3.8 Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000
3.8.7 Rôle de la topographie
La topographie dans WRF est prescrite à partir données GEOG16. Cette topographie est,
selon la résolution spatiale adoptée, plus ou moins lissée et interpolée sur la grille du mo- dèle. La topographie utilisée dans nos simulations a une résolution spatiale de 30 secondes, c’est à dire inférieure au kilomètre. Le paramètre topt permet de lisser cette topographie. Nous avons testé différentes valeurs de topt sur la simulation WRF 10km :
• topt = 2: Lissage classique dans WRF, filtre la topographie d’échelle inférieure à la maille de la grille. Nous l’appellerons par la suite simulation de référence.
• topt = 4 : La topographie est lissée sur une maille de 42 ∗ 10km. La topographie d’échelle inférieure à 20km est filtrée.
• topt = 8 : La topographie est lissée sur une maille de 82 ∗ 10km . La topographie d’échelle inférieure à 40km est filtrée. On retrouve là la même topographie que la simulation basse résolution. Néanmoins évidement pas s’attendre à retrouver les mêmes résultats, car d’une part les autres paramètres de forçage ont une résolution spatiale de 10km, et d’autre part, le modèle va générer de la mésoéchelle que n’aura pas la simulation basse résolution.
Ces différentes valeurs de topt donnent les topographies que nous présentons sur la figure 3.66. Les Andes sont bien entendu présentes dans tous les cas, mais l’on peut voir sur d) et e) des différences entre les topographies de l’ordre de 300 mètres qui sont sans surprise plus accentuées avec un paramètre topt = 8.
16(disponibles par ftp ://aftp.fsl.noaa.gov/divisions/frd-laps/WRFSI/Geog_Data
FIG. 3.66: Topographies des simulations WRF, 10km de résolution et différents lissages. a) Topographie
classique (topt=2). b) Topographie légérement lissée (topt=4). c) Topographie lissée (topt=8). d) Différences de topographie entre a) et b). e) Différences de topographie entre a) et c).
Nous montrons dans cette section quel est l’impact de la topographie sur la circula- tion atmosphérique et quelle est la réponse océanique de ROMS. Nous proposons donc d’étudier dans un premier temps la circulation atmosphérique sur le mois d’Octobre, plus précisément pendant le Coastal Jet. Ceci nous amènera à examiner la réponse océanique aux différents forçages puis à dresser un nouveau bilan de chaleur similaire à celui de la section précédente.
Le Coastal Jet d’Octobre 2000
L’intensité des vents dépend fortement de la topographie. Une topographie "normale" (donc lissée sur une grille de 10km), simule des vents à 11m/s. A l’ouest du domaine, les vents atteignent 4 à 5m/s. Le lissage de la topographie sur 20km a peu d’impact sur l’intensité des vents dans le coeur du jet, mais ils sont légèrement plus intenses autour du coeur. Sa position est légèrement plus au sud, mais son intensité est la même. En revanche,
3.8. Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000
à l’ouest du domaine, les vents diminuent jusqu’à 1m/s. Le lissage sur une grille de 40km apporte plus de changements dans l’intensité des vents. Le coeur du jet présente des vents qui atteignent 12m/s, soit 1m/s de plus que les autres simulations avec un lissage moins important. Sa position est similaire à celle des autres simulations. Encore une fois, à l’ouest du domaine, l’amplitude des vents diffère des simulations précédentes, les vents, dans cette zone, varient entre 3 et 5m/s.
On retrouve le même résultat que sur a, b et c (figure 3.67) : le lissage sur la grille de 40km induit un renforcement des vents vers la côte Chilienne et donc au niveau du Coastal Jet, alors que le lissage à 20km présente peu de différence avec le lissage sur 10km. Plus précisément, les vents lissés sur 40km atteignent 15m/s et peuvent différer des vents des autres simulations de 3m/s pendant le jet et même de 5m/s après le Jet.
