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Dynamique océanique de la région
Le plateau continental de Terre-Neuve a fait l’objet de nombreuses études depuis les années 1980. Cesétudes utilisent des mesures in-situ (Han et al., 1993; Schwing, 1992a; Thiebaut and Vennell, 2010; White and Hay, 1994), satellitaires (Cyr et al., 2015; Han et al., 1997), ainsi que des modèles (e.g. Daifuku and Beardsley, 1983; Dupont et al., 2002; Han, 2000; Schwing, 1992a; Sheng et al., 2006). La dynamique océanique sur le plateau de Terre-Neuve et sa périphérie est influencée par le courant du Labrador, la marée (e.g. Dupont et al., 2002; Han, 2000) et la météorologie (e.g. Hanet al., 2012; Schwing, 1992b; Sheng et al., 2006).
Cette dynamique dépend de plusieurs processus physiques qui agissent à des échelles de temps différentes.
Les processus physiques importants caractérisant larégion sont (par échelles de temps décroissantes):
– la circulation régionale, de l’échelle saisonnière à interannuelle (voire décennale).
– les échanges « océan-atmosphère » qui créent unestratification saisonnière des masses d’eau sur le plateau.
– les courants induits par le vent dont la variabilité se situe notamment entre la journée et la semaine.
– les courants induits par la marée dont la variabilité est principalement de quelques heures à la journée. Nous allons donc les présenter dans les prochains paragraphes.
Nous n’évoquerons pas dans cette étude les phénomènes à très haute fréquence telles que les vagues ethoules qui sont pourtant emblématiques de cette région, mais qui sortent du cadre de notre étude.
Circulation générale : Le courant du Labrador
La majeure contribution de la circulation généraledans la région est liée au courant de Labrador (Fig.1.2). Le courant du Labrador est alimenté au nord par lamer du Labrador (Wu et al., 2012), par le courant de l’île de Baffin, le courant d’est de Groenland et les eaux de la baie d’Hudson. Il circule en direction de l’équateur (Fig. 1.2). Sa trajectoire suit majoritairement le talus continental du nord-est du Canada, le long du Labrador, de Terre-Neuve et de la Nouvelle- Ecosse (Chapman and Beardsley, 1989). Il est associé à un transport de 7-8 Sv (Wu et al., 2012). Au niveau du Bonnet Flamand (ou Flemish Cap Fig. 1.1b), à l’est du plateau de Terre-Neuve (Fig. 1.2), le courant du Labrador se sépare en deux. La branche hauturière fait le tour du Bonnet Flamand et l’autre passe entre le Bonnet Flamand et les Grands Bancs (Fig. 1.2). Il rencontre le Gulf Stream en provenance du golfe du Mexique vers 38°N. Il subit alors en partie une rétroflexion au niveau de la queue des Grands Bancs (Townsend et al., 2010; Urrego-Blanco and Sheng, 2012; Wu et al., 2012) pour composer le courant nord-Atlantique. Cette branche hauturière du courant du Labrador continue de progresser le long du plateau continental de Nouvelle-Écosse. Ce courant est composé d’eau froide et p eu salée. Il comporte une variabilité saisonnière, sontransport moyenné sur la verticale est plus fort en hiver et en automne et faible en été (Wang et al., 2015).
L’autre branche côtière du courant circulant sur le plateau continental et la partie supérieure de la pente continentale (profondeur inférieure à 1000 m) a étédécrite par (Petrie, 1983; Townsend et al., 2010),le long des côtes canadiennes (Fig. 1.2). Il transporte env iron 10 fois moins d’eau que la branche hauturière. Il circule le long des côtes canadiennes et le long de chenaux, bancs et monts sous-marins. Tout d’abord il longe les bancs au large des côtes du Labrador. Au nord de Terre-Neuve, il se divise : une partie du courant côtier se dirige vers le Golfe du Saint-Laurent en passant par le détroit de Belle-Île (détroit entreles côtes du Labrador et Terre-Neuve Fig. 1.2). L’autre continue de longer les côtes de Terre-Neuve en passant par le chenal de l’Avalon (Fig. 1.1b, chenal longeant le sud de Terre-Neuve), jusqu’à atteindre SPM. Cette br anche du courant côtier a une vitesse d’environ 8 cm/s en hiver et de 16 cm/s en automne et en été (Wu et al., 2012).
