3.7 Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau
3.7.1 Impact de la mésoéchelle atmosphérique sur la variabilité océanique
SST simulée
FIG. 3.39: En haut (bas), moyenne (RMS) de la SST (en ˚C) des simulations ROMS. Pour a et d) la simula-
tion au 1/3˚ forcée par WRF 40km, b et e) la simulation ROMS au 1/12˚ forcée par WRF 40km et c et f) pour la simulation ROMS au 1/12˚ forcée par WRF 10km.
La figure 3.39 présente la SST moyenne sur l’année 2000 et sa RMS pour chaque simu- lation ROMS. En moyenne, la SST est proche d’une simulation à l’autre, avec une langue d’eau froide le long de la côte qui s’étend sur environ 200km vers le large. Les cellules d’up- wellings remontent les eaux froides de subsurface tandis que le courant de surface advecte des eaux froides du Sud vers le Nord. En terme de variabilité, la RMS nous indique que les SST simulées par le modèle océanique haute résolution (1/12˚) ont une variabilité plus forte d’environ 0.4˚C que celle du modèle basse résolution, en particulier près de la côte. De
3.7. Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central
plus, des différences dues au forçage atmosphérique apparaissent clairement : le forçage haute résolution entraîne le long de la côte, sur une bande d’environ 70km de large, une variabilité de la SST plus faible que celle simulée par la simulation forcée par des champs atmosphériques basses résolutions.
FIG. 3.40: A gauche, différences de SST (en ˚C) entre les simu-
lations au 1/12˚ forcées par WRF 40km et WRF 10km. A droite, RMS de la différence entre ces mêmes champs de SST (en ˚C).
Afin de préciser les différences entre la simulation au 1/12˚ for- cée par un forçage basse résolu- tion (WRF 40km) et un haute ré- solution (WRF 10km), la figure 3.40 présente la moyenne des dif- férences de SST entre les deux si- mulations au 1/12˚ ainsi que la RMS de cette différence. Comme le montre la figure 3.32, les prin- cipales différences entre les vents haute et basse résolutions se si- tuent à la côte dans cette zone de drop off. Le rotationnel y est plus fort pour un forçage haute résolution, on a un donc un pompage d’Ekman plus important qui refroidit de manière plus intense les eaux de surface. Au large, on note quelques dif- férences qui peuvent être dues aussi bien à une advection horizontale différente qu’à un impact des flux et de la profondeur de la couche de mélange. La variabilité de la différence entre les SST simulées est d’en moyenne 0.5˚C de la côte jusqu’à 75˚W tandis qu’au large, elle reste inférieure à 0.3˚C.
La température de l’océan est principalement modulée par les flux de chaleur, la pro- fondeur de la couche de mélange (par modulation de l’effet des flux et par terme d’en- trainement), l’advection verticale (par pompage d’Ekman) et les advection horizontales de surface et de subsurface. Nous allons donc dans ce qui suit analyser la sensibilité de la réponse de ces processus aux différences dans le forçage atmosphérique que nous avons mis en valeur dans la partie 3.6.
Les flux de chaleur
La figure 3.41 représente les flux de chaleur à courtes longueurs d’ondes, infrarouge, latent et sensible sortant de l’océan et moyennés sur l’année 2000 (en W/m2) sur le domaine
[74W-71W x 36S-28S] ainsi que leur RMS calculée sur l’année 2000 pour chaque simulation. 132
FIG. 3.41: De gauche à droite, les simulations ROMS au 1/3˚ forcée par WRF 40km, ROMS au 1/12˚ forcée
par WRF 40km et ROMS au 1/12˚ forcée par WRF 10km. Les champs colorés représentent les flux de chaleur moyens (en W/m2) sur l’année 2000 simulés par WRF et ROMS tandis que les contours représentent la RMS calculée sur l’année 2000 : a) Les flux à courtes longueurs d’ondes, b) les flux infrarouges, c) les flux latents et d) les flux sensibles.
