4.4 Influence locale du front de SST sur l’atmosphère
4.4.1 Sensibilité des flux de chaleur turbulents au couplage océan-atmosphère
Figure 4.7 – Cartes des corrélations temporelles déphasées entre les anomalies journa- lières de la SST et des flux de chaleur turbulents à la surface (positifs vers le haut) dans HREScouplé, pour des déphasages (de haut et bas et de gauche à droite) de -29, -20, -10,
-5, 0, 5, 10, 20 et 29 jours (la SST est en avance aux déphasages positifs). Les valeurs pour lesquelles la significativité de la corrélation est inférieure à 95% sont masquées. Hiver étendu (NDJFM), le cycle saisonnier (calculé avec 2 harmoniques) a été retiré.
Dans l’expérience HREScouplé, les flux de chaleur latente ont une distribution spatiale
similaire à HRESf orcémais sont en moyenne plus faibles (Figure 4.4). C’est dans la région du GS que cette différence est la plus prononcée, bien que les flux de chaleur latente y excèdent les 220 W m−2 sur près de la moitié du front. Les flux de chaleur sensible sont également plus faibles sur le GS dans HREScouplé que dans HRESf orcé, en particulier
sur la zone de retournement des Grands Bancs. En revanche ils sont plus forts aux hautes latitudes le long de la calotte polaire, où ils excèdent 200 W m−2. Cette diminution des flux de chaleur turbulents au niveau du front océanique tend à rendre les flux plus réalistes au regard des réanalyses.
Les corrélations temporelles déphasées entre les champs de SST et de flux de chaleur turbulents à la surface (positifs vers le haut) dans HREScouplé (voir Figure 4.7) ont été
calculées à partir des anomalies journalières par rapport au cycle saisonnier en hiver étendu (de novembre à mars, la tendance a été enlevée sur la période considérée). Aux déphasages négatifs, les flux turbulents sont en avance sur les SST. Le contraste entre corrélations positives sur le front et négatives en dehors est révélateur de l’effet du couplage de petite échelle sur le forçage des flux turbulents par les SST. En dehors du front, les corrélations négatives indiquent que les anomalies de SST sont pilotées par les anomalies de flux de chaleur turbulents à la surface. En revanche, les corrélations positives le long du front de SST signifient que des anomalies positives (négatives) de flux de l’océan vers l’atmosphère sont associées à des anomalies positives (négatives) de SST. Les corrélations positives les plus fortes se situent quand la SST est en avance sur l’atmopshère (de 5 à 10 jours). Elles sont dues à la persistance des SST. Cet effet est visible jusqu’à un déphasage négatif de 29 jours.
Les anomalies entre HREScoupléet SM T Hcoupléde flux de chaleur latente et de chaleur sensible à la surface (Figure 4.8) montrent une forte corrélation spatiale avec les anomalies de SSTatm. La décomposition des anomalies (voir l’article 3.4, paragraphe 2.4) a été réalisée pour la différence de flux de chaleur latente entre HREScouplé et SM T Hcouplé. En forcé, la décomposition avait montré que les anomalies des flux de chaleur latente et des flux de chaleur sensible étaient tous les deux dus à la déstabilisation de la couche limite. Ici, on s’intéresse uniquement au cas des flux de chaleur latente.
Figure 4.8 – Anomalies de flux de chaleur turbulents (en W m−2) entre HREScouplé et
SM T Hcouplé sur le Gulf Stream, hiver étendu (NDJFM). (A gauche) Flux de chaleur
latente et (à droite) flux de chaleur sensible. Les contours noirs représentent les valeurs de SM T Hcouplé.
Malgré la différence de distribution spatiale, due aux biais de représentation du front dans le modèle couplé, le comportement des anomalies de flux de chaleur turbulents est similaire en couplé et en forcé. En effet, la décomposition de l’anomalie de flux de cha- leur latente (Figure 4.9) montre qu’ils proviennent principalement de la déstabilisation de la couche limite, à travers la modification du coefficient d’échange. Viennent ensuite les contributions des changements de vent induits et du gradient vertical d’humidité spéci- fique. On note que l’amplitude de l’erreur de la décomposition est comparable à ces deux dernières contributions, suggérant que des non-linéarités apparaissent dans le couplé alors qu’elles n’existent pas en forcé. Le résultat de cette décomposition montre que la réponse des flux turbulents aux petites échelles de SST via la déstabilisation de la couche limite n’est pas sensible aux effets des rétroactions atmosphériques. En revanche, ces flux peuvent être responsables de la rétroaction négative de l’atmosphère sur le front, car en augmentant les pertes de chaleur sur la partie chaude du front et en les diminuant sur la partie froide, ils contribuent à affaiblir le gradient de SSToce.
