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TTHHÈÈSSEE
En vue de l'obtention du
DDOOCCTTOORRAATT DDEE LL’’UUNNIIVVEERRSSIITTÉÉ DDEE TTOOUULLOOUUSSEE
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
COURANTS DE HUMBOLDT
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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
14, av. E. Belin, 31400, Toulouse, France
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Remerciements
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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
2.5.2 La Clusterisation hiérarchique agglomérative (HAC) . . . . . . . . . 53
4
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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
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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
6
-
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
7
-
Table des matières
8
-
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.
9
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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
10
-
in the adopted forcing field’s spatial resolution.
11
-
12
-
Chapitre 1
Introduction
Sommaire1.1 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
13
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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 spécifiques.
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 System2Intercomparaison des systèmes d’UPwellings
14
-
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.
15
-
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 :
16
-
fv + Az∂2u∂z2
= 0
−fu + 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 :
fρv + Az∂τx∂z
= 0
−fρu + Az∂τy∂z
= 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 tension turbulente est nulle), on obtient les
transports zonaux Tx et méridiens Ty suivants (m2/s) :
Tx =τ0yρf
Ty = −τ0xρf
(1.3)
avec τ 0x et τ0y 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’hémisphère 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
17
-
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 =∫ 0
−H∂u∂x
+ ∂v∂y
dz = 1ρf
[∂
R
0
−H
∂τydz
∂zdz
∂x−
∂R
0
−H∂τxdz
∂zdz
∂y]
WEkman =1ρf
(∂τ0y∂x
− ∂τ0x
∂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(τ 0)
ρf+
βτxρf 2
(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.
18
-
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
19
-
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
ρfR(1.7)
R étant le Rayon de Rossby de déformation
20
-
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
21
-
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).
22
-
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 carac-
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
23
-
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
5De l’Anglais : Oxygen Minimum Zone
24
-
(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 (PCC 7) et le Courant Océanique Péruvien (PC 8), 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 current7De l’Anglais : Peruvian Coastal Current8De l’Anglais : Peruvian Current9De l’Anglais : Peru/Chile Under Current
25
-
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(Equatorial 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
10De l’Anglais : Sea Surface Temperature : Température de Surface de la Mer
26
-
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 l’up-
27
-
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
11de l’Anglais : El Niño Southern Oscillation
28
-
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.
29
-
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 (Blanco et al. (2002)).
30
-
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
31
-
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 Dewitte et 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,
32
-
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
33
-
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
34
-
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
35
-
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 Garreaud, 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 MM5 15 a 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 (MBL16). 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 516Marine Boundary Layer
36
-
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.
37
-
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
38
-
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
39
-
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
Latit
ude
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.
40
-
• 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
41
-
1.4. Motivations et objectifs
lité océanique de l’EBUS de Humboldt est principalement influencée par le for-
çage local atmosphérique et le forçage 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-
42
-
lange ou encore ceux liés à l’advection verticale.
43
-
1.4. Motivations et objectifs
44
-
Chapitre 2
Relations entre les vents Péruviens,
Chiliens et l’anticyclone subtropical
Sommaire2.1 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
45
-
2.1. Objectifs
2.1 Objectifs
Comme nous l’avons mis en évidence en introduction, le système de Humboldt est ca-
ractérisé par la présence de régimes de vents intrasaisonniers le long de la côte du Chili
et du Pérou. Ces vents, ainsi que leur formation, ne sont pas encore bien connues. Néan-
moins, à partir de 4 ans de données de vents QuikSCAT, Garreaud et Muñoz (2005) suggé-
rent que les CJs au niveau du Chili sont associés à la position de l’anticyclone subtropical.
De plus, à partir d’une analyse simple en réseau de neurones sur les vents QuikSCAT, il
est montré que de manière saisonnière, les CJs Chiliens sont plus fréquents en Eté Austral
(Garreaud et Muñoz (2005)). A partir des données QuikSCAT de 2000 à 2006 et des don-
nées de pression NCEP sur la même période, l’objectif de ce chapitre est de vérifier et de
détailler les résultats de Garreaud et Muñoz (2005) et de déterminer s’il existe pareil lien
entre les CJs Péruviens et l’anticyclone subtropical. Nous mettons de plus en évidence les
saisons préférentielles pour chaque régime de CJs.
