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1 N d'ordre : THESE DE DOCTORAT DE L'UNIVERSITE PAUL SABATIER Specialite :PHYSIQUE DE L'OCEAN ET DE L'ATMOSPHERE presentee par Herve GIORDANI au sujet de MODELISATION DE LA COUCHE LIMITE ATMOSPHERIQUE MARINE EN PRESENCE D'UN FRONT THERMIQUE OCEANIQUE : APPLICATION A LA CAMPAGNE SEMAPHORE proposee au jury suivant : Mr Robert ROSSET Mme Laurence EYMARD Mr Charles FRAVALO Mr Bruno BENECH Mr Jean-Francois MAHFOUF Mr Serge PLANTON Mr Daniel CARIOLLE President Rapporteur Rapporteur Examinateur Examinateur Examinateur Directeur de these METEO-FRANCE/CNRM/GMGEC/MEMO 42 Avenue Coriolis Toulouse Cedex

2 Resume C'est gr^ace a l'important jeu de donnees collectees au cours de l'experience SEMAPHORE 1993 (Eymard et al., 1996), qu'un cycle d'analyses - previsions a ete mis en oeuvre pendant la phase 3 (42 jours) de la campagne, avec le systeme d'assimilation ARPEGE de Meteo-France, adapte au site de l'experience. Ces re-analyses atmospheriques et de temperature de surface (SST) ont ete realisees avec une version "etiree" du modele ARPEGE autorisant une resolution d'environ 30km sur le domaine experimental. Les champs obtenus ont ete compares a des donnees non incluses dans la reanalyse. Ceux-ci restituent correctement le meandre du front oceanique des Acores ainsi que les structures atmospheriques observees par les avions et notamment les fortes inversions surmontant la couche limite. Gr^ace a une SST realiste, les ux turbulents de surface prevus par le modele ARPEGE se comparent bien aux ux deduits par methode inertio-dissipative (Dupuis et al., 1996) tout au long de la periode re-analysee. Par contre les ux solaire et infra-rouge en surface presentent d'importants biais par rapport aux donnees du bateau : ils sont dus a l'incapacite du modele a prevoir correctement les nuages de couche limite. En raison des conditions anticycloniques presentes au cours des 11, 12 et 13 novembre 1993, ces trois journees ont ete retenues pour l'etude de la structure de la Couche Limite Atmospherique Marine (CLAM). Les observations aeroportees ainsi que les simulations ARPEGE, ont mit en evidence la presence d'un front thermique atmospherique fortement non stationnaire dans la CLAM, a travers lequel la vitesse du vent varie systematiquement. En raison du caractere fortement ageostrophique du vent, l'etude de l'ecoulement est abordee a l'aide des equations de Sawyer - Eliassen (1963) et de l'equation aux vitesses verticales qui en decoule (Hoskins, 1978). Cette approche, utilisee dans les etudes de frontogenese (Keyser et Pecnick, 1986), permet d'identier les processus physiques producteurs d'ageostrophisme et de mieux comprendre la structure de l'ecoulement. Ces processus ont d'abord ete partiellement diagnostiques sur les previsions ARPEGE, puis precises avec une simulation a maille plus ne (5km) realisee avec le modele non-hydrostatique Meso-NH du CNRM et du LA pour la journee du 12 novembre. Cette simulation a ete initialisee et forcee aux frontieres laterales par les re-analyses ARPEGE. L'analyse de ces simulations a permis de mettre en evidence deux resultats importants qui permettent d'expliquer la structure du vent au dessus d'un front oceanique en conditions reelles : Entre la surface et 200m d'altitude, le bilan des forcages thermique et dynamique est fortement couple au forcage par les ux turbulents de chaleur. Dans cette tranche atmospherique, la correlation entre ces deux contraintes est fortement negative, et suggere que la circulation ageostrophique et les ux turbulents de chaleur s'ajustent mutuellement de facon a s'equilibrer, et verient de ce fait le principe d'induction par analogie a l'electromagnetisme (loi de Lenz). On peut assimiler ce domaine a une couche limite interne pour la dynamique. Des circulations cellulaires apparaissent et celles-ci dependent fortement de l'intensite du forcage thermique par deformation cinematique. Toutefois elles sont dicilement identi- ables car elles sont noyees dans un ecoulement synoptique marque, ce qui est conrme par les observations aeroportees. MOTS CLES :

3 Campagne SEMAPHORE, Assimilation, Modelisation meso-echelle, Couplage ocean - atmosphere, Couche limite atmospherique marine, Flux turbulents, Circulations ageostrophiques. Abstract KEY WORDS : SEMAPHORE Experiment, Assimilation, Mesoscale modelisation, Ocean - atmosphere coupling, Marine atmospheric boundary layer, Turbulent uxes, Ageostrophic circulations.

4 Table des matieres INTRODUCTION 3 1 ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS Le r^ole des interactions ocean - atmosphere :::::::::::::::::: Les processus mis en jeu :::::::::::::::::::::::::::: Les interactions ocean-atmosphere a meso-echelle : : : : : : : : : : : : : : 11 2 L'EXPERIENCE SEMAPHORE Les objectifs de SEMAPHORE :::::::::::::::::::::::: Les moyens et les donnees ::::::::::::::::::::::::::: Les observations bateau :::::::::::::::::::::::: Les observations aeroportees :::::::::::::::::::::: Les observations couplees bateau - avion ::::::::::::::: Les observations satellitales :::::::::::::::::::::: 29 3 L'ANALYSE OPTIMALE ARPEGE Introduction ::::::::::::::::::::::::::::::::::: Concepts de l'analyse Optimale :::::::::::::::::::::::: Assimilation de donnees exactes ::::::::::::::::::: Comportements limites de l'interpolation Optimale ::::::::: Assimilation de donnees comportant des erreurs aleatoires ::::: Test de qualite des observations :::::::::::::::::::: Deroulement d'une assimilation par interpolation optimale ::::: Conclusion :::::::::::::::::::::::::::::::: Les re-analyses ARPEGE / SEMAPHORE :::::::::::::::::: Dierences d'objectifs entre analyses operationnelle et SEMAPHORE Modications apportees a l'analyse de SST : : : : : : : : : : : : : : Modications apportees a l'analyse atmospherique :::::::::: Cycle d'assimilation Analyse - Prevision ARPEGE mis en oeuvre sur la phase 3 de la campagne SEMAPHORE : : : : : : : : : : : : 50 4 VALIDATION DES RE-ANALYSES ET PREVISIONS ARPEGE Introduction ::::::::::::::::::::::::::::::::::: Comparaison des re-analyses avec les donnees assimilees ::::::::::: Aptitude de la re-analyse a restituer les structures atmospheriques et oceaniques La temperature de surface de la mer ::::::::::::::::: 56 i