Figure 4.9 – Décomposition de l’anomalie de flux de chaleur latente (en W m−2) entre HREScouplé et SM T Hcouplé (hiver étendu). (a) Différence HREScouplé-SM T Hcouplé, (b)
comme (a) mais pour les champs reconstruits, (c) contribution du terme correspondant au changement du gradient vertical d’humidité spécifique près de la surface, (d) contribution du terme correspondant au changement de vent induit près de la surface, (e) contribu- tion du terme correspondant au changement de coefficient de transfert du flux de chaleur latente (associé à la stabilité de la MABL), (f) contribution du terme croisé entre les chan- gements de vent et de gradient d’humidité près de la surface, (g-h) résidu et erreur de la décomposition.
4.4.2 Sensibilité du vent au couplage océan-atmosphère
Figure 4.10 – Comme pour la Figure 4.7 mais avec la SST et la vitesse du vent à la surface.
L’étude des corrélations temporelles déphasées entre la SST et le vent près de la surface a été réalisée de la même façon qu’avec les flux de chaleur turbulents à la surface (paragraphe 4.4.1). Les cartes de corrélation de la SST avec la vitesse du vent (Figure 4.10) montrent aux déphasages négatifs et nul un contraste spatial entre le front de SST et le reste du domaine : alors que sur le reste du domaine les corrélations sont négatives à ces déphasages, elles sont nulles sur le front, voire légèrement positives pour un déphasage nul. Ce résultat illustre l’effet du couplage associé à la variabilité spatiale de petite échelle des SST sur le front. L’analyse des corrélations déphasées entre la SST et le vent à la surface montre que le couplage induit une réponse différente sur le front et en dehors ; en dehors du front, les anomalies positives (négatives) de vitesse du vent provoquent des anomalies négatives (positives) de SST dans une plage de 5 à 10 jours environ. En revanche, sur le front, les anomalies de SST ne sont pas soumises à l’influence de la vitesse du vent de surface. A
déphasage nul, le signe positif de la corrélation sur le front indique que les anomalies de SST forcent les anomalies de la vitesse du vent. Les corrélations positives aux déphasages positifs sur le front indiquent que le forçage du vent à la surface par les SST se fait sentir avec une égale intensité pendant 10 jours, et persiste environ 3 semaines.
Figure 4.11 – Comme pour la Figure 4.10 mais avec la SST et la vitesse du vent à 850 hPa.
L’analyse des corrélations déphasées entre les anomalies de SST et la vitesse du vent à 850 hPa (Figure 4.11) montre une diminution, pour un déphasage nul, de l’intensité du forçage des SST par le vent au-dessus de la couche limite au-dessus du front, contrairement au reste du domaine. Cependant le signe de la corrélation est négatif partout, ce qui suggère que l’effet du forçage en SST sur le vent n’est pas sensible au-dessus de la couche limite atmosphérique.
Figure 4.12 – Terme d’ajustement en pression de l’équation 3 de Takatama et al. (2012) (en couleurs, 10−2kgm−1s−1, voir texte pour les détails), et convergence de la quantité de mouvement près de la surface (en contours, 10−2kgm−1s−1, avec un intervalle de 10−6s−1, les contours tiretés sont pour les valeurs négatives). (a) HREScouplé, (b) SM T Hcouplé. Les champs ont été légèrement lissés spatialement. Hiver étendu (NDJFM).
Ajustement hydrostatique en pression Comme nous l’avons vu dans la section 1.2.3, deux mécanismes permettent d’expliquer la réponse des anomalies de petite échelle du vent à la surface d’un front de SST :
1. le phénomène d’ajustement hydrostatique en pression,
2. le transfert vertical de quantité de mouvement horizontal via le mélange turbulent. Takatama et al. (2012) proposent une décomposition du vent à la surface qui permet de distinguer les contributions respectives de ces deux mécanismes. Nous avons repris le
premier terme (noté T1) de l’équation 3 de Takatama et al. (2012) qui relie la convergence de quantité de mouvement au terme d’ajustement dû aux gradients de pression, et qui s’écrit : T1 = ε ε2+ f2 5 2P + M 1Px+ M2Py (4.1)
où ε est le coefficient d’amortissement linéaire de la friction à la surface, f est le pa- ramètre de Coriolis (on prend f = 2ωsin(φ) = 1.45810−4sin(φ), avec φ la latitude), P la pression à la surface de la mer. Les termes M1 et M2 sont des fonctions de ε et de f . Dans la suite, on choisit ε constant tel que ε = 2.0 × 10−4s−1 et on néglige les termes M1 et M2, comme le suggèrent Takatama et al. (2012). La Figure 4.12 montre que la cohérence spatiale de la convergence de la quantité de mouvement (calculée comme la convergence du vent près de la surface que multiplie la densité de l’air ρa, avec ρa= 1.225kgm−3) et de T1 est forte dans les deux expériences (Fig. 4.12a), bien que HREScouplé montre des struc-
tures de petit échelle cohérentes et des valeurs de convergence et de divergence plus fortes que dans SM T Hcouplé. Dans les deux expériences, le mécanisme d’ajustement en pression
semble être le principal moteur de la convergence du vent près de la surface, cependant dans SM T Hcouplé cet effet dû à l’interaction air-mer au niveau du front est près de deux
fois plus faible que dans HREScouplé.
4.4.3 Influence du couplage sur la réponse des précipitations convectives