Natasha LAMBERT
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Rapport de stage de Master 1
Avril - Mai 2016
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Laboratoire d’Etudes en Géophysique et Océanographie Spa...
Résumé
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	 Dans ce rapport je décrit d’abord la zone d’étude, le Golfe de Gascogne. Je la replace dans son
contexte global...
Tables des matières
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1. Introduction…………………………………………………………………………………………1
2. Méthode et logiciels……………………………………………………………………...
1. Introduction
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	 L’étude de la dynamique océanique côtière est
difficile du fait de l’influence d’une bathymétrie particu...
L’hydrologie de la zone est particulière et caractérisée par la présence de trois couches ou masses d’eau
différentes (Van...
L’objectif de ce stage est donc de comprendre les structures de la circulation tel que des tourbillons au-
dessus du plate...
2.2. Simulation BOBLAND
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→ SYMPHONIE est un modèle de circulation 3D, à surface libre, qui résout les équations primitive...
l’affichage des variables sur une carte. Dans ce cas j’ai utilisé POCViP pour afficher la phase et
l’amplitude de chaque ond...
comparaison n’est donc pas très rigoureuse mais donne un ordre d’idée sur les écarts éventuels. De
plus, la qualité des do...
une origine astronomique mais résulte de l’interaction de M2 avec elle-même dans les zones côtières.
Sa contribution en SS...
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	 Aux limites, ces 2 modèles se ressemblent beaucoup même s’ils donnent des résultat...
SYMPHONIE avec les 2 différents forçages aux frontières ouvertes sont équivalentes mis à part une
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forçage aux frontières ouvertes, notamment par leur prise en compte d’une bathymétrie plus précise.
Leur différence par ra...
sont observables en profondeur, soit par des coupes verticales soit de manière horizontale à des
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courant de pente dans la couche superficielle. Ce courant généré le long des côtes ouest de la péninsule
ibérique, entre da...
La vitesse des courants de T2012 ne varie pas beaucoup sur
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côte française. Le courant identifié le long du talus dans la figure 3-a est également visible dans cette
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apparaitre une thermocline à environ 200 m de profondeur. Cette thermocline est approfondie d’une
centaine de mètres au ni...
profonde sur la colonne d’eau. En hiver, la MLD s’approfondit car la température atmosphérique
baisse et les vents s’inten...
les courants de surface ont donc une composante majoritairement géostrophique. C’est donc pour
cette raison que les donnée...
6. Remerciements
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	 Je tiens a remercier Nadia et Florence pour ce stage génial qui m’a appris énormément de
choses, m’a ...
Pairaud, I.L., Lyard, F., Auclair, F., Letellier, T., Marsaleix, P., 2008. Dynamics of the semi-diurnal and
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  1. 1. Natasha LAMBERT ! Rapport de stage de Master 1 Avril - Mai 2016 ! Laboratoire d’Etudes en Géophysique et Océanographie Spatiales, Toulouse ! ! ! Observabilité de tourbillons et du courant de pente dans les données altimétriques du niveau de la mer à partir de simulations numériques. Cas du sud du Golfe de Gascogne ! ! Encadrantes : Nadia Ayoub et Florence Toublanc

  2. 2. Résumé ! Dans ce rapport je décrit d’abord la zone d’étude, le Golfe de Gascogne. Je la replace dans son contexte global, décris ses caractéristiques géographique et bathymétrique, et mets en évidence les processus qui s’y trouvent, leur échelle et leur variabilité. Je décris également le modèle SYMPHONIE et de la configuration BOBLAND. Je poursuis par la présentation des marées dans la zone, les ondes importantes et les différents modèles disponibles pour les représenter. Par la suite je décris les courants et les structures qui en découlent en me focalisant sur un tourbillon de taille et de durée importante. J’en donne ses caractéristiques en terme de signature de surface et observabilité en profondeur puis la comparaison aux données d’observation disponibles. Je parle ensuite de la profondeur de la couche de mélange et sa variabilité temporelle et spatiale. Je fini ce rapport en décrivant les courants géostrophiques, leur localisation et leur importance. Les objectifs ont été de comprendre les structures de la circulation tel que les tourbillons au-dessus du plateau des landes et le courant le long du talus espagnol et aquitain à travers la description de la variabilité de ces derniers. J’ai fait cela en utilisant toutes les variables simulées (par des modèles) tels que les signaux en élévation de surface, température et salinité (de surface ainsi qu’en profondeur pour ces deux derniers). ! Summary ! In this report, I first describe the study area, the Bay of Biscay. I place it in its global context, describe its geographic and bathymetric features and highlight the processes that occur, their scale and their variability. I follow by describing the SYMPHONIE model and the BOBLAND grid configuration. I continue by presenting the tides in the area, the significant waves and the different models used to represent them. Thereafter, I give a description of the currents and structures resulting from them, focusing on a particular swirl of considerable size and duration. I give its characteristics in terms of sea surface height, visibility in depth and doing a comparison with the available observational data. I then talk about the mixte layer depth and it’s temporal and spacial variability. I finish this report by describing geostrophic currents, their location and importance. The aim was to understand the circulation in the southern Bay of Biscay and the presence eddies above the Landes plateau and the Spanish and Aquitaine slope. I did this using all the calculated variables such as sea surface height, temperature and salinity (at the surface and below for the latter two).