FIG. 3.67: En haut, les contours représentent l’amplitude moyenne du vent du 3 au 15 Octobre 2000 (période
correspondante à Garreaud et Munoz, 2005) alors que les couleurs représentent la topographie. a) Champs pour la simulation WRF 10km, topt=2. b) topt=4 et c) topt=8. En bas (d), Vitesse du vent au point 73.2W 30.1S (point noir sur les cartes, étudié par Garreau et Munoz (2005)) durant le mois d’Octobre 2000. Le trait plein représente la simulation avec un topt=2, les traits pointillés un topt=4 et le trait avec des petits ronds avec topt=8.
Nous avons vu dans la section 3.6.2 que la solution de l’étendue de la zone de drop-off proposée par WRF converge en fonction de la résolution spatiale, mais que l’amplitude du vent à la côte dépend de la résolution spatiale du modèle atmosphérique. Cette zone va avoir des caractéristiques différentes dans la simulation à 10km selon la topographie.
Les lissages à 20km et à 10km sont similaires (figure 3.68), le vent méridien moyen a une amplitude d’environ 10m/s en dehors de la zone de drop-off, a 40km des côtes, les vents diminuent jusqu’à 6m/s à la côte. En revanche, comme on pouvait s’en douter d’après les figures de 3.67, le lissage sur 40km de résolution présente des vents méridionaux plus intenses qui atteignent en moyenne 11.5m/s hors de la zone de drop-off, à 40km des côtes, les vents diminuant pour atteindre 7.7m/s près des côtes.
Le lissage à 40km renforce les vents près de la côtes, ils sont donc plus intenses dans la simulation correspondante à cette topographie.
0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 6 8 10 12 Offshore distance (km) m/s
a) Mean meridional wind between 31S and 29S and between the 3th − 15th October 2000
topt=2 topt=4 topt=8 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 0 2 4 6x 10 −5 Offshore distance (km) N/m3
b) Mean wind curl between 31S and 29S and during the 3th−15th October 2000
topt=2 topt=4 topt=8
FIG. 3.68: a) Vent Méridien moyenné sur la période du Coastal Jet (du 3 au 15 Octobre 2000) entre 29˚S
et 31˚S pour WRF 40km (en noir) et WRF 10 km (en rouge). b) Curl du vent moyennée sur la période du Coastal Jet d’Octobre 2000 entre 29˚S et 31˚S, en noir WRF 40km et en rouge, WRF 10km.
Le rotationnel du vent ne présente pas de différences significatives d’une simulation à l’autre, on a un rotationnel faible loin des côtes qui se renforce vers la côte.
Les différences et similarités observées sur les figures 3.67 et 3.68 ne vont pas entraîner un pompage d’Ekman différent car le rotationnel du vent est le même d’une simulation à l’autre. En revanche, le vent méridien se renforce en lissant la topographie à 40km. Le transport d’Ekman moyen va donc être plus fort, et on peut donc s’attendre à avoir des vitesses verticales plus importantes. Afin d’étudier plus précisément la réponse océanique à la topographie de WRF, nous avons forcé ROMS avec les champs atmosphériques que nous venons de présenter. Nous étudions à présent cette réponse.
3.8. Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000
Sensibilité de la réponse en SST
FIG. 3.69: En haut, anomalies moyennes de SST durant la période du 9 au 12 Octobre. a) ROMS 1/12˚ forcé
par WRF 10km, topt=2. b) idem mais forcé par WRF 10km, topt=4. c) idem pour topt=8. De d) à e), les traits bleus représentent ROMS forcé par WRF 10km, topt=2, les traits rouges par WRF 10km, topt=4 et les traits verts par WRF 10km, topt=8. d) Séries temporelles de la SST moyennées sur la boîte [76W 72W 31S 29S]. e) Séries temporelles de la SST moyennées sur la boîte [72W 71W 31S 29S].