Stratification saisonnière
Tout comme la plupart des régions aux latitudes moyennes, la variabilité saiso nnière est trèsimportante. En effet, les températures de surface auu sud de TerreNeuve (Fig. 1.3a) sont inférieuures à 2 °C en hiver, autour de 6 °C en automne et au pr intemps et atteignent 16 °C en été. Les températures de fond sont entre 2 °Cet 4 °C au sud de Terre-Neuve (Fig. 1.3b). En conséquence, en hiver la colonne d’eau est faiblement stratifiée ettrès stratifiée en été(Richaud et al., 20166).
A une échelle plus large autour de SPM, la distribution verticale de la tempéraature dans la région (allant de 55.5 à 58°W et de 46 à 47.5°N et centrée sur SPM) e st représentée Fig. 1.4). Il s’agit des moyennes saisonnières calculées à partir des données en température et en salinité issuess de la climatologie mensuelle GDEM (Carnes, 2009).
Pour les différentes saisons, la temmpérature évoluebeaucoup dans les 100 pre miers mètres. En hiver (Fig. 1.4a) la température est quasi-homoogène dans la première centaine de mètres de lacolonne autour de 1 °C. Au printemps (Fig. 1.4b), la tempérrature de surface est à 5 °C et se refroidit jusqqu’à une température de 1 °C par 80 m de profondeur. En été Fig(. 1.4c) la température de surface est la plus chaude à 12 °C et elle décroît jusqu’à 1 °C par 80 m. En automnne (Fig. 1.4d), la température de surface baisse à 9 °C. Pour toutes les saisons (Fig. 1.4), la température auugmente de ~1 ou 2 °C à 100 m de profondeuur jusqu’à ~ 5 ou 6 °C à 250 m. Puis de 250 à 400 m de profondeuur, la température se diminue légèrement enntre ~4.5 °C et ~5 °C.
La salinité n’a que très peu de variabilité saisonnière : elle évolue de ~32 psuenn surface à ~35 psu à 400 m de profondeur. En été et automne,, la salinité de surface (Fig. 1.4c et d) est un peu plus faible que pour les autres saisons et vaut 31.5 psu (Fig. 1.4a et b).
Dynamique de la marée
Sur le plateau de Terre-Neuve, nota mment sur les Grands Bancs, la marée barotrope a fait l’objet de plusieurs études (Dupont et al., 2002; Han, 2000; Xu and Loder, 2004). Les principales caractéristiques e les spécificités locales sont brièvemennt présentées dans cette partie. Les composantees de marée principales sur le plateau de Terre-Neuve sont : les coomposantes semi-diurnes M2 (période: 12.422 h) et S2 (période : 12.00 h), les composantes diurnes O1 (période : 25.82 h) et K1 (période : 23.93 h).
La marée est principalement semi-diurne (Fig. 1.5) au sud du plateau de Terre- Neuve (Dupont et al., 2002). Les amplitudes sont comprises entree 50 et 60 cm pour M2 (Fig. 1.5a), 15 et 20 cm pour S2 (Fig. 1.5b), alors que pour les composantes diurnes lees amplitudes varient entre 5 et 10 cm pour l es ondes O1 et K1 (Fig. 1.5g et d).
Dans la région, des points amphhidromiques sont présents pour ces différeentes composantes. Pour les composantes semi-diurnes deux points amphidromiques sont visibles sur la carrte : dans le Golfe du Saint-Laurent et à la frontière est de la carte, dans l’A tlantique Nord. Pour les co mposantes diurnes, le point amphidromique de la composante K1 est très proche des côtes sud-ouest de Terre-Neuve et de SPM, celui de O1 est au sud de la Nouvelle-Écossse. Ces points sont plus proches de SPM, cela s uggère un impact plus important de la marée diurne au nivveau de SPM.
Les courants de marée sur le plateeau de Terre-Neuve et notamment dans la réégion des Grands Bancs sont semi-diurnes avec des amplifications diurnes locales (Han, 2000). Les courants diurnes sont amplifiés au sud, à l’est et à l’ouest des Grands Banccs (Han, 2000; Xu and Loder, 2004). Ces amplifications apparaissent généralement au voisinage des acccidents bathymétriques et correspondent à de brusques changements de la pente topographique.
