Le système couplé Méso-NH, Surfex/Ecume et Océan 1D

Ce chapitre décrit les différents composants formant le système couplé utilisé pour réaliser les simulations numériques du cyclone tropical Ivan présentées dans les chapitres suivants.

9.2.1. Le modèle atmosphérique Méso-NH

Les simulations numériques présentées dans les paragraphes suivants ont été réalisées à l’aide du modèle atmosphérique Méso-NH (Lafore et al., 1998). C’est un modèle de recherche de méso-échelle de type « cloud-resolving » développé conjointement entre le Centre National de Recherches Météorologiques et le Laboratoire d’Aérologie depuis 1992. Il est destiné à simuler les mouvements atmosphériques sur une large gamme d’échelles spatiales s’étendant du mètre jusqu’au millier de kilomètres. Le caractère non-hydrostatique du modèle, associé à une résolution explicite de la convection et à une paramétrisation microphysique élaborée, font de Méso-NH un modèle bien adapté à l’étude des systèmes convectifs des moyennes latitudes, tels que les épisodes cévenoles (Ducrocq et al. 2002), mais également des latitudes tropicales, tels que les lignes de grain et les cyclones tropicaux (Nuissier et al. 2005). Des études menées depuis 2000 ont démontré la capacité du modèle à reproduire avec réalisme d’une part la structure dynamique et thermodynamique de différents cyclones matures (Nuissier et al. 2005, Jolivet et al. 2009), et d’autre part l’intensification d’une tempête tropicale en cyclone (Samson et al. 2006). Les variables pronostiques du modèle Méso-NH sont les suivantes :

– Pour la dynamique, les trois composantes du vent – Pour la thermodynamique, la température potentielle

– Pour la microphysique, les rapports de mélange des six espèces d’eau (vapeur, eau nuageuse, eau liquide précipitante, glace primaire, graupelet neige)

– Pour la turbulence, l’énergie cinétique turbulente

Excepté pour les rapports de mélange, la composante verticale du vent et l’énergie cinétique turbulente, les variables pronostiques peuvent être initialisées à partir de champs idéalisés ou issus d’analyses de grande échelle de modèles opérationnels (IFS, Arpège, Aladin, Arome).

La résolution verticale et horizontale peut-être variable. L’imbrication de modèles selon la technique du « grid nesting » permet de simuler des phénomènes d’échelles variées avec une interaction entre les modèles emboîtés. Le caractère non-hydrostatique du modèle permet de prendre en compte les variations d’accélération verticale au sein des cellules convectives de quelques kilomètres de diamètre composant les systèmes convectifs de méso-échelle. Le champ de pression est diagnostiqué par la résolution à l’aide d’une méthode itérative (solveur de pression) d’une équation elliptique tridimensionnelle construite à l’aide des équations du mouvement et de l’équation de continuité.

Le modèle Méso-NH possède un ensemble complet de paramétrisations des différents processus physiques. Les principales paramétrisations utilisées dans les simulations sont présentées ci-dessous :

– la paramétrisation microphysique de Pinty et Jabouille (1998) mettant en jeu six espèces pour l’eau sous forme de vapeur, solide et liquide (vapeur d’eau, eau liquide nuageuse, eau liquide précipitante, grésil, neige et glace primaire). Plus de trente processus microphysiques (comme la nucléation, l’accrétion, la fusion...) sont représentés dans ce schéma microphysique.

Partie 3 - Chapitre 9 : Etude de l’interaction du cyclone Ivan avec l’océan

– le schéma de turbulence (en énergie cinétique turbulente fermé à l’ordre 1.5) est celui décrit par Cuxart et al. (2000). La formulation de la longueur de mélange est celle de Bougeault et Lacarrère (1989).

– le schéma de rayonnement est le schéma RRTM (Mlawer et al. 1997) utilisé dans le modèle opérationnel du Centre Européen de Prévision du Temps à Moyen termes (IFS).

– la convection peu profonde sous-maille est paramétrée jusqu’à des résolutions de 1 km par le schéma de Kain et Fritsch (1990) adapté par Bechtold et al. (2001). Le même schéma est utilisé pour la convection profonde jusqu’à des résolutions de 5 km. En dessous, l’on considère que la convection profonde est explicitement résolue par le modèle.

Des formations supplémentaires concernant la configuration, l’initialisation et les conditions limites du modèle utilisées spécifiquement dans le cadre de cette étude sont données dans le paragraphe 9.3.