  3. 3. Tables des matières ! 1. Introduction…………………………………………………………………………………………1 2. Méthode et logiciels…………………………………………………………………………………3 2.1. Simulation de marées sur 7 mois…………………………………………………………..3 2.2. Simulation BOBLAND……………………………………………………………………4 2.3. Observations……………………………………………………………………………….4 2.4. Simulation 3D de la circulation……………………………………………………………5 2.5. Approche et méthode……………….……………………………………………………..5 3. Analyse de la marée………………………………………………………………………..….…….6 3.1. Comparaison bobland TUGO - bobland FES2012……………………………………….7 3.2. Comparaison TUGO - bobland_TUGO…………………………………………………7 3.3. Comparaison FES2012 - TUGO……………………………………………….…………8 3.4. Amplitude de l’onde M4……………………………………………………….…………..8 3.4. Courants de l’onde M2………………………………………………………….…………9 4. Modèle 3D de la circulation……………………………………..……………………….………..10 4.1. Tourbillons dans la zone sur la période d’étude…………………………………….……11 4.1.1. Tourbillons de courte durée de vie (≤ 1 mois)…………………………………11 4.1.2. Cas d’un tourbillon de longue durée de vie (au moins 4 mois) : T2012……….12 a) Description générale………………………………………………………12 b) Structure des courants…………………………………………………….12 c) Signature en salinité………………………………….……………………13 d) Signature en température…………………………………………………14 4.2. Couche de mélange (MLD - mixed layer depth)…………………………………………15 4.3. Courants géostrophiques…………………………………………………………………16 5. Conclusion…………………………………………………………………………………………17 6. Remerciements…………………………………………………………………………………….18 7. Bibliographie……………………………………………………………………………………….18

  4. 4. 1. Introduction ! L’étude de la dynamique océanique côtière est difficile du fait de l’influence d’une bathymétrie particulière et souvent accidentée, les phénomènes de courants et météo associés et les influences du continent tel que les apports en eau douce. Au cours de ce stage je me suis intéressé au Golfe de Gascogne (GdG), plus particulièrement à la zone sud-est (figure 1) sur la période de janvier à avril. L’un des forçages à l’origine de la complexité des processus océaniques dans cette zone est la variation de la bathymétrie qui est particulièrement diversifiée. En effet cette zone comprend une partie de plateau continental (plus étroit le long de la côte espagnol que le long de la côte française) d’une profondeur allant jusqu’à la centaine de mètres, le talus qui est entaillé par plusieurs canyons tel que le gouf de Cap-Breton (qui a une grande influence sur les conditions hydrologiques de la zone), et le plateau des landes d’une profondeur de 700 à 2 000m qui occupe la majeure partie de la zone. L’apport en eau douce des fleuves dans cette zone est importantes, notamment de la Gironde au nord de la zone avec un débit moyen de 900 m3.s−1 (200 à 3 000 m3.s−1 au cours de l’année) (Lazure et Jegou, 1998) et l’Adour au SE avec un débit moyen de 350 m3.s−1 (jusqu’à 2000 m3.s−1 en hiver) (Petus et al., 2014). Ces apports en eaux douces affectent de manière significative la salinité au dessus du plateau jusqu’à des profondeurs de 50m (Rubio et al., 2013). Les panaches fluviaux sont généralement confinés à la côte en hiver (environ 20 km) mais le changement de régime de vent au printemps peut faire dériver ces lentilles d’eau moins salée jusqu’au talus continental (Lazure et Jegou, 1998). Les vents typique dans cette zone sont variées fortement influencés par les positions respectives de l’anticyclone des Açores et de la dépression d’Islande, donc de l’Oscillation Nord Atlantique (NAO) qui sont fortement variables dans le temps et dans l’espace. La climatologie des vents dans la zone a donc un caractère saisonnier très marqué. En hiver, la dépression d’Islande migre vers le sud, ce qui favorise un régime dominant de vent forts orientés ouest/sud-ouest avec parfois un flux nord-ouest d’origine arctique plus froid ou un flux froid NE lorsque l’anticyclone est centré sur la Scandinavie. En été, l’anticyclone des Açores remonte légèrement au N/NO et s’étend vers le GdG. En cette période, le régime de vents dominants moins intenses et plus réguliers avec une direction O/NO (Rubio et al., 2013). Lorsque les vents ont une direction parallèle à la côte (N-S pour la côte française), le couplage avec la force de Coriolis provoque des phénomènes d’upwelling (Jegou et Lazure, 1995). %1 Figure 1 : Carte du GdG (wwz.ifremer.fr)
  5. 5. L’hydrologie de la zone est particulière et caractérisée par la présence de trois couches ou masses d’eau différentes (Van Aken, 2000). • La couche supérieure s’étend sur les 600 premiers mètres. Elle est constituée de la couche de mélange, de la thermocline saisonnière et de l’Eau Centrale Nord-Atlantique et subit des variations saisonnières importantes. En hiver, la couche de mélange de surface est plus froide et plus épaisse due au brassage par les vagues et des températures atmosphériques plus froides, alors qu’en été la couche de mélange est plus chaude, superficielle et très marquée. • La couche intermédiaire située entre 600 et 1 500 mètres qui correspond à une langue d’eau d’origine méditerranéenne remontant vers le nord suivant les côtes européennes. Cette couche est plutôt chaude et salée. • La couche inférieure (au delà de 1 500m) qui correspond aux eaux de fond. Elle est relativement homogène et froide (2 à 4°C) et est constituée de l’Eau Profonde Nord-Atlantique. Les courants dans le GdG sont variables et dépendent de la bathymétrie. Dans la plaine abyssale les courants sont généralement très faibles, ils sont mesurés en surface à une vitesse de 1 à 2 cm/s (Pingree, 1993) avec une direction du nord vers le sud (figure 2). Le long du talus, les courants résiduels sont plus forts et majoritairement orientés vers le pôle (Pingree and Le Cann, 1989) et sont fortement dépendants des effets conjugués de la marée, du vent, et des apports fluviaux. Ce courant de pente s’appelle le Iberian Poleward Current (IPC) et affecte les 300 premiers mètres de la colonne d’eau avec des vitesses de l’ordre de 10 cm/s (Le Cann and Serpette, 2009) et présente des intensifications en pulses de 5 à 20 jours au cours de