Effect of deep convection on the boundary circulation and the

7.5.2 DW spreading during and after deep convection : role of

the boundary current and the mesoscale structures . . . . 117 7.5.3 Restratification . . . 121 7.6 Conclusion . . . 123

L’étude de l’influence de la résolution spatiale des modèles numériques sur la représentation de la convection profonde et de l’impact de la convection sur la circu-lation en Méditerranée nord-occidentale a fait l’objet d’un article publié au Journal of Geophysical Research [Herrmann et al., 2008b]. Le présent chapitre est constitué d’un résumé en français de cet article, puis de l’article en lui-même.

RESUME DE L’ARTICLE

La circulation thermohaline globale a pour origine la convection océanique pro-fonde, qui a lieu uniquement dans certaines mers du globe : les mers du Labrador et d’Irminger en Atlantique Nord, les mers de Norvège et du Groenland dans les régions subpolaires de l’hémisphère Nord, les mers de Weddel et de Ross dans l’hé-misphère Sud, et le golfe du Lion en Méditerranée nord-occidentale. Marshall and Schott [1999] présentent une revue détaillée de la connaissance de ce processus.

La convection profonde est l’un des processus clefs en Méditerranée nord-occidentale. A l’origine de la formation de l’eau profonde nord-occidentale, elle joue un rôle majeur dans la circulation thermohaline méditerranéenne. Mais l’importance de ce phénomène s’étend au-delà de la circulation océanique : l’intensité de l’efflorescence phytoplanctonique printanière et sa variabilité interannuelle sont largement condi-tionnées par la quantité de nutriments remontés depuis l’océan profond jusqu’à la zone euphotique lors des épisodes hivernaux de convection profonde.

La proximité des côtes rend cette zone relativement facile d’accès pour les campagnes d’observations. Plusieurs campagnes ont ainsi été réalisées [MEDOC-Group, 1970; Gascard , 1978; THETIS-Group, 1994]. Elles ont mis en évidence la variabilité inter-annuelle de ce processus, centré en général autour de (5◦E, 42◦N), avec des années sans convection et d’autres où la convection atteint le fond. L’année 1986-87 est un exemple d’année de forte convection, et présente un intérêt particulier puisque l’épi-sode de convection a fait l’objet d’une campagne d’observation dédiée (MEDOC87, 20 janvier - 10 mars 1987) dont les résultats ont été exposés par Leaman and Schott [1991] et Schott and Leaman [1991]. Le navire océanographique R/V Akademik Msti-slav Keldysh était également sur la zone du 4 au 8 mars 1987 (données disponibles dans MEDAR/MEDATLAS Group [2002]). Cette période semble donc particulière-ment adaptée à une étude numérique de la convection profonde.

Ce processus est caractérisé, entre autres, par une forte activité de la circulation de méso-échelle. Des instabilités baroclines de méso-échelle ont en effet été observées lors de plusieurs épisodes de convection profonde en Méditerranée nord-occidentale [Gascard, 1978; Testor and Gascard, 2003, 2006] et en Mer du Labrador [Gascard and Clarke, 1983; Lilly et al., 2003]. Les analyses de ces observations ainsi que des simulations numériques [Madec et al., 1991b; Legg and Marshall, 1993; Send and Marshall , 1995; Jones and Marshall , 1997; Katsman et al., 2004] ont montré que ces structures étaient partiellement responsables de l’approfondissement et de la disper-sion de l’eau dense formée lors des épisodes de convection. D’autres études [Madec et al., 1991b; Send et al., 1996] ont suggéré que cette eau était également transportée hors de la zone de convection par entraînement dans le courant Nord.

