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Délivré par l'Université Toulouse III - Paul Sabatier Discipline ou spécialité : Océanographie Physique
JURY
Monsieur Nick Hall, Président
Monsieur Boris Dewitte, Directeur de thèse Monsieur Yves du Penhoat, Directeur de thèse
Monsieur Bruno Blanke, Rapporteur Monsieur Pierre-Yves Le Traon, Rapporteur
Monsieur Vincent Echevin, Examinateur Monsieur Gilles Reverdin, Examinateur
Ecole doctorale : Sciende De l'Univers de l'Environnement et de l'Espace Unité de recherche : Laboratoire d'Etude en Geophysique et Océanographie Spatiale
Directeur(s) de Thèse : Monsieur Boris Dewitte et Monsieur Yves du Penhoat Rapporteurs : Monsieur Bruno Blanke et Monsieur Pierre-Yves Le Traon
Présentée et soutenue par Lionel Renault Le 11 Décembre 2008
Titre : IMPACT DES JETS CÔTIERS ATMOSPHERIQUES SUR L'UPWELLING DU SYSTEME DE
THÈSE de DOCTORAT de l’UNIVERSITÉ TOULOUSE III
Spécialité : Océanographie Physique
Présentée par
Lionel RENAULT
Pour obtenir le grade de DOCTEUR de l’UNIVERSITÉ TOULOUSE III.
Sujet de la thèse :
IMPACT DES JETS CÔTIERS ATMOSPHÉRIQUES SUR
L’UPWELLING DU SYSTÈME DE COURANTS DE HUMBOLDT
Préparée au
Laboratoire d’Études en Géophysique et Océanographie Spatiale (LEGOS) UMR n◦5566 CNES/CNRS/IRD/UPS, Observatoire Midi-Pyrénées
Table des matières
Résumé . . . 9
Abstract . . . 11
1 Introduction 13 1.1 Les systèmes de Bord-Est . . . 14
1.1.1 La théorie d’Ekman . . . 16
1.1.2 Les upwellings : un cas particulier de la théorie d’Ekman . . . 19
1.2 Le système de Humboldt . . . 23
1.2.1 Les cellules d’upwellings de l’EBUS de Humboldt . . . 24
1.2.2 Le système de courant . . . 25
1.2.3 Un prolongement du guide d’onde équatorial . . . 28
1.3 Les grands systèmes de circulation atmosphérique dans le Pacifique Sud-Est 33 1.4 Motivations et objectifs . . . 38
1.4.1 Motivations . . . 38
1.4.2 Objectifs et méthodes . . . 41
2 Relations entre les vents Péruviens, Chiliens et l’anticyclone subtropical 45 2.1 Objectifs . . . 46
2.2 Données Utilisées . . . 46
2.2.1 Les vents QuikSCAT . . . 46
2.2.2 Les réanalyses NCEP . . . 47
2.2.3 Les Indices des vents Chiliens et Péruviens . . . 47
2.3 Une vue synoptique lors d’un Coastal Jet au Pérou entre le 20 et 28 Juillet 2000 47 2.4 Lien statistique entre l’anticyclone subtropical et les Coastal Jets Chiliens et Péruviens . . . 50
2.5 Analyse en réseau de neurones des Coastals Jets Chiliens et Péruviens et de la position de l’anticyclone subtropical . . . 50
2.5.1 Les cartes auto adaptatives SOM . . . 52
Table des matières
2.5.3 Liens entre les vents Péruviens, Chiliens et la position de
l’anticy-clone subtropical . . . 54
2.6 Synthèse . . . 59
3 Impact des Jets Côtiers sur l’upwelling du Chili Central 61 3.1 Objectifs . . . 62
3.2 Données Utilisées . . . 65
3.2.1 Les données de SST : TMI . . . 65
3.2.2 Les vents QuikSCAT . . . 65
3.2.3 Les courants OSCAR . . . 66
3.2.4 L’analyse SODA . . . 66
3.2.5 Les réanalyses NCEP . . . 66
3.3 Impact du Coastal Jet atmosphérique du Chili Central sur la SST sur la pé-riode 2000-2007 : une étude à partir des observations . . . 69
3.4 Les Configurations des simulations atmosphériques et océaniques du Chili Central . . . 89
3.4.1 La plate-forme de modélisation WRF-ROMS . . . 89
3.4.2 Les différentes configurations du Chili Central . . . 91
3.5 Validations des simulations du Chili Central . . . 98
3.5.1 Validation des simulations atmosphériques . . . 98
3.5.2 Validation de la simulation océanique CHILI2_ocean . . . 103
3.5.3 Synthèse de la validation . . . 114
3.6 Sensibilité des flux atmosphériques simulés à la résolution spatiale au ni-veau du Chili Central . . . 119
3.6.1 L’annéee 2000 . . . 119
3.6.2 Convergence de la zone de drop-off . . . 123
3.7 Réponse océanique associée aux forçages à différentes résolutions au niveau du Chili Central . . . 129
3.7.1 Impact de la mésoéchelle atmosphérique sur la variabilité océanique 129 3.7.2 Synthèse . . . 137
3.8 Le Coastal Jet Chilien d’Octobre 2000 . . . 139
3.8.1 Réponse océanique associée . . . 140
3.8.2 Evolution de la profondeur de la couche de mélange . . . 143
3.8.3 Les flux de chaleur . . . 143
3.8.4 Les vitesses verticales . . . 145
3.8.5 Le bilan de chaleur . . . 146 5
Table des matières
3.8.6 Sensibilité des simulations à la résolution spatiale de ROMS et de WRF155
3.8.7 Rôle de la topographie . . . 162
3.9 Synthèse . . . 171
4 Impact des Jets Côtiers sur l’upwelling du Pérou 173 4.1 Objectifs . . . 174
4.2 Variabilité intrasaisonnière de la SST le long des côtes Péruviennes : Forçage à distance vs. Forçage local . . . 175
4.2.1 Méthodologie . . . 175
4.2.2 Comparaisons aux données in-situ . . . 176
4.2.3 Covariabilité du vent et de la SST . . . 178
4.2.4 Modulation et Saisonnalité des vents . . . 182
4.2.5 Influence des ondes . . . 183
4.2.6 Synthèse . . . 186
4.3 Test de sensibilité du modèle WRF . . . 189
4.3.1 Les différentes configurations . . . 190
4.3.2 Sensibilité du modèle WRF à la paramétrisation . . . 192
4.3.3 Sensibilité à la délimitation du domaine . . . 194
4.3.4 Sensibilité du modèle WRF au forçage en SST . . . 194
4.3.5 Synthèse . . . 196
4.4 La campagne VOCALS 2008 au niveau du Pérou : Modélisation et données 197 4.4.1 La campagne VOCALS 2008 . . . 197
4.4.2 Configuration du modèle atmosphérique . . . 199
4.4.3 Le Coastal Jet d’Octobre 2008 Novembre 2008 : modélisation et ob-servations . . . 200
4.4.4 Synthèse . . . 203
4.5 Synthèse . . . 205
5 Conclusions et Perspectives 206 A Présentation des modèles régionaux 216 A.1 Présentation générale des outils . . . 217
A.1.1 Un modèle régional océanique : ROMS . . . 217
A.1.2 Un modèle régional atmosphérique : WRF . . . 229
B Le Nouveau Chapitre de Thèse 240 B.1 Cadre général, enjeux et présentation de mon projet de recherche . . . 241
Table des matières
B.2 Gestion de mon Projet de recherche . . . 243
B.3 Evaluation et prise en charge du coût de mon projet . . . 244
B.4 Compétences acquises par le biais de mon projet . . . 245
B.5 Conclusions . . . 247
Références 262
Tables des Figures 279
Résumé
L’objectif de cette thèse est l’étude de l’impact de Jets côtiers atmosphériques sur l’up-welling du Système de Courants de Humboldt. Une double approche est utilisée : la pre-mière consiste à étudier les circulations Atmosphérique et Océanique ainsi que les inter-actions Océan-Atmosphère à partir des observations, tandis que la seconde a pour but de modéliser ces circulations de manière réaliste à l’aide de modèles régionaux numériques (ROMS pour l’ocean et WRF pour l’atmosphere).