5 4.3.2 Structures de la CLAM dans les sections avion : : : : : : : : : : : : Conclusion :::::::::::::::::::::::::::::::::::: Les ux turbulents et radiatifs en surface ::::::::::::::::::: Les ux turbulents Suro^t ::::::::::::::::::::::: Les ux turbulents de surface Avion ::::::::::::::::: Structure spatiale des ux turbulents en surface de part et d'autre du frontoceanique ::::::::::::::::::::::::::: Bilans de chaleur dans la CLAM ::::::::::::::::::: Les ux radiatifs Suro^t :::::::::::::::::::::::: Structure spatiale des ux radiatifs en surface de part et d'autre du front oceanique ::::::::::::::::::::::::::::: Forcage atmospherique net en surface ::::::::::::::::::::: Structures spatio-temporelles des champs de basses couches ::::::::: La temperature de surface de la mer ::::::::::::::::: Le vent etlatemperature au niveau 1000hP a : : : : : : : : : : : : Les composantes geostrophique et ageostrophique du vent Une source locale d'ageostrophisme : le forcage thermique en surface :::::::::::::::::::::::::::106 5 ANALYSE DES CIRCULATIONS AGEOSTROPHIQUES Le point sur les circulations ageostrophiques ::::::::::::::::: Les equations de base :::::::::::::::::::::::::: Le cas particulier bidimensionnel : L'equation de Sawyer - Eliassen Le cas general tridimensionnel ::::::::::::::::::::: Une forme de l'equation aux vitesses verticales ::::::::::: Application des diagnostiques aux simulations ARPEGE :::::::::: Le domaine de travail :::::::::::::::::::::::::: Les hypotheses de calculs du forcage thermique par turbulence : : : Analyse des forcages de la circulation ageostrophique dans une section verticale du 11 novembre ::::::::::::::::::::: Analyse des forcages de la circulation ageostrophique a 1000hP a : : Le champ de vitesse verticale et ses sources a 1000hP a ::::::: L'origine des accroissements de vent de part et d'autre des fronts oceanique et atmospherique :::::::::::::::::::::: L'inuence du forcage thermique oceanique sur l'ecoulement dela CLAM :::::::::::::::::::::::::::::::::: La structure des sources de la vitesse verticale dans un plan de coupe verticale ::::::::::::::::::::::::::::: Les caracteristiques statistiques des sources de la vitesse verticale : Synthese et discussion des resultats ::::::::::::::::::::::160 6 LA SIMULATION NON HYDROSTATIQUE Meso-NH Les motivations ::::::::::::::::::::::::::::::::: Le cadre de la simulation :::::::::::::::::::::::::::: Le domaine de simulation :::::::::::::::::::::::164 ii

6 6.2.2 Quelques donnees techniques :::::::::::::::::::::: La simulation du 12 novembre ::::::::::::::::::::::::: La SST, la temperature et le vent en basses couches ::::::::: Validation des structures turbulente et nuageuse dans le plan de coupe avion ::::::::::::::::::::::::::::::: Structure spatiale des ux turbulents en surface a 15TU :::::: La structure nuageuse de la CLAM et les ux radiatifs en surface. : Les circulations ageostrophiques :::::::::::::::::::::::: Les composantes geostrophique et ageostrophique du vent ::::: La vitesse verticale et ses sources ::::::::::::::::::: Analyse des structures dynamiques dans la section de l'avion :::: Analyse des structures dynamiques dans la section I :::::::: Discussion et synthese :::::::::::::::::::::::::205 CONCLUSION 215 ANNEXES Hypotheses simplicatricesdel'equation 2D de Sawyer - Eliassen ::::: L'approximation Quasi - Geostrophique (QG) : : : : : : : : : : : : L'approximation Semi - Geostrophique (GM : Geostrophic Momentum) ::::::::::::::::::::::::::::::: Forme primitiveounondegeneree (PE) :::::::::::::: Etablissement dusysteme diagnostique de la circulation ageostrophique dans le cas 3D :::::::::::::::::::::::::::::::::: La forme d'hoskins de l'equation aux vitesses verticales ::::::::::: La courbure du champ thermique et la vitesse verticale ::::::::::: Article ::::::::::::::::::::::::::::::::::::::226 Bibliographie 228 1

7 2 INTRODUCTION

8 INTRODUCTION Dans le but d'ameliorer la comprehension du comportement climatique et la prevision numerique du temps a moyenne echelle, les interactions entre l'ocean et l'atmosphere font l'objet de nombreuses etudes experimentalesetnumeriques depuis une vingtaine d'annees. En eet les transferts de chaleur, d'humidite et de quantite de mouvement a l'interface ocean - atmosphere jouent un r^ole important sur la dynamique et la thermodynamique de l'ocean et de l'atmosphere a toutes les echelles de temps et d'espace. Le phenomene El- Ni~no, qui represente une modication de la circulation atmospherique a un rechauement des eaux de surface de l'ocean Pacique equatorial, est un exemple emblematique du couplage ocean - atmosphere a grande echelle. A meso-echelle, les etudes sont essentiellement focalisees sur la reponse des couches limites oceanique et atmospherique aux ux de surface. Par consequent, ces derniers font l'objet d'une attention toute particuliere notamment en ce qui concerne la parametrisation des ux turbulents. Il revient a Large et Pond (1982) d'avoir eectue une des premieres estimations de ux turbulents a la surface de la mer et en ocean ouvert. Leur domaine de validite n'a cesse d'^etre etendu gr^ace a des jeux de donnees complementaires permettant de couvrir une large gamme de regimes de vents et de stabilites (Dupuis et al., 1996). La presence de conditions de surface oceaniques homogenes etant assez peu frequentes dans la nature, il est apparu plus realiste d'etudier le systeme ocean - atmosphere en presence d'un front oceanique de surface. A cet eet, les campagnes JASIN (Joint Air-Sea Interaction) en 1978 et FASINEX (Frontal Air-Sea Interaction Experiment) en 1986, ont permis de documenter la variabilite spatiale des processus oceanique et atmospherique en presence d'un front thermique de surface. A l'aide des donnees collectees au cours de ces campagnes, Pollard (1978) et Stage et Weller (1985, 1986) ont mis en evidence des dierences signicatives de temperature, de vent et de turbulence dans la Couche Limite Atmospherique Marine (CLAM) de part et d'autre d'un front de temperature de surface de la mer (SST), ainsi que des circulations secondaires dans son voisinage qui sont une reponse aux forcages en presence. L'experience SEMAPHORE (Structure des Echanges Mer-Atmosphere, Proprietes des Heterogeneites Oceaniques : Recherche Experimentale), qui a ete conduite de juin a novembre 1993 dans l'atlantique nord-est entre l'archipel des Acores et l'^le de Madere, 3