l’hiver avec des inversions occasionnelles de sa direction (Rubio et al., 2012). Des instabilités de ce courant en hiver peuvent être à l’origine de la formation de tourbillons qui se forment le long du talus et se dissipent plus tard vers le centre du golfe. Dans 2/3 des cas ces tourbillons sont anticycloniques et ont un diamètre de 30 à 45 km (Van Aken, 2002). Du fait de sa configuration géographique et topographique, le GdG fait partie des régions du monde où la marée est la plus forte. L’amplitude de la marée est le résultat de la somme de plusieurs ondes sinusoïdales de différentes fréquences : diurnes, semi-diurnes et quart-diurnes, mais aussi de plus longues durées (SHOM). Les courants de marée affectent donc la circulation, mais ont également une influence sur le mélange, notamment dans les zones de relief accidenté. %2 Figure 2 : Circulation générale dans le GdG (d’après Koutsikopoulos et Le Cann, 1996, modifié par Ferrer et al., 2009)
  6. 6. L’objectif de ce stage est donc de comprendre les structures de la circulation tel que des tourbillons au- dessus du plateau des landes et le courant le long du talus espagnol et aquitain à travers la description de la variabilité de ces structures, cela en utilisant toutes les variables simulées (par des modèles) tels que les signaux en élévation de surface, température et salinité (de surface ainsi qu’en profondeur pour ces deux derniers). Dans cette optique, je vais décrire par la suite les modèles utilisés avec les variables analysées, les marées dans la zone et la circulation à travers l’exemple d’une structure particulière et de ses paramètres. ! 2. Méthodes et logiciels ! 2.1. Simulation de marées sur 7 mois ! Au cours du stage, j’ai d’abord comparé les analyses harmoniques de marées (ondes principales décrites précédemment) issus de différentes simulations afin de déterminer leurs amplitude et phase dans la zone. Les simulations analysées sont les suivantes : FES2012, qui est un atlas global basé sur des simulations numériques. C’est la dernière version des modèles de marée FES (Finite Element Solution) développée, implémentée et validée par le LEGOS, Noveltis et CLS dans le cadre d'un projet financé par le CNES. FES2012 est basée sur la résolution des équations barotropes de marée dans une configuration spectrale (modèle TUGO-2D spectral) et sur un système d’assimilation de données altimétriques satellitales et marégraphiques (www.aviso.altimetry.fr). TUGO, qui est une simulation 2D par le code TUGO-2D sur la grille de la configuration BOBLAND. TUGO-2D est forcé aux frontières ouvertes (OB) par FES2012. Comme pour FES2012, TUGO est utilisé en mode spectral, c-à-d qu’il résout les équations de la marée dans le domaine fréquentiel sur une gamme de fréquences prédéterminée. Cependant, il est capable de représenter les interactions entre ondes, comme par exemple M4. bobland_FES2012, est une simulation 3D par le code Symphonie avec la configuration BOBLAND utilisant un forçage par FES2012 aux OB. bobland_TUGO est issus de la même configuration que la précédente mais avec TUGO comme forçage aux OB. ! ! ! %3
  7. 7. 2.2. Simulation BOBLAND ! → SYMPHONIE est un modèle de circulation 3D, à surface libre, qui résout les équations primitives en tenant compte de l'approximation de Boussinesq et des hypothèses de l'hydrostatisme et d’incompressibilité. Ce modèle est forcé en surface par les champs atmosphériques du Centre Européen. Il s’agit de champs, données toutes les 3 heures de vent, pression, température de l’air et humidité relative, flux solaires radiatifs (grande et courte longueur d’onde) et précipitations. Aux frontières ouvertes, outre le forçage en marée par FES2012, SYMPHONIE est forcé par les champs journaliers de température, salinité, courants horizontaux et élévation de la surface (corrigés de la marée) issus d’une simulation régionale par le code NEMO (configuration à 3 km de résolution, voir Vervatis et al. 2015 ).1 → La bathymétrie du modèle est un produit constitué à partir de différentes données bathymétriques régionales qui a été réalisé au LEGOS par F. Lyard. La bathymétrie est ensuite légèrement lissée par le modèle. → Le domaine BOBLAND couvre la région du plateau des Landes de 3.5°W à la côte landaise et de la côte espagnole à 44.5°N. La résolution est de 500m sur l’horizontale et de 43 niveaux sigma généralisés sur la verticale. ! 2.3. Observations ! J’ai ensuite comparé ces simulations aux observations disponibles : données altimétriques satellitales (élévation de surface) fournies par le CTOH (Centre de Topographie des Océans et de l’Hydrosphère)/LEGOS, radar (courants de surface; données fournies par AZTI, San Sebastian) et marégraphes le long de la côte (élévation de surface et vitesse de courants; données REFMAR et Puertos del Estado). Toutes ces sorties de modèle sont au format NetCDF (Network Common Data2 Form) ce qui nécessite des logiciels comme POCViP (POC VIewer and Processing) ou Ncview pour3 4 %4 Références: Vervatis V., C-E Testut, P. De Mey, N. Ayoub, J. Chanut et G. Quattrocchi, 2016. Data assimilative1 twin experiment in a high-resolution Bay of Biscay configuration : 4D EnOI based on stoichstic modelling of the wind forcing, Ocean Modelling, 100, pages 1-19 % NetCDF is a set of software libraries and self-describing, machine-independent data formats that support the2 creation, access, and sharing of array-oriented scientific data. (unidata.ucar.edu) % Graphical user interface where the file appears in the main window with its variables. POCViP is developed at3 LEGOS by D. Allain (legos.obs-mip.fr) % Ncview is a visual browser for netCDF format files used to get a quick and easy, push-button look at your4 netCDF files. You can view simple movies of the data, view along various dimensions, take a look at the actual data values, change color maps, invert the data, etc. (meteora.ucsd.edu)
