For¸cage du mod`ele de glace

For¸cage dynamique

Comme pour les flux de chaleur turbulents, les formules bulk a´erodynamiques (chap. 3.5) sont

utilis´ees pour calculer la tension de vent `a partir du vent, de la SST et des scalaires

atmosph´e-riques :

~τ =ρ

a

(θ

air

, q

air

, P) C

D

(T

s

,XA) |∆U^~

10

|∆U^~

10

(1.18)

C

_D

est le coefficient de traˆın´ee (chap. 3.5.1).

1.3 For¸cage du mod`ele de glace

Il est primordial, dans le contexte de la mod´elisation globale de l’oc´ean, de prendre en compte la

couverture de glace aux hautes latitudes. C’est pourquoi, tous les OGCMs ´evolu´es sont coupl´es

`

a un mod`ele de glace. L’avantage est de pouvoir laisser un total degr´e de libert´e au syst`eme

mer/glace, en agissant seulement sur le for¸cage atmosph´erique. Certains mod`eles de glace “trop

´evolu´es” peuvent cependant avoir tendance `a alourdir de fa¸con cons´equente le rendement du

mod`ele en terme de calcul. Dans notre cas, le mod`ele NEMO (chap. 6.2) est coupl´e au mod`ele

de glace LIM

³

(Fichefet et Maqueda, 1997).

Dans une telle configuration, c’est naturellement le mod`ele de glace qui fournit les conditions

limites de surface `a l’oc´ean `a l’interface mer/glace. Il est cependant n´ecessaire de fournir des

conditions limites de surface au mod`ele de glace, plus pr´ecis´ement `a l’interface glace/atmosph`ere.

Comme pour l’oc´ean, diverses m´ethodes de for¸cage sont envisageables. On se limitera ici a d´ecrire

la m´ethode de type “bulk”. L’approche est tr`es similaire `a celle choisie pour l’oc´ean, la SST est

remplac´ee par la temp´erature de surface de la glace “IST”. S’ajoute `a ces flux, les flux de chaleurs

(et de sel) provenant des changement d’´etat de l’eau (de solide `a liquide et inversement).

Dans le cas o`u aucun mod`ele de glace n’est disponible, il est toutefois possible d’utiliser des

climatologies de glace de mer (comme celles distribu´ees par le National Snow and Ice Data

Cen-ter :http://nsidc.org/). Le calcul des flux glace/mer devient alors plus approximatif puisque

contrairement `a la r´epartition spatiale de la glace, aucune climatologie s´erieuse ne renseigne sur

son ´epaisseur.

1.3.1 Flux `a l’interface glace/oc´ean

A l’interface eau/glace, les flux de chaleur et d’eau douce sont intimement li´es, en effet, l’oc´ean

gagne de la chaleur et du sel quand la glace est en formation et est refroidi et dilu´e dans le cas

contraire. Ainsi les flux de chaleur et d’eau douce `a l’interface glace/mer (respectivementQ

_io

et

F

_io

) peuvent s’exprimer comme suit :

Q

_io

= Q

_M

+Q

_F

+Q

_B

+Q

_{P S}

(1.19)

F

_io

= F

_M

+F

_F

+F

_B

(1.20)

Q

_M

et F

_M

sont les flux de chaleur et d’eau douce associ´es `a la fusion de la glace (ou neige),

ils sont respectivement n´egatifs et positifs puisque c’est une perte de chaleur et un gain d’eau

douce pour l’oc´ean.

Q

_{P S}

est le flux solaire disponible pour l’oc´ean, il est g´en´eralement n´egligeable selon l’´epaisseur

de glace (absorption) et la pr´esence de neige (fort alb´edo) en surface. Mˆeme dans le cas d’une

fine couverture de glace transparente, il est raisonnable (vu les incertitudes accumul´ees pour

3

l’estimation de ces flux) de n´egliger ce terme, l’incidence solaire ´etant de plus faible dans les

latitudes impliqu´ees.

Q

F

est le flux de chaleur dˆu `a la formation du frasil, (cr´eation de petits grains de glace en

suspensions dans l’eau durant l’´etape initiale de formation de la glace, par grand froid lorsque

l’eau est en contact direct avec l’air). Q

_F

est donc positif puisque l’on cr´e´e de la glace, le flux

d’eau douce est par l`a mˆeme n´egatif.

Q

_B

et F

_B

sont les flux de chaleur et d’eau douce associ´es `a la formation de glace dite basale

(base de la couche de glace), en opposition `a la glace form´ee en surface par les apports dus aux

pr´ecipitations. Il est int´eressant de noter, queQ

B

est souvent proche de z´ero car le refroidissement

basal est compens´e par la chaleur latente de fusion.