Les résultats obtenus suggèrent qu’il existe différents Jets Atmosphériques côtiers le long de la côte Chilienne et Péruvienne. Pour certaines gammes de fréquences, ils contrôlent la variabilité des upwellings du Chili et du Pérou. Un bilan de chaleur de la couche de mélange au niveau du Chili Central permet d’identifier les principaux méca-nismes qui contrôlent la réponse océanique. Nous montrons aussi, que la côte Péruvienne est sous l’influence à la fois du forçage atmosphérique local, mais aussi de la variabilité équatoriale via les ondes de Kelvin piégées à la côte Sud-Americaine. Le modèle régio-nal atmosphérique reproduit avec réalisme les Jets Côtiers au niveau du Chili tandis qu’il peine à simuler la circulation atmosphérique au niveau du Pérou. Les simulations océa-niques, elles, reproduisent la réponse océanique aux Jets Côtiers du Chili Central. Un bilan de chaleur de la couche de mélange permet d’étudier quels sont les mécanismes qui la contrôlent dans le modèle.
Enfin, nous montrons que les modèles régionaux présentent une sensibilité à la réso-lution spatiale des modèles atmosphérique et océanique. En particulier, au niveau de la côte, le comportement des vents dans le modèle atmosphérique dépend de la résolution spatiale du modèle. De cause à effet, la réponse océanique va être différente d’un forçage basse résolution à un forçage plus haute résolutions.
Nos résultats soulignent la complexité du système océan-atmosphère dans le Système de Courants de Humboldt, qui est soumis à la fois à un forçage local et à un forçage à dis-tance. Ils mettent aussi en relief la sensibilité des modèles régionaux aux forçages utilisés et en particulier à la résolution spatiale adoptée.
Abstract
The objective of this thesis is to study the impact of atmospheric Coastal Jets on up-welling in the Humboldt Current System. A double approach is used : In order to study the atmospheric and oceanic circulations, as well as the ocean/atmosphere interactions, the first approach is based on observations, whereas the second aims at modelling these circulations in a realistic way using the numerical regional models ROMS for the ocean component and WRF for the atmosphere component.
The results based on the observations, suggest that there are various Atmospheric Coas-tal Jets along the Chilean and Peruvian Coasts. For a certain range of frequencies, they control the upwelling variability off Chile and Peru. A heat flux budget of the ocean mixing layer allows us to identify the main mechanisms which control the oceanic response off Central Chile, which are the heat flux and the horizontal advection. We show that the Per-uvian coast is influenced by both local atmospheric forcing and remote forcing. At certain frequencies, the Kelvin wave trapped along the Peruvian coasts induces a mode of coas-tal ocean variability which is dominated by the Equatorial variability. The atmospheric regional model reproduces realistically the Chilean Coastal Jets whereas it has difficulty in simulating the atmospheric circulation in the Peruvian region. The oceanic simulations reproduce the oceanic response to the Coastal Jets off Central Chile. A heat flux balance of the Mixing Layer allows us to study what are the main mechanisms which control the oceanic response in the model.
Finally, we show that the regional models present a sensibility to the spatial resolution of the atmospheric and oceanic models. In particular, close to the coast, the wind caracte-ristics of the atmospheric model depend on the model spatial resolution. This sensibilitiy induces an oceanic response which depends on the forcing field’s spatial resolution. A for-cing field with a higher resolution will induces a stronger upwelling but also a stronger mesoscale activity.
Our studies highlight the complexity of the ocean-atmosphere interactions in the Hum-bodt Current System, which is influenced by both local and remote forcing. They also ac-centuate the sensibility of regional models to the choice of used forcing and in particular
in the adopted forcing field’s spatial resolution.
Chapitre 1
Introduction
Sommaire
1.1 Les systèmes de Bord-Est . . . . 14 1.2 Le système de Humboldt . . . . 23 1.3 Les grands systèmes de circulation atmosphérique dans le Pacifique
Sud-Est . . . . 33 1.4 Motivations et objectifs . . . . 38
1.1. Les systèmes de Bord-Est
Le Système de Courant de Humboldt (SCH), situé le long de la côte Pérou-Chili, fait partie intégrante des quatre plus importants Systèmes d’Upwellings de Bord-Est (EBUS1)
de l’océan mondial : Le Benguela, les Canaries, la Californie et bien sûr le Humboldt (cf. figure 1.1). Ces systèmes ont une caractéristique commune : ils sont sous l’influence des branches Est des centres de hautes pressions (anticyclones) atmosphériques localisés aux latitudes moyennes sur les océans. Sous le contrôle de vents parallèles à la côte et dirigés vers l’équateur, les eaux côtières de sub-surface, froides et riches en nutriments remontent à la surface, sous l’effet du processus d’upwelling. L’intensité de ce processus est modulée par la force et la direction du vent, par la topographie de la côte et du plateau continental et par les caractéristiques océaniques environnantes. Ces dernières années, de nombreuses initiatives nationales ont émergé visant à étudier ces zones (Projets InterUP2, projets
d’Ac-tions Thématiques Iniciatives associant plusieurs unités de l’IRD, projet ANR PCCC..). Cette thèse s’inscrit dans ce contexte en abordant l’étude du Système de Courant de Hum-boldt sous l’angle de la modélisation.
Nous rappellerons dans un premier temps les caractéristiques des EBUS ainsi que les principaux processus physiques propres à ces systèmes. Nous verrons ensuite que l’EBUS de Humboldt a pour particularité d’être sous l’influence de la dynamique équatoriale, et donc du phénomène climatique El Niño. Nous décrirons cette dynamique à l’échelle in-trasaisonnière et interannuelle ainsi que son influence sur l’EBUS de Humboldt. Cet EBUS est aussi sous influence de la circulation atmosphérique et océanique du Pacifique Sud-Est. Une description des principales caractéristiques associées à cette circulation nous amènera, en fin de chapitre, à expliciter les motivations de cette thèse et exposer les objectifs scienti-fiques spéciscienti-fiques.
1.1 Les systèmes de Bord-Est
Les Systèmes de Bord-Est présentent une dynamique océanique et biogéochimique par-ticulière. Soumises à l’influence des vents parallèles à la côte, les eaux côtières de surface sont transportées vers le large et continuellement renouvelées par des eaux profondes, froides, riches en nutriments et en gaz carbonique. Le fort contraste thermique entre les eaux côtières et celles du large génère une forte activité mésoéchelle (filaments, méandres, tourbillons) (Chaigneau et al. (2008)), résultant principalement des instabilités baroclines générées par le cisaillement vertical des courants côtiers (Leth et Shaffer (2001) ;
Marche-1de l’Anglais : Eastern Boundaries Upwelling System 2Intercomparaison des systèmes d’UPwellings
FIG. 1.1: Les quatre principaux systèmes d’upwellings mis en évidence par la concentration en Chlorophylle
moyenne (données de SeaWiFS et CZCS, NASA Goddard Space Flight Center.
siello et al. (2003b)). Ces structures participent fortement aux échanges de propriétés entre les zones côtières et le large. Elles jouent un rôle majeur dans le couplage entre processus physiques et biologiques (McGillicuddy Jr et al. (1998)). La présence d’eaux chargées en sels nutritifs dans la couche euphotique génère une intense activité bio-géochimique près des côtes (Mann et Lazier (1991)). Diverses espèces planctoniques s’y développent en abon-dance (Hutchings et al. (1995)), et un transfert trophique vers les ressources halieutiques côtières s’opère : ainsi, alors qu’ils ne comprennent que 0.1% de la surface des océans, les systèmes d’upwellings de Bord Est assurent entre 20% et 30% des captures mondiales d’espèces pélagiques (Hill et al. (1998), Pauly et Christensen (1995), Durand et al. (1998)). Cependant, les quatre principaux EBUS ne présentent pas un pourcentage égal en terme de productivité. Le Système de Courant de Humboldt est, en terme de pêche, le plus pro-ductif des quatre systèmes (FAO (2004)), tandis que celui du Benguela apparaît comme le plus productif en terme de production primaire (Carr (2002)). Aussi, le système de courant de Humboldt est second en terme de production primaire moyenne. En revanche, le cou-rant de Humboldt est donc troisième en terme de production primaire totale. La teneur en Chlorophylle est un proxy pour la biomasse phytoplanctonique. Ainsi, comme l’illustre la figure 1.1, dans les EBUS, cette teneur est très élevée, ce qui signifie que les EBUS sont caractérisés par une biomasse phytoplanctonique importante.
1.1. Les systèmes de Bord-Est
Le Système de Courant de Humboldt et le système écologique associé représente pour les pays riverains une richesse économique importante. En effet, les nutriments remontés à la surface permettent le développement d’une vie pélagique (anchois, sardines, ...) riche et variée. De ce fait, le Pérou et le Chili combinés capturent 11 millions de tonnes de poissons par an, soit environ 12% de la pêche totale mondiale et 50% de la pêche pélagique. Chaque année, on déplore les naufrages de 4 à 5 bateaux Péruviens : Victimes de leur sur-pêche, ils coulent sous le poids des poissons pêchés.