A partir d’une étude à l’aide d’un modèle doté d’une capacité d’assimilation, (Xu and Loder, 2004) ont montré que des courants diurnes sont amplifiés au iveaun du banc de Saint-Pieerre et de l’archipel de SPM (Fig. 1.6). Il est à noter que pour la composante K1, les co urants les plus forts sont localisés sur le banc de Saint-Pierre (Fig. 1.6a) alors que pour la composante O1 (Fig. 1.6b) les courants les plus forts sont à proximité de SPM avec notamment un dem-grand axe d’ellipse pouvant atteindrre 20 cm/s.
(Wright and Xu, 2004) ont montré qu’ils’agissait d’une onde de plateau (appeléée « Continental Shelf Wave » CSW dans le reste du document) à la fréquence diurne (composantes de marée O1 etK1). Ils ont également décrit aussi un autre type d’onde il s’agit de la « double Kelvin wave ». L’existence de cette onde est suspectée dans la région de TerreNeuve- par (Wright and Xu, 2004; Xu and L oder, 2004). Ces ondes sont localisées au voisinage du changemment de topographie à la limite du plateau continental et se propagen t en laissant le plateau à droite.
D’autre part, des ondes baroclines à la fréquence de la marée existent et see propagent à l’interface des couches de densités différentes. Autour de Terr-Neuve, la majorité des étuddesest focalisée sur la marée barotrope (Daifuku and Beardsley, 1983; Dupont et al., 2002; Han et al., 2010a; Wright and Xu, 2004; Xu and Loder, 2004). Cependant quelquues études par modélisation portentsur les efffets de la stratification sur la dynamique de la marée(Han, 2000; Han et al., 2010b), elles seront décrites en intoduction du chapitre 4 sur la modélisation tridimensionnelle.
Circulation induite par le vent
En automne et en hiver, la dynamiquue des hautes fréquences (échelle temporelle de quelques jours) danscette région est également influencée par des évènementsmétéorologiques (surtout des vents). L’impact du vent sur l’océan dans cette région connue pourses tempêtes fréquentes et parfois violentes a faitl’objet d’études approfondies à l’aide de données i n situ (Bobanović et al., 2006; Han et al., 2012; Thiebaut and Vennell, 2010). D’autres études de modéélisation ont évalué la ponse de l’océan aux tempêtes à l’aide de modélisation 2D (e.g.Schwing, 1992a, 1992b, 1989 ; Tang et al., 1998), et 3D (ee.g. Li et al., 2015 ; Ma et al., 2015).
On note schématiquement deux typpes de trajectoires de tempêtes dans la régio : les tempêtes provenant des Rocheuses et se déplaçant vers l’est en direction des Grands Lacs, puis vers l’océan Atlantique et les tempêtes se déplaçant vers le nord-est le long de la côte est de l’Amérique du Nord, appelées « cyclones extra-tropicaux » (Grise et al., 2013). D’après la climatologie des cyclones extra tropicaux établie par(Plante et al., 2015), les trajectoires des plus forts cyclones extra tropicaux sont parallèles à la cote dans la direction sud-ouest – nord-est (Fig. 1.7b).
Plus localement, la direction prédo minante du ventest d’ouest, d’après les mesures prises à l’ouest d e la baie de Fortune (Fig. 1b) entre 1994 et 2003. On observe des variabilités saisonniè res Fig. 1.7a) (Donnet et al., 2018). En hiver (décembre-février, au printemps (mars-mai) et automne (septtembre-novembre), les vents d’ouest sont les plus fréquents. En été (ju-août), les vents viennent prrincipalement du sud-ouest. L’amplitude des vitesses du vent a une forte variabilité saisonnière avec une a ugmentation de la vitesse en automne et en hiver.
Description du projet de recherche et de la méthodologiie suivie
Objectifs de la thèse
L’objectif de cette étude est de co mprendre la dynamique à haute fréquence autour de SPM, aussi bien en période hivernale qu’estivale. Cettee haute fréquenc pour notre étude correspoond à des périodes variant de quelques heures à quelques jours.