La variabilité des flux de chaleur ne présente pas une sensibilité à la résolution spatiale du modèle océanique et du modèle atmosphérique. En revanche, en terme de flux de chaleur moyen, alors que le passage d’une basse résolution océanique à une haute résolution océa-
3.7. Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central
nique n’apporte pas de différences significatives dans les flux de chaleur, la résolution du forçage atmosphérique a en revanche un impact important. Les flux latent et infrarouge présentent d’importantes différences dues au forçage atmosphérique : le forçage haute résolution entraîne des pertes d’en moyenne 4W/m2 et 7, 6W/m2 et d’au plus 50W/m2 et
29W/m2. De plus, le flux à courtes longueurs d’ondes présente quelques différences dues à la résolution du forçage atmosphérique : elles sont très localisées à la côte et peuvent per- mettre un réchauffement localisé de l’océan d’en moyenne 5W/m2 et d’au plus 38W/m2.
Enfin, les flux sensibles sont du même ordre de grandeur d’une simulation à l’autre. Afin de déterminer quel est l’impact de la sensibilité des flux sur la température de l’océan, la figure 3.42 présente la différence du flux net induit par le forçage haute réso- lution (10km) et celui induit par le forçage basse résolution (40km). En moyenne, sur tout le domaine ROMS 1/12˚, le forçage haute résolution induit une perte de chaleur supplé- mentaire de 6W/m2. Cependant, près de la côte, la perte de chaleur supplémentaire peut
s’élever à 60W/m2. −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −71.5 −71 −36 −35 −34 −33 −32 −31 −30 −29 −28 Longitude Latitude −50 −40 −30 −20 −10 0 10 20 30 40 50
FIG. 3.42: Différence entre le flux net induit par WRF 10km et WRF 40km (en W/m2) sur le domaine [74˚W-71˚W x 36˚S-28˚S] et moyennés sur l’année 2000.
La couche de mélange
La profondeur de la couche de mélange peut avoir un impact important sur la réponse de la température de l’océan au forçage atmosphérique. D’une part, les termes d’entraî- nement et de pompage d’Ekman entraînent une remontée des eaux froides et donc un refroidissement de la forme :
dT
dt = −W. dT
dz (3.1)
où dT
dz est le gradient de température verticale dans la couche de mélange, W est la vitesse
verticale et dT
dt est le refroidissement de la température dans la couche de mélange.
FIG. 3.43: En haut : Profondeur de la couche de mélange moyenne (en m) pour les simulations ROMS, a)
pour la simulation au 1/3˚ forcée par WRF 40km, b) de même, mais zoomée sur le domaine enfant, c) pour la simulation au 1/12˚ forcée par WRF 40km, d) de même, mais forcée par WRF 10km. En bas, moyenne de la couche de mélange sur rectangle indiqué sur a, b, c et d. Les couleurs rouge, bleue et noire représentent respectivement les simulations ROMS au 1/3˚ forcée par WRF 40km, ROMS au 1/12˚ forcée par WRF 40km et ROMS au 1/12˚ forcée par WRF 10km.
Concernant la la couche de mélange moyenne (figure 3.43), on observe peu de dif- férences entre la simulation au 1/12˚ et celle au 1/3˚ forcées par le même forçage basse résolution (40km). Cependant, en forçant la simulation au 1/12˚ par des champs atmo- sphériques WRF 10km, des différences importantes apparaissent toujours près des côtes : la couche de mélange s’approfondit d’environ 15m entre 29˚S et 30˚S et à 100km des côtes
3.7. Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central
15m alors qu’entre 30˚S et 32˚S. Cette tendance d’approfondissement se confirme sur la figure 3.43 e) et f) : la moyenne sur le domaine présenté sur la figure 3.43 b, c et d (rec- tangle noir) indique une couche de mélange plus profonde de novembre à décembre avec un maximum de 23 mètres.
Un approfondissement de la couche de mélange va entraîner un refroidissement de la température par effet d’entraînement de la couche de mélange, les flux vont se répartir sur une couche de mélange plus épaisse (figure 3.41). Par exemple, en forçant la simula- tion ROMS au 1/12˚ avec WRF 10km, les flux à courtes longueurs d’ondes vont moins réchauffer l’océan que dans la même simulation ROMS forcée par WRF 40km. On peut ainsi expliquer en partie la SST plus froide de la simulation forcée par WRF 10km que celle forcée par WRF 40km (figures 3.39 et 3.40).