Afin de mieux comprendre la dynamique des EBUS, nous allons dans la prochaine partie expliquer les principaux processus associés aux upwellings.
1.1.1 La théorie d’Ekman
Les upwellings sont dus à un effet du vent sur la surface de l’océan et à la présence d’une côte. Les processus physiques associés à la réponse océanique au vent sont connus depuis longtemps. C’est Vagn Walfried Ekman, océanographe suédois, qui, en 1905, posa les fondations de la théorie des upwellings à partir des observations de Fridtjof Nansen (Ekman (1905)). Presque un demi-siècle plus tard, Harald Sverdrup étendit alors sa théorie à l’échelle d’un bassin océanique (Sverdrup (1947)). Cette partie pour but d’exposer les principaux mécanismes reliés aux upwellings.
Le Transport d’Ekman
Les vents de surface entraînent un déplacement de la couche océanique de surface. Par effet de la force de Coriolis, cette couche va être déviée vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud. La résultante est donc un transport de masses d’eau vers le large.
Comment Ekman, en 1905, imagina-t’il cette théorie ? Au début du XXème siècle, lors d’une campagne en mer en Arctique, le physicien norvégien Nansen remarqua que les icebergs dérivaient selon un angle variant de 20 à 40˚ par rapport à la direction du vent. W. Ekman, alors étudiant de ce dernier, proposa une théorie pour expliquer ces observations qui est encore valable de nos jours. Elle repose sur un équilibre entre la tension turbulente et la force de Coriolis :
f v + Az∂ 2u ∂z2 = 0 −f u + Az∂ 2v ∂z2 = 0 (1.1) avec f le paramètre de Coriolis, u et v les vitesses zonale et méridienne et Az le coefficient de viscosité turbulente verticale.
Pour un océan lisse, une densité de l’eau ρ constante et un vent stationnaire et en sup-posant que la tension verticale est due au vent, l’équation 1.1 exprimant l’équilibre entre la force de Coriolis et la tension du vent peut s’écrire sous la forme :
f ρv + Az∂τ∂zx = 0
−f ρu + Az∂τ∂zy = 0
(1.2) avec f le paramètre de Coriolis, u et v les vitesses zonales et méridienne et τx et τy sont les
tensions de vents zonal et méridien.
En intégrant l’équation 1.2 de la surface (où la tension turbulente est égale à la ten-sion du vent) jusqu’à la profondeur -H (où la tenten-sion turbulente est nulle), on obtient les transports zonaux Txet méridiens Ty suivants (m2/s) :
Tx = τ0 y ρf Ty = −τ 0 x ρf (1.3) avec τx0et τy0 les tensions de vent zonal et méridien de surface.
Le transport d’Ekman est donc orienté à -90 degrés de la direction du vent dans l’hémi-sphère Sud et à +90 degrés dans l’hémil’hémi-sphère Nord. En surface, le courant résultant de ce transport est orienté à +/- 45 degrés de la direction du vent. A titre d’exemple, la figure 1.2 présente le transport d’Ekman moyen pour la période 2000-2006 dans le Pacifique Sud Est déduit des données satellites. Le transport d’Ekman, orienté à -90˚ par rapport aux vents (indiqués sur la gauche de la figure 1.2), se dirige majoritairement vers l’Ouest. Au niveau des côtes Péruviennes, le transport d’Ekman moyen, estimé à partir des vents QuikSCAT sur la période 2000-2006, est de l’ordre de 2.5Sv. Vers le Chili Central (30˚S), il est de l’ordre de 1.5Sv.
Pompage
Les effets combinés des variations spatiales du vent et du transport d’Ekman entraînent des zones de convergences et de divergences des eaux. De ces zones résulte une vitesse
1.1. Les systèmes de Bord-Est
FIG. 1.2: A gauche, transport d’Ekman moyen (Sv) dérivé de QuikSCAT sur la période 2000-2006. A droite,
les champs colorés représentent le pompage d’Ekman moyen (m/jours) sur la même période, tandis que les flêches représentent le vent moyen sur la même période.
verticale à la base de la couche d’Ekman de profondeur -H (où la tension turbulente est nulle) qui va faire remonter la thermocline et des eaux de sub-surface à la surface. Cette vitesse est appelée pompage d’Ekman (WEkman) et est obtenue à partir de l’équation de
continuité appliquée au transport d’Ekman. Avec un paramètre de Coriolis f constant, on obtient : WEkman= R0 −H ∂u ∂x+ ∂v ∂ydz = 1 ρf[ ∂R0 −H ∂τy dz ∂z dz ∂x − ∂R0 −H ∂τxdz ∂z dz ∂y ] WEkman= ρf1 ( ∂τ0 y ∂x − ∂τ0 x ∂y) (1.4) En se plaçant dans un plan β, l’ordre de grandeur de la force de Coriolis est donné par : f = f0+ y. L’équation 1.4 devient (Halpern (2002)) :
WEkman=
curl(τ0)
ρf +
βτx
ρf2 (1.5)
Une vitesse WEkman positive va entraîner des remontées d’eaux de sub-surface. à la
surface (upwelling) tandis qu’une vitesse négative va entraîner des plongées d’eaux de surface en profondeur (downwelling). La figure 1.2 illustre ce processus dans le Pacifique Sud-Est. Par exemple, près des côtes Péruviennes, le pompage d’Ekman moyen, estimé avec les vents QuikSCAT sur la période 2000-2006, est de l’ordre de +0.6m/jour tandis que loin des côtes, il est au maximum de l’ordre de −0.2m/s.
1.1.2 Les upwellings : un cas particulier de la théorie d’Ekman
En appliquant les équations 1.3 et 1.5 aux EBUS comme le Humboldt, la composante du vent parallèle à la côte et orientée vers l’équateur va engendrer une divergence des eaux côtières vers le large et donc un transport de la forme :
TEkman=
τalongshore
ρf (1.6)
FIG. 1.3: Transport d’Ekman et upwelling côtier associé pour l’hémisphère Sud et pour un vent orienté vers
le Nord. A gauche : la tension de vent parallèle à la côte et orientée vers le Nord, va générer un transport d’Ekman vers le large et perpendiculaire à la tension de vent (flèche bleue pleine). Le courant de surface associé aura un angle de 45˚ avec la tension de vent. Le vide causé par cette divergence des eaux côtières vers le large est comblé par les remontées d’eaux de sub-surface comme représenté à droite : les flèches bleues représentent le transport d’Ekman, les rouges l’upwelling côtier dans région de dimension le rayon de déformation de Rossby R.
Cette divergence des eaux va entraîner un upwelling côtier. Dans le cas idéal d’une tension de vent uniforme le long de la côte, d’une bathymétrie constante et d’un océan stratifié, la réponse océanique a lieu sur une échelle cross-shore3 donnée par le rayon de
Rossby de déformation (Smith (1995) ; Pickett et Paduan (2003)). Ce dernier est lié à la stratification des masses d’eaux. En divisant le transport d’Ekman par le rayon de Rossby, on obtient alors une vitesse verticale qui peut être comparable à la vitesse WEkman. Par
exemple, les vents parallèles à la côte Sud-Américaine vont entraîner une divergence des eaux côtières vers le large (cf. figure 1.11). Se met alors en place le mécanisme de l’up-welling, qui, comme schématisé sur la figure 1.3, entraîne une remontée des eaux de
sub-3de l’Anglais : perpendiculaire à la côte
1.1. Les systèmes de Bord-Est
surface vers la surface afin de combler le vide laissé par les eaux advectées vers le large par transport d’Ekman. Cependant, certaines théories contestent l’échelle cross-shore définie par la rayon de Rossby. Par exemple, Estrade (2006), suggère que la position et l’échelle cross-shore des upwellings (qui va définir leur intensité) dépend de la topographie. Mar-chesiello et Estrade (2007) montrent que les formes des plateaux continentaux de la Cali-fornie Centrale et des côtes Sahariennes affectent les positions, les structures et les échelles cross-shores des divergences des eaux et donc de l’intensité de leurs upwellings respectifs.
FIG. 1.4: Le pompage d’Ekman pour l’hémisphère Sud. A gauche, les flèches blanches représentent la tension
du vent (orientée vers le Nord). A droite en haut, l’amplitude de la tension du vent est représentée en fonction de la distance à la côte. La diminution de la tension du vent à l’approche de la côte entraîne une remontée des eaux profondes (flèche rouge) vers la surface ainsi qu’une remontée des isothermes : les traits noirs pleins représentent les isothermes pendant l’upwelling alors que les pointillés les représentent avant l’upwelling.
