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Le systeme de Humboldt
Le systeme de Humboldt (HUS: Humboldt upwelling system) qui couvre presque toute la c^ote ouest d’Amerique du Sud, du Chili central vers 40 S au nord du Perou pres de l’equateur est le troisieme EBUSs en terme de productivite primaire par unite de surface, mais de loin le premier en terme de prise de poissons [Chavez and Messie, 2009]. Il est le deuxieme EBUSs le plus etudi apres le systeme de la Californie. En e et il produit plus de poisson par unite de surface que n’importe quelle autre region de l’ocean mondial (F.A.O., 2009, Food and Agriculture Organisation). Il est soumis a l’in uence directe de la variabilite climatique a grande echelle de l’Ocean Paci que tropical comme le phenomene El Ni~no. Sa proximite vis-a-vis de l’equateur et l’orientation de la c^ote du Perou permettent de connecter d’une part l’upwelling c^otier avec l’upwelling equatorial et la cold tongue (langue d’eau froide) de l’Est du Paci que tropical et d’autre part les courants c^otiers avec les courants equatoriaux ([Kessler et al., 2006]; [Croquette, 2007]).
Le circulation de surface (Fig.1.1.b) est dominee au large par le courant du Chili-Perou (CPC: Chile-Peru Current) qui constitue la partie Est de la gyre subtropical. Plus pres de la c^ote au niveau du front thermique d’upwelling se trouvent les courants c^otiers du Chili et du Perou (respec-tivement CCC: Chile Coastral Current, PCC: Peru Coastral Current) qui s’ecoulent egalement vers le nord en surface. Entre ces courants c^otiers et le CPC, le contre courant du Perou-Chili (PCC: Peru-Chile Countercurrent) s’ecoule vers le p^ole [Montes et al 2010]. En subsurface le sous courant du Perou-Chili (PCUC: Peru-Chile Undercurrent) transporte le long de la c^ote de l’eau relativement chaude et salee issue de sa connexion avec le sous courant equatorial (EUC:Equatorial Undercurent) et les Tsuchiya jets jusqu’au sud du Chili [Silva and Neshyda 1979]. Ce courant est la source principale de l’eau de l’upwelling ([Albert et al 2010], [Montes e la 2010]). En outre dans le HUS, la force des vents favorables a l’upwelling est modulee par la saisonnalite de la position de l’anticyclone subtropical du Paci que Sud-Est. Selon la position de ce dernier, l’upwelling est permanent au large du Perou, tandis qu’il est saisonnier au large du Chili central.
Le systeme du Benguela
Le systeme d’upwelling de Benguela (BUS) est situe au large de l’Angola, de la Namibie et de l’Afrique du Sud ([Blanke, 2005]). A la di erence des autres EBUSs, le BUS est positionne a la jonction de deux grands oceans, l’Ocean Indien et l’Atlantique Sud, entre 5 S et 37 S [Shannon, 2001]. De ce fait il est entour par de l’eau relativement chaude a la fois au nord par les systemes des courants d’Angola et au sud par le systeme du courant des Aiguilles 1. La cellule de Luderiitz (27 S) est la zone d’upwelling la plus intense du BUS [Shannon and Nelson 1996], resultant en des temperatures de surface relativement froides et qui persistent tout au long de l’annee [Parrish et al., 1983]. Elle le divise en deux parties independantes qui ont une saisonnalite distincte [Tim et al., 2015]. Au nord entre 27 S et 15 S, l’upwelling s’etend plus au large [Fennel et al., 2012]. Il s’intensi e en hiver austral et au printemps lorsque la zone subtropical de haute pression du Paci que Nord atteint sa position la plus au nord [Rathmann, 2008] avec une intensi cation des alizes dans cette region [Hutchings et al., 2009]. Au contraire, au sud de 27 S, l’upwelling a lieu pres de la c^ote et est intense en et austral lorsque cette zone de haute pression est plus au Sud.
En surface la circulation (Fig.1.1.c) est assuree par le courant d’Angola et le courant du Benguela (BC: Benguela Current). Ce dernier s’ecoule vers le nord le long de la c^ote entre 34 S et 15 S et transporte les eaux plus froides et moins salees. Le courant d’Angola quand a lui longe la c^ote en direction du p^ole et transport de l’eau relativement chaude et salee issue du contre-courant Sud Equatorial (SECC: South Equatorial Countercurrent). La circulation en subsurface est assuree par le sous courant du Benguela qui s’ecoule vers le p^ole le long du talus continental en transportant des eaux d’origine tropicales ([Shannon and Hunter, 1988]; [Garzoli and Gordon, 1996].