9 4 INTRODUCTION a participe a l'eort global de comprehension du systeme dynamique ocean-atmosphere en apportant sa contribution dans le domaine de la meso-echelle en regions subtropicales (Eymard et al., 1996). Sur la base du jeu de donnees de cette campagne, la presente these a pour objectif de preciser les causes productrices de circulations ageostrophiques dans la CLAM car elles constituent actuellement un secteur de recherche ouvert. Ce travail se situe donc en amont du couplage ocean - atmosphere. L'etude comporte tout d'abord une validation des re-analyses ARPEGE / SEMAPHORE puis une analyse des processus physiques generateurs de circulations ageostrophiques dans la CLAM. Le premier chapitre, est une presentation de l'ensemble des processus physiques que l'on trouve dans la couche limite. Il s'agit, en quelque sorte, de familiariser le lecteur a l'environnement dans lequel il va ^etre amene a evoluer. Le second chapitre est une brieve presentation de la campagne SEMAPHORE et des objectifs auxquels elle etait destinee. An de se donner les moyens d'etudier la structure de la CLAM et ses circulations ageostrophiques, une re-analyse ARPEGE de 42 jours assimilant une partie des donnees de la campagne SEMAPHORE a ete eectuee. Le troisieme chapitre est destine a la presentation de l'analyse optimale ARPEGE utilisee operationnellement a Meteo - France, et des modications qu'il a fallu y apporter pour repondre aux buts scientiques initialement xes. Ces re-analyses SEMAPHORE ainsi que les previsions du modele ARPEGE ont fait l'objet de validations par comparaison a des donnees non assimilees. Cette phase de validation a naturellement conduit a la description des structures de la CLAM et notamment des caracteristiques dynamiques de part et d'autre du front des Acores : c'est l'objet du quatrieme chapitre. Les principaux resultats acquis a cette etape du travail ont permis la redaction d'un article intitule "Monitoring the Atmospheric and Surface Variability during the SEMAPHORE Campaign : a Data Re-Analysis with the ARPEGE Operational System", qui a ete soumis au journal JGR. Apres avoir montre le caractere fortementageostrophique des variations de vent de part et d'autre du front oceanique, le cinquieme chapitre propose un outil original pour en analyser les sources : il s'agit de la forme d'hoskins de l'equations aux vitesses verticales (Hoskins, 1978). Cette relation a subi une extension par rapport a sa forme originale de facon a prendre en compte une grande partie des sources possibles des circulations ageostrophiques dans la CLAM. Le modele non-hydrostatique Meso-NH du CNRM et du LA etant plus adapte aux etudes de couche limite que le modele ARPEGE, le sixieme chapitre presente la simulation d'une journee avec Meso-NH. Cette simulation a eu pour but de preciser et aner les diagnostiques des sources de la vitesse verticale de l'equation d'hoskins, et de mieux cerner les interactions entre les ux turbulents de chaleur lies a l'ocean et l'ecoulement de basses couches. Enn une conclusion generale suivit de perspectives termine ce manuscrit.

10 Chapitre 1 ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS ENTRE L'OCEAN ET L'ATMOSPHERE, POURQUOI? De tout temps, l'homme a adapte ses activites aux dierents regimes de precipitations et de temperature qu'il a rencontres sur la terre. L'importante dependance de l'homme vis a vis du climat est seulement rappelee lors d'evenements violents ou traumatisants tels qu'une secheresse ou un hiver rigoureux. Les dernieres annees ont presente d'inhabituels changements climatiques dans diverses parties du monde qui susent aconvaincre qu'une modication climatique temporaire peut avoir de profondes consequences sur la production agricole et la gestion de l'energie et des ressources en eau. Devant de telles consequences, la question climatique s'est trouvee propulsee dans la sphere d'inter^et des gouvernements. D'apres les observations, on sait que l'atmosphere moyenne a l'echelle de la journee, de la semaine, du mois, de la saison ou de l'annee dierent, si bien que le climat rev^et autant de facettes que d'echelles temporelles et spatiales. L'etude scientique et complete du climat requiert donc une approche a toutes les echelles de temps et d'espace. Par consequent la notion populaire du climat, qui est associee a un un type de temps caracterise par la temperature, la nebulosite etlesprecipitations, est battue en breche par le scientique qui ne denit pas un climat mais des climats en fonction de l'echelle spatiale et temporelle. Celui-ci s'interesse aux caracteristiques moyennes de son milieu d'etude mais aussi aux perturbations ou anomalies par rapport a cet etat de reference. Les structures de ces deux quantites etant etudiees a l'aide de parametres statistiques. D'autre part, le scientique s'interesse egalement aux causes physiques qui expliquent cet etat moyen et ces anomalies. Ces causes sont complexes et repondent a des lois mathematiques et physiques qui ont conduit a construire des modeles numeriques pour mieux les apprehender. Ainsi gr^ace a ces outils, la recherche sur le climat est aujourd'hui axee sur la comprehension des multiples processus physiques mis en jeu dans les composantes, et entre les composantes constituant le systeme climatique. Ces processus n'etant pas susamment bien representes dans les modeles de circulation generale, il n'est pas 5