Chelton et al. (1998) déduit une climatologie du rayon de Rossby de déformation à par-tir des données historiques de température et de salinité le long de l’EBUS de Humboldt. Il varie de O(100km) à 10˚S jusqu’à O(30km) vers 30˚S.
Ainsi, une vitesse verticale due à la divergence des courants vers le large est confinée dans le rayon de Rossby de déformation et peut être déduite de l’équation 1.6 :
Wcote =
τalongshore
ρf R (1.7)
Se rajoute à cette vitesse verticale, la vitesse due au pompage d’Ekman (WEkman).
En raison de la présence de la côte, le vent va être soumis à une friction différente : la friction de la mer est plus faible que celle de la terre (due à l’orographie, à la présence d’arbre, ...). L’intensité des vents diminue donc à l’approche de la côte. Il se forme ainsi des zones dites de drop-off4. Ce phénomène a par exemple été étudié par Capet et al. (2004) et
Pickett et Paduan (2003) pour l’EBUS de Californie. Ces régions sont alors définies par un rotationnel de vent fort (Bakun et Nelson (1991)) qui va, via la théorie d’Ekman, engendrer un pompage d’Ekman positif. Les isothermes se déplacent vers la surface et se resserrent alors que les eaux froides de sub-surface remontent à la surface et la refroidissent. La figure 1.4 présente de manière schématique ce processus.
Courants associés aux Upwellings
Pour illustrer le système de courants associé aux upwellings des EBUS, je présente sur la figure 1.5 le système de courants de Californie. Sa structure est constituée d’un courant de surface et d’un sous-courant.
FIG. 1.5: Courants moyennés sur la section 34.5˚N-43˚N et simulés par ROMS, d’après Marchesiello et al.
(2003b).
4Diminution, chute brutale
1.1. Les systèmes de Bord-Est
Les upwellings sont associés à des courant océaniques orientés vers l’équateur : ce sont les jets côtiers. Lors d’un upwelling, des eaux de sub-surfaces froides remontent à la surface. Une remontée des isopycnes proche de la côte les accompagne (cf. figure 1.4). Un gradient de densité cross-shore se met donc en place et donne naissance, par équilibre géostrophique, à ces courants côtiers. Les jets océaniques côtiers sont occasionnels et sont fortement modulés par le cycle des vents. Dans le Humboldt, ces jets sont particulièrement intenses par rapport aux autres EBUS (Hill et al. (1998)).
En sub-surface, les upwellings sont associés à un sous-courant orienté vers les pôles (e.g. Hickey (1998), Nelson et Hutchings (1983), Penven et al. (2005), Marchesiello et al. (2003b)). Les processus liés à la formation de ce courant sont controversés (Neshyba et al. (1989)). Une première théorie s’appuie sur la présence d’un gradient de pression Nord-Sud qui, par accélération directe, permettrait d’engendrer ce sous-courant Equateur-Pôle (Ne-shyba et al. (1989)). McCreary (1981) propose une théorie différente basée sur un modèle shallow water à deux couches. Dans ce cas d’océan barocline forcé par un vent spatiale-ment uniforme et parallèle à une côte orientée Sud-Nord (comme dans les EBUS), il est mis en évidence qu’il existe un lien entre les différents modes baroclines et les vitesses des courants de surface et de sub-surface. En prenant en compte la friction de fond (McCreary et Chao (1985)), les courants dominants sont contrôlés par les modes intermédiaires tandis que les modes supérieurs affaiblissent les courants avec la friction. Les résultats obtenus sont comparables aux vitesses de courants observés.
Processus mésoéchelles associés aux upwellings
Comme nous l’avons montré, les EBUS sont soumis à l’influence des vents parallèles à la côte, les eaux côtières de surface sont ainsi transportées vers le large et continuellement renouvelées par des eaux profondes et froides. Le fort contraste thermique entre les eaux côtières et celles du large génère alors une activité méso-échelle importante comme des filaments, des méandres ou encore des tourbillons. Elle résulte principalement des insta-bilités baroclines générées par le cisaillement vertical des courants côtiers (Leth et Shaffer (2001), Marchesiello et al. (2003b)). Ces structures participent fortement aux échanges de propriétés entre zones côtière et large, et influent fortement le couplage entre processus physiques et biologiques McGillicuddy Jr et al. (1998).
FIG. 1.6: Courants moyens de surface estimés à partir des bouées dérivantes de la période 1979-2003 (A.
Chaigneau, communication personnelle.)
Dans un EBUS, des vents parallèles à la côte et orientés vers l’équateur vont donc être la source de remontées d’eaux froides le long de la côte et vont moduler la circulation océanique de la région. Comme le présente la figure 1.6, l’EBUS de Humboldt ne déroge pas à cette règle. Le courant du Pérou/Chili remonte la côte Ouest de l’Amérique du Sud en direction de l’équateur. Nous allons maintenant étudier avec plus de détails l’EBUS de Humboldt.
1.2 Le système de Humboldt
L’EBUS de Humboldt peut être divisé en cinq régions différentes présentant des téristiques topographiques distinctes propres (cf. figure 1.7). Le Pérou (4˚S-18˚S) est carac-térisé par un plateau de 200m de profondeur associé à une extension offshore d’environ 100km. Le long de la côte Chilienne : quatre zones peuvent être définies (Figueroa et Mof-fat (2000)). Le Nord du Chili (de 18˚S à 32˚S) est défini par un plateau extrêmement étroit d’environ 10km d’extension et par une faible influence des rivières. De 32˚S à 36˚S, le pla-teau s’étend et les vents deviennent plus forts avec la présence de jets atmosphériques. La région de 36˚S à 42˚S est marquée par la présence d’un plateau qui s’étend sur 70km et
1.2. Le système de Humboldt
par une influence des eaux douces plus importante, et enfin, les hautes latitudes (>42˚S) sont définies par une topographie plus complexe, la présence de fjords et une très forte influence des apports d’eaux douces.
Cependant, d’autres spécificités font de l’EBUS de Humboldt un système vraiment unique au monde. D’un point de vue synoptique, il est caractérisé par la présence d’une zone minimale d’oxygène (OMZ5) proche de la surface (Helly et Levin (2004),
Karsten-sen et al. (2008)). Le positionnement en profondeur et l’extension spatiale de cette zone est reliée est reliée aux changements climatiques : elle est contractée pendant les périodes froides et plus étendue pendant les périodes chaudes (Helly et Levin (2004)). Sa présence et ses variations ont un impact considérable aussi bien sur le climat que sur les écosystèmes de Humboldt (Paulmier et al. (2006), Graco et al. (2007)).
FIG. 1.7: Topographie de l’EBUS de Humboldt.
1.2.1 Les cellules d’upwellings de l’EBUS de Humboldt
Le positionnement Nord-Ouest de la Cordillère des Andes le long de la côte combiné à son orographie incisive, force les Alizés du Pacifique Sud-Est à s’orienter vers le Nord
(Strub et al. (1998) ; Gunther (1936)) à une vitesse moyenne d’environ 8m/s. (cf. figure 1.11). Bien que modulés par une brise de mer importante (Brink (1983) ; Gunther (1936)), ces vents sont favorables aux remontées d’eaux froides. L’EBUS de Humboldt va donc être caractérisé par des upwellings du Sud du Chili jusqu’au Nord du Pérou qui sont princi-palement modulés par les vents de surface. A l’échelle intrasaisonnière, les upwellings de l’EBUS de Humboldt sont forcés par un forçage atmosphérique local : les vents du Sud, parallèles à la côte. Il existe deux zones principales de cellules d’upwellings : le Chili Cen-tral et le Pérou. Documenter et comprendre les caractéristiques de ces vents et la réponse océanique associée, constitue l’objectif central de cette thèse : une présentation de l’état de l’art des connaissances sur ce sujet est proposée dans la partie (1.3).
1.2.2 Le système de courant
Le système de courants de Humboldt est composé de nombreux courants et contre-courants, en surface et en profondeur. Les principales caractéristiques de ce système de courants font qu’il sert souvent d’exemple pour décrire les courants de Bord-Est. En effet, le courant de Humboldt peut être décrit comme un large et lent transport d’eaux froides vers l’équateur le long de la côte Ouest de l’Amérique du Sud. Ce courant prend naissance vers 43˚S à l’extrême Sud du Chili. Ses eaux proviennent en partie du Courant Antarctique Circumpolaire (ACC6) qui s’oriente vers le Nord le long de la côte Ouest Sud Américaine
lors de son passage à travers le détroit de Drake à environ 40˚S (Pickard et Emery (1990)). Il remonte alors vers le Nord jusqu’à la frontière Nord du Pérou (5˚S). La largeur moyenne du Courant de Humboldt est d’environ 800km (Idyll (1973)), sa vitesse en surface ne dé-passe pas 30cm/s tandis qu’elle diminue rapidement avec la profondeur. Sa direction est généralement Nord-Nord-Ouest (Gunther (1936)). Au Nord, il alimente le courant Sud Equatorial en tournant à l’Ouest et en formant ainsi une langue d’eau froide autour de 4˚S (Chaigneau et Pizarro (2005), Penven et al. (2005), Strub et al. (1998)).