Pour ce qui est de l’apport de quantit´e de mouvement, il est suppos´e que la tension de vent

s’exer¸cant sur la glace est transmise int´egralement `a l’oc´ean :

~τ

_io

=τ~

_ai

(1.21)

1.3.2 Flux `a l’interface glace/atmosph`ere

Flux turbulents

On retrouve l’utilisation de formulesbulk a´erodynamiques. Ainsi la tension exerc´ee par le vent

sur la glace est donn´ee par :

~

τ

_ai

=ρ

_a

C

∗

D

|∆^~U

₁₀

|∆^~U

₁₀

(1.22)

o`u ∆^~U

₁₀

| utilise la vitesse de d´erive de la glace. L’´evaporation (flux de chaleur latente) est

remplac´ee par la sublimation. Les mod`eles de glace ne sont en effet pas encore assez ´evolu´es

pour pouvoir repr´esenter l’impact de la pr´esence ´eventuelle d’eau liquide (flaques) `a la surface

de la glace et donc prendre en compte une quelconque ´evaporation. La pr´esence de glace modifie

aussi l’humidit´e sp´ecifique `a saturation de surface, q

∗

sat

(IST). On utilise la formule de Goff

propre `a ce cas, donn´ee au chapitre 2.1.2 par l’´equation (2.6) et la relation reliant e`a q (2.8).

Les flux turbulents li´es `a la sublimation de la glace ou de la neige s’´ecrivent donc comme suit :

E

∗

= ρ

_a

C

∗

E

|∆U^~

₁₀

|

^h

q

_air

−q

∗

sat

(T

_s

)

ⁱ

(1.23)

Q

∗

lat

= L

_s

E (1.24)

O`u L

s

≃2,839×10

⁶

est la chaleur latente de sublimation. Pour ce qui est du flux de chaleur

sensible, on retrouve la mˆeme expression que dans le cas air/mer :

Q

∗

sens

= ρ

_a

C

∗

H

C

_p

|∆U^~

₁₀

|

^h

θ

_air

−T

_sⁱ

(1.25)

Contrairement `a la surface de l’oc´ean, les trois coefficients de transfert sont pris ´egaux et

constants dans le cas d’une atmosph`ere neutre (chap. 3.5.1),Large et Yeager (2004) proposent :

C

^N∗

D

=C

^N∗

E

=C

^N∗

H

= 1,163×10

⁻³

(1.26)

C’est une simplification qui consid`ere la glace de mer comme ´etant une surface lisse, ces

coef-ficients d´ependent en r´ealit´e de l’´etat de surface de la glace et sont probablement plus grands

dans le cas d’une banquise “rugueuse”.

Flux radiatifs

La part du rayonnement solaire effectivement absorb´e par la glace s’av`ere beaucoup plus

com-plexe `a ´evaluer que dans le cas de l’oc´ean (2.2), et ce, du fait des nombreux facteurs influant

1.3. For¸cage du mod`ele de glace 21

sur l’alb´edo (incidence solaire, ˆage de la glace de surface, pr´esence et type de neige, couverture

nuageuse et ´etat thermodynamique de la glace). Nous ne rentrerons donc pas dans les d´etails de

l’estimation de l’alb´edo de la glace qui est g´en´eralement trait´e par le mod`ele de glace, auquel

seulement les flux radiatifs incidents sont fournis. Le lecteur peut se reporter `a l’article deShine

et Henderson-Sellers (1985) d´ecrivant la param´etrisation utilis´ee par le code NEMO.

Le rayonnement solaire est couramment d´ecompos´e en 4 composantes d´efinies pour 4 gammes

distinctes de longueurs d’onde :

- V

_dr

pour “visible direct”

- V

_df

pour “visible diffus”

- N

_dr

pour “proche infrarouge direct”

- N

_df

pour “proche infrarouge diffus”

Le visible se situe entre 0.3µm et 0.7µm et le “proche infrarouge” entre 0.7µm et 3µm (l’infrarouge

commen¸cant `a 3µm). Le mod`ele de glace doit fournir les 4 alb´edos correspondant au type nde

glace de surface : α

ⁿ_Vdr

,α

ⁿ_Vdf

,α

ⁿ_Ndr

etα

ⁿ_Ndf

. Il est alors possible d’obtenir une estim´ee de la part

du flux solaire absorb´e par la glace :

Q

ⁿ∗

sw

=rad

sw

h

0.29(1−α

ⁿ_Vdr

) + 0.32(1−α

ⁿ_Vdf

) + 0.24(1−α

ⁿ_Ndr

) + 0.16(1−α

ⁿ_Ndf

)

ⁱ

(1.27)

L’expression du flux infrarouge net re¸cu par la glace est plus simple :

Q

∗

lw

=ε

_i

(rad

_lw

− σT

_s⁴

) (1.28)

o`u ε

_i

est l’´emissivit´e efficace (chap. 2.2.1) de la glace ou de la neige.

Chapitre 2

Variables m´et´eorologiques

n´ecessaires au for¸cage

Sommaire

2.1 Variables d’´etat atmosph´erique de surface . . . 25

2.1.1 Temp´erature de l’air . . . 25 2.1.2 Humidit´e de l’air . . . 27 2.1.3 Le vent . . . 30

Dans le document Contribution à l'Amélioration de la Fonction de Forçage des Modèles de Circulation Générale Océanique (Page 30-34)