Le syteme des Canaries
Le systeme d’upwelling des Canaries (CANUS: Canary Upwelling System) se situe le long de la c^ote Nord-Ouest de l’Afrique, depuis Gibraltar (36 N) jusqu’au sud du Senegal (10 N). Le detroit de Gilbraltar est une speci cit majeure de ce syteme par rapport aux autres. Il rompt l’impermeabilit de la c^ote: en autorisant des echanges, il permet aux courants c^otiers de se disperser egalement vers l’est. Il s’ensuit une separation dynamique entre la partie Nord le long de la peninsule iberique et la partie Sud le long des c^otes africaines ([Barton, 1998]; [Aristegui et al., 2004]). Il possede des particu-larites importantes qui les di erencient des autres EBUSs. En e et il est consider comme le systeme le plus productif en terme de production pri-maire [Chavez and Messie, 2009]; [Lathuiliere et al., 2008]. Il presente une proportion unique de plateaux continentaux generalement larges atteignant 150 km dans la partie centrale, vers 25 N au large du Sahara Occidental [Aristegui et al., 2006] et aussi peu profonds alors que les regions de bord Est sont generalement caracterisees par des plateaux etroits. Dans le CANUS, l’upwelling c^otier montre di erents regimes (rectangles en couleur sur la Fig.1.2). Au nord de 25 N, l’upwelling est generalement actif en et et au debut de l’automne et moins intense en hiver et au printemps. Entre 20 N-25 N, l’upwelling est present toute l’annee avec un maximum au printemps et en automne. Au sud de 20 N, la saisonnalite de l’upwelling est marquee, avec un upwelling actif uniquement en hiver et au printemps [Mittelstaedt, 1991].
Carte schematique montrant la localisation des 3 zones d’upwelling dans le systeme des Canaries et les principaux courants (en bleu clair, les courants de surface, en bleu fonce les courants de fond), la zone frontale (ligne pointillee) entre les masses d’eau (NACW, North Atlantic Central Water
; SACW: South Atlantic Central Water; AC: Azores Current; CanC: Canary Current) [Ar stegui et al., 2009].
La circulation de surface dans le CANUS (Fig.1.2) est legerement plus complexe que dans les systemes de la Californie et de Humboldt. Au nord le courant des Acores s’ecoule vers l’Est a 35 N et constitue la frontiere
Nord de la gyre subtropicale de l’Atlantique nord. A l’approche des c^otes africaines ce courant se separe en deux branches pour contourner l’^le de Madere (32 N). Le courant des Canaries (CC: Canary Current) est ma-joritairement issu de la branche Est de cette bifurcation. Il longe la c^ote africaine en surface et se detache au niveau des ^les du Cap vert (15 N) pour alimenter le courant nord equatorial (NEC: North Equatorial Cur-rent) [Mittelstaedt, 1991], qui forme la frontiere sud de la gyre subtropi-cale. Le courant des canaries transporte de l’eau relativement froide par rapport au centre de la gyre a cause de son origine aux plus hautes lati-tudes et au melange avec l’eau froide de l’upwelling c^otier. Le decollement du courant des canaries le long de la c^ote forme la zone frontale du Cap vert (CVFZ: Cape Verde Frontale Zone) ([Zenk et al., 1991]) zone de fort gradi-ent thermique. Cette zone separe deux masses d’eaux aux caracteristiques bien distinctes, qui s’etendent de la surface jusqu’a environ 400m-500m de profondeur [Stramma et al., 2005]: l’eau centrale Nord atlantique (NACC: North Atlantique Central Water) [Mach n et al., 2006] relativement salee et l’eau centrale sud atlantique (SACW: South Atlantique Central Water) moins salee [Emery 2003]; [Pe~na-Izquierdo et al., 2012]. La SACW est ad-vectee par le sous courant des Canaries (PUC: Poleward Undercurrent) le long du talus continental et constitue l’une des sources d’eau qui remonte a la c^ote ([Ar 1987]).
Au sud de 8 N ou 10 N selon les saisons, le contre courant nord equatorial (NECC: North Equatorial Countercurrent) s’ecoule vers l’est en surface.
A l’approche de la c^ote, ce courant recircule vers le nord pour alimenter la circulation cyclonique du D^ome de Guinee (GD: Guinean Dome) [Doi et al., 2009] et le courant de Mauritanie (MC: Mauritanien Current) qui s’intensi e en et . Ce dernier longe la c^ote jusqu’au Cap Blanc ou il re-circule vers l’ouest le long de la zone frontale du Cap Vert, bloque par la presence du courant des Canaries [Pe~na-Izquierdo et al., 2012].
