Flux de chaleur net

Les flux de chaleur net ont été calculés en faisant la somme des différents flux qui interviennent à l’interface océan-atmosphère, soit : le flux solaire, le flux net des rayonnements infrarouges, le flux de chaleur sensible et le flux de chaleur latente. Ce dernier représente l’énergie échangée au cours du changement de phase de l’eau : l’évaporation à la surface des océans qui refroidit la surface et introduit de la vapeur d’eau dans l’atmosphère, et la condensation dans les nuages qui entraîne une libération de chaleur qui réchauffe l’atmosphère. Le flux de chaleur latente est donc associé à la quantité de vapeur d’eau introduite dans l’atmosphère, mais la chaleur n’est libérée qu’ultérieurement lors de la condensation, d’où l’appellation “latente”. Il dépend de la différence entre l’humidité spécifique de l’air et l’humidité spécifique à la surface de l’océan, ainsi que du vent. La chaleur sensible correspond quant à elle à la quantité de chaleur échangée directement par l’atmosphère et l’océan par conduction. Elle est proportionnelle à la différence de température entre les deux milieux et à l’intensité du vent. Un flux de chaleur net négatif (positif) indique un(e) perte (gain) de chaleur pour l’océan. Le flux solaire incident est issu des champs ALADIN ; les autres composantes (flux radiatif à grande longueur d’onde et flux turbulents) sont estimées par le modèle à partir des variables atmosphériques fournies par ALADIN, des variables océaniques (SST, courants) simulées et des bulk formulae qui paramétrisent le couplage air-mer.

Fig. III.32 - Cartes du flux de chaleur net à la surface de l’océan (en W/m²) du 23/01 21h au 24/01 6h. Les valeurs négatives (positives) indiquent une perte (gain) de chaleur par l’océan. La ligne pointillée indique la localisation approximative du front froid.

La variabilité du flux de chaleur net à la surface de l’océan est fortement contrôlée par le flux de chaleur latente, libérée par condensation de la vapeur d'eau. Le 23/01 à 21h (Fig. III. 32) on observe ainsi une tendance à la perte de chaleur (de -50 à -200 W.m-²) au nord du front froid (indiqué par la ligne

pointillée), associée à la présence d’air froid, et une légère tendance au gain de chaleur (atteignant + 60 W.m-²) au sud du front froid, associée à la présence de masses d’air chaudes en lien avec l’approche du centre dépressionnaire. La distribution des flux de chaleur suit ensuite le déplacement du cyclone vers l’est, le gain de chaleur par l’océan s’atténuant progressivement avec l’enroulement et le soulèvement de l’air chaud (Fig.III.32, le 24/01 à 00h, 3h et 6h). Finalement, la zone où le flux de chaleur est positif est réduite à la zone de séclusion de l’air chaud au centre du cyclone (Fig.III.32, le 24/01 à 6h). Dans le reste du golfe, les flux de chaleur sont négatifs et atteignent -400 W.m-².

Fig. III.33 - Séries temporelles horaires du flux de chaleur net à la surface de l’océan (W.m-²) aux points

du modèle les plus proches des bouées Villano, Peñas, Bares, Bilbao, Matxitxako et Donostia, et aux points A, B, C, situés respectivement à 44.5°N-4.5°W ; 4.5°N-2°W, et 45°N-3°W ; du 15 au 31 janvier 2009. Chaque date est donnée à 00h du jour-dit.

Les séries temporelles du flux de chaleur net (Fig. III.33) montrent que la tempête Klaus a été précédée d’un évènement à l’origine d’une perte de chaleur par l’océan similaire voire plus importante. En effet, aux points des bouées Villano, Bares, et Peñas notamment, alors que les valeurs du flux net restent en

moyenne supérieures à -250 W.m-² dans la journée du 24 au 25 janvier, elles sont proches de -450 W.m-2 durant la période du 19 au 20 janvier.

Résumé

La tempête Klaus se caractérise par sa trajectoire, située plus au sud du rail généralement suivi par les dépressions du Nord-Est Atlantique, l’intensité de ses vents et leur persistance, l’importance du creusement dépressionnaire ainsi que la rapidité de son déplacement. La dépression se trouvait dans le centre du bassin le 24/01 à 00h et a atteint la Rochelle 6h plus tard.

L’analyse des variables fournies par le modèle ALADIN, qui force notre simulation océanique, ainsi que les échanges avec Philippe Arbogast de Météo-France, nous ont appris que le modèle ALADIN a prédit une trajectoire légèrement trop au sud de celle réellement empruntée par la tempête. Ceci mène donc à de légers biais dans l’estimation de l’intensité des vents et de la pression, mis en évidence lors des comparaisons aux bouées situées le long de la côte nord espagnole. Le passage de la tempête à travers le Golfe de Gascogne s’est également caractérisé par une montée et une baisse soudaine de la température de l’air, associées respectivement au passage du front chaud et du front froid, caractéristique du cyclone. Même si le modèle ALADIN semble avoir fidèlement représenté l’amplitude de cette réponse, son échantillonnage temporel ne lui a pas permis de représenter correctement la rapidité du phénomène ainsi que l’amplitude de la baisse de température associée au front froid. De plus, la tempête s’est accompagnée de fortes précipitations, qui sont apparues dès le 23/01 à 12h dans la partie ouest du golfe pour s’intensifier ensuite vers les parties plus centrales du Golfe de Gascogne. Nous verrons de quelle façon l’intensité de ces précipitations a eu un impact sur les couches superficielles de l’océan.

Par ailleurs, l’analyse a mis en évidence l’existence d’un événement dépressionnaire qui a traversé le Golfe de Gascogne quelques jours avant l’arrivée de Klaus. Bien que les vents aient été moins forts et le creusement dépressionnaire moins marqué, cet événement a été responsable d’une perte de chaleur par l’océan plus importante que durant Klaus. Il se caractérise également par une baisse de la température de l’air plus marquée et plus persistante dans le temps. Nous verrons par la suite de quelle façon cet événement conditionnera la réponse de l’océan au passage de la tempête Klaus.