Comme indiqué sur la figure 1.8, le PCS est caractérisé par deux courants orientés vers le Nord : le Courant Côtier Péruvien (PCC7) et le Courant Océanique Péruvien (PC8), et deux
courants de sens opposés : le Sous-Courant du Pérou-Chili (PUC 9) et le Contre-Courant
du Pérou-Chili (PCCC Peru/Chile Counter Current) (Penven et al. (2005)). Les courants de surface sont dominés par des courants dirigés vers l’équateur (PC et PCC). Le PCC
6De l’Anglais : Atlantic circumpolar current 7De l’Anglais : Peruvian Coastal Current 8De l’Anglais : Peruvian Current
9De l’Anglais : Peru/Chile Under Current
1.2. Le système de Humboldt
FIG. 1.8: Schéma de circulation dans le Pacifique
Sud-Est (d’après Strub et al [1998]) en hiver (gauche) et en été (droite). Les courants de sub-surface sont en rouge. Acronymes utilisés : AENC (Annual El Niño Current), NECC (North Equatorial Counter Current), CC (Coastal current), SEC (South Equato-rial Current), EUC(EquatoEquato-rial Under Current), PC (Peru Current), PUC (Peru/Chile Under Current), PCCC (Peru Chile Counter Current), WWD (West Wind Drift), CHC (Cape Horn Current), PCC (Peru Coastal Current), CCC (Chile Coastal Current). (Ex-trait de Croquette (2007)).
s’écoule de Valparaiso (-33˚S, Chili), zone caractérisée par un plateau encaissé, jusqu’au Nord du Pérou, à Chimbote qui est lui caractérisé par un plateau profond d’environ 200m (Batteen et al. (1995)). Le PCC est associé aux upwellings côtiers via les processus que nous avons présentés dans la partie 1.1.2. Le PC est plus large que le PCC, il peut avoir une extension zonale d’environ 600km et une profondeur maximale de 700m. Le transport net vers le Nord du PCC combiné au PC est approximativement de 19 Sv ( 1Sv = 1.106m3s−1)
(Wooster et Reid (1963)). Le PUC est la composante principale des courants orientés vers le pôle Sud. Il est situé juste en dessous la couche d’Ekman et s’étend sur quelques centaines de mètres de profondeur au-dessus du talus (Brink et al. 1983). La vitesse moyenne dans le coeur du PUC situé à environ 220m de profondeur, est d’environ 13cm/s (Shaffer et al. (1999)).
La figure 1.9 présente la SST10 moyenne du Pacifique Sud-Est estimée à partir de la
climatologie PATHFINDER (Evans et Podesta (1996)). Elle reflète la signature de la zone d’upwellings avec une SST plus froides près des côtes. La température le long de la côte Péruvienne est environ 8˚C plus froide que la température moyenne des eaux du Pacifique à cette latitude (eg. Levitus et Boyer (1994)). Comme nous l’avons vu précédemment, la SST est constamment modifiée par les remontées d’eaux froides dues aux upwellings et par le
FIG. 1.9: Température de Surface de la mer moyenne sur le Pacifique Sud-Est estimée à partir de la
climato-logie PATHFINDER (Evans et Podesta (1996))
mélange horizontal. De ce fait, les eaux Péruviennes sont caractérisées par des tempéra-tures pouvant varier entre 15˚ et 19˚ (Wyrtki (1966), Stevenson et Taft (1971)). En terme de salinité, le courant de Humboldt a une salinité comparable à celle des autres EBUS (entre 34 et 35). Différents processus contrôlent cette salinité. Le principal est encore une fois
1.2. Le système de Humboldt
welling (Pickard et Emery (1990)), mais les processus d’évaporation/précipitation peuvent aussi moduler la salinité en agissant sur la ventilation des eaux intermédiaires subantarc-tiques (Schneider et al. (2005)). En résumé, les eaux du Courant du Pérou sont peu salées et froides. C’est une des raisons pour lesquelles le Nord du Chili, les côtes Péruviennes et le Sud de l’Equateur sont des régions arides. Les précipitations peu abondantes de ces régions sont imputables à la présence de ce courant froid. Ce dernier refroidit considérable-ment les vents du large qui ne se réchauffent, ensuite, qu’en balayant les côtes Chiliennes. Ce réchauffement leur permet de rester chargés de vapeur d’eau et limite, par conséquent, les précipitations sur le continent. La Cordillère des Andes qui se dresse à l’est du pays fait, par ailleurs, office de barrière naturelle et empêche les alizés provenant de l’Atlantique et les vents qui soufflent à l’intérieur des terres de balayer le Nord et le centre du Chili. Les baisses de température de l’océan entraînent ainsi un régime sec qui perdure jusque sur les zones côtières Péruvienne/Nord-Chilienne et qui est donc responsable de la présence d’un des déserts les plus arides au monde situé entre les Andes et l’Océan Pacifique (Lowenstein et al.(2003)).
1.2.3 Un prolongement du guide d’onde équatorial
Le phénomène El Niño
Le système des Alizés sur la zone tropicale entraine une thermocline profonde à l’Ouest du bassin et peu profonde à l’Est associé à un gradient de SST d’Ouest en Est (plus chaude vers l’Ouest et plus froide vers l’Est). En période El Niño, phase chaude de l’ENSO11, des
anomalies de température le long du système de courants de Humboldt peuvent atteindre plus de 6 degrés (cf. figure 1.10 pendant plusieurs mois. En pério Niña, c’est l’opposé : des anomalies froides sont présentes dans le Nord du système de courants de Humboldt.
Propagation des signaux océaniques d’origine Equatorariale
L’équateur agit comme un guide d’ondes et permet la propagation zonale de différents types d’ondes. En régime normal, les Alizés soufflent d’Est en Ouest. Si une anomalie de vent d’Ouest apparaît, elle va générer deux types de propagations : une onde de Kelvin de "downwelling" qui se propage vers l’Est et une onde de Rossby d’"upwelling" qui se propage vers l’Ouest. La propagation de ces ondes a pour effet de créer des anomalies positives de la thermocline et du niveau de la mer. Ces propagations d’ondes vont ainsi
FIG. 1.10: En haut, anomalies (calculées sur la période 1997-2007 à partir des données TMI) de SST pendant
Décembre 1997 (phase Niño). En bas, de même mais pour Décembre 1999 (Niña phase).
FIG. 1.11: A gauche : Principales sources de forçages à l’échelle intrasaisonnière pour l’EBUS de
Hum-boldt. Les contours colorés et les flèches noires représentent respectivement la tension moyenne et la direction moyenne du vent sur la période 2000-2006 estimées à partir des données QuikSCAT (en N/m2). Les contours noirs sont les champs de pression moyennés sur la même période (données NCEP, en hPa), et les champs co-lorés dans les terres indiquent la topographie de la zone. Enfin, les flèches rouges (vertes) représentent les Ondes de Kelvin Equatoriales et les Ondes de Kelvin piégées à la côte, alors que les flèches vertes indiquent la propagation d’ondes de Rossby extra Equatoriales.
1.2. Le système de Humboldt
propager des signaux du Pacifique Ouest au Pacifique Est et vice-versa.
La variabilité à l’échelle du bassin de l’Océan Equatorial Pacifique est dominée par les ondes de Kevin pour une gamme de fréquences variées. La côte Ouest Sud-Américaine, telle une extension du guide d’onde Equatorial, permet aux ondes de Kelvin de se propa-ger le long de la côte en direction du pôle et de forcer à leur passage et en fonction d’une latitude critique (Clarke et Shi (1991)), des ondes de Rossby extra-tropicales au Nord de cette latitude (cf. figure 1.11). Ces dernières se propagent vers l’Ouest, transportant ainsi certaines propriétés des masses d’eau vers le large et ventilant de cette manière le Pacifique Sud (Vega et al. (2003)). Ces ondes piégées à la côte ont une amplitude importante en été Austral et au début des événements El Niño (Kessler et al. (1995)). Les ondes de Kelvin équatoriales contrôlent de cette manière la variabilité océanique (cf. figure 1.12).