La circulation de subsurface est composee du sous courant nord equatorial (NEUC: North Equatorial Undercurrent) qui s’ ecoule vers l’est et du sous courant de Guinee (GUC: Guinean Undercurrent) qui longe la c^ote entre l’equateur et environ 10 N [Mittelstaedt, 1991]. Ce courant, ainsi que le courant de Mauritanie de surface et les recirculations du D^ome de Guinee participent a l’alimentation du sous courant des canaries (PUC) [Pe~na-Izquierdo et al., 2012]. Le PUC present entre le Cap vert et la cap Bed-douza (33 N) sur une cinquantaine de kilometres de large, coule entre 100 a 300m de profondeur [Mach n et al., 2006];
Le systeme d’upwelling senegalo mauritanien
Parmi les quatre EBUS mentionnes ci-dessus, nous nous concentrons ici sur la partie sud du systeme de remontee des Canaries. Il s’agit du systeme d’upwelling senegalo-mauritanien (SMUS) situee a la limite sud du systeme de l’Atlantique Nord (12 N-20 N). Ce systeme est in uenc par la po-sition saisoniere de la zone de convergence intertropicale (ZCIT). En ef-fet, en hiver, la ZCIT atteint sa position la plus au sud entre l’equateur geographique et 5 S entrainant une intensi cation des alizes du nord-est le long de la c^ote guineenne, du Senegal et de la Mauritanie, favorisant le developpement de l’upwelling qui s’etend du mois de novembre au mois de mai. Cette situation est en grande partie responsable des eaux de sur-face froides observees le long de la c^ote (Fig.1.3). En ete, lorsque la ZCIT atteint sa position la plus septentrionale (environ 15 N ), les vents dans cette region sont faibles et m^eme inverses vers le sud-ouest dans la partie la plus au sud de la region. En cette saison, l’upwelling est absent le long de la c^ote du Senegal et beaucoup plus reduit au large de la Mauritanie. Au Senegal, cette saison est egalement marquee par le ux de mousson qui est a l’origine des precipitations dans le Sahel. Le systeme d’upwelling senegalo-mauritanien a donc un comportement saisonnier tres speci que par rapport a la partie nord du systeme des Canaries ou l’upwelling est permanent ([Cropper et al., 2014]).
Le SMUS presente une structure di erent au nord et au sud du fait des contrastes existant de part et d’autre de la presqu’^le du Cap Vert. Ce dernier separe donc le domaine maritime senegalais en deux regions aux caracteristiques topographiques et dynamiques distinctes ([Teisson 1983]; [Roy 1989]): au Nord le plateau est assez etroit et engendre une remontee pres de la c^ote et la temperature de surface de la mer diminue a la c^ote alors qu’au sud le plateau continental est large, peu profond, le talus con-tinental s’incurve vers l’est, et on observe une remontee qui s’etend sur plus de 300 km au milieu du plateau continental (Fig.1.3). Les donnees recoltees lors du programme CIRSEN (Circulation Senegal) de 1986-1987 du CRODT mettent en evidence les e ets de ces deux types de structures sur la distribution de parametres physico-chimiques et biologiques ([Roy, 1992]). La distribution des nitrates repond egalement a ce schema. Ainsi malgres plusieurs etudes realisees dans le systeme du SMUS, la variabilite de la circulation oceanique dans ce systeme reste encore un sujet d’etude pour la communaute scienti que a travers des projets et programmes de recherche en cours.
Dynamique des upwellings c^otiers
Transport d’Ekman
Des le debut du 20e siecle, le physicien norvegien Fridtjof Nasen observe lors d’une campagne dans l’ocean Arctique que les icebergs ne derivaient pas dans l’axe du vent mais sur sa droite. Il avait compris que c’etait un e et de la force de coriolis et que les couches sous-jacentes devraient ^etre encore deviees vers la droite. Il transmit ses observations a son etudiant suedois Walfrid Ekman qui propose en 1905 une explication a ces observations. Ekman etudie theoriquement le probleme dans le cas d’un ocean homogene en considerant que la seule contrainte imposee est le frottement par le vent (suppose constante) en surface. Le frottement exerc par le vent sur les couches de surface par viscosite turbulente est quanti e par la tension du vent . Elle peut s’ecrire sous la forme: = Cd aU2 (1)
est exprim en kgm 1 ou Nm 2 ou P ascal avec Cd le coe cient de frot-tement, a densit de l’air ( a=1.22kgm 3), U la vitesse du vent a 10m de la surface (en ms 1).
En supposant que le frottement resulte du seul cisaillement de vitesse ver-ticale, la tension du vent se transmet aux couches situes sous la surface de l’ocean par les tensions de Reynolds turbulentes ( x, y) avec: 8 x = oAz @u@ze (2) < : y = oAz @ve @z
Modeles de Climat
Les exercices d’intercomparaison des modeles couples CMIP5 et CMIP6
Les modeles sont construits sur la base d’un ensemble d’equations issues des lois de la mecanique des uides et de la thermodynamique. Depuis les premiers modeles couplant l’atmosphere et l’ocean developpes vers la n des annees 1960, les modeles couples se sont considerablement com-plexi es, en prenant progressivement en compte de plus en plus de com-posantes telles que les sols et la vegetation, l’impact des aerosols, le cy-cle du carbone, l’ozone stratospherique, etc. A n de resoudre l’ensemble des equations qui regissent l’evolution de ces di erentes composantes, les modeles utilisent une discretisation spatiale et temporelle du systeme qui consiste a decouper l’espace en mailles et le temps en pas de temps elementaires. Les moyennes des variables modelisees sont alors calculees, au sein de chaque boite elementaire, a des pas de temps successifs. Les progres de l’informatique permettent aujourd’hui de realiser des simulations d’un grand nombre d’annees. Malgre certaines imperfections, les modeles couples sont les seuls outils dont disposent les scienti ques pour etudier l’evolution du climat futur. Ils incluent un tres grand nombre d’experiences, dont des
simulations sans variations des forcages externes (appelees simulations de contr^ole), des simulations qui visent a reproduire le climat observ sur la periode recente (simulations historiques) et des simulations du climat futur (projections). Nous utilisons dans cette these principalement les modeles is-sus du cinquieme projet d’inter-comparaison des modeles couples (CMIP5: Coupled Model Intercomparaison Project 5) (chapitre 3). Les di erentes variables utilisees ainsi que ces modeles sont listes dans le Tableau 2.1.