  8. 8. l’affichage des variables sur une carte. Dans ce cas j’ai utilisé POCViP pour afficher la phase et l’amplitude de chaque onde et superposer les données d’observation. ! 2.4. Simulation 3D de la circulation ! Par la suite, j’ai étudié la circulation dans la zone avec des simulations 3D sur la période du 1er Aout 2011 au 29 Avril 2012, issues du modèle SYPHONIE forcé par FES2012 aux OB. Deux types de fichiers de cette simulation sont disponibles: les fichiers Offline où les champs sont moyennés sur 24h et les signatures de marée (élévation et courants) et le baromètre inverse sont filtrés, et les fichiers Graphiques qui présentent les champs instantanés toutes les 12h sans corrections. Les variables simulées sont l’élévation de surface (ssh), la température (T), la salinité (S), et les courants (u et v). Ces fichiers ont été utilisés par la suite pour calculer la profondeur de la couche de mélange (mld) grâce à la densité (calcul qui intègre la température et la salinité), mais aussi les courants géostrophiques grâce aux différences de ssh. Pour analyser ces variables j’ai d’abord utilisé Ncview (figure 3) qui permet d’ouvrir plusieurs fichiers consécutifs à la fois et les faire apparaitre comme un film date par date. Cette technique permet de voir l’évolution dans le temps de chaque variable dans la zone et donc d’avoir une vision globale de la période, en surface et en profondeur. ! 2.5. Approche et méthode ! Mon premier objectif avec cette technique était de trouver les tourbillons qui apparaissent et de les caractériser au mieux et ensuite de chercher les courants desquels ils pourraient provenir (par leur signature en T et S). Après avoir repéré les structures significatives et leurs dates de présence, j'ai pu sélectionner les moments où ils sont le mieux représentés et les étudier de manière plus précise sur POCViP, qui permet de faire des cartes à la profondeur voulue, faire des coupes verticales, associer plusieurs variables (comme par exemple les composantes u et v du courant ou l’amplitude et la phase sur la même carte… ). J’ai pu comparer T des simulations à des données satellites de température de surface (SST) pour voir si les structures y sont retrouvées, mais aussi faire des cartes de différences (affiché = T - SST) pour mettre en évidence les écarts du modèle par rapport aux observations de la même date. Malheureusement les données sst sont des valeurs instantanées prises à minuit (pas d’effet de peau du cycle de réchauffement diurne) alors que les simulations sont des moyennes sur 24h. La %5 Figure 3 : Fenêtre d’utilisation de Ncview
  9. 9. comparaison n’est donc pas très rigoureuse mais donne un ordre d’idée sur les écarts éventuels. De plus, la qualité des données SST peut varier selon la couverture nuageuse et/ou son épaisseur. Chaque point de données a donc un “flag” allant de 1 à 5, 1 étant cloudy (donc non fiable) et 5 excellent. ! 3. Analyse de la marée ! Il est important de bien modéliser les marées en 2D pour pouvoir les enlever correctement par la suite pour l’analyses de la variation de la hauteur d’eau (SSH) et l’identification de structures précises de courants dans le Golfe de Gascogne (GdG) par des signatures en élévation. Dans le GdG l’onde de marée semi diurne la plus importante est M2 et la quart diurne la plus importante est M4 (Pairaud et al., 2008), ce sont donc celles analysées. La marée générale dans le GdG est d’abord le résultat de l’onde M2 qui a pour origine les forçages de la “lune moyenne” . Son amplitude est de 1m5 au-dessus de la plaine abyssale. Elle augmente rapidement au niveau de la pente pour atteindre 1m70 au niveau de la côte. L’onde M4 est la composante quart diurne principale dans le GdG. Elle n’a pas %6 FES2012 TUGO bobland_ TUGO bobland_FES2012 Figure 4 - Amplitude de l’onde M2 Astre fictif animé d’un mouvement uniforme sur une orbite circulaire située dans le plan de l’équateur et ayant5 la même période de révolution que la lune réelle (SHOM).
  10. 10. une origine astronomique mais résulte de l’interaction de M2 avec elle-même dans les zones côtières. Sa contribution en SSH est négligeable dans l’océan profond mais atteint la dizaine de centimètres près de la côte. Sa longueur d’onde est environ la moitié de celle de M2 (Pairaud et al., 2008). Les modèles de marée analysés sont TUGO et FES2012. Deux analyses harmoniques issues de simulations (runs bobland) réalisées avec modèle SYMPHONIE qui utilisent les deux premiers comme conditions aux frontières ouvertes sont également analysées. Ces runs sont comparés avec des données altimétriques satellitales et des données obtenues par différents marégraphes le long de la côte pour déduire les différences des modèles par rapport aux observations. La figure 4 montre l’amplitude de l’onde M2 dans les 4 runs en question. Ces 4 simulations donnent des résultats assez différents, notamment à cause de l’utilisation d’une bathymétrie différente et plus ou moins lissée et de la précision du maillage. ! 3.1. Comparaison bobland TUGO - bobland FES2012 ! Dépendant des conditions aux frontières ouvertes, le modèle SYMPHONIE produit des résultats qui diffèrent légèrement. En utilisant FES2012 (bobland_ FES2012), l’onde M2 est calculée comme ayant un gradient d’élévation O-E dans la zone plus faible qu’en utilisant tugo (bobland_ TUGO). A l’ouest, le niveau est environ 1cm moins bas et à l’est, 1cm moins haut. Dans l’ensemble, il y a une différence plus importante le long de la côte que dans le centre de la zone. Les données d’observation permettent de savoir à quel point le modèle diffère de la réalité. En général, bobland_TUGO s’éloigne le moins des observations (altimètre ou marégraphe), notamment au niveau du marégraphe de BILBAO où l’erreur apparente sur l’amplitude est nulle alors qu’au même endroit, bobland_ FES2012 présente une erreur de 2cm (marégraphe: 1m31; modèle: 1m33). Le coin NE de la zone (figure 5-b) présente également une grande différence entre les 2 runs. Dans bobland_TUGO, l’amplitude est dans l’ensemble supérieure d’1cm mais il y a également une anomalie où l’amplitude diminue d’1 ou 2cm près de la frontière. ! 3.2. Comparaison TUGO - bobland_TUGO ! L’anomalie observée dans bobland_TUGO n’est pas vraiment retrouvée dans TUGO, mis à part une légère déformation (figure 5-a). Quoi qu’il en soit, l’amplitude de M2 est plus importante de 2 cm dans bobland_TUGO et les lignes d’isovaleur de la SSH suivent de manière générale la côte alors que dans TUGO ce n’est pas le cas. Aucune donnée n’est disponible dans cette zone pour valider un run par rapport à l’autre. %7
