Etat moyen

a Température de surface de la mer

(a) (b)

(d)

(c)

Fig. II.19 (a) SST moyenne en 2007 (°C), calculée à partir des observations MW OI

(b)-(d) Anomalie de SST (°C) moyenne en 2007 pour (b) CPL16A, (c) CPL1cA, et (d) CPL16C_11. Les contours noirs fins et continus représentent les anomalies avec un intervalle de 1 °C, le contour noir fin pointillé indique une anomalie nulle. Les contours noirs épais représentent la SST moyenne (°C), avec un intervalle de 2 °C.

es-sentielle pour nos analyses. La Figure II.19 montre sa moyenne sur l’année 2007. Le modèle couplé est capable de reproduire l’existence d’un gradient côte-large de tempé-rature, caractéristique de l’upwelling côtier.

Dans la région du Pacifique Sud-Est, au sud de 6 °S et au large de 200 km de la côte, l’erreur quadratique moyenne de la SST de CPL16A par rapport aux observations est de 0.2 °C (Fig.II.19b). Dans la région côtière, la SST de NEMO est jusqu’à 1 °C plus froide. A l’équateur, on observe une “langue” d’eau froide, due à l’advection des eaux de l’upwelling côtier, mais également à l’upwelling équatorial. CPL16A y présente un biais chaud de plus de 2 °C. Dans la partie nord du domaine, la SST du modèle est aussi 0.8 °C trop chaude. Cela n’est pas surprenant, compte tenu du flux solaire trop fort (Fig.II.11) et de la TV trop faible (Fig.II.12), qui entraine alors moins d’évaporation et de mélange vertical dans l’océan.

Au sud de 6 °S, la SST de la simulation CPL1cA est trop chaude (Fig.II.19c) et présente une erreur quadratique moyenne de 0.5 °C. Le flux solaire incident de CPL1cA y est ∼ 20 W m−2trop intense (Fig.II.11). En considérant une couche de mélange d’épaisseur L ∼ 100 m, au bout d’une durée ∆T = 365 jours, ce biais de flux ∆Φ induit une aug-mentation de température ∆θ(365) = ∆Φ∆T

ρLCp = 1.1 °C (où Cp est la capacité calorifique de l’eau). L’anomalie de SST moyenne sur une année sera h∆θi = ∆θ(365)+∆θ(0)

2 = 0.6

°C. Le biais de flux solaire de CPL1cA peut donc expliquer le biais chaud de tempé-rature de l’eau mis en évidence. A nouveau, la région située à moins de 200 km de la côte est plus froide (jusqu’à 1°C) dans le modèle que dans les observations. Un biais chaud similaire à celui de CPL16A est présent dans au nord de 5 °S. Enfin, la SST de CPL16C_11 est 2 °C trop chaude dans le Pacifique Sud-Est et 3 °C trop chaude à l’équateur. 0 100 200 300 400 500 16 17 18 19 20 21 22 23 24 distance a la cote (km) Temperature ( oC)

SST pres du Perou central annuel CPL16A CPL1cA CPL16C_11 Obs 0 100 200 300 400 500 −0.03 −0.025 −0.02 −0.015 −0.01 −0.005 0 distance a la cote (km) gradient de temperature ( oC/km)

gradient de SST pres du Perou central annuel CPL16A CPL1cA CPL16C_11 OSTIA IMARPE

(a) (b)

Fig. II.20 (a) SST (°C) en fonction de la distance à la côte (b) gradient large-côte de

SST (°C km−1) en fonction de la distance à la côte. Moyennes entre 7 °S et 13 °S et sur l’année 2007. En vert continu : Observations OSTIA, en vert pointillé : Observations IMARPE (climatologie), en rouge continu : CPL16A, en rouge pointillé : CPL16C_11, en magenta : CPL1cA

CPL16A et CPL1cA, très proches des observations au large dans le Pacifique Sud-Est, sont plus froides que OSTIA dans les 200 km les plus proches de la côte (voir Fig. II.20a). Les données satellites dans la zone côtière posent cependant problème, en particulier dans les régions d’upwelling possédant un fort gradient côte-large. En effet, d’une part, la couverture nuageuse permanente de stratus ne permet d’acquérir des données infrarouges. D’autre part, les observations satellites ont une bande aveugle près de la côte, ce qui impose une extrapolation des données (plus chaudes au large) du large vers la côte, sous-estimant donc le gradient côte-large de SST. La différence entre la température simulée et celle de OSTIA pourrait donc être au moins partiellement due à un biais dans les données satellites et non pas dans le modèle.

L’IMARPE possède cependant des données in situ dans la région côtière entre 7 °S et 13 °S, qui ne présentent pas ces limitations (Grados et al,2009). Sur la Figure II.20b est représenté le gradient côte-large de SST dans cette zone. Dans les 100 km les plus proches du continent, l’intensité du gradient des observations in situ atteint un maxi-mum de 0.03 °C km−1. L’intensité de ce maximum est 80 % plus fort que celui présent dans les données satellites. L’intensité des gradients de CPL16A et CPL1cA présentent un maximum de 0.027 °C km−1, l’intensité de ce maximum est donc sous-estimé de 7 %. Il est sous-estimé de 20 % dans CPL16C_11. La largeur de la bande côtière présen-tant un gradient d’intensité supérieure à 0.01 °C km −1 est cependant deux fois plus large dans les simulations que dans les observations de l’IMARPE.