Dans l’objectif de decrire la saisonnalite et l’intensit du SMUS dans ces modeles mais egalement de comprendre son evolution dans le futur, nous avons utilise un certain nombre de variables oceaniques tels que la SST, la SSH, le ux vertical de transport de la masse oceanique (wmo), la pro-fondeur de la couche de melange (MLD) et le tension du vent. Il faut noter que tous les modeles ne fournissent pas la profondeur de la couche de melange oceanique calculee en ligne (voir Tableau 2.1), la vitesse verticale wmo et la tension du vent. Etant donne la dependance potentiellement critique de nos resultats sur les estimations de la MLD, nous ne montrerons les calculs impliquant cette variable que pour les modeles qui la fournissent directement dans la base de donnees. En d’autres termes, nous n’avons pas recalcul la MLD a posteriori. Il en est de m^eme pour la vitesse verti-cale oceanique wmo. La tension du vent est par contre recalculee pour les modeles ne disposant pas de cette variable (BCC-CSM1-1, BCC-CSM1-1-m, HadCM3, HadGEM2-CC, HadGEM2-ES, GISS-E2-H-CC, GISS-E2-R-CC, GISS-E2-H, GISS-E2-R). Les composantes zonale et meridienne de la ten-sion du vent sont obtenues a partir de la formule suivante: x = aCd(uas2 + vas2)1=2uas y = aCd(uas2 + vas2)1=2vas (7) avec a=1.22 kg.m 3 la densit de l’air, uas et vas respectivement les composantes zonales et meridionales du vent de surface, Cd le coe cient de frottement. En principe ce dernier depend de l’etat de l’atmosphere et de l’ocean et il est egalement variable. Plusieurs auteurs ont propose un Cd selon l’intensit du vent. [Large and Pond 1982] etablit ces equations suivant la vitesse du vent:
103Cd = 0:49 + 0:065V pour 10 V <25ms 1 (8)
103Cd = 1:14 pour 3 V <10ms 1 (9)
103Cd = 0:62 + 1:55V 1 pour V <3ms 1 (10)
En se basant sur les resultats de [Smith, 1980], [Gill 1982] p.29 propose une autre parametrisation:
Cd = 0:0011 pour V >3ms 1 (11)
103Cd = 0:061 + 0:063V pour 6<V <22ms 1 (12)
Il est egalement note dans d’autre etudes que le coe cient de frottement Cd est egal a 0.0026 pour des donnees de vents mensuelles (NOAA-TM-NMF S-SWFSC-231 rapport (1996)), ou 0.0014 selon [Santos et al., 2012] dans l’etude du syteme d’upwelling marocain (22 N-33 N). Dans la region du SMUS, on teste donc le calcul de la tension du vent a l’aide des formulations (9), (11) et (12) (la vitesse maximale du vent dans cette zone est d’environ 7m:s 1). L’experience est realisee avec la simulation IPSL-CM5A-LR. Les resultats obtenus avec ces 3 equations sont compares avec la tension du vent de ce modele directement disponible dans la base CMIP5 (Fig.2.1). La comparaison entre la tension du vent calculee en ligne dans le modele (panneau a) et celle recalculee avec les trois equations de Cd nous permet une premiere interpretation, qualitative de la di erence des resultats selon la valeur de Cd. La composante meridienne y obtenue avec Cd =0.0014 (panneau b) donne des resultats assez similaire au y du panneau (a). Les deux autres cacluls de Cd illustres par les panneaux (c) et (d) sont moins coherents avec le panneau (a) notamment au nord de 15 N ou les valeurs calculees sont trop faibles en valuer absolue. Ainsi en se basant sur ce test comparatif nous avons choisi Cd=0.0014 pour recalculer la tension du vent pour les 9 simulations enumerees ci dessus et pour les donnees de reanalyse atmospherique qui sont egalement utilisees dans la seconde partie de cette these.
