Validation et analyse de la réponse océanique

La réponse océanique est analysée en termes de TSM, de contenu thermique, de profondeur de la couche mélangée et de courant.

9.5.1. Température de surface de la mer

(a)

(b)

Fig. 47 Différence de TSM ( °C) entre le 13 Février 00h00 UTC et le 17 Février 00h00 UTC (a) simulée par le modèle Océan-1D dans la simulation couplée (b) déduite des

analyses du REMSS

Le refroidissement obtenu en fin de simulation est comparé à celui déduit des analyses TSM du REMSS (Fig. 47). On observe clairement dans l’analyse du REMSS, ainsi que dans la simulation couplée, le « sillage » laissé par le cyclone sur l’océan en termes de TSM. Une large poche d’eau froide, dont la température initiale a diminué de 4°C dans les observations, et de 3,5°C dans la simulation, s’est formée au large de Madagascar pendant la période d’intensification rapide du cyclone. Cette légère sous-estimation du refroidissement peut être attribuée à la sous-estimation des vents maximums dans la simulation couplée. Il est important de noter que les limites associées au caractère unidimensionnel du modèle océanique été respectées dans le cadre de cette simulation car le cyclone Ivan se déplace à des vitesses supérieures à 5 m/s pendant la période d’étude. A cette vitesse, l’upwelling se déclenche après le passage du cyclone, en dehors de la zone de mélange turbulent vertical créé directement sous le cyclone. L’upwelling n’amplifie donc pas le refroidissement dans cette configuration.

Jusqu’à 24h d’échéance, le refroidissement sous le cyclone ne dépasse pas 1°C. Cela s’explique par la faible intensité du système au début de la période d’étude et le contenu thermique initialement nul dans cette zone. Le refroidissement atteint 1,5°C à partir de 36 heures d’échéance, 2°C à partir de 60h. La structure de la zone refroidie devient également de plus en plus dissymétrique au cours des échéances. Le refroidissement augmente ensuite très rapidement au fur et à mesure que le cyclone s’intensifie. Il dépasse 3°C à partir de 84h sur la gauche du cyclone. Le pic est atteint à 90h et se poursuit jusqu’à 102 h d’échéance. Au delà, la diminution rapide de l’intensité du cyclone entraîne une diminution du refroidissement associé à l’approche de la grande île. La localisation, l’extension et l’amplitude de la zone refroidie sont bien représentées par le modèle océanique, mais la validation ne peut être d’avantage approfondie en raison de l’absence de mesures océaniques in-situ. On remarque également que la restratification observée après le passage du cyclone dans l’analyse du REMSS n’est pas reproduite par le modèle. Ce problème est secondaire vis à vis de la présente étude, mais il doit être d’avantage étudié afin d’être corrigé. Il peut provenir de différentes sources d’erreur (sous-estimation des flux radiatifs en surface, surestimation des flux turbulents en conditions stables et calmes), mais la plus probable est que les courants générés par le cyclone restent piégés dans la couche de mélange océanique trop longtemps après son passage dans le modèle Océan-1D. Or dans la réalité, les processus tridimensionnel permettent une propagation latérale et en profondeur de l’énergie cinétique contenue dans la couche mélangée. L’absence des processus 3D dans le modèle induit par conséquent un stockage prolongé de l’énergie cinétique dans la CMO qui pourrait ralentir la restratification tant que les courants ne se sont pas dissipés. Si ce piégeage des oscillations d’inertie est effectivement responsable du retard de la restratification, nous pourrons envisager d’introduire un terme d’amortissement de ces ondes dans le modèle unidimensionnel.

9.5.2. Contenu thermique océanique

Le contenu thermique a beaucoup évolué au cours de la simulation en dehors de la poche d’eau froide présente initialement. On note en particulier une diminution du contenu thermique qui coïncide avec l’intensification du cyclone Ivan. La zone présentant le contenu thermique initialement le plus élevé (~ 65 kJ/cm²) est toujours présente en fin de simulation avec des valeurs diminuées presque de moitié par rapport aux valeurs initiales (Fig. 48). Cela signifie par conséquent que le cyclone n’a pas utilisé toute l’énergie océanique disponible au cours de son intensification dans cette zone. En revanche, la totalité du contenu thermique a

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

été utilisée au delà de 78h d’échéance, c’est à dire entre 54°E et Madagascar. Dans cette zone, la plus forte diminution du contenu thermique atteint 45 kJ/cm² et correspond à la phase d’intensification rapide du cyclone. Cette phase d’intensification ainsi que l’intensité maximale du cyclone ont donc été contraintes par l’apport énergétique limité de l’océan.