L’upwelling côtier
FIG. 3.44: Vitesses verticales (en m/jour) à la base de la couche de mélange moyennées sur l’année 2000
pour a) la simulation au 1/3˚ forcée par WRF 40km, b) la simulation au 1/12˚ forcée par WRF 40km et c) la simulation au 1/12˚ forcée par WRF 10km.
Dans la zone de drop off, nous avons montré dans la partie 3.6 que l’intensité du vent et son rotationnel dans les simulations WRF 40km et WRF 10km dépendaient de la résolution spatiale du modèle atmosphérique. La vitesse verticale de l’upwelling côtier dépend direc- tement de ces termes : elle devrait donc présenter une sensibilité à la résolution spatiale du modèle atmosphérique. C’est ce que nous vérifions sur la figure 3.44 qui représente les vitesses verticales moyennées sur l’année 2000 pour chaque simulation sur le domaine
[74˚W-71˚W x 36˚S-28˚S]. Les trois simulations présentent un upwelling à la côte. Leur va- riabilité est similaire, mais les vitesses verticales différent d’une simulation à l’autre. D’une part, le passage à une haute résolution dans le modèle océanique induit un upwelling qui s’étend tout le long de la côte et qui est caractérisé par une vitesse verticale à la côte plus forte en moyenne de 3m/jour. La vitesse verticale à la côte du modèle ROMS présente une sensibilité à la résolution atmosphérique : en forçant ROMS avec la forçage WRF 10km, elle est plus forte en moyenne de 2m/jour, et au plus de 4m/jour.
L’upwelling simulé est plus intense avec la simulation ROMS forcée par WRF 10km : cet effet explique en partie une SST plus froide dans cette simulation.
L’Energie cinétique (EKE15)
FIG. 3.45: EKE moyenne (en (cm/s)2) sur l’année 2000 pour les simulations ROMS au 1/12˚ a) forcée par WRF 40km et b) forcée par WRF 10km. Les carrés rouges soulignent les zones dans lesquelles l’EKE différe d’une simulation à l’autre.
Quel est l’impact du forçage WRF 10km sur la dynamique et la mésoéchelle de la si- mulation ROMS au 1/12˚ ? Afin de répondre à cette question, nous avons calculé l’EKE des simulations au 1/12˚ en se basant sur les vitesses géostrophiques (Ugeo′, V geo′), de la
manière suivante : EKE = (Ugeo′2+ V geo′2). Globalement, les structures spatiales d’EKE
sont les mêmes d’une simulation à l’autre (figure 3.45). On retrouve un maximum d’éner- gie entre 34˚S et 28˚S et 76˚W et la côte. Cependant la mésoéchelle atmosphérique présente dans le forçage WRF 10km induit une EKE plus importante qu’un forçage plus basse réso- lution (WRF 40km). En moyenne sur tout le domaine, le forçage haute résolution (10km)
3.7. Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central
Mean Current between 30S and 31S
−74 −73.5 −73 −72.5 −72 −71.5 −71 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.1 −0.08 −0.06−0.04 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0 0 0.02 0.040.080.060.02 0.080.040.10.060.02 Longitude Depth (m) a) ROMS 1/3, WRF 40, max= −18.9cm/s d=−70m −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −71.5 −71 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.1 −0.08 −0.06 −0.04 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0 0.02 0.02 0.02 0.04 0.04 0.06 0.060.08 Longitude b) ROMS 1/12, WRF 40, max= −17.8cm/s d=−100m −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −71.5 −71 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.1 −0.08 −0.06 −0.04 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0.02 0.02 0.02 0.040.060.080.1 0.04 0.040.06 Longitude c) ROMS 1/12, WRF 10, max= −24.7cm/s d=−120m
Mean Current between 35S and 36S