Reponse des upwellings c^otiers au changement climatique
Figure 3.3: (a): Evolution projetee de la temperature en surface pour la n du 21e siecle [2080-2099]
par rapport a la periode [1980-1999], selon les projections moyennes obtenues avec plusieurs modeles de climat de la base CMIP3. Source: GIEC 2007. (b): Representation schematique du mecanisme d’intensi cation d’un upwelling c^otier. Les eches orange representent les vents paralleles a la c^ote et leur intensit au present et au futur sont illustrees par la taille de la eche. Les eches en bleu decrivent le transport d’Ekman a la c^ote avec son intensi cation dans le futur illustre par la grande eche [Bakun et al., 2010]
Les upwellings c^otiers ont lieu sous l’e et des vents favorables et paralleles a la c^ote, stimules par les forts gradients zonaux de la pres-sion au niveau de la mer (SLP: Sea Level Pressure). Les di erences de temperature de l’air (Tas) entre l’ocean relativement froid et les continents relativement chauds pendant l’et contribuent au developpement des gra-dients de SLP dans les di erents EBUSs (Californie, Canary, Humboldt et Benguela) [Huyer, 1983]; [Seager et al., 2003]. Cette description con-ceptuelle du processus d’upwelling a pousse [Bakun, 1990], a sugger une l’intensi cation de l’upwelling c^otier au rechau ement climatique. Plus precisement, [Bakun, 1990] note que le changement climatique anthropique entrainera une augmentation plus importante des Tas sur les masses con-tinentales que sur les oceans adjacents [Manabe et al., 1991]. Cette situa-tion induit un renforcement des systemes de basse pression thermiques sur les continents entrainant une une intensi cation des gradients de pression terre-mer et par consequent une augmentation en et des vents favorables a l’upwelling d’ou en n une intensi cation de la divergence c^otiere (Fig.3.3.b). Ce mecanisme appliquable a priori a n’importe quel systeme d’upwelling a fait l’objet d’un certain nombre d’etudes sur les EBUSs. Certains etudes ([Narayan et al., 2010]; [McGregor et al., 2007]) basees sur cette hypothese soutiennent les resulats de [Bakun, 1990] alors d’autres suggerent au con-traire une diminution de l’intensit de l’upwelling etudi ([Gomez-Gesteira et al., 2008]; [Pardo et al., 2011]; [Santos et al., 2012]). Quoiqu’il en soit, le systeme d’upwelling hivernal du Senegal et de la Mauritanie est en general exclu de ces etudes. Dans la suite de ce chapitre, nous allons nous concen-trer sur les consequences du changement climatique pour l’upwelling c^otier senegalo-mauritanien.
Caracterisation du systeme d’upwelling senegalo-mauritanien dans les CMIP5 et son evolution dans le futur (Article publie dans Climate Dynamics)
L’objectif de cette partie est de caracteriser le SMUS dans les modeles de climat et d’etudier sa reponse a l’augmentation des gaz a e et de serre a la n du siecle. Pour cela, nous utiliserons une caracterisation basee sur plusieurs criteres dynamiques et de signature thermique de l’upwelling: in-tensit du cycle saisonnier de la SST qui decrit le caractere saisonnier du SMUS compare aux autres latitudes du systeme des Canaries, le gradient de la SST entre le large et la c^ote, l’intensit du transport d’Ekman qui quanti e le ux d’eau deplac vers large et en n le pompage d’Ekman qui est un transport vertical au large d^u au rotationnel du vent (voir article pour les equations et plus de details sur ces indices). Ces criteres sont de nis a l’echelle de temps saisonniere avec une moyenne climatologique de 21 annees sur la periode historique 1985-2005. Les indices calcules a partir des sorties de modeles seront compares avec des donnees d’observations et reanalyses oceaniques.
Nous s’interessons egalement a l’estimation indirecte du transport dans le SMUS par le biais de la contribution des processus d’Ekman et du ux geostrophique (qui a un e et oppose a l’upwelling avec un transport vers la c^ote). Cette estimation sera comparee avec les vitesses verticales directe-ment obtenues dans ces modeles.
L’evolution future du SMUS avec le scenario RCP8.5 a l’horizon 2080-2100 est quanti ee par le pourcentage de changement de ces indices par rap-port a la periode historique. La moyenne multi-modele (MMM) correspond a la moyenne des pourcentages de changement de chaque simulation. La signi cativite statistique du changement projet est de nie par rapport a l’ecart inter-modele et est consider comme robuste lorsque le changement de MMM depasse cette ecart type a 95% du niveau de con ance selon le test de student (section 2.3, chap:2).
Les modeles suggerent une reduction de l’intensit du SMUS d’ici la n du 21e siecle, en raison d’une reduction du vent liee a un deplacement vers le nord de l’Anticyclone des Acores et une modulation plus regionale des basses pressions detectee dans le nord-ouest de l’Afrique. Les consequences d’une telle reduction sur les ecosystemes et les communautes locales ex-ploitant restent tres incertaines.
L’upwelling c^otier n’est pas seulement associe a l’e et du vent et sa representation ne peut ^etre basee uniquement sur les variables de surface (SST et tension du vent). La strati cation oceanique joue un r^ole important sur la reponse de l’upwelling au forcage par le vent ainsi que dans les pro-cessus biogeochimiques. On sait que sous l’e et de l’augmentation des gaz a e et de serre, les eaux a la surface de l’ocean se rechau ent et ceci contribue a isoler davantage les eaux de fond et a limiter la remontee de ces eaux en surface. Il est donc important de savoir comment le changement climatique a ectera la strati cation des oceans dans la region du SMUS. Pour cela nous avons dans un premier temps observ la representation de la structure verticale des temperatures des modeles CMIP5 qui seront compares avec des observations et reanalyses sur la periode historique. L’evolution de la strati cation oceanique dans le futur est evaluee avec le pourcentage de changement de la pente de la thermocline (voir section 3.4).