11 6 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... surprenant qu'il existe encore de grandes incertitudes dans les previsions du changement climatique. En plus de l'atmosphere, le climat terrestre depend egalement du comportement des oceans, des glaces, des surfaces continentales et de la vegetation. Ces composantes, que l'on visualise sur la gure 1.1, sont couplees au sein du systeme climatique, de sorte que lorsqu'un changement intervient dans l'une, celui-ci aecte generalement le comportement d'une autre composante, ce qui declenche des reactions en cha^ne dont le bilan peut accentuer ou inhiber la perturbation initiale. Cette phenomenologie est a l'origine des changements climatiques, de la reponse atmospherique a une augmentation des gaz a eet de serre comme le dioxyde de carbone (CO 2 ), de l'occurrence de phenomenes tels que El-Ni~no, des caracteristiques des couches limites atmospherique et oceanique, qui font intervenir de multiples mecanismes hautement interactifs que l'on retrouve dans tous ces cas de gure mais avec des intensites relatives dierentes. Enn le spectre des changements climatiques est tres large car il est egalement inuence par des facteurs externes au systeme, tels que le changement de la constante solaire ou de la derive des continents intervenant a l'echelle geologique. On comprend donc que la comprehension de la dynamique du systeme climatique de l'echelle locale a l'echelle geologique est encore loin d'^etre achevee et constitue un de scientique majeur pour les decennies avenir. Figure 1.1 : Illustration schematique du systeme climatique terrestre, avec quelques exemples de processus physiques responsables des changements climatiques. D'apres Gates, 1979.

12 7 1.1 Le r^ole des interactions ocean - atmosphere Bien qu'il joue un r^ole majeur dans le bilan energetique de la terre, l'ocean est relativement inexplore par rapport a l'atmosphere. Les oceans couvrent un peu plus des 2/3 de la surface terrestre et la plus grande partie du rayonnement solaire est absorbee par les premiers metres d'eau. Gr^ace a sa grande capacite thermique et sa grande masse volumique, l'absorption de ce rayonnement ne se traduit pas par un grand changement de la temperature oceanique comparativement a ce qui se passerait sur une surface continentale. Par consequent, les oceans agissent comme un enorme reservoir de chaleur. Cette chaleur est transportee lentement par les courants de l'equateur (ou l'ocean recoit plus de chaleur du rayonnement solaire qu'il n'en perd par emission infra-rouge) vers les p^oles via les latitudes moyennes. Les advections oceanique associees a ces courants, agissent a l'echelle de l'annee dans le transport de la chaleur alors que la circulation atmospherique agit sur des echelles de temps de l'ordre de quelques jours. Les observations montrent que les oceans transportent en fait plus de chaleur vers les p^oles que ne le fait l'atmosphere, ainsi, dans l'ensemble du fonctionnement du systeme climatique, les interactions ocean - atmosphere jouent un r^ole central. Ces interactions se manifestent a dierentes echelles, et nous donnons ici quelques exemples des actions exercees par l'un des milieux sur le second. a) L'action de l'ocean sur l'atmosphere La reponse de l'atmosphere a un forcage donne est generalement plus rapide que pour les autres composantes du systeme climatique. Ceci est d^u a la facilite avec laquelle l'atmosphere peut ^etre chauee et se mettre en mouvement. L'echelle de temps des mouvements atmospheriques en reponse a un forcage, va de quelques minutes a quelques heures dans le cas de phenomenes convectifs ou de couche limite, et a quelques jours dans le cas de perturbations synoptiques aux moyennes latitudes. Ces dynamiques dierentes sont aussi importantes pour le climat que pour la prevision du temps a meso-echelle car elles participent a la regulation du bilan thermique atmospherique a toutes les echelles. Par exemple, une partie de la chaleur stockee dans l'ocean de surface, est transferee a l'atmosphere par conduction et convection dans les regions ou l'ocean est plus chaud que l'air a son contact, et une part plus importante est utilisee pour evaporer l'eau et enrichir l'atmosphere en vapeur d'eau. Cette chaleur latente est restituee a l'atmosphere lors de la condensation de cette vapeur d'eau en nuages et precipitations, et constitue la plus grande source de chaleur pour la circulation atmospherique a petite et grande echelle. La regulation du bilan de chaleur en surface se fait ici par le biais du cycle hydrologique. L'ocean se met aussi en mouvement en reponse a un forcage thermique, mais dierement de l'atmosphere. A l'echelle synoptique, les perturbations des latitudes moyennes sont associees au gradient thermique meridien. Le uide atmospherique reagit a ce gradient en modiant son ecoulement. Les perturbations generees puisent leur energie de cette dierence thermique et pendant leur phase de croissance, elles transportent ecacement de la chaleur vers les p^oles et les couches superieures. Le gradient meridien de temperature s'en trouve rel^ache et les perturbations meurent en restituant leur restant d'energie sous forme d'energie

13 8 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... cinetique a l'etat moyen. La circulation generale aux latitudes moyennes appara^t donc comme le resultat d'interactions entre un etat a grande echelle et les perturbations qui s'y developpent. Dans cet etat transitoire, l'ocean joue un r^ole important par les contrastes thermiques qu'il induit, et par les ux turbulent de chaleur sensible et latent qu'il cede a l'atmosphere. Ces contrastes thermiques sont generes soit par la coexistence de l'ocean et des continents soit par la presence de fronts thermiques oceanique associes a des courants marins. La campagne de mesures FASTEX (1997) destinee a l'etude de la formation des perturbations synoptiques aux latitudes moyennes, s'interesse, entre autre, au r^ole de l'ocean dans leur processus de developpement (programme CATCH - FASTEX, 1997). Il s'agit d'une composante importante etant donnee la presence de la derive Nord -Atlantique et du courant du labrador dans la zone d'investigation qui induisent des gradients de temperature de surface de la mer et de ux turbulent de chaleur en surface tres intenses. b) L'action de l'atmosphere sur l'ocean L'ocean n'a pas de source interne de chaleur et ne peut ^etre rechaue ou refroidit qu'en surface. Cette surface d'echange de chaleur peut generer des mouvement convectifs ou des retournements dans l'ocean jusqu'a des profondeurs qui dependent de l'intensite du refroidissement de surface et de la stratication locale (Klein et Coantic, 1981). Ces facteurs determinent donc les echelles de temps avec lesquelles les eaux oceaniques entrent en contact avec l'atmosphere en surface. La couche de melange de surface, d'une epaisseur moyenne de 50 metres dans la plupart des oceans, repond a des changements de ux de chaleur en surface sur des echelles de temps allant delajournee a la semaine, tandis que la thermocline situee vers une centaine de metres de profondeur repond aux variations saisonniaires du bilan de chaleur en surface. Les eaux les plus profondes repondent bien plus lentement en raison de leurs grande inertie thermique et mecanique et reagissent aux variations des conditions de surface sur des echelles de temps allant de la decade a la centaine d'annees. On peut donc separer l'ocean en deux parties dont l'une est regit par des processus physiques rapides (couche de melange oceanique) et l'autre par des processus physiques lents (ocean profond), la limite entre ces deux regions etant la thermocline. 1.2 Les processus mis en jeu L'action de l'ocean sur l'atmosphere s'exerce par les processus de transferts de quantite de mouvement et d'energie dans une couche atmospherique d'une centaine de metres environ, la couche de surface, dans laquelle se fait la mise en continuite des parametres atmospheriques et oceaniques. Mais ces echanges ont un eet indirect sur l'atmosphere au travers d'autres processus, parmi lesquels : La turbulence. Les interactions nuage - rayonnement. Le degagement de chaleur latente associe aux changements de phases de l'eau.

