade est directe. La turbulence de méso-échelle diffère par son aspect couche mince : la profondeur des océans est très petite en regard des dimensions horizontales. Ainsi les tourbillons sont beaucoup plus larges (100 km) qu’épais (500 m) et l’écoulement est quasi horizontal. À cause de cela, la cascade est inverse : l’énergie cinétique est transférée des petites vers les grandes échelles et s’accumule à une échelle relativement grande, plus grande que le rayon de déformation mais bien plus petite que l’échelle des bassins. Cette échelle, typiquement de quelques centaines de kilomètres (visible sur la figure 3), correspond à l’échelle des ondulations du niveau de la mer. À cause de ce mécanisme de cascade inverse, 80 % de l’énergie cinétique totale des océans se trouve sous forme de tourbillons de grande échelle, les 20 % restants correspondant aux courants moyens.

Représentation de la turbulence dans les modèles

3Aujourd’hui, la turbulence est totalement absente des modèles de climat, du type de ceux utilisés par le GIEC*. Ils ne représentent, en l’état actuel des performances des ordinateurs, que les courants moyens. Le rôle de relaxation* joué par les tourbillons est cependant si important qu’il est pris en charge par une paramétrisation, dite GM*, qui mime l’aplatissement de la pente des isopycnes dû aux tourbillons par une diffusion isopycnale équivalente. L’inclusion de cette paramétrisation a beaucoup amélioré le réalisme des simulations. Tout le reste de la phénoménologie est absent, en raison d’une question d’échelle. Les modèles de climat intègrent les bonnes équations pour décrire explicitement la turbulence mais ils n’ont pas assez de résolution. Au mieux la taille de la maille est de 100 km (modèles au 1° de résolution) ce qui est trop grand pour décrire les phénomènes à l’échelle du rayon de déformation et donc en particulier l’instabilité barocline. Pour avoir un niveau réaliste de turbulence il faut descendre au 1/10° ou 1/12°. En utilisant de plus haute résolution encore (1/100°), on a découvert récemment l’importance dynamique des processus de sous-méso-échelle (entre 1 km et 50 km), caractérisés par la coexistence de petits tourbillons très intenses et de fronts, de quelques km de large et plusieurs dizaines de km de long (figure 5). Les fronts sont omniprésents sur les images satellites de couleur de la mer et sont en fait l’analogue des fronts atmosphériques coexistants avec les dépressions. Ces structures sont moins énergétiques que les tourbillons de méso-échelle mais ils affectent notablement le comportement de la turbulence en intensifiant les échanges verticaux et la cascade inverse d’énergie cinétique vers les grandes échelles, et en inversant le sens de cette cascade pour les échelles inférieures à 20 km (l’énergie étant alors transférée vers les petites échelles). Les conséquences de ces processus sur la turbulence et sur les courants moyens sont encore mal comprises. Les modèles de climat actuels sont donc incapables de fabriquer des tourbillons et encore moins les structures de sous-méso-échelle associées. Ils ne décrivent que des courants moyens et négligent toutes les fluctuations autour. À l’avenir, avec l’augmentation régulière de la puissance des ordinateurs, on devrait être capable de réaliser des simulations climatiques avec des modèles d’océan prenant en compte explicitement la turbulence.