−75 −74.5 −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.08 −0.08 −0.06 −0.06 −0.06 −0.04 −0.04 −0.04 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0 0 0.02 0.02 0.02 0.04 0.06 Longitude Depth (m) a) ROMS 1/3, WRF 40, max= −9.7cm/s d=−213m −75 −74.5 −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.08 −0.06 −0.06 −0.06 −0.04 −0.04 −0.04 −0.04 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0 0 0 0 0.02 0.04 0.060.08 Longitude b) ROMS 1/12, WRF 40, max= −9.8cm/s d=−123m −75 −74.5 −74 −73.5 −73 −72.5 −72 −500 −400 −300 −200 −100 0 −0.08 −0.06 −0.06 −0.06 −0.04 −0.04 −0.04 −0.04 −0.02 −0.02 −0.02 −0.02 0 0 0 0 0 0.02 0.02 0.060.08 Longitude c) ROMS 1/12, WRF 10, max= −8.2cm/s d=−114m
FIG. 3.46: A gauche, courants moyens (en m/s) entre 30˚S et 31˚S sur l’année 2000. Les traits rouges
représentent la position du maximum de vitesse du sous-courant. a) Pour ROMS 1/3˚ forcé par WRF 40km, b) pour ROMS 1/12˚ forcé par WRF 40km et c) pour ROMS 1/12˚ forcé par WRF 10km. A droite, idem mais pour une section comprise entre 35˚S et 36˚S.
induit une EKE plus forte de 4(cm/s)2, soit 7.7% de l’EKE moyenne. Cependant, comme
le soulignent les rectangles rouges sur la figure 3.45, localement l’EKE induite par le for- çage haute résolution peut être beaucoup plus importante : elle peut être plus intense de 40(cm/s)2, soit 36% plus intense.
Le forçage haute résolution induit donc dans ROMS une activité mésoéchelle plus im- portante qu’un forçage plus basse résolution.
Le sous-courant au niveau du Chili Central
Comme nous l’avons décrit dans le chapitre 1, l’EBUS du Humboldt est caractérisé par un sous-courant orienté de l’équateur vers les pôles, situé en dessous de la couche d’Ekman et profond de quelques centaines de mètres.
La position moyenne du coeur du sous-courant est d’environ 200m, ce qui est com- parable à la profondeur estimée par Shaffer et al. (1999) à partir d’observations et dans les simulations plus basses résolutions de Dewitte et al. (2008b). Il atteint une vitesse moyenne d’environ 13cm/s mais, comparables aux observations de Shaffer et al. (1999) mais beau- coup plus fort que dans la simulation climatologique basse résolution de Dewitte et al. (2008b). La figure 3.46 représente les courants moyennés respectivement entre 30˚S et 31˚S
et entre 35˚S et 36˚S en fonction de la profondeur et de la longitude. La position moyenne du sous-courant varie d’une simulation à l’autre.
Entre 30˚S et 31˚S (figure 3.46), le sous-courant est collé à la côte dans toutes les simu- lations et s’étend en pronfeur jusqu’à environ 300-400 mètres. Son maximum est compris entre 70 et 200m. La simulation océanique au 1/12˚ forcée par le même forçage atmosphé- rique que la simulation au 1/3˚, simule un sous courant plus profond que cette dernière. Le passage à des champs atmosphériques hautes résolutions (10km) dans une simulation au 1/12˚ entraîne un approfondissement de sa position moyenne et, en terme d’intensité, si- mule un coeur d’environ 24cm/s alors qu’un forçage basse résolution donne une intensité d’environ 18cm/s.
A 35˚S, le sous-courant est plus éloigné de la côte. Les intensités sont du même ordre de grandeur pour toutes les simulations (environ 9cm/s). Ce qui est beaucoup plus faible que les intensités moyennes simulées entre 30˚S et 31˚S. La principale différence entre les simulations réside dans la position du coeur du sous-courant et son extension. La simulation océanique au 1/3˚ forcée par WRF 40km simule un coeur qui s’étend sur environ 200m et centré à 213m, celui simulé par la simulation au 1/12˚ forcée par WRF 40km s’étend sur environ 100m et est centré à 123m tandis que celui simulé par la simulation océanique au 1/12˚ et forcée par WRF 10km s’étend seulement sur environ 30m et est centré à 114m de profondeur.