Nos outils d’investigation sont à la fois les mesures in situ et la modélisation. Nous présenterons dans cette thèse de nombreux jeux de mesuures inédits. Ces jeux de données sont issus de plusieurs campagnes effectuées autour de l’archipel. Les premières mesures ont été réalisées en 20111, puis 2014 et 2015. Au cou de cette thèse, deux campagnes auxxquelles j’ai participé, ont été effectuées les étés 2016 et 2017 rpoumieux caractériser l’hydrologie de cette zoone. Ces jeux de données nous ont permis de faire émergerdes questions scientifiques. Pour répondre à cess questions, des outils numériques ont été mis en place : un modè numérique 2D puis un modèle 3DD. Après une étape devalidation, nous avons exploité ces modèles pour obtenir d’une vision spatiale plus étendue et synoptique. Ces modèles nous ont également permis d’étudier les processus physiques dominant la haute fréquencedans cette région
Les processus physiques considérés ont été brièvement présentés dans ceette introduction. Le forçage météorologique et lamarée se sont avérés être des acteurs majeurs dansladynammique de cette région
Concernant l’étude de la circulation hivernale, nos observations suggèrent un fort impact des facteurs météorologiques sur la dynamique autour de SPM et ed sa région.
Nous pouvons donc formuler les questions scientifiques pour la dynamique en période hivernale (quasi barotrope) :
– Quel est l’impact de la météo et notamment du ventsur l’archipel de SPM en hiver ? Quelle est la dynamique oscillatoire associée à laa circulation induite par le vent et existe-t-il des périodes privilégiées qu pourraient s’apparenter à de la résonnance ?
En période estivale, la dynamique induite par la marée a fait l’objet d’une étude récente, baséuniquement sur des observations. Cette étude a montré le caractère tout à fait spécifique de cette égionr par la présence d’oscillations diurnes de la température près du fon à la période de la marée (Lazure et al., 2018). La modélisation 3D prend alors tout son sens pour analyser d’une part la capacit é d’un modèle à représenter cette dynamique, et d’autre part, elle permet de décrire plus spécifiquement ces oscillations et les processus physiques qui s’y déroulent.
Nous pouvons formuler les questions scientifiques pour la dynamique en période estivale :
– Quel est l’impact de la marée en période stratifiée autour de l’archipel de SPM ? Quelles sont les caractéristiques oscillatoires de la dynamique associée à la marée diurne et où se situent les zones de génération et de dissipation de ces oscillations?
Plan du manuscrit
Dans ce premier chapitre, nous avons brièvement décrit l’hydrodynamique autour du plateau de Terre-Neuve.
Dans un premier temps, nous allons nous focaliser sur l’étude de l’impact du vent autour de SPM à l’échelle de quelques jours (chapitre 2). Cette partie fait l’objet d’un article soumis à « Continental Shelf Research » qui est intégré, tel quel, dans ce document. Pour ettec partie les outils utilisés sont des donnéesin situ (hauteurs d’eau et courants) et un modèle à deux dimensions, MARS 2D. La stratégie de modélisation pour cette partie consiste d’abord en une modélisation éalister reproduisant la dynamique de la région. Cette simulation a permis de vérifier la capacité du modèle à reproduire adéquatement les observations. Ensuite, des simulations schématiques ont été réalisées pourdécrire et comprendre les processus physiques en euj.
Dans un second temps, nous allons nous concentrer sur les processus liés à la marée (chapitre 3, 4 et5). En effet, la marée présente des caractéristiques particulières autour de l’archipel. Des mesures de températures, de courants et de hauteurs d’eau sont utilisées pour cette partie, elles permettront de formuler des hypothèses (chapitre 3). Par le biais d’une modélisation 3D, nous pourrons étudier plus en détail ces hypothèses(chapitre 4) et interpréter nos résultats en termes de processus physiques (chapitre 5). La stratégie consiste donc en une modélisation de la marée en présence d’une stratification verticale estivale homogène horizontalement sur tout le domaine et sans interactions avec l’atmosphère.
Enfin, nous présenterons dans un dernier chapitre esl conclusions de cette étude et les perspectives (chapitre 6).