La réponse en SST du modèle ROMS pendant le CJ d’Octobre 2000, est sensible à la topographie de WRF ( figure 3.69 ). En effet, plus la topographie de WRF est lissée, plus les vents sont forts (cf. figure 3.67) et plus la température se refroidit. Ainsi, dans le coeur du CJ, la simulation topt = 4 présente des anomalies négatives par rapport à la simulation de référence de 0.2˚C. Le lissage avec topt = 8 renforce ces anomalies, elles atteignent en moyenne 0.35˚C dans le coeur du Jet. Les deux séries temporelles de la SST dans le coeur du Jet et à la côte confirment le résultat précédent : la topographie du modèle atmosphérique joue un rôle important dans la réponse océanique. Dans le coeur du CJ, le 15 Octobre, les différences en SST entre la simulation de référence et la simulation topt = 8 sont de 0.2˚C. A la côte, l’écart est encore plus grand, il est de 0.4˚C.
La réponse des courants (non montrée ici) est quant à elle similaire d’une simulation à l’autre. On observe donc sans surprise une augmentation des courants zonaux et méridio- naux pendant le Jet.
Comment peut-on expliquer les différences observées ? Les parties précédentes de ce chapitre ont montré que le terme d’entraînement de la couche de mélange, les flux de chaleur et les vitesses verticales à la côte contrôlaient la réponse en SST du modèle. Nous allons donc présenter dans la section suivante la sensibilité de certains paramètres clefs qui régissent ces processus.
Sensibilité de la MLD
Comme nous l’avons dans les figures 3.67 et 3.68, les vents sont plus intenses lorsque l’on lisse la topographie. De cause à effet, l’effet de mélange dans la couche superficielle de l’océan va être plus important et va donc approfondir la couche de mélange.
Comme on peut le voir sur la figure 3.70, la couche de mélange de la simulation topt = 8 (en vert) s’approfondit pendant le CJ, comme les autres simulations, mais, comme pour la SST, peine à remonter à la fin de l’événement. De ce fait, les flux SW, qui tendent à réchauffer l’océan, vont se répartir sur une couche plus importante, le réchauffement de la couche de mélange est donc atténué. La SST, aussi bien à la côte que dans le coeur du CJ ne peut donc se réchauffer comme dans les autres simulations dans lesquelles les vents sont moins intenses.
Nous avons vu sur figure 3.69 que la SST à la côte présentait un refroidissement plus intense pendant le CJ d’Octobre lorsque l’on lissé plus la topographie. A la côte, les vitesses verticales contrôlent le refroidissement, nous allons voir dans la suite sa sensibilité à la résolution spatiale.
Sensibilité des vitesses verticales à la côte
Comme on pouvait s’y attendre d’après la figure 3.68, les vitesses verticales à la côte sont plus importantes lorsque l’on lisse la topographie de WRF (figure figure 3.71). Le rotationnel du vent à la côte est le même d’une simulation à l’autre (cf. figure 3.68), mais l’amplitude moyenne du vent est plus importante avec une topographie lissée. De cause à effet, la divergence des eaux côtières vers le large par transport d’Ekman va être renforcée lorsque l’on lisse la topographie et la vitesse verticale associée va être, comme on peut le voir sur la figure 3.71 intensifiée.
L’intensification des vitesses verticales verticales à la côte va induire des remontées des remontées d’eaux froides en surface plus importantes. Durant le CJ, la température à la
3.8. Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000
FIG. 3.70: En haut, profondeur moyenne de le couche de mélange pendant le mois d’Octobre 2000. a) Pour la
simulation au 1/12˚ forcée par WRF 10km et un lissage topt=2. Le petit rectangle représente la boîte où l’on moyenne la MLD sur e). b) de même mais topt=4. c) idem, mais topt=8. En bas, (e), évolution temporelle de la MLD moyennée sur le petit rectangle noir de a), b) et c). La période grisée représente la période du Jet. Les traits respectivement noir, noir en tirets et noirs avec des points représentent les simulations ROMS 1/12˚ forcé par WRF 10km et topt=2, ROMS 1/12˚ forcé par WRF 10km et topt=4 et ROMS 1/12˚ forcé par WRF 10km et topt=8.
côte va donc, comme on peut le vérifier sur la figure 3.69, subir un refroidissement plus important.