14 9 Figure 1.2 : Les principaux processus de retro-action entre l'atmosphere et l'ocean. D'apres Gates, L'occurrence de ces processus est regulee par les proprietes dynamiques et thermiques de l'atmosphere et l'ocean. Associees a la rotation de la terre, ces proprietes determinent si le climat est domine par des circulations convectives (basses latitudes) ou par des perturbations baroclines transitoires (moyennes et hautes latitudes). Les interactions dans l'atmosphere sont multiples et rendent le systeme complexe a traiter. La presence de l'ocean accentue encore cette complexite puisque l'on doit en plus prendre en compte les termes de couplages a l'interface air-mer. Ces termes etant les ux de quantite de mouvement, de chaleur et d'eau. La gure 1.2 realise un zoom des etats atmospherique et oceanique proche de l'interface symbolises par des boites. Ces etats sont relies par des eches qui symbolisent les processus physiques. Par exemple le ux turbulent de chaleur sensible a l'interface air-mer pilote directement les structures thermiques des couches limites atmospherique et oceanique. Ces variations thermiques induisent des gradients horizontaux de densite dans les deux uides qui conditionnent levent et le courant. Ces dynamiques sont generatrices d'advections thermiques qui modient la temperature dans les deux milieux et par consequent les ux de chaleur en surface. On a montre ici de facon simpliee comment le ux de chaleur sensible et l'advection thermique peuvent inter-agir et conditionner le champ de temperature dans l'atmosphere et l'ocean. Les mouvements etant plus rapides dans l'atmosphere que dans l'ocean, les transferts turbulents de quantite de mouvement s'eectuent toujours de l'atmosphere vers l'ocean. Le frottement de surface represente le principal mecanisme de dissipation de l'energie cinetique atmospherique, et la principale cause de mise en mouvement des courants marins a grande echelle. Ces derniers etant ensuite modies en profondeur par les ux de quantite

15 10 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... de mouvement dans l'ocean. Les courants oceaniques peuvent egalement ^etre produit par des gradients horizontaux de densite generes par des processus atmospheriques. En eet, on a mentionne ci dessus le r^ole des ux de chaleur sensible dans la genese des courants de surface. En outre, ces ux sont capables de declencher et entretenir des mouvements convectifs dans l'ocean et tiennent a ce titre une place importante dans la fabrication des eaux profondes. D'autre part, les ux d'evaporation et de precipitation en surface modi- ent la salinite qui joue un r^ole plus important que la temperature dans la determination de la densite des eaux de surface. Ces ux sont donc aussi susceptibles de produire une dynamique dans l'ocean. Le nombre important de processus physiques couples agissant avec des intensites dierentes dans le systeme ocean-atmosphere, fait qu'il est dicile d'identier la cause d'une modication de tel ou tel parametre ou de l'apparition d'une circulation. Dans la plupart des cas il semble qu'il n'existe pas une seule et unique cause a unetat dynamique ou thermique, mais qu'il existe plusieurs eets d'importances relatives en fonction des echelles spatiales et temporelles du phenomene considere. Un exemple familier de retro-action positive est l'interaction vapeur d'eau-temperature. Une augmentation de la vapeur d'eau s'accompagne d'une absorption plus importante du rayonnement grande longueur d'onde et contribue a elever la temperature de l'atmosphere, qui en retour intensie l'evaporation et accentue l'anomalie de vapeur d'eau initiale. Ce phenomene est bien connu sous le nom d'eet de serre. Un exemple de retro-action negative est illustre par le couplage entre la SST et la circulation de surface dans l'atmosphere et l'ocean. Dans ce processus, une anomalie positive de la SST induit un chauage local des basses couches atmospherique accompagne d'un abaissement de la pression de surface. Cet etat thermodynamique induit une circulation atmospherique locale qui entra^ne par frottement les eaux chaudes de surface loin de la perturbation initiale. Un eet d'upwelling s'en suit dans l'ocean, dans lequel des eaux froides remontent a la surface et tendent a dissiper l'anomalie chaude de SST. Le fait que le climat de la terre ait varie historiquement dans des limites "raisonnables", temoigne de l'ecacite des processus de retro-actions. La competition entre ces processus a permis d'assurer au systeme des bilans globaux de chaleur, de quantitedemouvementet d'humidite correspondant a un etat proche de l'equilibre. Cet equilibre est maintenu par un grand nombre de processus de retro-actions mettant en jeu les transferts radiatifs entre l'atmosphere, les nuages et la surface terrestre. Par exemple on constate que le systeme perd plus d'energie au sommet de l'atmosphere sous forme de rayonnements de grandes longueurs d'ondes qu'il n'en gagne par les rayonnements de courtes longueurs d'ondes de la part du soleil. Lorsque les proprietes d'absorption et de diusion de l'atmosphere changent sous l'eet d'intrusion de poussieres volcaniques ou d'injections massives de CO 2, leurs r^oles relatifs dans le bilan de chaleur s'en trouve egalement modife et contraignent les autres processus a s'ajuster de facon a limiter l'eet de la perturbation qui est l'augmentation de la temperature. Par exemple il est bien connu que la reponse de l'atmosphere a une augmentation du taux de CO 2 se traduit, apres action et retro-action des processus physiques entre les diverses composantes du systeme climatique, par une augmentation de la temperature. Il s'agit donc ici d'une reponse positive de la temperature atmospherique a une perturbation positive dutauxdeco 2.Dem^eme, l'augmentation de la temperature de surface de la mer entra^ne aussi l'augmentation de l'evaporation et donc