  11. 11. ! ! 3.3. Comparaison FES2012 - TUGO ! Aux limites, ces 2 modèles se ressemblent beaucoup même s’ils donnent des résultats différents avec le modèle SYMPHONIE. Ces différences sont dues surtout au fait que FES2012 est un modèle d’échelle globale; la représentation des côtes et de la bathymétrie est donc plus grossière que dans TUGO qui a une résolution plus fine et qui utilise une bathymétrie récente et améliorée sur cette zone par rapport à celle utilisée pour FES2012. La simulation TUGO est calculée directement sur la grille BOBLAND, il n’y a donc pas d’interpolation aux frontières ouvertes, contrairement à FES2012. ! 3.4. Amplitude de l’onde M4 ! Alors que les erreurs dans l’amplitude de l’onde M2 sont d’ordre centimétrique, l’onde M4 (d’amplitude plus faible) ne présente que des erreurs d’ordre millimétrique. Dans la zone, les résultats de TUGO et bobland_TUGO sont très similaires (figure 6) et les erreurs par rapports aux marégraphes et aux relevés altimétriques ne dépassent pas le mm. Les résultats obtenus par %8 Figure 5 - Zoom sur le coin N-E de TUGO et bobland_ TUGO a- TUGO b- bobland_ TUGO TUGO bobland_ TUGO Figure 6 - Amplitude de l’onde M4 (TUGO et bobland_TUGO)
  12. 12. SYMPHONIE avec les 2 différents forçages aux frontières ouvertes sont équivalentes mis à part une légère variation dans la forme des courbes d’isovaleurs au centre de la zone. ! 3.5. Courants de l’onde M2 ! Le forçage aux frontières ouvertes a une influence importante sur les résultats de SYMPHONIE, que ce soit au niveau du plateau continental ou au dessus du plateau des Landes (figure 7). Les sorties de SYMPHONIE ont une meilleure précision que les modèles utilisés comme %9 FES2012 bobland_FES2012 Figure 6 bis - Amplitude de l’onde M4 (FES2012 et bobland_FES2012) Figure 7 : Amplitude de la vitesse de l’onde M2 (composantes u et v) TUGO bobland_TUGO FES2012 bobland_FES2012
  13. 13. forçage aux frontières ouvertes, notamment par leur prise en compte d’une bathymétrie plus précise. Leur différence par rapport aux données radar est faible (figures 8 et 9). Elle est de l’ordre d’1 ou 2 cm/s et est plus faible que les différences dans les modèles FES2012 et TUGO. Cependant, même si la précision des données est bonne, les erreurs de mesure sont du même ordre de grandeur que les valeurs de vitesse elles-même. Elles ne sont donc pas significatives. Malgré les différences, il est évident dans tous les modèles que les courants de l’onde M2 (composantes u et v) accélèrent au dessus du plateau continental, c-à-d en faibles profondeurs. ! 4. Modèle 3D de la circulation ! Les fichiers utilisés dans cette partie contiennent les moyennes journalières (fichiers Offline décrits dans la partie 2). L’objectif est d’abord de retrouver des structures tels que des tourbillons et de les suivre de leur apparition à leur dispersion par leur signature en élévation, en température et en salinité puis observer les courants qu’ils produisent ou qui les font apparaitre. Ensuite du regarder les influences sur la profondeur de la couche de mélange et finalement faire un point sur les courants géostrophiques. Toutes les variables (sauf l’élévation du niveau de la mer, appelée par la suite SSH) %10 bobland_TUGO bobland_FES2012 Figure 8 : Composante u du courant de l’onde M2 avec comparaison aux données radar bobland_TUGO bobland_FES2012 Figure 9 : Composante v du courant de l’onde M2 avec comparaison aux données radar
  14. 14. sont observables en profondeur, soit par des coupes verticales soit de manière horizontale à des profondeurs précises ou aux niveaux sigma du modèle. Des données satellites de SST sont également disponibles à cette période pour êtres comparés aux sorties du modèle. La maille d’échantillonnage de ces données est nettement plus grossière que celle du modèle et ne laisse pas forcement ressortir les structures plus fines. ! 4.1. Tourbillons dans la zone sur la période d’étude ! 4.1.1. Tourbillons de courte durée de vie (≤ 1 mois) Quand un run de modèle océanographique est lancé, il faut attendre un certain temps pour que les forçages atteignent un état d’équilibre statistique. Ce temps de battement s’appelle le spin-up et varie selon la taille de la zone modélisée. Dans le cas de cette zone, il est estimé que le spin-up est de minimum un mois, ce qui veut dire qu’au moins le mois d’aout n’est pas exploitable. Sur la période étudiée, plusieurs tourbillons sont visibles. Ils sont de taille, durée et caractéristiques différentes, dépendant notamment du moment de l’année (donc des conditions climatiques), des courants présents et de la localisation. Au mois de septembre (du 9-09 au 7-10) plusieurs petits tourbillons cycloniques apparaissent sur toute la zone. Ils ont tous une signature négative en SSH ( - 2-3cm) et en SST ( - 1°C) et positive en S de surface par rapport au reste de la zone. Il est difficile de savoir si ces tourbillons sont le résultat du spin-up du modèle ou si ils sont cohérents. En comparant la sortie du modèle le 21 septembre ( milieu de la période où ces tourbillons sont visibles) aux données satellites, on voit que le modèle calcule sur la plupart de la zone des températures plus froides que celles observées dans les données, notamment au niveau des tourbillons. Un tourbillon cyclonique apparait le 3 octobre et disparait progressivement vers le nord à la fin du mois. Il se déplace avec une direction qui suit la côte nord de l’Espagne vers l’est puis vers le nord le long du talus de la côte Aquitaine. Ce tourbillon a une signature en SSH de -7cm, en T de -1.5°C et en S de +0.3‰. Les courants associés à ce tourbillon ont une vitesse d’environ 30cm/s. Cette structure est présente seulement dans la couche supérieure de la colonne d’eau avec une influence en profondeur de l’ordre de la vingtaine de mètres. Ce tourbillon principal est associé à 2 autres tourbillons (1 de chaque coté) plus petits mais de mêmes caractéristiques (signature SSH, T et S) et qui suivent le même déplacement et ont la même durée de vie. Du 25 novembre au 16 décembre, on peut voir un tourbillon anti-cyclonique qui suit plus ou moins le même déplacement que celui décrit précédemment. Ce déplacement est expliqué par les vents dominants qui, en automne et en hiver, viennent du sud-ouest et permettent la mise en place du %11