Dans ce chapitre nous reprenons aussi l’hypothese de [Bakun, 1990] ap-pliquee dans la region du SMUS. La n de ce chapitre s’interessa a l’etude de l’evolution future de la duree du SMUS et la re-examination de notre evaluation de la reponse du SMUS au changement climatique dans la base de donnees CMIP6, plus precisement dans les modeles francais de l’IPSL et CNRM qui sont recemment disponibles.
Analyse du SMUS dans les modeles CMIP6
Etat moyen
Comme decrit par plusieurs etudes ([Richter and Xie, 2008] ; [Wahl et al., 2011]; [Xu et al., 2014]), les simulations issues des modeles de climat sou rent de biais notamment des biais chauds de temperature de surface (Fig.3.16) et de vents trop faibles dans l’Atlantique tropical. Ces derniers couvrent principalement trois regions: la region equatoriale (cercle en bleu) et les upwellings c^otiers dans l’Atlantique tropical nord et dans l’Atlantique tropical sud (carres en noir). Plusieurs mecanismes sont mis en jeu pour expliquer l’origine de ces biais tel que la de cience de la resolution horizon-tale des modeles oceaniques ([Zheng et al., 2011]; [Seo et al., 2006]); sous representation des nuages a basses latitudes [Huang et al., 2007]; [Wahl et al., 2009]; [Hu et al., 2010]) etc…. Ainsi les resulats de notre evaluation initiale du systeme d’upwelling c^otier sont emis avec une marge de conance limitee par ces biais et probablement le manque de representation des processus c^otiers a plus ne echelle. Cependant les simulations CMIP6 sont disponibles depuis quelques mois a l’heure ou cette these est redigee. Pour beaucoup de modeles, on note une legere augmentation de la resolution hor-izontale et verticale oceanique et/ou atmospherique par rapport a CMIP5. Par ailleurs, de nombreux travaux ont ete menes a n de corriger ces biais de bord est dans les oceans tropicaux (Hourdin, pers. com.). Cette section a donc pour objectif de re-examiner notre evaluation de la reponse du SMUS au changement climatique dans la base de donnees CMIP6. Cette experi-ence est seulement limitee aux deux modeles francais IPSL-CM6A-LR et CNRM-CM6. Ils sont les premiers modeles dont les variables oceaniques sont disponibles lors de cette analyse sur la periode historique et au fu-tur. Une evaluation rapide des biais systematiques dans l’Atlantique nord, montre que ces nouveaux modeles sont nettement ameliores par rapport aux precedentes versions (Fig.3.17). L’etendue et l’intensit des biais froids dans l’ocean atlantique est reduite, ainsi que le biais chaud c^otier, qui reste maximum dans l’hemisphere sud et le long de l’equateur.
Dans la partie ouest du bassin entre 5 N-20 N (boites en magenta), le bi-ais froid de SST d’environ 1 C a 2:5 N observ dans CNRM-CM5 est largement reduit dans les nouvelles simulations plus particulierement avec CNRM-ESM2. Le biais chaud peu intense de l’ordre de 0:5 C a 1:5 N {128{ colle le long de la c^ote senegalo-mauritanien dans IPSL-CM5 semble dis-paraitre avec IPSL-CM6. La reduction de ces biais peuvent ainsi avoir un impact tres important dans l’amelioration des modeles de climat sur la representation plus realistes des upwellings c^otiers.
Dans la suite de cette section, nous e orcons de degager les principales tendances representatives de l’evolution saisoniere du SMUS avec la ver-sion CMIP6 des deux modeles de climat francais sur la periode 1985-2005. Ces resultats sont compares avec ceux de ces m^emes modeles dans la base CMIP5. La comparaison entre les observations et CMIP6 sur la periode historique, nous permet de rebondir sur la reponse du SMUS a l’horizon 2080-2100. Elle est estimee avec la scenario nomme ssp5-8.5, qui est rela-tivement similaire a RCP8.5 dans CMIP5 en terme d’impact radiatif a la n du siecle. L’analyse suit un protocole similaire a celui developp dans [Sylla et al., 2019]. Soulignons simplement que les sorties des versions CMIP6 ont et conservees sur leur grille native, donc non interpolees.