FIG. 1.12: A gauche, onde de Kelvin le long de l’équateur estimée à partir des données altimétriques
TO-PEX/POSEIDON (B. Dewitte, comm. pers.). En haut à droite, anomalies du niveau de la mer (en cm) le long des côtes du Pérou/Chili obtenues à partir des données marégraphiques. En bas, Représentation profon-deur/température des anomalies interannuelles des températures de sub-surface près d’Iquique (Chili, vers 21˚S), estimées à partir de données de campagnes (Blancoet al. (2002)).
Impact des ondes de Kelvin sur la variabilité du SCH de l’échelle interannuelle à sai-sonnière
Il se trouve dans la littérature de nombreuses études sur l’impact des ondes de Kelvin dans la gamme de fréquences allant de l’interannuel (Pizarro et al. (2002a), Vega et al. (2003), Ramos et al. (2006)) en passant par le saisonnier (Ramos et al. (2008) ; Pizarro et al. (2002a), Dewitte et al. (2008b)).).
A l’échelle interannuelle, ENSO est la principale influence du Système de courant de Humboldt. Durant un événement El Niño, la thermocline s’approfondit et les courants en direction des pôles deviennent plus puissants (en particulier le PUC). Par exemple, durant El Niño 1982-1983, la vitesse maximale du PUC à 12˚N, à 100m de profondeur a atteint une vitesse maximale de 10cm/s (Huyer et al. (1991)) alors que la vitesse moyenne est esti-mée à 4cm/s (Blanco et al. (2002)). Des études basées sur des modèles simples ont montré que les courants dans l’EBUS de Humboldt étaient principalement modulés par le vent, mais aussi par les ondes piégées à la côte (McCreary (1987) ; Clarke et Van Gorder (1994), Pizarro et al. (2002b)). Celles-ci vont engendrer des anomalies de SLA12 et de profondeur
de la thermocline, qui modulent l’intensité des courants de surface et de sub-surface. Par exemple, l’étude de Shaffer et al. (1999) basée sur des courantomètres proches de la côte du Chili Central, a mis en évidence un renforcement des courants orientés vers l’équateur durant l’épisode El Niño 1997/1998.
La variabilité de la SST le long des côtes Péruviennes et Chiliennes est dominée par son cycle saisonnier (Takahashi (2005). Cependant, le phénomène climatique El Niño engendre des perturbations de SST tout le long de la côte Ouest de l’Amérique du Sud. Durant ces événements, elle est reliée à un déplacement vertical de la thermocline équatoriale (Hor-mazabal et al. (2001), Enfield et Allen (1980)). Les anomalies du niveau de la mer se pro-pagent le long de l’équateur puis le long du guide d’onde Sud-Américain. Elles engendrent alors des variations de la position de la thermocline et influencent de cette manière la SST. Durant l’El Niño de 1982-1983, des anomalies positives de température ont été observées jusqu’à Sud du Chili, à 40˚S (Rasmusson et Wallace (1983)). En particulier, la figure 1.12 illustre le fort contrôle de la variabilité côtière par la variabilité équatoriale aux échelles de temps interannuelles (Blanco et al. (2002)).
Les ondes de Kelvin et impact associé à l’échelle intrasaisonnière
Jusqu’à présent, cette gamme de fréquence n’a pas été beaucoup étudiée. Dans la litté-rature, (Shaffer et al. (1997) ; Hormazabal et al. (2001)) montrent que les anomalies produites
12De l’Anglais : Sea Level Anomalie : Anomalie du niveau de la mer
1.2. Le système de Humboldt
FIG. 1.13: a) L’indice Niño3 (Anomalies de SST moyennées sur la région : [5S,5N x 150W,90W]) [SST
(en ˚ C, échelle de gauche, ligne pointillée) et la puissance moyenne sur les gammes de fréquences [2 7 ans] (ligne pleine). b) Le spectre en ondelettes de l’amplitude du premier (en bleu) et du deuxième (en orange) mode barocline projeté sur les ondes de Kelvin à respectivement 175˚W et 90˚W (Ondelettes de Morlet, seules les valeurs à 95% de confiance sont présentées (bruit rouge α = 0.72). c) Moyenne de la puissance des ondelettes sur la gamme [50-80] jours pour le premier (en bleu) et deuxième (en orange) mode barocline à respectivement 175˚W et 90˚W. Les séries ont été filtrées avec un filtre passe bas (fc=5 ans) afin de mettre en évidence la basse fréquence. d) Semblable à (c) mais pour la gamme [100 140]. (de Dewitteet al. (2008a))
par ces ondes proviennent des vents dans le Pacifique Equatorial qui sont associés à une fréquence de [50 − 60]jours−1. A ces échelles, le contrôle de la variabilité équatoriale sur la
variabilité océanique le long de la côte Ouest de l’Amérique de Sud n’est donc pas encore très clair. D’une part, à cause de la propagation verticale d’énergie, les ondes de Kelvin intrasaisonnière se dissipent plus vite que celles des plus basses fréquences. D’autre part,
le forçage local a une énergie forte dans la bande de fréquence intrasaisonnière et il joue donc un rôle important dans cette gamme de fréquence. Il va être difficile de faire la part de la réponse océanique due aux ondes de Kelvin intrasaisonnières et de celle due au for-çage local. Dewitte et al. (2008a) montre qu’à l’échelle intrasaisonnière, l’onde de Kelvin est associée à une gamme de fréquence allant de 50 jours à 140 jours. Mais, comme l’illustre la figure 1.13, il existe un couplage entre différentes échelles de temps. Les amplitudes de ces ondes de Kelvin intrasaisonnières sont ainsi modulées à basse fréquence. Néanmoins, étant donné les vitesses de propagation relativement faibles des ondes équatoriales et côtières et les distances mises en jeux, la connexion avec l’équateur laisse envisager un potentiel important de prévisibilité de la circulation régionale.
D’un point de vue dynamique atmosphérique, l’EBUS de Humboldt est gouverné par de grands systèmes de circulations qui vont elles aussi perturber son état moyen.
1.3 Les grands systèmes de circulation atmosphérique dans
le Pacifique Sud-Est
Le pacifique Sud-Est est sous l’influence de systèmes atmosphériques grandes échelles qui agissent sur la variabilité de la SST de manière spécifique. La figure 1.14 présente un schéma de ces grandes circulations. Elles sont au nombre de cinq :
• La Zone de Convergence Intertropicale (ITCZ13) : est connue aussi sous le nom de front intertropical ou de zone de convergence équatoriale. Elle est une ceinture, de seulement quelques centaines de kilomètres du nord au sud, de zones de basses pressions entourant la Terre près de l’équateur. Il s’agit d’une zone de convergence des vents. L’air y est aspiré sous l’action de la cellule de Hadley qui le transporte en altitude par convection et les Alizés de l’hémisphère Nord et Sud y convergent. Dans la région de l’EBUS de Humboldt, l’ITCZ est généralement positionnée au Nord de l’équateur, en été Austral, elle se situe au niveau de l’équateur, en hiver Austral, sa position moyenne est plus au Nord. Elle n’affecte donc pas directement notre zone d’étude.
• le Strato Cumulus Cloud Deck (Scu Deck): Il s’agit de la plus large couverture nua-geuse de StratoCumulus au monde. Sa formation et ses caractéristiques ne sont pas encore bien connues. Néanmoins, on sait que la présence d’un gradient vertical 13De l’Anglais : Inter Tropical Convergence Zone
1.3. Les grands systèmes de circulation atmosphérique dans le Pacifique Sud-Est
FIG. 1.14: Les grands systèmes de la circulation atmosphérique dans la région du Pacifique Sud-Est. La zone
de convergence intertropicale, la couverture de Strato Cumulus, l’anticyclone subtropical, les Coastal Jets Chiliens et la zone des CJs Péruviens.
d’humidité combinée à la subsidence de l’air au-dessus des eaux froides, participe à sa formation et en fait une couverture nuageuse très persistantes (Klein et Hartmann (1993)). De plus, de l’air froid et sec des Coastal Jets et de l’air chaud et humide plus en altitude de la mousson Sud-Américaine convergent au niveau de cette région, ce processus pourrait aussi participer à la structuration du Scu Deck en positionnant la zone d’inversion de la température à relativement basse altitude (envirion 850 hPa). Sa couverture est maximale en Septembre-Octobre et minimale en Avril (Klein et Hartmann (1993)). Sa présence au-dessus du Pacifique Sud Est a un impact sur le
budget radiatif de la Terre. En particulier, elle limite l’apport des flux radiatifs so-laires dans le budget de chaleur de la couche supérieure de l’océan et participe ainsi au refroidissement des eaux (Yu et Mechoso (1999)). Le bilan de chaleur de l’océan est alors principalement sous l’influence de son cycle saisonnier (Takahashi (2005)). Jusqu’à présent, peu d’observations sont disponibles. Bretherton, en 2001, mena une campagne d’une durée de 14 jours (EPIC14). Bien que de courte durée, elle permit
de mettre en évidence le cycle diurne important de l’épaisseur de stratocumulus et de sa teneur en eau (Bretherton et al. (2004)). Cette couverture de Stratocumulus est médiocrement représentée dans les modèles couplés Océan/Atmosphère. La simu-ler de manière réaliste reste encore un enjeu important qui permettrait d’éviter des biais en vents et en SST dans les modèles couplés de circulation générale que sa mauvaise représentation engendre.