9.2.2. Description du couplage entre les modèles

Pour étudier l’impact des vents cycloniques sur la couche de mélange océanique et sa rétroaction sur le cyclone, nous utilisons une modélisation couplée entre l’océan et l’atmosphère. Ce système couplé se compose du modèle océanique unidimensionnel décrit et validé dans le Chapitre 5.1 (baptisé « Océan-1D »), de la paramétrisation Ecume présentée en Partie 1 et du modèle atmosphérique Méso-NH. Le Schéma 1 représente ce couplage et les paramètres physiques dont il dépend.

Schéma 1 Couplage entre le modèle océanique unidimensionnel Océan-1D, la surface (Surfex/Ecume) et le modèle atmosphérique Méso-NH (Lebeaupin et al. 2008)

Les échanges entre la surface et l’atmosphère sont réalisés par le biais d’une interface standardisée permettant un couplage généralisé entre l’atmosphère (Méso-NH) et la surface (Surfex/Ecume). Pendant un pas de temps du modèle, chaque maille de la surface reçoit comme information la température de l’air, l’humidité spécifique, les composantes horizontales du vent, la pression, les précipitations totales et les flux radiatifs. En retour, Surfex calcule les flux moyens de quantité de mouvement, de chaleur sensible et de chaleur latente via la paramétrisation Ecume et les nouveaux paramètres radiatifs (température de surface, albédo et émissivité). Il renvoie ensuite ces quantités moyennées sur la période de couplage vers Méso-NH. Toutes ces informations sont alors utilisées comme nouvelles conditions limites de surface par les schémas de turbulence et radiatifs atmosphériques.

L’albédo qui est utilisé dans le calcul des flux radiatifs peut lui aussi être calculé selon plusieurs formules selon le type de surface considéré. Pour la mer, l’albédo peut être soit uniforme, soit dépendant de l’angle zénithal selon la formule de Taylor et al. (1996).

Schéma 2 Fonctionnement du couplage entre Océan-1D et Méso-NH adapté de Lebeaupin et al. 2008

Contrairement à Ecume, le modèle océanique n’est pas appelé à chaque pas de temps, mais toutes les 10 minutes. Cette fréquence de couplage, qui correspond au pas de temps du modèle océanique dans cette étude, est adaptée à la vitesse d’évolution de l’océan qui est beaucoup plus lente que celle de l’atmosphère. Lorsque Surfex appelle le modèle Océan-1D, il lui fournit comme conditions limites les flux de quantité de mouvement, de chaleur sensible et de chaleur latente calculés par Ecume moyennés sur les dix minutes écoulées depuis le dernier appel du modèle océanique. Océan-1D calcule alors le nouvel état océanique correspondant au forçage et renvoie la nouvelle TSM à Ecume. Ecume recalcule alors les nouveaux flux turbulents de surface correspondant à la nouvelle TSM, puis renvoie ces informations comme conditions limites au modèle Méso-NH (Schéma 2). Plusieurs modifications ont été apportées à la configuration originale utilisée dans Lebeaupin et al. (2008). En particulier, le nombre de niveaux verticaux du modèle Océan-1D a été réduit par 2 par rapport à la configuration originale de Lebeaupin et al. (2008). La grille originale est composée de 40 niveaux de dimension variable. Elle s’étend de la surface jusqu’à 4000 m de profondeur avec une

Partie 3 - Chapitre 9 : Etude de l’interaction du cyclone Ivan avec l’océan

résolution de 10m jusqu’à 100 mètres et de 1000 m pour les derniers niveaux. Comme la réponse de l’océan lors du passage d’un cyclone ne dépasse jamais 300 m de profondeur durant la phase active du forçage (Partie 2), nous avons choisi de réduire le nombre de niveaux à 20, dont le dernier est à une profondeur de 500 m. Cette configuration permet d’économiser un temps de calcul précieux, sans pour autant dégrader la qualité des résultats.

La résolution verticale dans la zone d’intérêt, c’est-à-dire dans les premiers 200 m, est de 10 m en moyenne. La résolution horizontale du modèle est identique à celle du modèle atmosphérique, soit 4 km dans nos simulations. Une gestion de la bathymétrie a été intégrée dans le modèle 1D océanique par un système de masque. De cette façon, le modèle 1D n’effectue aucun transfert d’énergie vers ou en provenance du fond. Seule l’énergie contenue dans les niveaux libres supérieurs est prise en compte. Des développements ont également été faits afin de pouvoir utiliser les analyses du modèle océanique opérationnel Mercator (Bahurel et al. 2004) pour initialiser simplement le modèle 1D.

9.3. Configuration des expériences et initialisation des modèles