Dans ce chapitre, après avoir décrit les différents jeux données utilisés, nous montrons à
l’aide d’un événement de vent en particulier le possible lien qu’il existe entre CJs Péruviens
et l’anticyclone subtropical. Des régressions linéaires entre des indices des vents Chiliens
et Péruviens sur les conditions de pression dans le Pacifique Sud-Est nous confirme ce lien
d’un point de vue statistique et les résultats de Garreaud et Muñoz (2005) concernant les
CJs Chiliens. Enfin, une analyse en réseau de neurones nous permet d’une part d’étayer ces
résultats en mettant en évidence les similitudes et les différences entre les CJs Péruviens et
Chiliens et d’autre part de déterminer les saisons préférentielles de ces régimes de vents.
2.2 Données Utilisées
2.2.1 Les vents QuikSCAT
La circulation atmosphérique au dessus de l’océan est décrite journalièrement par les
données QuikSCAT. Le produit du CERSAT (www.ifremer.fr/cersat) fournit les compo-
santes méridiennes et zonales du vent et du stress du vent à 10m et sur une grille 0.5˚x0.5˚
(Ifremer/CERSAT (2002)). Ce produit est construit à partir des traces journalières ascen-
dantes et descendantes (disponibles au JPO/PO.DAAC Level 2B product). Les erreurs
types sont estimées et également fournies à titre complémentaire. Il n’existe pas de données
pour les points de grille situés à moins d’enrivon 25 km du littoral (Blind zone du satellite).
Les RMS différences des modules et directions du vent entre les produits CERSAT et don-
46
-
nées des mouillages TAO sont estimées à 1.5 m/s et 17˚ pour QuikSCAT (Ifremer/CERSAT
(2002)).
2.2.2 Les réanalyses NCEP
Le National Center for Environmental Prediction (NCEP1) fournit une réanalyse atmo-
sphérique de 1948 jusqu’à nos jours (Kalnay et al. (1996)). La couverture de la réanalyse
NCEP1 est globale sur une grille 2.5˚ x 2.5˚ et un échantillonnage temporel de 6 heures.
La résolution verticale est de 17 niveaux de pression et 28 niveaux sigma. Aussi bien les
champs de vents, que de flux de chaleur ou de pression atmosphérique sont estimés dans
cette réanalyse. Dans ce chapitre, nous avons utilisé les champs de pression de surface
ainsi que ceux à 850 hPa.
2.2.3 Les Indices des vents Chiliens et Péruviens
Nous avons déterminé dans nos travaux deux indices de vents : les "Indices de Coastal
Jets Chiliens" (ICJC) et les "Indices de Coastals Jets Péruviens" (ICJP). Ces indices repré-
sentent l’activité des vents au niveau du Chili et au niveau du Pérou, ils sont calculés à
partir d’une SVD2. Plus de détails sont présentes dans les chapitres 3 et 4.
2.3 Une vue synoptique lors d’un Coastal Jet au Pérou entre
le 20 et 28 Juillet 2000
La figure 2.1 représente un instantané des conditions synoptiques associées au CJ Pé-
ruvien du 20 au 28 Juillet 2002. Nous considérons dans cette analyse la pression à 850 hPa
(données NCEP) et l’amplitude du vent QuikSCAT dégradé pour des raisons de stockage
à une résolution de 2˚ x 2˚ . Cette figure indique que, en amont du développement du CJ
Péruvien (du 20 Juillet au 23 Juillet), le centre de hautes pressions du Sud Pacifique est lo-
calisé dans le Pacifique Central avec des forts vents associés dans sa branche Nord-Est. La
zone des basses pressions aux latitudes moyennes s’étend jusqu’à environ 40˚S et aucune
dépression significative n’est présente. Le 24 Juillet, près de Pisco (15˚S), le vent commence
à augmenter pour atteindre 12.5m/s le 25 Juillet ce qui se traduit par un noyau de vents
forts près de la côte Péruvienne (2.1). Dans le même laps de temps, une faible dépression
se forme à 50˚S-140˚W (cf. le contour à 995 hPa sur la figure 2.1). Ainsi, des basses pressions
1De l’Anglais :Centre National pour la prédiction environementale2Singular Value Decomposition : De l’Anglais : Décomposition en valeur singulière
47
-
2.3. Une vue synoptique lors d’un Coastal Jet au Pérou entre le 20 et 28 Juillet 2000
s’étendent vers l’équateur et séparent l’anticyclone en deux centres distincts. Le noyau le
plus à l’Est se déplace vers la côte Ouest Sud-Américaine. La partie Nord-Est de l’anticy-
clone, proche de la côte Nord du Chili, est une région où l’amplitude du vent augmente :
le noyau de cette structure spatiale de vent de déplace vers le Nord-Est ce qui permet aux
vents parallèles à la côte Péruvienne de se renforcer et de former le noyau de vent fort vers
Pisco (cf. le cercle rose sur la figure 2.1, le 24 Juillet). A partir du 27 Juillet, la dépression
de déplace vers l’Ouest, les conditions de pression du Pacifique Sud retournent à leurs
conditions initiales. De même, au niveau de Pisco, le vent diminue jusqu’à retrouver ses
conditions normales.