(a)

(b)

Fig. 48 (a) Contenu thermique (kJ/cm²) le 17 Février 00h00 UTC dans la simulation couplée (b) Différence de contenu thermique (kJ/cm²) entre le 13 Février et le 17 Février

dans la simulation couplée

9.5.3. Profondeur et courants de la couche mélangée

La profondeur de la couche mélangée est diagnostiquée en utilisant un critère en température : un écart en température supérieur à 0,5°C entre la température de surface et la température du niveau vertical situé juste en dessous de la couche mélangée. La couche mélangée s’approfondit sous l’effet du mélange vertical turbulent, mais cesse son approfondissement lorsque l’énergie cinétique turbulente devient insuffisante pour mélanger des masses d’eau plus denses de la thermocline avec les masses d’eau de la couche mélangée.

Fig. 49 Profondeur de couche mélangée simulée le 17 Février à 00h00 UTC

En fin de simulation, la profondeur de la couche mélangée (Fig. 49) a fortement augmenté par rapport aux valeurs initiales, qui étaient de l’ordre de 30 à 40 m. On observe désormais une couche mélangée dont la profondeur atteint localement 120 m et dont la structure est fortement dissymétrique par rapport à la trajectoire du cyclone. La zone concernée par les profondeurs les plus importantes s’étend sur environs 150 km sur la gauche de la trajectoire du cyclone. Au-delà de cette distance, la couche mélangée présente une structure comparable de part et d’autre de la trajectoire du cyclone. Cet aspect dissymétrique est présent tout le long de la trajectoire du cyclone et se manifeste clairement dès 24h de simulation.

La CMO possède la même structure spatiale que celle des courants moyens de la CMO (Fig. 50), ce qui indique que les courants horizontaux de la CMO sont à l’origine du mélange turbulent vertical, et donc de l’approfondissement de la couche de mélange dans la simulation.

L’intensité des courants dans la CMO et la profondeur de la CMO sont fortement corrélés car la principale source de mélange turbulent est le cisaillement du courant, comme nous l’avons détaillé dans la Partie 2. De manière simplifiée, on peut également mettre en relation le contenu thermique de l’océan et la profondeur de la couche mélangée. Lorsque cette dernière dépasse la profondeur initiale de l’isotherme 26°C (80 m au maximum ici), la température de la couche mélangée intègre de l’eau dont la température est inférieure à 26°C, ce qui se traduit par un contenu thermique océanique nul (tel qu’il est défini ici).

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

Fig. 50 Courants moyens simulés dans la couche mélangée le 17 Février à 00h00 UTC On retrouve concernant le courant moyen dans la couche mélangée une structure très similaire à celle observée pour la profondeur de la couche mélangée, c’est à dire une structure fortement dissymétrique par rapport à la trajectoire du cyclone, et dont l’intensité est en lien direct avec l’intensité des vents cycloniques (Fig. 50).

Comme expliqué dans la Partie 2, c’est le couplage entre les vents du cyclone et les courants de la CMO qui est responsable de cette dissymétrie. Toutefois dans l’hémisphère Sud, la rotation de la Terre est représentée par la force de Coriolis qui dévie les courants océaniques vers la gauche. Les vents cycloniques évoluent également différemment dans l’hémisphère Sud: de manière anti-horaire sur la gauche du cyclone et horaire sur la droite du cyclone. On se retrouve donc avec une situation parfaitement inversée par rapport à celle rencontrée dans l’hémisphère Nord. Le couplage vent-courant prend place sur la gauche du cyclone, alors que les rotations dans des sens contraires des vents et du courant sur la droite du cyclone empêche la formation des courants de ce côté. L’intensité des courants ainsi produits ne dépasse pas 1 m/s sur la droite du cyclone, contre plus de 2 m/s sur la gauche du cyclone lorsque celui-ci atteint son pic d’intensité. Durant la phase d’intensification, on observe des courants de l’ordre de 0,5 m/s sur la droite contre 1 m/s sur la gauche du cyclone.

L’extension de la zone de courants intenses est également beaucoup plus importante sur la gauche du cyclone où elle atteint plus de 250 km, contre 100 km sur le côté droit au maximum. Il est également intéressant de noter que, malgré un champ de vent très dissymétrique et fluctuant au cours de la phase d’intensification du cyclone, la réponse océanique est plutôt régulière et présente peu de variations spatiales, hormis la dissymétrie gauche-droite par rapport à la trajectoire du cyclone. Le mécanisme de couplage est donc dominant par rapport aux fluctuations de petite échelle du champ de vent, et a pour effet de filtrer ces variations trop rapides (supérieures à la fréquence inertielle) et d’obtenir une réponse océanique relativement lissée.