Résumé
La topographie est un paramètre important dans les simulations atmosphériques. Une topographie lissée dans une simulation à 10km de résolution spatiale va entraîner des vents moyens plus forts le long de la côte du Chili Central. La zone de drop-off va avoir la même extension, mais les vents vont y être plus intenses entraînait des vitesses
FIG. 3.71: a) Vitesse verticale moyenne pendant la période du CJ d’Octobre 2000 pour la simulation de
référence. b) Différences moyennes pendant la période du CJ d’Octobre 2000 entre la simulation topt = 4 et la simulation de référence. c) Différences moyennes pendant la période du CJ d’Octobre 2000 entre la simulation topt = 8 et la simulation de référence. L’unité est le mètre par jour.
verticales à la côte plus fortes.
Nous avons étudié la sensibilité de ROMS à la topographie de WRF en forçant le modèle avec des champs atmosphériques issus de WRF 10km dont la seule différence résidait dans la topographie. Une première expérience était lissée sur la maille de la grille tandis qu’une deuxième sur deux mailles de la grille et une troisième sur 4 mailles de la grille. Des différences entre les simulations ont alors été soulignées. Les anomalies de SST le long de la côte sont différentes d’une simulation à l’autre. De plus, à la fin du CJ, la SST du modèle ne parvient pas à se réchauffer si on force ROMS avec les champs atmosphériques les plus lissés.
Les vents plus forts dans les simulations à topographie lissée induisent un mélange plus important des couches superficielles de l’océan et donc un approfondissement moyen de la couche de mélange plus important. Ainsi, après le CJ, l’impact des flux de chaleur SW, est moins fort car ils se répartissent sur une couche de mélange plus profonde. De plus, on observe dans les simulations à topographies lissées, un refroidis- sement côtier plus important dans la simulation forcée par la topographie la plus lissée. Cet effet est dû à un renforcement des vitesses verticales moyennes à la côte. A la côte, le rotationnel du vent est le même d’une simulation à l’autre mais l’amplitude est plus forte dans les simulations à topographie lissée. De cause à effet, le transport d’Ekman des eaux côtières vers le large est accentué, ce qui renforce les vitesses verticales à la côte et donc les remontées d’eaux froides.
3.8. Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000
La topographie est donc un paramètre clef dans les simulations atmosphériques et océaniques forcées par ces dernières. Il est donc très important d’utiliser une topogra- phie réaliste de la zone étudiée afin de simuler correctement la circulation atmosphé- rique et océanique.
3.9 Synthèse
Nous avons étudié dans ce chapitre des simulations régionales atmosphériques et océaniques le long de la côte du Chili Central à différente résolution spatiale.
Dans un premier temps, nous avons étudié la sensibilité du modèle atmosphérique à sa résolution spatiale. Il a été montré que les principales différences entre une simu- lation basse résolution (40km) et une autre plus haute résolution (10km) se situaient à la côte, et donc au niveau de la zone de drop-off. Les résultats des travaux récents de Capet et al. (2004) mettaient en évidence des problèmes de convergence de la zone de drop-off dans les modèles atmosphériques simulant la circulation atmosphérique de la côte Californienne. Son étendue et les caractéristiques de ses vents dépendaient de la résolution spatiale du domaine atmosphérique. Nous retrouvons dans nos simulations de la circulation atmosphérique du Chili Central à différentes résolutions spatiales (al- lant jusqu’à 2.5km), des résultats similaires. Dans notre cas, l’amplitude des vents à la côte dépend de la résolution du modèle atmosphérique. Néanmoins, l’étendue de la zone de drop off converge avec la résolution spatiale du modèle atmosphérique. Les dif- férences de l’amplitude des vents entre des simulation basses et hautes résolutions vont induire des processus d’Ekman différents et donc une réponse océanique sensible à la résolution du modèle atmosphérique.