J F M A M J J A S O N D 15 20 25 2007 Temperature ( o C) Observations CPL16A CPL1cA CPL16C_11

Fig. II.21 Evolution de la SST mensuelle durant l’année 2007. Moyenne entre 5 °S et

18 °S. En vert continu : Observations OSTIA, en rouge continu : CPL16A, en rouge pointillé : CPL16C_11, en magenta : CPL1cA

La FigureII.21montre le cycle saisonnier de la SST moyenne dans entre 5 °S et 18 °S. Les biais chauds de CPL1cA (0.4 °C) et CPL16C_11 (2 °C) identifiés FigureII.19

y sont aussi visibles. Malgré ceux-ci, l’évolution temporelle de la température issue le modèle présente des corrélations de 0.99, 0.98 et 1 avec les observations,

respective-ment dans CPL16CA, CPL161cA et CPL16C_11.

CPL16C_11 présente donc une SST en 2007 beaucoup moins réaliste que les deux autres simulations, très proches des observations. Ce biais est principalement dû à la dérive qui se produit avec la version 3.6 de WRF (CPL16C_11 a démarré en 2002 et a donc pu dériver pendant 5 ans avant d’arriver en 2007), qui présente notamment une TV trop faible (entrainant trop peu d’évaporation et donc ne refroidissant pas assez l’océan) et un flux solaire trop fort. En effet, nous avons vérifié que cette dérive ne se produisait pas dans une simulation océanique forcée grâce à une formulation "bulk".

2002⁰ 2003 2004 2005 2006 2007 2008 0.5 1 1.5 2 2.5 Difference de SST ( oC)

derive de la temperature moyenne : Perou cpl01₃.6_long

Fig. II.22 Evolution de la différence entre la SST annuelle de CPL16C_11 et des

observations OSTIA (°C), en moyenne entre 6°S et 18 °S, de 100 °W jusqu’à la côte

La Figure II.22 montre l’évolution du biais annuel de SST dans le Pacifique Sud-Est sur les 7 ans de simulations. Celui-ci, de ∼ 0.25 °C la première année, augmente et atteint plus de 2°C à la fin de la simulation.

b Circulation océanique régionale

L’évaluation du réalisme des courants du modèle présente plusieurs difficultés. Tout d’abord, les observations sont beaucoup plus parcellaires que celles de SST. D’autre part, le système de courants côtiers du Pérou présente une forte variabilité interannuelle et intrasaisonnière, associée à la présence de tourbillons et filaments. Il s’agit d’une variabilité interne du modèle, comparer les courants moyens sur une seule année n’est pas robuste.

Nous disposons de 7 ans dans la simulation CPL16C_11. Les champs moyennés sur toute cette durée ne présentent presque plus de structures spatiales correspondant à une activité tourbillonnaire. Une comparaison avec une climatologie d’observations prend alors plus de sens, mais il faut garder à l’esprit que les résultats pourraient être encore affectées par la variabilité interannuelle (qui peut être particulièrement forte dans le Pacifique Sud-Est lors des évènements de type El Niño/La Niña).

(a) (b)

Fig. II.23 (a) Schéma tiré deMontes et al (2010), présentant les principaux courants de surface (lignes continues) et de sub-surface (lignes pointillées). (b) Courant moyen de CPL16C_11 entre 2003 et 2008. Couleurs : intensité (m s−1), Flèches : direction

principales caractéristiques de la région : les côtes du Pérou et du Chili sont bordées par le PCC (∼ 0.2 m s−1) dirigé vers l’équateur. Plus au large, le courant est orienté vers l’Ouest, ce qui correspond au transport d’Ekman induit par le vent. A l’équateur, le SEC, encore plus intense que le PCC (plus de 30 cm s−1) se dirige aussi d’Est en Ouest. La Figure II.24 présente une section verticale de la vitesse parallèle à la côte au large du Pérou central (moyenne entre 7 °S - 13 °S). Celle-ci met à nouveau en évidence le PCC en surface, s’étendant entre 0 et 150 km au large et jusqu’à 45 m de profondeur. Sous le PCC, le PCUC s’écoule vers le pôle. L’extension vers le large (130 km de la côte) de son coeur (vitesses supérieures à 5 cm s−1), ainsi que sa profondeur maximale (∼ 240 m) correspond à celles de la climatologie des observations in situ (Chaigneau et al,2013). Son intensité maximale (13 cm s−1) est cependant sous-estimée de 40 %. On peut remarquer que la FigureII.24montre également que le biais chaud de CPL16C_11 de 2 °C en surface dépasse 3°C vers 25 m de profondeur entre 50 et 250 km au large. Un upwelling d’eaux trop chaudes pourrait expliquer pourquoi la diminution de la SST près de la côte est sous-estimée dans cette simulation (voir Fig.II.20b).