16 de la vapeur d'eau atmospherique. cette vapeur d'eau additionnelle est responsable d'un eet de serre suplementaire : il s'agit d'une retro-action positive. Cependant, parmi les divers processus qui entrent en action, on peut en citer un qui a une action negative sur la temperature et donc qui a tendance a limiter l'augmentation thermique uniquement d^ue a l'eet de serre. En eet l'augmentation de la temperature globale liee a l'accroissementde CO 2 ou de vapeur d'eau dans l'atmosphere tend a dynamiser l'activite convective, donc a accroitre la couverture nuageuse qui forme un ecran au rayonnement solaire. Le bilan radiatif de surface s'en trouve moins excedentaire que s'il n'y avait pas eu de couverture nuageuse. L'augmentation de la nebulosite constitue donc une retro-action negative qui tend a limiter l'accroissement de la temperature. Outre la variete des echelles de temps auxquelles elle agit, l'interaction ocean-atmosphere est aussi remarquable par sa grande dissymetrie : les processus par lesquels l'atmosphere force l'ocean ne sont pas ceux par lesquels l'ocean retroagit. Ceci est d^u a la faible inertie thermique et a la faible masse volumique de l'atmosphere compares a ceux de l'ocean. Par exemple l'atmosphere entra^ne tres largement les mouvements de l'ocean dans les tropiques, en lui cedant de la quantite de mouvement par friction en surface, mais le forcage dynamique en retour de l'ocean sur l'atmosphere est inniment plus faible. Par contre l'ocean agit comme un reservoir de chaleur, laquelle est transportee et restituee a l'atmosphere de maniere dieree. On s'est employe dans ce paragraphe a montrer, par l'intermediaire d'exemples, l'importance des processus d'interactions entre l'ocean et l'atmosphere surtout a l'echelle climatique : leurs eets ayant pour but d'equilibrer le bilan thermique planetaire. Dans la suite, on s'interesse au r^ole de l'ocean sur la couche limite atmospherique a meso-echelle, car les phenomenes s'y produisant peuvent avoir un impact signicatif a grande echelle. 1.3 Les interactions ocean-atmosphere a meso-echelle De facon simplie, le systeme considere ici est compose dedeuxreservoirs d'energie et d'eau, qui sont les deux couches limites, et de trois "valves" qui regulent les echanges : le sommet de la couche limite atmospherique, l'interface entre les deux milieux, et la thermocline, zone a fort gradient de temperature qui marque la base de la couche limite oceanique. De nombreuses experiences, destinees a l'etude des couches limites oceanique et atmospherique, ont ete menees depuis une quinzaine d'annees. On doit citer a cet eet les campagnes AMTEX (1976), JASIN (1978), KONTUR (1981), HEXOS (1984), FASINEX (1986), SOFIA-ASTEX (1992), TOGA-COARE (1992, 1993), qui ont permis de documenter les points suivants, et qui ont ete repris dans la campagne SEMAPHORE (1993) : La structure spatiale des ux turbulents de chaleur sensible et latent en surface de part et d'autre d'un front oceanique pour une large gamme d'intensites du vent. la structure turbulente de la CLAM en presence d'un front de temperature de surface de la mer (SST) et en fonction de divers regimes de vents. Les processus de formation et de dissipation des nuages de couches limites bloques sous les inversions thermiques. 11

17 12 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... La structure de la Couche Melangee Oceanique (CMO) de part et d'autre du front oceanique. Les processus d'entra^nements a la base de la CMO (melange diapycnal). L'etat de surface de l'ocean, et son action sur les echanges de chaleur et de quantite de mouvement a l'interface air-mer. La question des ux turbulents en surface Les transferts d'energie et d'eau a l'interface ocean-atmosphere sont fondamentaux dans la mesure ou ils determinent en tres grande partie les structures thermiques et turbulentes de la CLAM et la CMO. Ces transferts entre les deux milieux sont assures par les ux turbulents de chaleur sensible et latente et les ux de quantite de mouvement. Il s'agit la, avec les ux radiatifs de grandes et courtes longueur d'ondes en surface, des elements coupleurs entre l'ocean et l'atmosphere, et sont a ce titre tres importants dans la nature et dans les modeles. En eet lorsqu'ils sont mal calcules, ils contribuent fortement a la derive temporelle des modeles atmospherique et oceanique qui nissent par simuler des etats irrealistes. C'est pourquoi depuis une vingtaine d'annees, de nombreux eorts sont entrepris pour comprendre et modeliser les echanges entre l'atmosphere et l'ocean. C'est au debut des annees 60 que Deacon et Webb (1962) ont fourni les premieres formulations des coecients d'echanges sur une surface marine pour le mouvement et la chaleur, deduites des relations ux-prols dans la couche de surface (Monin-Obukhov). Il revient a Large et Pond (1982) d'avoir eectue une des premieres estimations de ux turbulents a la surface de la mer a l'aide des methodes des correlations (eddy correlation method) et de dissipation inertielle, en ocean ouvert. En eet, ces deux auteurs pensaient qu'il n'etait pas souhaitable d'extrapoler ou d'utiliser des parametrisations basees sur des observations sur ou proche de surfaces continentales dans des conditions de vents forts en ocean ouvert. Les parametrisations des coecients d'echanges en surface proposees, permettent de calculer des ux turbulents en surface qui se comparent bien aux estimations deduites de precedentes campagnes de mesures, decrites dans Large (1979). Malheureusement, Large et Pond (1982) ne diposaient pas de series temporelles susamment longues pour valider leurs parametrisations pour les cas de vent faible pour lesquels ils ne diposaient d'aucune mesure. Plus recemment, les campagnes SOFIA/ASTEX et SEMAPHORE ont permis de calculer par la methode inertio-dissipative, les ux de chaleur et de mouvement en conditions de stratications instables pour des regimes de vents allant de 1 a 12m=s (Dupuis et al., 1996). De m^eme les donnees de la campagne TOGA-COARE ont permi de calculer des ux turbulents inertio-dissipatifs en surface, mais pour des conditions de vents tres faibles et en regime de convection libre (Fairall et al., 1996). Cette methode est basee sur l'equilibre local de l'energie cinetique turbulente de la couche de surface supposee homogene horizontalement. Habituellement, le terme de desequilibre () constitue par la somme du transport du ux d'energie cinetique et du terme de presso-correlation, est neglige (Large et Pond, 1981, 1982). Par contre en conditions instables, n'est plus negligeable et doit ^etre pris en compte (Shaw, 1990). D'apres les donnee aeroportees de la campagne AM- TEX (Air Mass Transformation Experiment, 1976), Lenschow et al. (1980) proposa une