Oscillations de la température sur la colonne d’eau
Pendant l’été 2017, des chaînes de thermistances ont été déployées pour mesurer les profils verticauxde la température sur différentes sections côte large (Fig. 3.1a). La figure (Fig. 3.4) montre l’évolution de la température sur la verticale en fonction du temps sur les mouillages les plus profonds (à 80 m) au nor d-ouest de Miquelon (NO) et à l’est de Langlade (EL) locali sés sur la Fig. 3.1a. Ces enregistrements ont étéollectés avec des sondes tous les 10 m de la surface au fond (comme sur le schéma Fig. 3.2d). Les enregistrements ont eu lieu du 12/08/2017 à 3 h jusqu’au 14/09/2017 18 h, avec un échantillonnage de 5 min.
Les graphes représentant l’évolution de la température (Fig. 3.4b et c) ont été obtenus en interpolant linéairement la température tous les mètres entre euxd sondes. Il est donc possible de représenter les isothermes 10 °C et 4 °C qui correspondent globalem ent aux températures supérieures et inférieures dela thermocline. Sur ces enregistrements, la température varie de 2 °C à 16 °C environ. En comparant les températures observées aux deux mouillages à 80m, nous pouvons constater que l’oscillation des isothermes a une amplitude plus forte au nord-ouest de Miquelon (NO) qu’à l’est (EL) de SPM. La périodicité des oscillations apparaît plus régulière au nord-ouest (Fig. 3.4b) et est principalement diurne. À la fin de l’enregistrement le 12/09, une baisse de la température de surface de 16 °C à 12 °C est constatée sur les deux mouillages (Fig. 3.4b et c). Ceci est probablement à mettre en relation avec un coup vent le 12/09 où la vitesse du vent a atteint 18 m/s (Fig. 3.6d).
En comparant les hauteurs d’eau diurnes (O1+K1, reconstituées avec t_tide) (Fig. 3.4a) et les oscillations de température au nord-ouest (Fig. 3.4b), l’amplitude des oscillations est plus forte en période de vive-eau diurne. Ceci est visible le 19/08, le 02/09 par exemple. Cependant, la correspondance entre l’amplitude des oscillations diurnes des hauteurs d’eau et celle des isothermes n’est pas toujours évidente. On peut noter par exemple que les oscillations de l’isotherme 4°C son t relativement faibles du 30/08 au 1/09 alors que les hauteurs d’eau diurnes s’approchent de la vive-eau et réciproquement, les fortes oscillations des isothermes du 8 au 10/09 correspondent à une morte-eau diurne. Pour le mouillage est Langlade (Fig. 3.4c), on ne note pas de relation simple entre les hauteurs d’eau et les isothermes.
L’analyse spectrale des profondeurs des isothermes (4 °C et 10 °C) confirme que la période principale est diurne au mouillage nord-ouest Miquelon (Fig. 3.4e). Le spectre pour les isothermes 4 °C et 10 °C pour le mouillage est Langlade (Fig. 3.4f) montre les mêmessignaux dominants. Sur les spectres, le second pic par ordre d’importance est visible pour une période de 30h, ce qui ne correspond pas à la période d’une onde de marée, mais semble plutôt indiquer un possible forç age par le vent (cf. chapitre 2).
Plusieurs caractéristiques ont été calculées pouresldifférentes isothermes de ces mouillages. La profondeur moyenne des isothermes est calculée en faisant la moyenne temporelle sur la période des enregistrement (jusqu’au 12/09). L’amplitude totale est calculée en soustrayant les profondeurs maximales et minimales pour la même période. Une analyse harmonique sur toute la série temporelle a également été réalisée lessu immersions des isothermes 14, 12, 10, 8, 6, 4 °C. C es différents paramètres sont présentés dans le (Tableau 3.2). L’amplitude de la composante O1 de la marée est la plus importante pour les deux mouillages NO et EL. En effet, au nord-ouest (NO), l’amplitude de la composante O1 de l’isotherme 12 °C est de 4.4 m à proximité de la surface, alors que celle de l’isotherme 4 °C est de 8.5 m à proximité du fond. À l’est (EL), elle varie de ~1 m en surface (isotherme 14 °C), à ~3 m près du fond (isotherme 4 °C). Les phases des composantes diurnes (composantes O1, K1) augmentent avec la profondeur au mouillage nord-ouest. À titr e d’exemple, l’isotherme 4 °C a un retard de phase 37 ° sur l’isotherme 14°C, ce qui correspond à 2.5 h p our l’onde O1.