Les indices de signature thermique du SMUS
Le cycle annuel est generalement l’echelle temporelle dominante de la vari-abilite de la temperature. Cependant, dans les tropiques, les saisons sont moins marquees qu’aux latitudes moyennes et elevees, et la variabilite a cette echelle de temps est donc moins energique (ex.,[Wang et al., 2015]). Comme expliqu dans les chapitres precedents, le SMUS est soumis a un re-froidissement c^otier hivernal et constitue donc une exception sous-regionale en ce qui concerne la saisonnalite. Cette caracteristique est illustree a la (Fig.3.18), qui montre l’amplitude du cycle saisonnier de la SST moyenne sur la periode 1985-2005. Cette amplitude est maximale (environ 7 C a 8 C) entre 12 N et 20 N le long de la c^ote est dans les deux donnees d’observations du fait que l’upwelling saisonnier contribue au refroidisse-ment hivernal. Cette bande de latitude se distingue du secteur nord (au nord de 20 N), ou l’upwelling estival domine et tend a compenser l’e et du cycle saisonnier du ux solaire, et du secteur sud (au sud de 12 N) ou l’upwelling est tres faible voire absent. Pour les modeles du CNRM dans CMIP5, on observe que le cycle saisonnier est seulement ampli e au nord de la presqu’ile du Cap (vers 15 N) avec une intensit relativement faible par rapport a celle obtenue avec les observations. On constate dans IPSL-CM5A-LR que la variation maximale du cycle saisonnier du SMUS n’est pas collee a la c^ote. Elle est decalee vers le large entre 20 W -30 W environ. Cette anomalie est partiellement corrigee dans la version a plus haute resolution (IPSL-CM5A-MR) alors dans IPSL-CM5B-LR aucune signal du SMUS n’est observ . Dans les 3 con gurations de CMIP6 etudiees, l’amplitude du cycle saisonnier dans l’Atlantique tropical est beaucoup plus contrastee que dans les versions CMIP5, avec un gradient nord sud beau-coup plus marque. Le long de la c^ote, les valeurs maximales excedent celles des observations. De plus, la region de forte amplitude de cycle saisonnier est beaucoup plus etendue. Il est interessant de noter que l’evolution est similaire pour les 2 modeles francais. Les raisons de ce comportement n’ont pas et etudiees ici.
Toujours dans la re-examination du SMUS dans CMIP6, on reproduit l’indice communement appel di erence de SST entre le large et la c^ote, qui est tres largement utilise dans la litterature pour caracteriser la sig-nature en surface d’un upwelling c^otier. La Fig.3.19 montre l’evolution saisonniere de cet indice moyennee sur toute la bande latitudinale (12 N-20 N) de la region du SMUS. Les valeurs positives de cet indice (upwelling) sont observees en moyenne de novembre a mai dans les deux ensembles de donnees d’observations. Les modeles CNRM-CM5 et IPSL-CM5A-LR ne reproduisent pas les variations saisonnieres de cet indice dans cette gamme de latitude. Les con gurations du CNRM tendent a montrer une signature permanente (sur toute l’annee) de l’upwelling. Dans les modeles de l’IPSL, au contraire, la duree du SMUS est tres courte avec un upwelling qui a lieu seulement de novembre a janvier environ. Il faut noter que ces modeles comme la plupart des autres modeles de cette base sont remarquablement coherents avec les observations dans le nord du syteme (au nord de 15 N, eg, [Sylla et al 2019], non montre ici). Comme pour le premier indice ther-mique, les modeles de la base CMIP6 exhibent une nette amelioration dans la reproduction de cet indice. Ils representent le changement de signe entre l’et et l’hiver, avec des valeurs de UIsstcross positives en hiver mais relative-ment plus intenses que dans les observations. Cet indice semble egalement indiquer une saison d’upwelling plus longue que dans les observations, no-tamment s’etendant un peu plus sur le printemps.
L’indice dynamique (le transport d’Ekman)
Deux indices dynamiques de l’upwelling avaient et de nis dans [Sylla et al., 2019]: l’intensit du transport d’Ekman le long de la c^ote d’une part et moyennee sur la latitude [12 N-20 N]. Voir Fig.3.19 pour l’interpretation des di erents panneaux encadres par les rectangles noir, bleu et rouge. Les valeurs positives (negatives) correspondent a un upwelling (downwelling).
la divergence d’Ekman integree sur la zone. Vue la similitude des resultats, un seul indice est examin ici: on considere la divergence c^otiere moyenn sur toute la bande latitudinale du SMUS (Fig.3.20). La saisonnalite de cet indice est modeste dans les donnees de validation. Le UIwinddiv montre une reduction saisonniere en et avec des valeurs relativement faibles, mais sans changement de signe. Les modeles du CNRM dans CMIP5 saisissent cette caracteristique de facon approprie alors que dans les simulations de l’IPSL le transport est en general intense tout au long de l’annee. Entre les bases CMIP5 et CMIP6, les modeles du CNRM ne montrent pas une tres grande evolution a l’exception de l’intensit du transport durant l’et (aout-septembre) ou les valeurs sont quasiment nulles. La saisonnalite est donc plut^ot plus marquee que dans les observations et reanalyses. Pour les IPSL-CM5 on note une saisonnalite trop faible et trop peu de reduction du forcage par le vent en et . Ceci pourrait expliqu le manque de saison-nalite vu plus haut (Fig.3.19). Mais Comme pour CNRM, on observe peu d’evolution dans IPSL-CM6. La saisonnalite du forcage par le vent peu marquee, alors que cycle saisonnier de la SST beaucoup plus net.
En resume, la re-examination du SMUS avec ces nouveaux modeles montre les e orts importants fournis par les centres de modelisations pour ten-ter de corriger ou reduire les biais systematiques localises dans les regions d’upwelling c^otiers de l’Atlantique nord. Sur les Fig.3.18, Fig.3.19 et Fig.3.20, il appara^t que les modeles couples issus des deux groupes francais sont capables de reproduire de nombreuses caracteristiques du SMUS, avec des performances ameliorees par rapport aux versions CMIP5.
