Kültürel farklılıkların İKY üzerindeki etkisinin işletmeler üzerine araştırma sorusunda ise elde edilen cevaplar;

Les méthodes observationnelles offrent des informations précieuses sur la présence et les caractéristiques des SCVs. Cependant, ces structures sont petites, se déplacent et ne présentent pas de signature à la surface de l’océan ; cela pose des difficultés pour échantillonner précise-

ment leur formation et pour les suivre sur de longues durées et distances. Pour comprendre les mécanismes et/ou valider des hypothèses de formation et de propagation des tourbillons, les simulations numériques se présentent comme un outil complémentaire à leur étude. Dans des configurations très idéalisées,Jones and Marshall[1993] etAkitomo[2010] ont étudié la forma- tion de telles structures par ajustement géostrophique, initié par une instabilité barocline, d’une colonne d’eau homogène dans un environnement stratifié suite à un phénomène convectif. Grâce à une configuration plus réaliste (bathymétrie, masses d’eaux et circulation générale réalistes) mais toujours simplifiée de la mer du Groenland,Oliver et al.[2008] propose un schéma de pro- pagation des SCVs dans le bassin.

Dans cette étude, nous modéliserons la formation et la propagation de SCVs comparables à ceux décrits par les observations dans une configuration réaliste de la Méditerranée Nord Occi- dentale. Nous nous baserons sur une simulation à très haute résolution (1km) de trois années (2008, 2009, 2010) présentant des hivers convectifs en utilisant une bathymétrie, des conditions initiales, des forçages réalistes. Le but de l’étude est de caractériser la formation et la propagation de ces structures et de quantifier leur contribution moyenne dans la circulation générale.

La configuration, nommée SIMED, utilise le modèle Symphonie décrit dans le chapitre 2 et la même grille que celle utilisée dans les chapitres3 et4 (fig.3.1). Les flux à l’interface océan- atmosphère sont fournis par le modèle ALADIN-Climat à 12km de résolution (Herrmann et al.

[2011]). Les conditions initiales et aux frontières ouvertes sont données par le modèle NEMO à 1 12

° (~7km) de résolution, lui même forcé par ALADIN-Climat (Beuvier et al.[2012]). Des rejets d’eau douce basés sur des observations sont également imposés au niveau des 5 principales rivières du Golfe du Lion (Grand Rhône, Petit Rhône, Hérault, Orb et Aude). La simulation commence en janvier 2008 et dure 3 ans. Afin d’étudier les structures post-convectives, nous nous focaliserons sur les évènements de convection des hivers 2008-2009 et 2009-2010 laissant au modèle un temps de spin-up d’environ 1 an.

FIGURE5.4 – Champ de vitesse moyen à 100m de profondeur entre le 1er_{novembre 2008 et le 30 octobre}

2010. Les zones de convection sont définies comme les zones ou l’isopycne 1029.1 kg.m−3atteint la surface pendant les hivers 2008-2009 (en rouge) et 2009-2010 (en bleu).

La simulation présente deux hivers convectifs (fig.5.4) durant lesquels de nouvelles masses d’eaux Méditerranéennes sont créées. A partir d’octobre 2008, la stabilité de la colonne d’eau se dégrade progressivement sous l’effet d’un intense refroidissement et de l’évaporation imposés par les flux atmosphériques. Un mélange vertical se produit et induit dans un premier temps une couche de mélange homogène entre 0 et 300m de profondeur. En raison de la présence de la pycnocline vers 300m de profondeur, la couche de mélange s’approfondit alors plus lentement ; en revanche, elle se densifie principalement par refroidissement. La WIW (winter intermediate water)

est ainsi formée et se caractérise par un minimum de température (θ<12.9 °C et S <38.4‰). Les flux atmosphériques continuant à densifier la couche de mélange, celle-ci atteint la densité de la pycnocline et s’approfondit jusqu’à environ 700m. La LIW (ligurian intermediate water), chaude et salée, est alors impliquée dans le mélange vertical ; la température de la couche de mélange cesse alors de diminuer et sa salinité augmente. La couche de mélange s’approfondissant encore, atteint les 2000m et implique des eaux plus denses que 1029.1 kg.m−3. Cela arrive après envi- ron 4 moins de flux de flottabilité négatifs en surface. Les observations confirment que la couche de mélange a atteint ~2300m de profondeur pendant l’hiver 2009 (Tamburini et al.[2013]). Les nWMDW (new Western Mediterranean Dense Waters) sont caractérisées par une densité supé- rieure à 1029.1 kg.m−3_{; il s’ensuit une phase de restratification. Durant l’hiver suivant, le phéno-}

mène de convection reproduit une chronologie similaire.