  15. 15. courant de pente dans la couche superficielle. Ce courant généré le long des côtes ouest de la péninsule ibérique, entre dans le GdG au nord-ouest de la péninsule ibérique et migre vers l’est en hiver (Caballero et al., 2008). Il s’appelle l’Iberian Poleward Current (IPC). Dans le GdG, la majorité des tourbillons apparaissent en hiver et sont causés par des instabilités de l’IPC dans les régions de fortes discontinuités de la bathymétrie (p.ex. canyons) et sont dissipés plus tard vers le centre du Golfe (van Aken, 2002). En termes de signatures visibles dans le modèle, ce tourbillon présente une SSH et S positive ( +12cm et +0.2‰). La T est inférieur au reste de la zone ( -1°C). Toutes ces caractéristiques sont visibles sur une profondeur d’une centaine de mètres. La vitesse des courants du tourbillon sont d’environ 50cm/s, ce qui correspond aux observations de van Aken (2002). ! 4.1.2. Cas d’un tourbillon de longue durée de vie (au moins 4 mois) : T2012 a) Description générale A partir du 19 janvier 2012 jusqu’à la fin du run en avril, un tourbillon anti-cyclonique (T2012) d’environ 50km de diamètre est présent dans la zone d’étude. Celui-ci est le plus important en taille et en durée que les autres, c’est donc celui que je vais approfondir le plus. En ce qui concerne sa signature en SSH (la première caractéristique qui permet son identification), elle est positive et de l’ordre de 5 cm (visible en violet dans la figure 10) sur toute sa durée. Ce tourbillon présente également un signal en T et S de surface positif de 0.8°C et 0.1‰ respectivement. T2012 est associé à un tourbillon cyclonique de taille moins importante avec une signature négative en SSH (visible au sud de T2012 avec une couleur bleue dans la figure 10). Sur cette carte on peut également voir une élévation de 2 cm au niveau du plateau continental au large de la côte landaise avec une élévation plus marquée au niveau du talus (entre 2W30’ et 2W) et à l’embouchure de l’Adour. b) Structure des courants Au cours de la période pendant laquelle il est observable, le tourbillon se déplace dans la zone (figure 11). Il suit d’abord une trajectoire vers le nord-ouest jusqu’à début février puis change de manière nette pour une direction vers le sud jusqu’à début mars. T2012 revient ensuite vers le nord jusqu’à la fin du run. La vitesse de déplacement de T2012 est assez variable. Pour la description de T2012 grâce à POCViP je me suis focalisée sur le 25 janvier, date à laquelle T2012 est plutôt représentatif de toute son évolution. %12 Figure 10 : Carte de la signature en SSH en m de T2012 le 25 janvier visualisé sur POCViP
  16. 16. La vitesse des courants de T2012 ne varie pas beaucoup sur toute la période. Le 25/01, en surface, sa vitesse maximale est d’environ 35 cm/s et diminue en profondeur (20 cm/s à 200 m et une dizaine de cm/s à 1 000 m) (figure 12). Des courants vers le nord sont également visibles : l’un à l’embouchure de l’Adour et l’autre au niveau du talus entre 2°W et 2°30’W. Ce dernier correspond à un courant de pente et à une signature en élévation de la surface comme on peut l’observer sur la figure 10. La coupe met en évidence les courants en profondeur associés à T2012 jusqu’à une profondeur d’environ 1 200 m. La bathymétrie aurait donc une influence sur la trajectoire que prend T2012 et sa dynamique générale. ! c) Signature en salinité En regardant la coupe de salinité (figure 13-d), on peut donc voir que ces courants influencent plusieurs couches d’eau (décrites dans l’introduction). La coupe montre également que T2012 influence la profondeur régionale de la halocline superficielle (environ 200 m) en l’approfondissant de plusieurs dizaines de mètres. L’influence sur la salinité en profondeur est également visible sur la carte 13-b qui passe à 200 m de profondeur et donc au milieu de la pycnocline. La carte 13-a permet de voir la signature de S en surface de T2012 mais également une zone beaucoup moins salée au niveau de la %13 Figure 11 : Schéma du déplacement de T2012 Avec 1- 19/01/2012, 2- 23/01, 3- 02/02, 4- 10/02, 5- 20/02, 6- 05/03, 7- 19/03, 8- 20/04 Chaque point représente le centre du tourbillon aux dates indiquées. Le centre est pris ici comme étant le point où la vitesse rotationnelle de T2012 est la plus faible (de manière visuelle, donc qualitative). Figure 12 : Représentation de la vitesse des courants dans la zone le 25 janvier exprimé en m/s réalisés sur POCViP a) courants en surface b) courants à une profondeur de 200 m (profondeur juste en dessous du plateau continental) c) courants à une profondeur de 1 000 m (profondeur au dessus du plateau des Landes) d) coupe verticale passant par T2012 (44N20) avec une exagération verticale x50 a) b) c) d)