Influence de la résolution spatiale des modèles océaniques sur la représentation de la convection profonde en Méditerranée nord-occidentale et impact de la convection sur la circulation

Plusieurs études numériques concernant la convection profonde en Méditerranée occidentale ont été menées. Madec et al. [1991a,b] ont réalisé des simulations aca-démiques en utilisant des modèles rectangulaires simples afin d’étudier l’effet de la variabilité du forçage thermohalin sur la formation d’eau dense ainsi que le rôle des instabilités baroclines lors de la restratification. Madec et al. [1996] ont exploré l’effet du vent, du forçage thermohalin, de l’effet β et de la topographie sur le précondi-tionnement de la convection profonde. Outre ces études théoriques, Demirov and Pinardi [2007] et Somot [2005] ont étudié le cas réel de l’année 1986-87 en Mediter-ranée nord-occidentale au moyen de modèles dits eddy-permitting, c’est-à-dire dont la résolution ne permet pas de résoudre la méso-échelle contrairement aux modèles dits eddy-resolving, et en utilisant des forçages réalistes. Cette année a également été étudiée par Mertens and Schott [1998] avec un modèle unidimensionnel.

Etant donnée l’importance des processus de méso-échelle pendant la convection, il serait pertinent de mener également une étude numérique d’un cas réel, par exemple celui de l’année 1986-87 en Mediterranée nord-occidentale, au moyen d’un modèle dit eddy-resolving. C’est l’objet de l’article présenté dans ce chapitre. Une étude nu-mérique utilisant deux modèles océaniques de résolution spatiale différente ainsi que des forçages réalistes permet de déterminer l’influence de la résolution du modèle océanique sur la représentation de la convection profonde, d’étudier l’effet de ce pro-cessus sur la circulation océanique régionale, et enfin de quantifier les contributions respectives des processus de méso-échelle et de l’entraînement dans le courant de grande échelle à la dispersion de l’eau profonde.

La première partie de l’article présente le contexte et les objectifs de l’étude. La deuxième partie détaille les observations disponibles. Les outils et méthodes sont exposés dans la partie 7.3. Les paragraphes 7.3.1 et 7.3.2 sont consacrés à la descrip-tion des modèles océaniques. Le modèle de plus basse résoludescrip-tion OPAMED8, appelé EPOM dans la suite (Eddy-Permitting Oceanic Model), a été utilisé pour réaliser une simulation sur tout le bassin Méditerranéen par Somot [2005]. Nous effectuons alors une simulation sur la Mediterranée nord-occidentale au moyen du modèle à haute résolution SYMPHONIE (EROM, Eddy-Resolving Oceanic Model), forcé aux frontières ouvertes par les résultats de la simulation effectuée avec EPOM. Le prin-cipe de ce forçage est détaillé dans le paragraphe 7.3.2. Les flux atmosphériques issus de la réanalyse ERA40 [Simmons and Gibson, 2000], présentée dans le paragraphe 7.3.3, permettent de prescrire le forçage de surface pour les deux simulations. Dans cette partie, nous décrivons l’évolution des flux atmosphériques pendant la convec-tion profonde hivernale et nous comparons les flux d’ERA40 et les flux observés. Une méthode simple, déja utilisée par Somot [2005], est proposée pour corriger la diffé-rence entre la perte de chaleur atmosphérique calculée dans ERA40 et celle observée. Dans la partie 7.4 de l’article, nous nous intéressons à l’influence de la résolution des modèles sur la représentation de la convection profonde, en comparant les deux simulations entre elles et avec les données disponibles.

Les caractéristiques des différentes masses d’eau sont étudiées dans le paragraphe 7.4.1. Pour cela, nous examinons l’évolution de ces caractéristiques moyennées sur tout le domaine (Fig. 7.4.1), ainsi que les diagrammes "T-S" pour différents points et profondeurs du domaine avant, pendant et après la convection (Fig. 7.4.1). Il

ressort de cet examen qu’à l’échelle du domaine, les masses d’eau ont une évolution très similaire et en accord avec les observations. Cependant, les différences entre les deux simulations à l’échelle locale indiquent une zone de convection plus grande dans EPOM que dans EROM, cette zone apparaissant trop grande par rapport à la zone observée pour les deux simulations.