Concernant les deux autres composantes de la marée K1 et M2, leurs amplitudes sont du même ordre de grandeur au mouillage nord-ouest Miquelon. Elles augmentent également en fonction de la profondeur au nord-ouest, mais elles sont 2.5 fois plus faibles que l’amplitude de la composante O1. En revanche à l ’est de SPM la composante M2 et O1 ont des amplitudes du même ordre de grandeur, excepté en surface (isotherme 14 °C) et la composante K1 a une ammplitude plus faible.
Structure verticale des courants diurnes observé
La structure verticale des courantss diurnes a été calculée par le biais dess EOFOrthogonal( Empirical Function) complexes. Les données utilisées sont lesmesures ADCPs de courantss filtrées avec un filtrepasse-bande gardant les signaux ayant dess périodes comprises entre 15 et 30 h. Les deeux premiers modes des EOF sont tracés sur la figure (Fig. 3.11). Les deux premiers modes des EOF sont trracés (mode 1 en trait plein, mode 2 en pointillés Fig. 3.11) pour toutes les stations. Le premier mode représente entre 62 et 98 % de variance des courants pour l’ensemmble des stations. Il montre que le courant along-shore apparaît comme étant quasi-barotrope avec une dimminution de l’amplitude avec la profondeur. Le courant cross-shore du mode 1 est plus faible pour la majoorité des stations, sauf pour L4 où il a le mêême ordre de grandeur que le courant along-shore. Le courant crooss-shore du mode 1 est quasi-barotrope pouur toutes les stations sauf L7 (Fig. 3.11a). En effet, en L7, le couurant cross-shore s’inverse à 17 m de profondeur. Pour les stations sur la façade ouest, le premier mode repréésente au minimum de 92 % de la variance, sur la façade est le premi er mode représente 62 à 98 % de la varriance.
On peut noter que le deuxième mode montre une inversion des courants à mi -p rofondeur et une atténuation près du fond. Cependant il ne repréésente que3 % à 25 % de la variance, ce qui peut être considéré comm faible.
Par le biais des observations, nous avons mis en évidence la dominance des courants diurnes des mesures au nord-ouest de l’archipel. Le graphe ( Fig. 3.12b) nous présente les courants à la station L3, moyennés selon la phase de O1, sur toute la période dee mesure (l’origine est arbitraire).
Le courant along-shore est d’abord en direction du nord (composante positive pour les premières phases de O1) et s’inverse vers le sud (négattive entre 200 et 300°). Une dissymétrie est visible sur le courant along-shore le maximum est de 0.2 m/s, en direction du nord, alors que le minimum vers le sud est de -0.05 m/s. Cela peut s’interpréter par la présennce d’un courant résiduel orienté vers le nor qui est visible (Fig. 3.12a).
Le courant cross-shore est dirigé veers la côte de la surface à 15 m de profondeur au début d’une période O1 et s’intensifie pour atteindre environ 100 cm/s à la ph ase 120° et décroître ensuite poour s’annuler à la phase 225°. Pendant cette période, le courant dans la couche inférieure est dirigé vers le large au début, ne cesse de décroître pour s’annuler peu de tempps avant le courant de surface. Ensuite, en auugmentant les phases de 225° à 360° les courants cross- shore sont dirigés vers le largeavec une intensification très marquée à proximité ud fond.
Cette figure est assez comparable à la figure 3c (Lazure et al., 2018) qui préseentait les mesures de courants réalisées enrade de Miquelon sur la façade e st.
Modéllisation tridimensionnelle de la marée diurn
Après avoir présenté les observaations dans le chapitre précédent, l’objet de cel-ci est de présenter la stratégie et les résultats principaux de modélisation tridimensionnelle de la marée diurne en périodeestivale.
Des études de modélisation ont déjà été effectuéedans la région nord-ouest atlantique et autour de Terre-Neuve ayant pour objet la marée. C’est le cas, avecdes modèles 2D, de (Daaifuku and Beardsley, 1983; Dupont et al., 2002; Xu and Loder, 2004) qui présentent une amplification diurnne sur les courants barotropes sur le banc de Saint-Pierre et autouur de SPM. Peu d’études de modélisation 3D ont été effectuées dans l région de Terre-Neuve, c’est le cas de (Han, 2000; Han et al., 2010b) qui ont m odélisé la circulation induite par la marée sur les Grands Banccs. Ils ont montré que al stratification avait un impact important sur la dynamique de la marée, notammennt sur la structure verticale des courants et de la dissipation sur le fond. Cependant, cette étude ne nous informe pas sur es mouvements internes générés par la marée car l conditions mêmesdes expériences numériques neprennent pas en compte le gradient interne de pression dans la résolution des équations du mouvement (ce uiq interdit l’existence mêême des ondes internes) mais uniquement dans le schéma de fermmeture turbulente. A notre connaissance, notrre étude par modélisationest la première à se consacrer à la marée interne sur le plateau de Terre-Neuve.