• L’anticyclone suptropical et les Coastals Jets Chiliens et Péruviens : La variabilité des vents dans l’EBUS de Humboldt est principalement sous influence de l’anticyclone subtropical du Pacifique Sud-Ouest. A l’échelle intrasaisonnière, des perturbations dans la position moyenne et dans l’intensité de l’anticyclone vont générer des vents (Rutllant et al. (2004)) dans le Pacifique Sud-est. Telle une barrière, la Cordillère des Andes va alors dévier ces vents le long de la côte Sud-Américaine, vers l’équateur. Ces vents vont alors être pour la grande majorité favorables aux upwellings. Entre 5˚S et 17˚S les vents le sont durant toute l’année, alors qu’ils sont plus faibles le long de la côte Nord du Chili entre 17˚S et 23˚S (Shaffer et al. (1999), Thomas et al. (2001)). Entre 28˚S et 36˚S, Garreaud et Muñoz (2005) ont mis en évidence la formation de "Coastal Jets" qui se présentent sous la forme de maximum de vents méridionaux pouvant atteindre jusqu’à 15m/s avec une échelle cross-shore d’environ 500km et un axe centré à environ 150km de la côte. De plus, les vents au Nord, vers le Pérou, sont en déphasage avec ceux plus au Sud, au niveau du Chili. En effet, l’amplitude maximale des vents au niveau de la côte Péruvienne a lieu durant l’hiver Austral (Bakun et Nelson (1991)), au Nord du Chili, durant le printemps/été austral (Blanco et al.(2002)) et au Sud de 30˚S, durant l’été Austral (Shaffer et al. (1999), Garreaud et Muñoz (2005),Muñoz et Garreaud (2005), Halpern (2002), Josey et al. (2002)).
Le vent le long de la côte Ouest Sud-Américaine présente donc une saisonnalité dépen-dante de la latitude. Afin d’illustrer ces différents régimes de vents et mettre en évidence leur localisation géographique, nous présentons une climatologie de l’activité
intrasaison-14De l’Anglais : East Pacific Investigation of Climate
1.3. Les grands systèmes de circulation atmosphérique dans le Pacifique Sud-Est
nières des vents. Cette climatologie permet de distinguer les zones associées à une forte variabilité de vent ainsi que leur saisonnalité spatio-temporelle. La figure 1.15 illustre les résultats, différents régimes de vents apparaissent sur cette figure :
• Il est tout d’abord aisé de discerner le "Coastal Jet" (CJ) du Chili, compris entre 28˚S et 35˚S (Garreaud et Muñoz, 2005). Il s’agit d’un noyau de vent fort proche de la côte dont la période favorable se situe pendant l’été austral (Shaffer et al., 1999, Gar-reaud et Muñoz, 2005, Muñoz et GarGar-reaud, 2005). Des profils verticaux de vents vers 30˚S ont révélé que ces vents avaient une structure de "low level jet" (LLJ) (Ruttland, 1993). Enfin, Garreaud et Muñoz (2005) et Muñoz et Garreaud (2005) ont documenté les principales caractéristiques et la variabilité de ces coups de vents intrasaison-niers. Basées sur quatre ans de données satellites et sur l’étude d’un événement en particulier ayant lieu en Octobre 2000, ces études ont montré que le Jet était caracté-risé par un maximum de vent (en moyenne de 10m/s et pouvant atteindre 15m/s), avec un axe situé à environ 150km des côtes et une échelle cross-shore de 500km. De plus, ces vents sont caractérisés par un cycle diurne faible et ont tendance à dis-perser les nuages. Enfin, une étude basée sur une simulation du jet d’Octobre 2000 par le modèle MM515a permis de décrire précisément sa structure 3D : le noyau du
jet se trouve dans le haut de la couche d’inversion (ou Couche limite marine (MBL
16). De faibles vents offshores prévalent au-dessus de l’axe du jet, tandis que
d’en-core plus faibles vents onshores prédominent dans la MBL. Quelle est la réponse de l’océan à ce forçage atmosphérique ? Théoriquement, ces vents forts, parallèles à la côte et orientés vers l’équateur, vont engendrer un transport d’Ekman qui va, par divergence, faire remonter des eaux froides de sub-surface. De plus, le noyau de vents forts se trouvant à environ 150km des côtes, les vents proches de la côte s’affaiblissent pour créer un rotationnel favorable au processus d’upwelling côtier par pompage d’Ekman.
• A Pisco/San Juan, vers 15˚S, et à Piura, vers 4˚S, la figure 1.15 met en évidence deux autres régimes de vents avec une saisonnalité commune. Comme l’indiquent Bakun et Nelson (1991), en automne et hiver austral, ces vents sont plus forts (de l’ordre de 7 à 8 m/s). Ils présentent aussi une variabilité plus importante sur la figure 1.15. Burt et al.(1973), montrent à partir d’observations in-situ qu’à l’échelle intrasaisonnière, la variabilité du vent alongshore présente un maximum près de Pisco (particulière-ment durant l’hiver Austral). Ce maximum de variabilité des vents pourrait avoir une influence significative sur la variabilité de l’upwelling. En outre, ces deux ré-15MM5 : de l’Anglais : Mesoscale Model 5, Modèle Mésoéchelle version 5
FIG. 1.15: Les champs colorés représentent la climatologie de l’activité intrasaisonnière des vents (en m/s) à
partir des données QuikSCAT, les contours représentent la climatologie des vents moyens (en m/s) dérivée des données QuikSCAT.
gions sont recouvertes la plupart du temps par le stratocumulus cloud deck, qui va donc contrôler le cycle saisonnier de la SST dans ces régions (Takahashi (2005)). Les interactions Océan/Atmosphère de ces régigons contribuent donc aux proces-sus de formation de cette couverture nuageuse. Comprendre les interactions océan-atmosphère dans ces régions pourrait donc contribuer à mieux comprendre la for-mation de cette couverture nuageuse.
1.4. Motivations et objectifs
1.4 Motivations et objectifs
1.4.1 Motivations
FIG. 1.16: Différence en SST entre le modèle CCSM3, moyenné sur les années 571-600, et les observations
Reynolds, moyennées sur la période 1982-2000,Large and Danabasoglu, 2006, J. Climate
La dynamique de l’EBUS est contrôlée par différentes sources de forçages. Ces forçages se caractérisent tout d’abord par leurs propriétés spatio-temporelles, et ensuite par leur mode d’action (forçage local où à distance). En ce qui concerne l’action du vent, son in-fluence est évidente via les processus de transport et de pompage d’Ekman. Néanmoins la sensibilité de ces processus aux échelles de temps et d’espace de variabilité de ce for-çage soulève encore de nombreuses questions. En particulier, les échelles caractéristiques des variations des gradients "cross-shore" du rotationnel de vent sont déterminants pour l’intensité de la divergence d’Ekman et par conséquent pour les processus d’advection verticale par les processus d’Ekman dans les régions d’upwelling (cf. Capet et al. (2004)) pour l’upwelling de Californie). Par ailleurs, la variabilité mésoéchelle semble avoir aussi
un impact sur le transport de propriété côte-large et est elle-même contrôlée partiellement par les caractéristiques du forçage (Capet et al. (2004) ; Echevin et al. (2008)).
Une des difficultés majeure rencontrée pour l’étude des upwellings côtiers provient de biais présents dans les modèles globaux. Pour l’illuster, la figure 1.16 représente la diffé-rence en SST entre un modèle climatique (CCSM3) et la SST observé. De forts biais chauds sont présents en particulier dans les régions d’upwellings, par exemple, dans notre région d’interêt, le modèle CCSM3 présente un biais chaud supérieur à 4˚. Ce biais, dans les ré-gions d’upwellings, peut être du à une mauvaise représentation de la couche nuageuse et donc à des flux solaires trop importants qui réchauffent de manière irréaliste la SST. Il peut aussi être du à une mauvaise représentation des vents à la côte et donc de l’upwelling côtier.