18 parametrisation de en fonction de la longueur de Monin-Obukhov. Etant donne le caractere instable de SOFIA/ASTEX et surtout de SEMAPHORE, Dupuis et al. (1996) prirent en compte ce terme de transport dans le bilan d'energie cinetique turbulente an de calculer une vitesse de frottement adequate. Par consequent, les parametrisations des coecients d'echanges et des hauteurs de rugosites proposees par Dupuis et al. (1996) sont les plus adaptees a l'etude de la campagne SEMAPHORE, et ont ete utilisees pour forcer en surface des simulations oceaniques a meso-echelles (Caniaux et al. 1996). Le probleme du calcul des ux turbulents en surface par vent tres faible (voire nul) est plus que jamais d'actualite. En eet les parametrisations en coecients d'echanges, utilisees dans les modeles de circulation generale, sont cruellement mises en defaut des lors que l'intensite du vent est faible (< 3m=s). En eet ces parametrisations suggerent que les ux de chaleur sensible, latent et de mouvement s'annulent lorsque la vitesse du vent s'approche de zero. Or en realite, dans ces conditions de vent, les ux ne le sont pas, et l'utilisation de ces parametrisations dans les modeles numeriques peut generer des circulations irrealistes. Par exemple c'est en modiant la parametrisation des ux turbulents en surface du modele de circulation generale du CEPMMT que Miller et al. (1992) montre l'enorme impact sur la circulation tropicale. Sa simulation de reference utilise la parametrisation classique de Charnock (1955) pour la rugosite de surface, et sa simulation "test" incorpore les longueurs de rugosite pour la chaleur, la vapeur d'eau et le mouvement, proposees par Liu et al. (1979). Les travaux de Godfrey et Beljaars (1991) ont poursuivi les travaux de Liu et al. (1979) et proposent d'introduire dans les parametrisations des ux de surface, une vitesse caracteristique de la variabilite spatiale du vent, assimilable a la vitesse quadratique moyenne dans la theorie cinetique des gaz. Cette vitesse w g est deduite de la vitesse d'echelle de la convection libre w par w g = w. Ainsi, w g permet de prendre en compte l'activite turbulente de la couche limite dans le calcul des ux a grande echelle. Le probleme reside alors dans la determination de la valeur du coecient. La campagne de mesures TOGA-COARE, destinee a l'etude du couplage oceanatmosphere en zone tropicale, a donne lieu a des estimations de ux turbulents de surface en situations convectives et pour des regimes de vents tres faibles, tres souvent proche de 1m=s. Sur la base des series temporelles d'observations intensives de TOGA-COARE par le navire Moana-Wave, Fairall et al. (1996) proposent =1:25. Par contre, a partir de simulations realisees avec une maille horizontale de 300m, Jabouille et al. (1996) proposent = 0:95 sur un cas de l'experience TOGA-COARE. Il semble qu'etant donne la complexite des phenomenes mis en jeu, des simulations de type LES (Large Eddy Simulation) soient un puissant moyen pour calculer le parametre avec un bon degre de conance. En eet, gr^ace a sa resolution tres ne (de l'ordre de la dizaine de metres), un modele LES est apte a resoudre explicitement les tourbillons de la couche limite et prend donc en compte les echelles caracteristiques des mouvements convectifs. On est ainsi assure que le coecient deduit de ce type de simulations contient un tres large spectre de la variabilite des mouvements turbulents dans la couche limite. Maintenant toute la question est de savoir comment specier en fonction de la taille de la maille du modele et de la stabilite de l'atmosphere. Les methodes de calcul de ux de Dupuis et al. (1996) et de Fairall et al. (1996) sont seduisantes par leur haut degre de ranement. Malheureusement leur qualite sepaye cher 13