  17. 17. côte française. Le courant identifié le long du talus dans la figure 3-a est également visible dans cette carte (13-a) par une signature négative de S : cela suggère que l’eau douce du plateau est entrainée vers le nord le long du talus par le courant de pente. Grâce à la coupe verticale, on peut voir que la zone moins salée sur le plateau est une couche d’eau superficielle qui atteint une profondeur maximale d’une cinquantaine de mètres. Etant donné la date (milieu d’hiver et donc précipitations plus importantes), il est très probable que cette couche d’eau ait une origine continentale provenant des fleuves ayant leur embouchure dans le GdG (notamment l’Adour mais aussi la Gironde dont le débit est supérieur). ! d) Signature en température Ce panache est également visible en terme de température sur la figure 14-a et b. Il est froid avec une température de 11 à 12°C. Avec une température inférieure aux eaux environnantes, ce panache devrait avoir une densité plus importante et ne pas rester en surface. Mais comme on l’a vu, la salinité est aussi plus faible, ce qui permet à cette langue d’eau d’avoir une densité plus faible et de rester en surface. La carte 14-a met en évidence la signature positive de T2012 en SST mais également une signature positive du courant de pente le long du talus (vu dans les figures 10, 12-a et 13-a). Les données satellites à cette date (figure 14-c) présentent quelques ressemblances avec le modèle comme la présence du panache et d’une zone plus chaude au centre de la zone qui rappelle la signature du tourbillon. Ces structures sont tout de même différents puisque dans les données SST le panache froid est concentré au SE de la zone (bien marqué dans la figure 14-d) et la structure chaude visible est également plus au sud que dans la sortie de modèle. La coupe verticale 14-b laisse également %14 Figure 13 : Représentation de la salinité en ‰ dans la zone le 25 janvier réalisés sur POCViP a) salinité en surface b) salinité à une profondeur de 200 m (profondeur juste en dessous du plateau continental) c) salinité à une profondeur de 1 000 m (profondeur au dessus du plateau des Landes) d) coupe verticale passant par T2012 (44N20) (exagération verticale x50) b) c) d) a)
  18. 18. apparaitre une thermocline à environ 200 m de profondeur. Cette thermocline est approfondie d’une centaine de mètres au niveau du tourbillon et rappelle la structure en S visible sur la coupe 13-d. En effet ces deux paramètres (S et T) sont utilisés dans le calcul de la profondeur de la couche de mélange. ! 4.2. Couche de mélange (MLD - mixed layer depth) ! La couche de mélange est la couche chaude et homogène à la surface des océans. Cette couche mélangée se situe au-dessus de la thermocline qui sépare les eaux chaudes de surface des eaux froides profondes. Son épaisseur, qui varie de quelques mètres à quelques centaines de mètres, dépend de la force des vents et de la température de l’atmosphère qui agit de manière plus ou moins %15 Figure 15 : Carte de la profondeur de la MLD en m le 25 janvier 2012 Figure 14 : Représentation de la température en °C dans la zone le 25 janvier réalisés sur POCViP à la même échelle de couleurs a) température de surface b) coupe verticale passant par T2012 (44N20) (exagération verticale x50) c) données de SST satélitales d) carte de différences entre la sortie de modèle T et les données SST. Cette carte à été réalisée par le calcule: Affiché = T - SST. Quand les valeurs sont positives le modèle est plus chaud que la donnée et inversement pour les valeurs négatives b)a) c) d) Figure 16 : Variation de la profondeur de la couche de mélange au cours de la période étudiée. Cette courbe a été faite en un point de la zone : 44°10’N 3°W (au dessus de la plaine abyssale)
  19. 19. profonde sur la colonne d’eau. En hiver, la MLD s’approfondit car la température atmosphérique baisse et les vents s’intensifient (créant du mélange vertical) et inversement en été. Cette variation est bien visible dans la figure 16 qui représente la variation de la MLD dans la zone au cours de la période d’étude au-dessus de la plaine abyssale. Outre la variation saisonnière, la MLD varie de manière régionale et peut être modifiée par des structures de courants telles que T2012 comme on peut le voir dans la figure 15. ! 4.3. Courants géostrophiques ! La géostrophie traduit l’équilibre entre la force de pression horizontale et la force de Coriolis. Les forces de pression horizontale sont associées à un gradient du niveau de la mer et les courants géostrophiques sont proportionnels à ce gradient. Ils peuvent donc être calculés grâce aux données SSH du modèle ou bien à partir de mesures altimétriques par satellite. La figure 17 montre les courants géostrophiques dans la zone (calculés à partir du modèle). On voit que ces courants sont forts autour du tourbillon ce qui est cohérent avec la signature en élévation de ce dernier. On retrouve également le courant au niveau du talus qui est visible en SSH, T et S dans les figures précédentes. Sur le plateau, des structures de petite échelle sont présents et correspondent au panache d’eau plus froide et moins salée. Ces structures fines seraient très difficiles à calculer à partir de données satellites car pour les distinguer il faudrait des mesures à haute résolution. Des courants géostrophiques sont aussi présents à l’embouchure de l’Adour à cause de l’élévation de la surface visible dans la figure 18-a. Cette élévation présente une signature nette au niveau de sa salinité mais aussi en température (figures 18 c et d). En comparant la figure 17 à la figure 12-a, on peut voir par la ressemblance que %16 b)a) c) d) Figure 18 : Zoom sur les structures en surface au-dessus du plateau continental le 25 janvier a) SSH en m b) Courants géostrophiques en m/s c) S en ‰ d) T en °C Figure 17 : Carte des courants géostrophiques en m/s, calculés dans la zone le 25 janvier