FIG. 1.17: A gauche, amplitude moyenne du vent NCEP du 3 au 15 Octobre 2000, interpolée sur une
grille ROMS au 1/12˚, les traits en pointillés représentent la grille originale (2.5˚x2.5˚). A droite, amplitude moyenne du vent QuikSCAT pendant la même période.
Les réanalyses globales pourraient palier ce problème, mais elles présentent elles-aussi des problèmes qui sont inhérents à leur basse résolution. La réanalyse NCEP, couram-ment utilisée en océanographie, l’illustre bien. Sur la figure 1.17, est representé l’amplitude moyenne du vent pendant un événement de CJ au niveau du Chili pour la réanalyse NCEP et pour le vent QuikSCAT. La basse résolution résolution de NCEP (2.5˚x2.5˚) entraîne des problèmes évidents : le Jet Côtier n’est plus côtier dans la réanalyse, les vents à la côte sont donc beaucoup trop faibles par rapport à ceux estimés par QuikSCAT. Cette mauvaise
1.4. Motivations et objectifs
représentation des vents à la côte entraîne dans les modèles océaniques une mauvaise re-présentation des processus d’Ekman et donc de l’upwelling côtier.
Pour l’étude de l’EBUS de Humboldt, peu d’observations in situ sont disponibles, en particulier en subsurface. Des efforts Péruviens, Chiliens et internationaux (comme le dé-ploiement de bouées dérivantes dans le cadre du réseau international ARGO) pour mettre en place un réseau sont en cours mais, comme le souligne la figure 1.18, peu de données sont à ce jour disponibles. Reste donc les données satellitaires qui peuvent apporter une estimation des champs de surface, cependant, ces dernières ont des limites en raison de la zone aveugle des satellites : à l’approche de la côte, les capteurs des satellites ne re-solvent que médiocrement la transition mer/terre. Il en résulte que peu de données sont disponibles à moins de 30 km de la côte.
−130 −120 −110 −100 −90 −80 −70 −60 −40 −35 −30 −25 −20 −15 −10 −5 0 Longitude Latitude
Densite des profils ARGO par an
10 20 30 40 50 60 70 80 90
FIG. 1.18: Densité moyenne par an et par boîtes de 2 x 2 degrés de profils ARGO dans le Pacifique Sud Est
calculé sur environ 6 ans de données.
Il nous est donc apparu qu’une des solutions pour palier ces problèmes pouvait venir des modèles régionaux atmosphérique et océanique. Leur haute résolution spatiale peut permettre de s’affranchir des biais des modèles globaux : on peut ainsi avoir accés avec précision à des champs côtiers comme la SST ou encore le vent et donc simuler de manière réaliste les upwellings.
Les motivations de nos travaux sont donc diverses :
• Tout d’abord, il s’agit de fournir une description tridimensionnelle réaliste de la circulation dans le système de Humboldt, en particulier celle dans les zones de forte variabilité des vents côtiers.
• Nous souhaitons ensuite estimer jusqu’à quel point la variabilité des vents (à l’échelle intrasaisonnière) contrôle la variabilité de l’upwelling et selon quels mé-canismes dominants.
• Etant dans des zones de transition des échelles de variabilité (i.e. grande échelles ([ 10000 − 1000km] vers l’échelle régionale [100 − 10km]), il s’agit d’évaluer la sen-sibilité de la représentation des processus à la résolution spatiale utilisée dans les modèles. Cette question, dont l’approche reste essentiellement empirique, constitue la clef de voûte de ce travail.
• De manière plus générale, il s’agit de contribuer aux travaux de développement d’outils de prévision à l’échelle régionale et à ce titre, nous aborderons la modélisa-tion des deux composantes du système (océan et atmosphère). En ce sens, ce travail s’inscrit dans les efforts du projet VOCALS17, pour sa composante modélisation,
auquel j’ai participé.
1.4.2 Objectifs et méthodes
Le Chili Central et le Pérou sont caractérisés par des événements de vents particu-liers qui apparaissent sous la forme de Coastal Jets. Les CJs Chiliens ont déjà été étudiés dans la littérature tandis que les CJs Péruviens sont encore très mal connus. Comme nous l’avons vu sur la figure 1.15, et comme nous le confirmerons dans le chapitre 2, ces vents présentent des caractéristiques différentes comme par exemple leur saisonnalité. De plus, par sa position plus proche de l’équateur, la côte Péruvienne est sensible au forçage à distance. C’est pour ces raisons que nous avons séparé notre étude en deux chantiers distints : le chantier du Chili que nous étudierons à partir des observations et de simulations dans le chapitre 3 et le chantier du Pérou que nous aborderons de la même manière dans le chapitre 4.
Nos objectifs et notre approche peuvent donc se résumer de la manière suivante : • Etudier les régimes de vents intrasaisonniers au Chili et au Pérou. Il s’agit ici dans
un premier temps de mettre en évidence les liens synoptiques qui existent entre ces vents et l’anticyclone subtropical et dans un second temps de déterminer les caractéristiques propres des différents régimes de vents.
• Documenter la variabilité océanique le long des côtes Péruviennes et Chiliennes : Comme nous l’avons vu dans ce chapitre, à l’échelle intrasaisonnière, la variabi-17De l’Anglais-Espagnol : Vamos Ocean-Cloud-Atmosphere-Land Study, Allons y pour l’Etude de l’Océan, des Nuages, de l’Atmosphére et des continents
1.4. Motivations et objectifs
lité océanique de l’EBUS de Humboldt est principalement influencée par le for-çage local atmosphérique et le forfor-çage à distance via les ondes. Dans ce contexte, nos travaux ont pour but d’estimer l’importance relative de chacun de ces for-çages. Pour ce faire, nous avons en particulier utilisé les données de vents QuikS-CAT, de températures TMI, de SLA, ainsi qu’un produit d’assimilation (SODA, Carton et Giese (2008)) pour estimer la contribution des ondes de Kelvin équato-riales au niveau de la mer (Dewitte et al. (2008a)).
• Déterminer quels sont les processus physiques associés à la réponse océanique au Coastal Jets Atmosphériques. Une étude statistique et un bilan thermodyna-mique permettront de souligner les principaux processus qui permettent d’expli-quer la réponse océanique, deux événements en particuliers sont ensuite étudiés : Un Jet en Octobre 2000 et un Jet en Janvier 2003. Cette étude a aussi pour but d’es-timer jusqu’à quel point les données satellites nous renseignent sur la variabilité dans cette région. En l’absence de jeux de données plus complets, elle servira de référence pour les travaux de modélisation.
• Comprendre les processus clés liés au forçage atmosphérique : Il s’agit ici de modéliser l’EBUS de Humboldt : Nos études précédentes nous ont amené à considérer séparément la région du Chili Central et la région du Pérou. Diffé-rentes configurations atmosphériques et océaniques ont alors été réalisées afin de reproduire de manière réaliste la circulation atmosphérique et océanique afin d’étudier plus précisément les interactions océan/atmosphère à l’échelle régio-nale. En particulier, les modèles nous permettent d’avoir accès à une estimation des flux de chaleur et à la variabilité océanique sous la surface de l’océan. Ils per-mettent aussi d’estimer la variabilité mésoéchelle, laquelle agit sur les processus comme le transport ou encore le mélange.
• Estimer la sensibilité des résultats obtenus, et donc étudier la sensibilité de la cir-culation atmosphérique de surface à la résolution spatiale du modèle atmosphé-rique. Proche de la côte, en raison de la présence du continent et de la Cordillère des Andes, l’amplitude des vents diminue dans la une zone dîte de drop-off. Dans cette zone, le rotationnel du vent va être fort et va donc entraîner un pompage d’Ekman. Quelle est la sensibilité de la représentation de cette zone à la résolu-tion du forçage atmosphérique ?
• Analyser la sensibilité de la circulation océanique à la résolution spatiale du for-çage atmosphérique. La mésoéchelle atmosphérique devrait modifier les proces-sus mis en jeux dans la réponse océanique comme ceux liés à la couche de
mé-lange ou encore ceux liés à l’advection verticale.
Chapitre 2
Relations entre les vents Péruviens,
Chiliens et l’anticyclone subtropical
Sommaire
2.1 Objectifs . . . . 46 2.2 Données Utilisées . . . . 46 2.3 Une vue synoptique lors d’un Coastal Jet au Pérou entre le 20 et 28 Juillet
2000 . . . . 47 2.4 Lien statistique entre l’anticyclone subtropical et les Coastal Jets
Chi-liens et Péruviens . . . . 50 2.5 Analyse en réseau de neurones des Coastals Jets Chiliens et Péruviens
et de la position de l’anticyclone subtropical . . . . 50 2.6 Synthèse . . . . 59