19 14 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... en temps de calcul car elles sont basees sur des resolutions iteratives et ne sont donc pas envisageables dans des modeles de grande echelle. Les modeles climatique et de prevision du temps calculent leurs ux de surface a l'aide de formules dites "bulk" qui utilisent comme donnees d'entrees les parametres moyens en surface et au premier niveau de calcul du modele. Par exemple, le modele ARPEGE utilise a Meteo-France et au CEPMMT, utilise les parametrisations de Louis (1979), dans lesquelles une seule hauteur de rugosite est prescrite pour la chaleur, l'humidite et le mouvement. Lorsque l'on distingue les rugosites thermique et dynamique, les coecients d'echanges pour le mouvement et la chaleur deduits de Louis (1979) s'ecartent sensiblement de ceux calcules par Businger et al. (1971) en regime instable. An de pallier ce defaut, Mascart et al. (1995) a propose d'introduire une dependance des coecients d'echanges par rapport a laquantite Z om =Z oh dans le formalisme de Louis. Ces transformations ont permis d'ameliorer sensiblement les previsions ARPEGE des ux turbulents de chaleur sur surface continentale en conditions semi-aride (Giordani et al., 1995). En conclusion, les formules "bulk" sous-estiment toujours gravement les ux turbulent de surface pour des vents inferieurs a 3m=s. Cependant, ainsi qu'on l'a vu avec les rugosites, celles-ci sont perfectibles sans avoir a les refondre entierement. Structure spatiale des ux turbulents de surface en presence d'un front de SST L'experience FASINEX (1986) presente beaucoup de similarites avec la campagne SEMAPHORE car elle etait destinee a la documentation des couches limites atmospherique et oceanique en presence d'une discontinuite de SST. Friehe et al. (1991) presente une cartographie des ux turbulents en surface deduits des donnees aeroportees pour trois journees de FASINEX, dans la zone du front oceanique (g. 1.3). Cette gure montre comment la repartition spatiale de ces ux varie lorsque le vent synoptique change de direction par rapport au front de SST. Ainsi le 16 fevrier 1986, lorsque le vent soue de la partie froide vers la partie chaude du front, les ux de chaleur sensible, latent etde quantite de mouvement augmentent signicativement au passage de la discontinuite de SST. Ceci est d^u au fait que l'air froid, advecte au dessus d'une SST plus chaude, conserve ses proprietes thermodynamiques initiales pendant un certain temps. En consequence, a proximite et en aval du front, la masse d'air est fortement destabilisee en basses couches, jusqu'a avoir probablement des gradients thermiques sur-adiabatiques, ce qui conduit a renforcer les ux turbulents. Plus en aval du front, la masse d'air a eu le temps de s'ajuster aux nouvelles conditions de surface, les prols verticaux se sont homogeneises sous l'eet de la turbulence, si bien que les ecarts de temperature et d'humidite specique entre l'atmosphere et la surface s'en sont trouve reduits tout comme les ux. Le 17 fevrier, le vent soue parallelement au front, si bien que les masses d'air advectees ne rencontrent pas de changements de temperature et d'humidite en surface. Dans ces conditions, les masses d'air conservent leurs proprietes thermodynamiques. En consequence, les ux turbulents sont plusfaiblesquele16fevrier, car les ecarts air-mer en temperature et vapeur d'eau sont plus petits. Neanmoins, les ux de chaleur demeurent plus forts du c^ote chaud que du c^ote froid du front, excepte pour le ux de quantite de mouvement qui presente une structure spatiale assez homogene.

20 Le 18 fevrier, la situation est inverse de celle du 16 etant donne que le vent soue de la partie chaude vers la partie froide du front. les masses d'air chaude et instables sont advectees sur une surface froide qui tend a les stabiliser en rendant le ux sensible negatif. De m^eme les ux de chaleur latente s'aaiblissent drastiquement au passage immediat du front. cette stabilisation des basses couches atmospheriques s'accompagne aussi d'une forte diminution du ux de quantite de mouvement sur une extension verticale que l'on appelle la couche limite interne. 15

21 16 Chapitre 1 : ETUDIER LES PROCESSUS D'INTERACTIONS... Figure 1.3 : Champs de SST, de ux de quantite de mouvement, de ux de chaleur sensible et de chaleur latente mesures par le NCAR Electra les 16, 17 et 18 fevrier 1986 a 30 m. Les transects avion sont visibles sur les champs de SST. La direction du vent est indiquee sur les champs de SST. Les intervalles sont de0:3 o C pour la SST 0:01m 2 :s ;2 pour < u 0 w 0 > 50W:m ;2 pour le ux de chaleur latente et 10W:m ;2 pour le ux de chaleur sensile. D'apres Friehe et al., 1991.

22 Inuence d'un front de SST sur la variabilite de la couche limite atmospherique marine Les journees des 16, 17 et 18 fevrier de l'experience FASINEX ont permis de synthetiser le comportement des echanges turbulents en surface en fonction des trois principaux regimes de vent par rapport a l'orientation du front de SST. Khalsa et al. (1989) et Friehe et al. (1991) ont pousse plus loin leurs investigations en analysant l'impact de ces ux turbulents sur la structure de la CLAM au cours de ces trois journees. Cette etude a ete conduite a partir des prols de radio-sondages eectues simultanement par deux bateaux situes de part et d'autre du front oceanique. Ces deux auteurs ont montre que la variabilite spatiale des ux turbulents de surface conditionne fortement la structure thermodynamique de la couche limite atmospherique qui est plus chaude et plus humide du c^ote chaud que du c^ote froid du front de SST. Cependant celle-ci n'est pas systematiquement plus developpee au dessus des eaux chaudes. En eet la hauteur d'inversion est plus elevee du c^ote chaud que du c^ote froid du front lorsque le vent coupe celui-ci (les 16 et 18 fevrier 1986), alors qu'il n'en est rien lorsque le vent est parallele au front (le 17 fevrier 1986), c'est a dire lorsque la masse d'air ne rencontre pas de changements dans les proprietes de surface. Ces resultats ont ete conrmes par ceux de Hsu et al. (1985). D'autre part, les sondages consideres sont situes assez loin en amont et en aval du front oceanique (respectivement a 35 et 64 km) si bien que la structure verticale des ux turbulents de chaleur et de quantite de mouvement observes ne dierent pas signicativement. Ceci est explicable par le fait que la CLAM est deja equilibree par rapport aux conditions de surface en ces points. Cependant il est fort probable que dans un proche voisinage du front de SST, ces prols soient tres dierents, temoignant du non ajustement de la couche limite aux conditions de surface dans la partie chaude du front. En ce qui concerne la turbulence, Khalsa et al. (1989) montre qu'elle est plus inuencee par l'entra^nement au sommet de la couche limite que par le chauage de surface du c^ote chaud du front. En realite, l'entra^nement sommital est genere par les interactions entre les mouvements ascendants provoques par le forcage de surface, et l'inversion thermique. Cet entra^nement incorpore dans la CLAM l'air de l'ecoulement superieur ce qui modie le prol vertical du ux de quantite de mouvement et donc la production dynamique d'energie cinetique turbulente. D'autre part l'entra^nement inue sur les structures verticales de la temperature et l'humidite de la CLAM puisque l'air des couches superieures a des proprietes dierentes de celles de la couche limite. Du c^ote froid, les mouvements verticaux sont plus faibles que du c^ote chaud du front en raison d'un forcage de surface plus faible. L'entra^nement d'air au sommet de la CLAM est alors faible ou m^eme nul si bien que la turbulence, la temperature et l'humidite ne sont pilotees que par la surface. 17 Le r^ole des nuages dans le bilan energetique des couches limites atmospherique et oceanique Une des caracteristiques marquantes de la CLAM des latitudes extra-tropicales est la presence de nuages stratiformes et cumuliformes bloques sous les fortes inversions

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