Le figure 2.1 permet de mettre en évidence de liens entre la formation des CJs Péruviens
et les conditions synoptiques grandes échelles. Nous avons étudié de nombreux CJs Péru-
viens afin de discerner les conditions grandes échelles liées à ces vents intrasaisonniers.
Les conditions illustrées sur cette figure se reproduisent ainsi généralement lors d’autres
CJs Péruviens au niveau de Pisco. Ils seraient donc liés à la position et au déplacement de
l’anticyclone subtropical.
Ce résultat indique que, comme les CJs au Chili Central (Garreaud et Muñoz (2005)),
la formation des CJs Péruviens semble liée à la propagation vers l’Est de dépressions des
latitudes moyennes dans le Pacifique Sud Central. Nous allons dans ce qui suit le vérifier
d’un point de vue statistique.
48
-
FIG. 2.1: Conditions synoptiques journalières dans le Pacifique Sud du 20 Juillet au 28 Juillet 2002. Les
contours représentent la pression atmosphérique au niveau de la mer (NCEP, un contour tous les 10hPa). Les
champs colorés sont l’amplitude des vents QuikSCAT lissés sur 2˚. Le cercle rose met en valeur l’intensifica-
tion des vents à la côte Péruvienne. 49
-
2.4. Lien statistique entre l’anticyclone subtropical et les Coastal Jets Chiliens etPéruviens
2.4 Lien statistique entre l’anticyclone subtropical et les
Coastal Jets Chiliens et Péruviens
Afin de vérifier d’un point de statistique le lien entre les CJs Chiliens et Péruviens et
les conditions atmosphériques grandes échelles dans le Pacifique Sud-Est, nous avons ap-
pliqué une régression linéaire de l’ICJC sur la pression atmosphérique en surface (totale et
filtrée (Lin et al. (2000)) et sur les vents de surface dans la Pacifique Sud-Est ainsi qu’une
autre mais de l’ICJP sur les mêmes champs. Les résultats de ces régressions sont présentés
sur la figure 2.2, les champs colorés représentent les régressions sur la pression atmosphé-
rique totale tandis que les contours représentent celles sur les pression atmosphérique fil-
trée, les flèches représentent la régression sur les vents de surface. Dans les deux cas, un
signal clair de variabilité de l’anticyclone est associé à l’activité des CJs : une anomalie
positive de pression située entre [92˚W-80˚W 46˚S-36˚S] et centrée à 41˚S dans le cas des CJs
Chiliens, elle est située entre [92˚W-80˚W 40˚S-30˚S] et centrée à 36˚S dans le cas des CJs
Péruviens (mêmes caractéristiques pour la pression non filtrée). Ces situations moyennes
sont représentatives de l’activité des CJs Chiliens et Péruviens. On retrouve donc ici un
résultat de Garreaud et Muñoz (2005) : la formation des CJs Chiliens est liée au passage
d’un anticyclone. Il en est de même pour les CJs Péruviens et on vérifie donc notre resultat
précédent : leur formation est liée au passage d’un anticyclone, ce dernier est centré plus
au nord que pour les CJs Chiliens.
2.5 Analyse en réseau de neurones des Coastals Jets Chi-
liens et Péruviens et de la position de l’anticyclone sub-
tropical
La littérature décrivant les CJs (i.e Garreaud et Muñoz (2005)) met en relief les liens
entre la position de l’anticyclone subtropical et la formation des CJs. Les CJs ont lieu toute
l’année, ils sont situés au Sud de 32˚S durant l’Eté Austral et remontent au Nord de 32˚S
en Hiver Austral (Renault et al. (2008)). De plus, ils sont plus fréquents en Eté Austral
Garreaud et Muñoz (2005). Les CJs Péruviens ont des caractéristiques proches de CJs.