  20. 20. les courants de surface ont donc une composante majoritairement géostrophique. C’est donc pour cette raison que les données altimétriques permettent d’observer des courants de ce type (tourbillons ou courant de pente). Au niveau de T2012, la composante géostrophique est de 32 cm/s sur une vitesse totale des courants de 36 cm/s. La part géostrophique du courant de pente le long du talus de la côte espagnole et de la côte française est du même ordre de grandeur au niveau des vitesses. Par contre sur le plateau continental, les figures 12-a et 17 présentent moins de similitudes. Les gradients de SSH (les courants géostrophiques) ont des échelles spatiales très fines pas nécessairement en accord avec les théories générales sur la géostrophie. Il est donc difficile de savoir s’il s’agit de courants géostrophiques physiques ou d’un artefact de calcul. ! 5. Conclusion ! La zone d’étude est complexe et soumise à différents courants. Ces courants ont différentes origines, que ce soit le IPC ou la géostrophie et sont à l’origine de la formation de tourbillons qui ont une influence sur le mélange de la colonne d’eau. Ces tourbillons sont visibles dans le modèle grâce à leur signature particulière en élévation, en température, en salinité et par les courants visibles en surface et en profondeur. Pendant le stage, l’objectif était de pouvoir distinguer ces structures grâce à la variabilité observable dans les simulations numériques avec le code SYMPHONIE mais aussi dans les données altimétriques de satellites et des observations de température de surface. Pour cela il a fallu utiliser des logiciels tels que Ncview et POCViP pour analyser les fichiers (les sorties du modèle et les comparer aux données d’observation). Il a fallu d’abord regarder les analyses harmoniques des ondes de marée, pour comprendre l’importance de retirer cette composante dans les valeurs de SSH et vitesse de courants afin d’identifier des structures d’amplitude plus petite. Dans l’ensemble les objectifs du stage ont été atteints mais plus de temps aurait pu être intéressant pour lancer des runs plus long (notamment pour suivre l’évolution des courants géostrophiques sur le plateau), pousser les analyses et éventuellement faire des corrélations entre les formations de tourbillons et des données météo, de vent à plus haute fréquence, de conditions atmosphérique, de bouées flotteurs… Ce stage as été très enrichissant et m’as permis de découvrir le domaine de l’océanographie physique dans la cadre de la circulation dans le Golfe de Gascogne. Il a pu complété la formation du master de La Rochelle, axé autour des processus du littoral par le point de vue de la dynamique plus au large. J’ai également appris a utiliser différents logiciels et manipuler des données dont je n’avais pas l’habitude. ! %17
  21. 21. 6. Remerciements ! Je tiens a remercier Nadia et Florence pour ce stage génial qui m’a appris énormément de choses, m’a permis de découvrir le monde de la recherche et la vie dans un laboratoire. Mais aussi et surtout d’avoir été aussi gentilles, souriantes et accueillantes. Je veux remercier mes 2 collègues de bureau, Fifi et Nico, qui ont répondu a mes questions débiles et ont gardé la bonne humeur, mais aussi tous les autres stagiaires pour les pauses café et les moments sympas passés avec eux. ! 7. Bibliographie ! BRGM, n.d. Modélisation hydrodynamique de la côte Basque. Caballero, A., Pascual, A., Dibarboure, G., Espino, M., 2008. Sea level and Eddy Kinetic Energy variability in the Bay of Biscay, inferred from satellite altimeter data. Journal of Marine Systems, Oceanography of the Bay of Biscay 72, 116–134. doi:10.1016/j.jmarsys.2007.03.011 Caballero, A., Rubio, A., Ruiz, S., Le Cann, B., Testor, P., Mader, J., Hernández, C., n.d. South- Eastern Bay of Biscay eddy-induced anomalies and their effect on chlorophyll distribution. Journal of Marine Systems. doi:10.1016/j.jmarsys.2016.04.001 Carton, X., Le Cann, B., Serpette, A., Dubert, J., 2013. Interactions of surface and deep anticyclonic eddies in the Bay of Biscay. Journal of Marine Systems, XII International Symposium on Oceanography of the Bay of Biscay 109–110, Supplement, S45–S59. doi:10.1016/j.jmarsys. 2011.09.014 Herbert, G., 2012. Modélisation et observation de la dynamique haute fréquence de la circulation du Golfe de Gascogne (phdthesis). Université Paul Sabatier - Toulouse III. Kersalé, M., Marié, L., Le Cann, B., Serpette, A., Lathuilière, C., Le Boyer, A., Rubio, A., Lazure, P., n.d. Poleward along-shore current pulses on the inner shelf of the Bay of Biscay. Estuarine, Coastal and Shelf Science. doi:10.1016/j.ecss.2015.11.018 Pairaud, I., 2005. Modélisation et analyse de la marée interne dans le golfe de Gascogne (phdthesis). Université Paul Sabatier - Toulouse III. Pairaud, I.L., Auclair, F., Marsaleix, P., Lyard, F., Pichon, A., 2010. Dynamics of the semi-diurnal and quarter-diurnal internal tides in the Bay of Biscay. Part 2: Baroclinic tides. Continental Shelf Research 30, 253–269. doi:10.1016/j.csr.2009.10.008 %18
  22. 22. Pairaud, I.L., Lyard, F., Auclair, F., Letellier, T., Marsaleix, P., 2008. Dynamics of the semi-diurnal and quarter-diurnal internal tides in the Bay of Biscay. Part 1: Barotropic tides. Continental Shelf Research 28, 1294–1315. doi:10.1016/j.csr.2008.03.004 Petus, C., Marieu, V., Novoa, S., Chust, G., Bruneau, N., Froidefond, J.-M., 2014. Monitoring spatio- temporal variability of the Adour River turbid plume (Bay of Biscay, France) with MODIS 250-m imagery. Continental Shelf Research 74, 35–49. doi:10.1016/j.csr.2013.11.011 Pingree, R.D., 1993. Flow of surface waters to the west of the British Isles and in the Bay of Biscay. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography 40, 369–388. doi: 10.1016/0967-0645(93)90022-F Pingree, R.D., Le Cann, B., 1992. Three anticyclonic slope water oceanic eDDIES (SWODDIES) in the Southern Bay of Biscay in 1990. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers 39, 1147–1175. doi:10.1016/0198-0149(92)90062-X Rubio, A., Fontán, A., Lazure, P., González, M., Valencia, V., Ferrer, L., Mader, J., Hernández, C., 2013. Seasonal to tidal variability of currents and temperature in waters of the continental slope, southeastern Bay of Biscay. Journal of Marine Systems, XII International Symposium on Oceanography of the Bay of Biscay 109–110, Supplement, S121–S133. doi:10.1016/ j.jmarsys.2012.01.004 SHOM / GIP MERCATOR OCEAN, n.d. Intercomparaison de modèles sur le Golfe de Gascogne pour l’année 2004. van Aken, H.M., 2002. Surface currents in the Bay of Biscay as observed with drifters between 1995 and 1999. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers 49, 1071–1086. doi: 10.1016/S0967-0637(02)00017-1 %19

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