Nous avons ensuite étudié la sensibilité du modèle océanique aux résolutions spa- tiales des modèles océaniques et atmosphériques. Il a été montré que le passage d’une basse résolution à une haute résolution du modèle océanique, induisait une activité mé- soéchelle beaucoup plus importante et complexe. Le modèle océanique présente de plus une sensibilité à la résolution spatiale du modèle atmosphérique. La position du sous- courant au niveau du Chili, l’intensité de l’upwelling ou encore la couche de mélange dépendent de la résolution spatiale du modèle atmosphérique.
Nous avons cherché à reproduire l’événement de CJ d’Octobre 2000 que nous avons étudié dans le chapitre 2, ainsi que la réponse océanique associée. Le modèle atmosphé- rique reproduit de manière réaliste les principales caractéristiques de l’événement de CJ : un noyau de vent d’amplitude supérieures à 10m/s du 3 au 15 Octobre, accom- pagné d’une intensification des flux solaires. On observe un refroidissement de la SST dans le coeur du CJ et à la côte. Cependant, contrairement aux observations, les mé- canismes qui contrôlent en partie ce refroidissement dans le coeur du CJ, ne sont plus les advections horizontales mais le terme d’entrainement de la couche de mélange. Les résultats confirment que les flux de chaleur jouent aussi un rôle important dans le re- froidissement observé. Les modèles nous ont permis d’analyser la réponse océanique à
3.9. Synthèse
la côte, à laquelle nous n’avions pas accés faute d’observations. On observe sans sur- prise un refroidissement de la SST, il est principalement du à l’upwelling côtier et au terme d’entraînement de la couche de mélange.
Finalement, des tests de sensibilité des circulations atmosphérique et océanique si- mulées à la topographie dans WRF ont été analysés. Il a été montré que les vents et la réponse océanique dépendaient de la topographie du modèle atmosphérique. Ainsi, dans notre cas, un lissage trop important de la Cordillère des Andes, induit une intensi- fication des vents. De cause à effet, la couche de mélange dans le modèle océanique est plus profonde et l’upwelling côtier s’intensifie. Ce qui entraîne des des biais froids en SST.
Chapitre 4
Impact des Jets Côtiers sur l’upwelling du
Pérou
Sommaire
4.1 Objectifs . . . 174 4.2 Variabilité intrasaisonnière de la SST le long des côtes Péruviennes :
Forçage à distance vs. Forçage local . . . 175 4.3 Test de sensibilité du modèle WRF . . . 189 4.4 La campagne VOCALS 2008 au niveau du Pérou : Modélisation et données197 4.5 Synthèse . . . 205
4.1. Objectifs
4.1 Objectifs
Dans le chapitre 2, j’ai mis en évidence l’existence de Jets Côtiers (CJs) au niveau de San Juan/Pisco. En hiver austral, des depressions centrées vers 36˚S sont reliées à la formation de ces coups de vents intrasaisonniers. Les caractéristiques de ces CJs sont mal connues, tout comme la réponse océanique associée.
Ce chapitre a ainsi deux principaux objectifs : Caractériser les CJs Péruviens et détér- miner la réponse océanique associée. Nous allons suivre une démarche similaire à celle du chapitre 3 qui consiste à utiliser une double approche observations/modélisation. Une étude observationnelle nous permettra dans un premier temps de documenter les CJs Pé- ruviens ainsi que la réponse océanique associée. Ces résultats nous ont servis de base pour nos travaux de modélisation, mais aussi pour détérminer les zones de mesures des cam- pagnes et VOCALS. Pour completer ces résultats, nous présenterons alors nos principaux travaux de modélisation de la zone Péruvienne ainsi qu’une comparaison des simulations avec des données atmosphériques de la campagne VOCALS.