Dans le paragraphe 7.4.2, nous étudions la couche de mélange océanique (CMO). L’évolution des CMOs maximale et moyenne sur la zone LION (voir Fig. 7.3.1) est présentée sur la Fig. 7.4.2a,b. Cette évolution est globalement similaire dans les deux modèles, et en accord avec les données. Les différences observées montrent qu’il existe un processus représenté par EROM et moins, ou pas du tout, par EPOM, ralentis-sant l’approfondissement de la couche de mélange et accélèrant la restratification. Les caractéristiques spatiales de la convection sont examinées dans le paragraphe 7.4.3. Les cartes de salinité de surface (Fig. 7.4.3a) et de profondeur de la CMO (Fig. 7.4.3b) et la comparaison avec la salinité de surface observée révèlent que la zone de convection est positionnée identiquement dans les deux modèles, et décalée d’un demi-degré vers le sud-ouest par rapport aux observations. L’observation de l’évolution de la CMO moyenne (Fig. 7.4.2b) et de la taille du volume de de convec-tion (Fig. 7.4.3) montre que cette zone est environ deux fois plus petite chez EROM que chez EPOM pendant la convection profonde.

La représentation des structures de méso-échelle est étudiée dans le paragraphe 7.4.4. Sur les cartes de salinité et de densité de surface du début et de la fin de l’épisode de convection (Fig. 7.4.3 et 7.4.4), il apparaît que les structures de méso-échelle sont nettement plus présentes dans EROM que dans EPOM, et en accord avec les observations. En examinant les champs de densité de surface et de vitesse à 50 m de profondeur (Fig. 7.4.4), on voit que ces structures évoluent en tourbillons anticy-cloniques et cyanticy-cloniques, dont l’extension verticale et la vitesse de rotation sont en accord avec les observations [Testor and Gascard, 2006]. Les tourbillons cycloniques transportent l’eau dense vers l’extérieur de la zone de convection et les tourbillons anticycloniques transportent l’eau légère et stratifiée de l’extérieur vers l’intérieur de la zone de convection.

Une analyse de l’énergie cinétique est effectuée dans le paragraphe 7.4.5. La convec-tion profonde est associée dans EPOM au développement de processus d’échelle spatiale supérieure à 60 km, alors que ce sont les processus d’échelle inférieure à 60 km qui ont la plus grande énergie chez EROM, confirmant la présence importante des processus de méso-échelle dans la simulation EROM.

Dans le paragraphe 7.4.6, l’analyse de la flottabilité confirme le rôle des structures de méso-échelle, suggéré par [Legg and Marshall, 1993; Jones and Marshall, 1993; Marshall and Schott, 1999], dans l’advection latérale d’eau légère et stratifiée, donc de flottabilité positive, de l’extérieur vers l’intérieur de la zone de convection. Le paragraphe 7.4.7 est dédié à l’évolution de l’eau dense formée lors de la convection profonde. Partant d’une équation de bilan du volume d’eau dense dans la MEDOC (voir Fig. 7.3.1), nous étudions la part des différents termes de cette équation (Fig. 7.4.7) : la formation par les flux de surface, par le mélange, par l’advection aux li-mites latérales ouvertes et le stockage. Le terme d’export est nettement plus impor-tant dans EROM, pendant et après la convection, metimpor-tant en évidence l’importance des tourbillons observés dans la dispersion de l’eau profonde. Par conséquence, la structure de la colonne d’eau au début de l’automne suivant, donc juste avant l’épi-sode de convection suivant, est très différente dans les deux modèles avec 2.7 fois plus

Influence de la résolution spatiale des modèles océaniques sur la représentation de la convection profonde en Méditerranée nord-occidentale et impact de la convection sur la circulation

d’eau dense restant dans la zone MEDOC dans EPOM par rapport à EROM. Par ailleurs, les structures de méso-échelle aident à la stabilisation des caractéristiques de cette eau dense en mélangeant constamment l’eau dense formée à la surface avec de l’eau légère pendant la convection, limitant ainsi l’augmentation de sa densité.

Nous montrons donc dans la partie 7.4 que la représentation des structures de méso-échelle constitue la différence essentielle entre les deux modèles. On peut alors lier les différences d’évolution de l’eau dense entre les deux modèles à ces struc-tures. Elles ont une influence très importante sur la structure de la colonne d’eau lors de la convection profonde : elles facilitent l’advection d’eau légère et stratifiée vers l’intérieur de la zone de convection et d’eau dense vers l’extérieur, limitant ainsi l’extension latérale de cette zone, ralentissant l’approfondissement de la CMO, stabi-lisant les caractéristiques de l’eau dense formée et facilitant la restratification. Dans la partie 7.5 nous étudions l’effet de la convection sur la circulation en Méditerranée nord-occidentale. Pour cela, nous utilisons uniquement les résultats de EROM, qui reproduit mieux la méso-échelle.