Dans ce chapitre, une première étape consiste à confronter les résultats des diffférentes simulations avec la réalité décrite par les observationnin-situ. Puis une seconde étape est de préésenter la circulation liée aux principales composantes de la marée impactant la région comme (M2, O1, et K1). Une attention très particulière est apportée à la compoosante O1 au vu de son importance soulignée par les observations
Modèle MARS
Le modèle utilisé tout au long dee cette étude este l modèle MARS 3D (Lazzure and Dumas, 2008). Les hypothèses et équations du modèlee sont renseigné dans l’annexe B.
Configurations mises en place
Le modèle 3D mis en place est inntégré dansla configuration du modèle MAARS 2D avec une résolution spatiale de 2 km. Ce premier modèèle régional Fig. 4.1a) appelé rang 0 a étéé utilisé dans Chapitre 2. Il alimente en conditions aux limites le modèle cible (rang 1), d’emprise plus réduite (Fig. 4.1b) avec une résolution spatiale de 500 m et 30 niveaux sigma sur la verticale. Le rang 0 démarre un mois avant le rang 1 pour s’assurer que la marée est bien stabilisée
Les conditions en marée aux limites du modèle 2D ont été extraite de la solutioon d’éléments finis FES 2004 (Lyard et al., 2006) avec 14 constiituants de marée. Pour le modèle de rang 1, Mars3D a été utilisé et le conditions aux limites en niveauxx sont fournies par le rang 0. Une stratification verticale uniforme horizontalement a été imposée en condition initialet aux limites avec le prrofil issu des mesures 2017 moyennées sur la période de mesuure (Fig. 4.2a). Ce profil est complété par laa climatologie GDEMpour le reste de la colonne d’eau (en dessous de 80 m de profondeur) (Fig. 4.2b).
Les simulations tridimensionnelles sur la petite emprise commencent tout d’abord, en 2 dimensions pendant 15 jours (1 cycle vives-eaux mortes-eaux). Puis les calculs sont en 3D pour le reste de la simulation (soit en général 45 jours)Le. modèle se stabilise vite, en quelques jours. Pour les analyses, les 3 premiers jours de la simulation sont éliminés. Les annalyses harmoniquessont effectuées sur une trentaine de jours, temps nécessaire pour séparer correctemeent M2 de S2 ou O1de K1.
Les différentes simulations sont résumées dans leableaut (Tableau 4.1). Leu rs conditions aux limites et initiales sont les mêmes. Pour les simulations en roist dimensions, seul le forçage en termes de marée change. Deux configurations ont été élaboorées en utilisanttoutes les ondes renseignéess par FES 2004 (14 au total). L’une est en 3D (appelée « Tide14 ») et l’autre est en 2D (« Tide 2D »). Deuxx autres simulations ont été effectuées en 3D avec seulement la composante diurne O1 (« O1 only ») et une autre avec seulement la composante semi-diurne de la maré e M2 (« M2 only »)
Courants de marée
Ellipses et validation
Pour valider les courants, nous avons extrait les vitesses dans la colonne d’eau au point de la grille du modèle le plus proche des mesures ADCP. Puis nous avons réalisé des analyses harmoniques sur 30 jours en utilisant l’outil t_tide (Pawlowicz et al., 2002) de Matlab. Sur la figure (Fig. 4.4), nous avons extrait les composantes harmoniques des ondes O1, K1, M2 des observations et du modèle en utilisant la même méthode. La représentation des variables près du fond correspond à la dernière couche verticale (des 30 niveaux paramétrés) du modèle Mars. La différence entre profondeurla de la dernière couche (en coordonnées sigma, k=1) et de la bathymétrie de la zone d’étude est èstr faible par petits fonds, elle atteint 0.1 m pour les zones étant à des profondeurs de 100 à 120 m.