FIGURE5.5 – Champ de température potentielle à 50m de profondeur à la date du 13/02/2010. La ligne noire entoure les eaux présentant les caractéristiques de la WIW. Elle est formée en périphérie de la zone de formation de nWMDW qui s’étend progressivement. On remarquera également la formation d’eaux très froide (θ<12.5 °C) sur le plateau ainsi que les méandres du courant Nord induits par des instabilités baroclines.

L’évolution des volumes de WMDW et de WIW dans la zone de convection confirme cette chronologie (fig.5.6). Pour chaque épisode de convection, les volumes d’eaux de WMDW nou- vellement formées par les pertes de flottabilité en surface sont estimés dans le modèle par la méthode deWalin[1982] et utilisée parSpeer and Tziperman[1992] etHerrmann et al.[2008]. Ils sont reportés dans le tableau5.1. Pour le volume de WIW formé, on l’évalue par la différence entre le volume d’eau présent dans la zone de convection avant et après le mélange vertical.

On observe d’abord une formation de WIW suivie d’une formation de WMDW. L’épisode de convection de l’hiver 2008-2009 n’est pas très intense et favorise la formation de WIW par rapport à la nWMDW. A contrario, celui de l’hiver 2009-2010 est plus intense et on observe l’inverse. La répartition des zones de formation des masses d’eaux hivernales montrent que la WIW est formée en périphérie de la zone de formation de nWMDW (fig.5.5). La nWMDW est formée au centre de la circulation cyclonique en raison d’un meilleur préconditionnement dû à la conjonction de deux éléments : le doming des isopycnes et un meilleur isolement des masses d’eaux. La zone de formation de nWMDW est donc centrale et s’étend progressivement. Il est intéressant de calculer l’évolution du volume de WIW qui a subi une restratification et se retrouve isolé de la surface et des flux atmosphériques qui y sont associés (fig.5.6). Il s’agit d’une masse d’eau qui évoluera à sa profondeur de flottabilité et qui se dégradera uniquement par des processus diffusifs.

Pour détecter les tourbillons, une méthode basée sur la géométrie des vecteurs de vitesse 2D et développée parNencioli et al.[2010] a été utilisée. Elle a été mise en oeuvre dans plusieurs études basées sur des modèles à haute résolution (Dong et al. [2012], Barbosa Aguiar et al.

Episode de convection 2008-2009 2009-2010 WIW (S < 38.4 et θ < 12.9 ) 4.80 ∗ 103_km3 _{3.80 ∗ 10}3_km3

nWMDW (ρ > 1029kg.m−3_{) 4.83 ∗ 10}3_km3 _{18.68 ∗ 10}3_km3

TABLE5.1 – Volumes d’eaux formées par convection pendant les deux hivers simulés.

FIGURE5.6 – Evolution du volume de WMDW (en bleu) et WIW (en vert, trait plein) dans la zone de convec- tion. L’évolution du volume WIW "restratifiée" (en vert, trait pointillé) est également représentée ; elle est définie par le volume de WIW qui a subi une subduction sous la surface et qui est donc isolée des flux atmosphériques.

d’un point est identifiée comme un tourbillon. Il y a un minimum de vitesse à proximité du centre du tourbillon et des vitesses tangentielles qui augmentent de manière approximativement linéaire en s’éloignant du centre ; après avoir atteint un maximum, elle diminue. L’algorithme de détection repose sur ces considérations géométriques : un point du champ de vitesse est identifié comme le centre d’un tourbillon s’il vérifie les quatres points suivants :

1. Le long d’une section est-ouest, la vitesse orthogonale à la section v change de signe au passage du point et son amplitude augmente en s’éloignant.