Dans le paragraphe 7.5.1, nous montrons que la circulation est activée lors de la convection. Cette activation concerne la circulation horizontale (Courant Nord et méso-échelle), comme le montre l’évolution du minimum de la fonction de courant barotrope présentée sur la Fig. 7.5.1a. L’examen des flux d’eau au frontières de la Méditerranée nord-occidentale et à différentes profondeurs (Fig. 7.5.1a,b) révèle que la circulation est également activée sur la verticale. Cette activation est en accord avec les observations réalisées par Millot [1999] et les études analytiques menées par Crépon et al. [1989] et Barnier et al. [1989].

Dans le paragraphe 7.5.2, nous évaluons les contributions respectives du courant Nord et des structures de méso-échelle à la dispersion de l’eau dense pendant et après la convection profonde. Pour cela, nous examinons les flux d’eau dense aux frontières de la zone MEDOC (voir Fig. 7.3.1), en distinguant les flux dus aux struc-tures de méso-échelle et au courants de grande échelle ainsi que les frontières Est et Ouest de la zone (Fig. 7.5.2, Table 7.2). L’entraînement de l’eau dense dans le courant Nord vers la mer Catalane représente 66% de l’export d’eau dense. Cette partie de l’export a lieu principalement pendant la convection profonde, sans appro-fondissement de l’eau dense, comme on peut l’observer sur la Fig. 7.5.2 qui montre la structure verticale du flux d’eau dense entre Décembre 1986 et Août 1987. 34% de l’eau dense est exportée vers le sud-est, principalement par les tourbillons (Fig. 7.5.2, Table 7.2). Cet export par les tourbillons a lieu principalement après la convec-tion profonde et se prolonge jusqu’à la fin de la simulaconvec-tion. Pendant ce processus, l’eau dense est approfondie en dessous de 1000 m (Fig. 7.5.2). Ceci est en accord avec les études numériques théoriques [Hermann and Owens, 1991; Madec et al., 1991b; Jones and Marshall, 1997] montrant que l’énergie cinétique nécessaire pour maintenir les tourbillons est gagnée au détriment de l’énergie potentielle disponible, conduisant à l’approfondissement de l’eau dense contenue au centre de ces tour-billons. Les valeurs obtenues ici sont comparables avec les valeurs obtenues grâce aux observations. Pendant l’hiver 1994-95, Testor and Gascard [2006] estiment en effet à 40% la contribution des tourbillons, et Send et al. [1996] suggèrent que 50% de l’export pourrait être attribué à l’entraînement dans le courant Nord.

des flux de surface, du mélange, de l’advection et du stockage dans l’évolution de l’eau légère pendant et après la convection (Fig. 7.5.3 et Table 7.3). Pendant la phase de mélange violent, 94% de la couche d’eau légère initialement présente est détruite, principalement par les flux de surface. A la fin de la convection, 16% du volume ainsi détruit a été reconstruit. Jusqu’à la fin du mois de juillet, la reconstruction de cette couche se fait principalement par l’advection, avec des contributions compa-rables pour le courant Nord et les tourbillons. 60% du volume d’eau légère est alors reconstruit. La restratification se fait ensuite grâce au mélange et le volume d’eau légère détruit pendant la convection n’est pas totalement reconstruit avant l’hiver suivant, facilitant alors la convection.