La position du sous-courant dans les simulations océaniques ROMS dépend donc à la fois de la résolution spatiale du modèle océanique et de la résolution spatiale du forçage atmosphérique. Un forçage haute résolution peut entraîner, selon les cas, aussi bien une accélération et un approfondissement du sous-courant (figure 3.46) que l’inverse. Ce qui peut influer sur la propagation des ondes de Kelvin dans cette zone.
3.7.2 Synthèse
Les principales différences entre les champs atmosphériques haute résolution (10km) et basse résolution (40km) se situent près de la côte, notamment dans la zone de drop off. L’étendue de cette zone converge en fonction de la résolution spatiale du modèle atmosphérique mais nous avons vu que le forçage haute résolution estimait un vent plus faible à la côte et donc un rotationnel plus fort. Cet effet joue un rôle important sur l’upwelling simulé par le modèle océanique : il est plus intense et entraîne donc des remontées d’eaux froides plus importantes.
3.7. Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central
structure spatiale moyenne et dans la variabilité associée à proximité de la côte. En par- ticulier, le passage du forçage WRF 40km au forçage WRF 10km entraîne des perte de chaleur supplémentaires par flux Latent et Infrarouge d’en moyenne 4W/m2et 7.6W/m2
et d’au plus 50W/m2 et 29W/m2. En revanche, les flux à courtes longueurs d’ondes à la
côte sont plus intenses d’au plus 38W/m2C et en moyenne de 5W/m2 avec un forçage
WRF 10km : ce qui va avoir tendance à compenser les pertes de chaleur dues aux flux Latent et Infrarouge. Néanmoins, nous avons vu que l’effet des flux sur le bilan ther- mique de l’océan est dépendant de l’épaisseur de la couche de mélange océanique sur laquelle ils se répartissent. Les simulations au 1/12˚ ont montré que cette dernière avait tendance à être plus profonde avec un forçage haute résolution qu’avec un forçage basse résolution. L’effet des flux va donc être influencé indirectement par les caractéristiques des structures mésoéchelles atmosphériques via l’épaisseur de la couche de mélange.
De cause à effet, ces différences sur la couche de mélange combinées à l’effet des flux sur le bilan thermique de l’océan et au pompage d’Ekman plus important, entraînent une SST plus froide lorsque l’on force ROMS avec WRF 10km comparée à la SST simulée que lorsque l’on force ROMS avec WRF 40km. De plus, sa variabilité va être moins importante que celle de la SST simulée par une simulation forcée par un forçage basse résolution.
Enfin, l’EKE est plus importante dans la simulation ROMS forcée par WRF 10km. La mésoéchelle atmosphérique engendre donc une mésoéchelle océanique plus intense d’en moyenne 4(cm/s)2 soit environ 7.7% de son intensité simulée par le forçage basse
résolution. Cependant, localement, dans des zones à fortes variabilité, elle peut être plus intense de 40(cm/s)2 soit 36% de son intensité simulée par le forçage basse résolution.
De plus, la position du sous-courant et son intensité va dépendre du forçage atmo- sphérique. Un forçage haute résolution (10km) entraîne un approfondissement et une accélération du sous-courant entre 30˚S et 31˚S alors qu’il induit un sous-courant moins profond et plus faible entre 35˚S et 36˚S. Ces différences soulignent aussi que les caracté- ristiques du forçage atmosphérique peuvent déterminer la façon dont va se transmettre le signal d’onde d’origine équatoriale, car celui-ci se propage préférentiellement le long du PUC (zone de renforcement de la stratification).
Les diagnostics que nous avons mis en place de manière systématique nous ont permis d’évaluer dans cette partie que les modèles atmosphériques et océaniques pré- sentaient une forte sensibilité à la résolution spatiale du modèle atmosphérique et du modèle océanique. Cette sensibilité est particulièrement accrue à la côte.