2. Le long d’une section nord-sud, la vitesse orthogonale à la section u change de signe au passage du point et son amplitude augmente en s’éloignant. De plus, le sens de rotation est le même que celui du point 1.

3. La norme de la vitesse est minimale au niveau de ce point.

4. La direction des vecteurs de vitesse tourne toujours dans le même sens autour du point et jamais de manière trop brutale.

L’algorithme est défini et expliqué de manière plus précise par Nencioli et al.[2010]. Deux pa- ramètres lui donnent de la flexibilité. Pour cette étude, nous avons choisi de fixer a=4 et b=3 en suivant les recommendations faites par l’auteur suite à l’utilisation de cette algorithme sur une simulation à haute résolution ROMS et après avoir effectué quelques tests de sensibilité.

Cette définition du centre d’un tourbillon est consistante avec celle de méthodes basées sur des considérations plus physiques dont un exemple est le paramètre d’Okubo-Weiss (Okubo

[1970], Weiss[1991]). Il se définit par W = S2 sh+ S

2

st− ζ2 où Ssh et Sst sont des déformations

induites par le cisaillement (sh), la compression et l’élongation (st)) et la vorticité verticale (ζ). W compare l’importance de la rotation par rapport à la déformation. Un tourbillon peut ainsi se définir par une zone ou la valeur de ζ suffisamment importante et donc une valeur de W suffisamment négative.

En plus de détecter les tourbillons, l’algorithme permet de suivre leurs trajectoires grâce à une technique analogue à celle proposée parDoglioli et al.[2007]. Après avoir trouvé les centres

pour chaque instant de la simulation et sur toute sa durée, les trajectoires sont determinées en comparant leur position à des instants successifs. La trajectoire d’un tourbillon à l’instant t est actualisée à l’instant t + ∆t s’il existe un tourbillon dont la vorticité est de même signe dans une zone de recherche relativement restreinte (29 par 29 points de grille numérique) centrée sur sa position à l’instant t.

L’algorithme détecte également la taille du tourbillon en définissant sa frontière comme la ligne de courant fermée la plus éloignée de son centre et au travers de laquelle la vitesse augmente dans la direction du rayon. Cet outil ne sera cependant pas utilisé dans l’étude. En revanche, un algorithme de coupe verticale des tourbillons a été développé et permettra d’étudier les caracté- ristiques hydrologiques et dynamiques de ces structures. A partir de la trajectoire d’un tourbillon détectée par la méthode de Nencioli et al.[2010], il produit automatiquement une coupe verti- cale dans la direction nord-sud et une coupe verticale dans la direction est-ouest passant par la position de son centre à chaque instant t. On obtient ainsi une vision 4D de chaque structure tourbillonnaire.

La méthode suivie dans l’étude de la formation et de la propagation des SCVs en Méditerranée Nord Occidentale proposée dans ce chapitre se décompose ainsi :

1. Projection de la température potentielle, de la salinité et des vitesses horizontales de chaque sortie journalière de la configuration SIMED sur une isopycne de manière à obtenir des champs 2D de ces variables. La valeur de l’isopycne fixée pour la projection présage de la nature hydrologique des tourbillons qui y seront détectés. La structure d’un SCV étant fortement barocline, il n’est pas forcément détectable par l’algorithme à toute les profon- deurs. Ainsi, les champs 2D des variables projetées sur l’isopycne 1029.00 kg.m−3_seront

utilisés pour détecter les tourbillons avec un coeur de WIW, ceux projetés sur l’isopycne 1029.09 kg.m−3 _{pour détecter les tourbillons avec un coeur de LIW et enfin ceux projetés}

sur l’isopycne 1029.10 kg.m−3_{pour détecter les tourbillons avec un coeur de nWMDW.}

2. Application de l’algorithme de détection et de suivi.

3. Sélection des tourbillons cohérents à longue durée de vie. La méthode de suivi est parfois mise en défaut et la trajectoire d’un seul tourbillon peut être confondue avec plusieurs trajectoires de plusieurs tourbillons. Un travail de correction manuelle par assemblage des trajectoires est donc parfois nécessaire.

4. Utilisation de l’algorithme de coupe sur les tourbillons selectionnés.

5.3

SCVs d’eaux nouvellement formées en Méditerranée Nord