Les conclusions de cette étude, ainsi que ses perspectives et limites, sont expo-sées dans la dernière partie de l’article. Les deux modèles représentent la convection profonde de façon similaire à l’échelle globale. En revanche, le modèle à haute réso-lution reproduit naturellement mieux les structures de méso-échelle que le modèle de plus basse résolution. Ces structures ont un impact important sur la structure de la colonne d’eau lors de la convection. Elles jouent de plus un rôle majeur lors la formation, du mélange et du transport de l’eau dense. 2/3 de cette eau dense est exportée pendant la convection par entraînement dans le courant Nord vers la mer Catalane et 1/3 est approfondie et transportée vers le sud-est après la convection lors du transport par les tourbillons. L’activation de la circulation lors de la convec-tion profonde est également mise en évidence. Les contribuconvec-tions du transport puis du mélange à la restratification, qui n’est pas terminée avant le prochain épisode de convection, sont évaluées.

Les deux modèles simulent une zone de convection trop grande et légèrement déca-lée vers le sud-ouest. Comme suggéré par Madec [1990], ceci pourrait être dù à la trop basse résolution du forçage atmosphérique, qui ne permet pas de représenter correctement les "extrêmes" météorologiques. La trop basse résolution du forçage atmosphérique, et notamment du vent, pourrait en effet entraîner la faiblesse du gyre cyclonique qui ne "piègerait" pas suffisamment l’eau dans la zone de forts re-froidissement et évaporation, ce qui conduirait à une advection de ces eaux vers le sud-ouest. Dans le chapitre suivant, nous testerons cette hypothèse en utilisant un forçage atmosphérique de plus haute résolution.

7.1 Introduction

ARTICLE PUBLIE JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH doi :10.1029/2006jJC003991

Modeling the deep convection in the Northwestern Mediterranean Sea using an eddy-permitting and an eddy-resolving model : case

study of winter 1986-87

Auteurs : M. Herrmann, S. Somot, F. Sevault, C. Estournel, M. Déqué.

In the Northwestern Mediterranean sea, winter 1986-87 was parti-cularly cold, inducing a strong open-ocean convection event. In order to investigate the impact of numerical models spatial resolution on the convection representation and the effects of deep convection on the Nor-thwestern Mediterranean circulation, we perform two numerical three-dimensional simulations (eddy-permitting vs. eddy-resolving). Models are forced at the surface by the ERA40 atmospheric fluxes, with a simple heat flux correction to better mimic the observed value. We examine the characteristics of the deep convection (mixed layer, water masses characteristics , convection zone and mesoscale structures), and perform temporal analysis of this event in terms of kinetic energy, buoyancy equi-librium and deep water (DW) evolution. The convection characteristics are represented similarly on a global scale by both models and are in good agreement with observations, except for the size of the convection region. However, the eddy-resolving model reproduces better the mesos-cale structures, whose role in the DW formation, mixing and transport is shown to be essential. The boundary circulation and the overturning are enhanced during the convection event. 66% of the DW spreading is due to the bleeding effect into the Catalan sea during the convection event, whereas 33% is due to the mesoscale structures southwestward advection after the event. 60% of the restratification with respect of the water co-lumn initial structure occurs before July 1987 and is due to light water advection. Afterwards, restratification is due to the mixing, and is not complete before next year convection.

7.1 Introduction

The Mediterranean Sea and more particularly the North Western Mediterranean Sea (NWMS) is one of the few regions in the world where open-ocean deep convec-tion occurs (for a thorough review about open-ocean convecconvec-tion, see Marshall and Schott [1999]). In this oligotrophic basin this process plays a major role in the func-tioning of biological pelagic ecosystems : phytoplanktonic spring blooms intensity is related to the amount of nutrients transported from the bottom to the surface eupho-tic zone during winter convection episodes. Atmospheric conditions, namely strong northerly winds and negative heat fluxes, combined with local anticlockwise oceanic circulation largely drive winter deep convection. Several observations campaigns have been realized in this region [MEDOC-Group, 1970; Gascard, 1978; THETIS-Group, 1994]. They revealed that the NWMS convection, centered around (5◦E, 42◦N), has an important interannual variability and reaches the bottom (2200m) during strong

convection winters, like winter 1986-87. This period is of great interest for convec-tion studies since it was a very cold and windy winter with an intense convecconvec-tion episode that has been monitored during a dedicated campaign reported by Schott and Leaman [1991] and Leaman and Schott [1991].

Mesoscale structures play an important role during deep convection. Baroclinic