Evolution du SMUS dans les modeles CMIP6 sous l’e et du changement climatique
Vue l’amelioration de la capacite des modeles a reproduire les indices car-acteristiques du SMUS, il est tentant d’utiliser ces m^emes modeles pour simuler les conditions futures du SMUS face au changement climatique a n de le comparer avec les projections des CMIP5 ([Sylla et al., 2019]). Nous utilisons les di erents indices de nis precedemment sur la periode 2080-2100 avec le scenario ssp5-8.5. Nous considerons les indices en moyenne sur l’ensemble de la saison d’upwelling allant de novembre a mai.
Projections des indices thermiques moyennes dans toute la region du SMUS [12 N- 20 N et 16 W -20 W ]. Les barres en bleu fonce montrent les changements projetes par UIsstseas et ceux en bleu clair les changements dans le futur de UIsstcross moyennes de novembre a mai. Les changements sont estimes comme la di erence entre la periode future [2080-2100] et la periode historique [1985-2005].
Le pourcentage de changement est donne par rapport a la valeur historique. La Fig.3.21 montre le changement prevu des indices bases sur la SST. Ces nouveaux modeles con rment une diminution des deux indices thermiques dans le futur. Cette diminution est de 2-22% pour UIsstseas et de 15-25% pour UIsstcross par rapport a la valeur historique selon les con gurations. La reduction de ces indices est coherent avec les resultats suggeres par ces modeles francais dans la base CMIP5 et avec la MMM (qui suggere une reduction de l’ordre de 8 2% et 60 40% pour UIsstseas et UIsstcross respectivement) a 95% de con ance. On note neanmoins un fort ecart en-tre les reponses de l’indice UIsstseas. Ce dernier etait pourtant tres similaire dans les trois modeles en conditions historiques (Fig.3.18). La reponse du modele IPSL-CM6A-LR est beaucoup plus forte que elle des deux modeles du CNRM. La reponse de UIsstcross est plus homogene, alors que cet indice est bien moins robuste.
La Fig.3.22 montre la reponse du transport d’Ekman a la c^ote sur toute la region du SMUS. Ces modeles suggerent comme pour les indices precedents une reduction de l’intensit du transport. Elle est environ de 5% dans CNRM et de 16% dans IPSL-CM6.
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Table des matières
1 G´en´eralit´es sur les syst`emes d’upwelling c^otiers
1.1 Description des quatre syst`emes d’upwelling c^otiers
1.1.1 Le syst`eme de la Californie
1.1.2 Le syst`eme de Humboldt
1.1.3 Le syst`eme du Benguela
1.1.4 Le syt`eme des Canaries
1.1.5 Le syst`eme d’upwelling s´en´egalo mauritanien
1.1.6 Dynamique des upwellings c^otiers
1.1.7 Motivations de la th`ese
2 Pr´esentation des donn´ees et outils utilis´es
2.1 Mod`eles de Climat
2.1.1 Les exercices d’intercomparaison des mod`eles coupl´es CMIP5 et CMIP6
2.2 Donn´ees de validation
2.3 Outils statistiques
3 Caract´erisation du SMUS et son ´evolution future dans les mod`eles de climat
3.1 Introduction g´en´erale sur le changement climatique
3.2 R´eponse des upwellings c^otiers au changement climatique
113.3 Caract´erisation du syst`eme d’upwelling s´en´egalomauritanien dans les CMIP5 et son ´evolution dans le futur (Article publi´e dans Climate Dynamics)
3.4 Characterization and evolution of the vertical oceanic stratification in the CMIP5 models
3.4.1 Stratification in the CMIP5 models over the SMUS region
3.4.2 Evolution of ocean stratification under the climate change
3.5 Bakun’s hypothesis revisited in the SMUS
3.6 Evolution de la dur´ee de l’upwelling
3.7 Analyse du SMUS dans les mod`eles CMIP6
3.7.1 Etat moyen
3.7.2 Les indices de signature thermique du SMUS
3.7.3 L’indice dynamique (le transport d’Ekman)
3.7.4 Evolution du SMUS dans les mod`eles CMIP6 sous ´ l’effet du changement climatique
3.8 Conclusion
4 Variabilit´e inter-anuelle `a d´ecennale du SMUS
4.1 Introduction
4.2 Modulations inter-annuelles `a d´ecennales du SMUS
4.2.1 Indices de la signature thermique de l’upwelling
4.2.2 Indices dynamiques de l’upwelling
4.3 Corr´elation entre les indices
4.3.1 Echelle inter-annuelle
{ 12 {4.3.2 Echelle d´ecennale
4.4 Autocorr´elation et analyse spectrale des indices
4.5 Lien entre la NAO et le SMUS
4.5.1 Corr´elation entre la NAO et les indices d’upwelling
4.6 Lien entre le SMUS et la mousson ouest africaine
4.6.1 Corr´elation entre les indices d’upwelling et les pr´ecipitations au Sahel
4.6.2 Modulations d´ecennales de la position de la ZCIT
4.6.3 Lien entre AMV et le SMUS
4.7 Conclusion
5 Conclusions, Limites et Perspectives de cette ´etude
5.1 Conclusion
5.2 Limites et perspectives de cette ´etude
Bibliographie
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