Les courants O1 de surface sont bien représentés par le modèle (Fig. 4.4a), en particulier sur la façade ouest de SPM en L3. Les plus forts courants sont au nord-ouest de SPM à la fois en surface et près du fond pour la composante diurne O1 de la marée (Fig. 4.5a et c). À l’ouest, les ellipses des courants de surface son t fortes avec un demi-grand axe qui atteint ~0.6 m/s à proxi mité de la côte. Deux maxima secondaires sont visibles, sur les demi-grands axes des courants de surface au sud-ouest de Langlade et à l’ouest de Saint-Pierre (Fig. 4.5a) par petits fonds et sont probablement dus à d es effets de cap.
Les ellipses de surface sont plus fortes que près du fond (Fig. 4.4b) et sont généralement orientées llong des isobathes. Les demi-grands axes des courants près du fond (Fig. 4.5c) atteignent un maximum de ~0.2 m/s au nord-ouest de l’archipel et ils décroissent rapidement en s’éloignant de la côte. La forte pente du fond au nord de Miquelon (de l’ordre de 1%) est potentiellement un facteur explicatif. Un second maximum est visible près de la côte au sud-ouest de SPM comme pour les courants de surface. L’orientation des ellipses près du fond (Fig. 4.4b) est plus perpendiculaire à l’orien tation de la topographie qu’en surface. Ceci est autant visible au nord-ouest de l’archipel que dans la rade de Miquelon. Sur la façade est de SPM, les couran ts diurnes sont plus faibles, mais néanmoins bien représentés par le modèle.
Les courants K1 sont bien représentés autour de SPM(Fig. 4.4c, d). Ils présentent la même structurepatiales que les courants O1 : forts sur la façade ouest et au nord de l’île. Cependant leur amplitude est plus faible, avec un maximum de 0.32 m/s près de la surface et de 0.10 m/s près du fond (annexe C.6).
La composante M2 (Fig. 4.4e, f) qui est la composante principale semi-diurne sur la région présente des vitesses plus faibles à la surface et près du fond que O1 (avec un maximum de 0.31 m/s près de la surface et de 0.12 m/s près du fond). Globalement, les courants semi-diurnes sont plus forts à l’est de SPM qu’à l’ouest.
On peut également noter une amplification de ces courants de surface aux extrémités nord et sud de l’archipel.
Évolution verticale de la température dans la colonne d’eau
Les évolutions des températures mesurées aux positions des deux mouillages (NNO et EL) par 80 m de fond montrées précédemment (Fig. 4)3. ont été tracées pour les résultats du modèle incluant toutes les composantes de la marée sur la figuure suivante (Fig. 4.9). Les hauteurs d’eaux brrutes et diurnes (O1+K1) sont représentées (Fig. 4.9a).
Pour le mouillage au nord-ouest de Miquelon (Fig. 4.9b), le modèle est stabbilisé et représente de façon satisfaisante l’oscillation diurne visible sur toute la série temporelle. L’isothermme 10°C oscille entre 5 et 30-35 m de profondeur avec une amplitude moyenne de 20 m comme pour les mesures. Les amplitudes des oscillations les plus fortes coïncideent avec les périodes de vives-eaux diurnes sur les hauteurs d’eau (Fig. 4.9a). Comme par exemple en période de vive-eau (autour du 20/08/2017), l’isootherme 4 °C plonge jusqu’à plus de 80m de fond et elle remontee plus en surface jusqu’à 30 m. Toutef ois un retard d’environ 2 jours des oscillations de température par rappport à celles des hauteurs d’eau diurnes est vissible (notamment le 27-29/09 2017), comme cela avait pu être obbservé sur les courants (Fig. 3.10).
En revanche concernant les variatioons de la température à l’est de SPM ( Fig. 4.9c), le signal dominant est semi-diurne, comme sur la figure (Fig. 3.4). On peut voir cependant que pour les premiers jours de simulation l’isotherme 10 °C oscille , comme pour les mesures, autour de la profondeur de 20 m avec de petites variations. L’isotherme 4 °C s’approfondit plus rapidement au cours du temps qu’au nord-ouest, entre 40 et 80 m sous la surface de l’oocéa. On peut également observer qu’un signal diurne est visible sur l’isotherme 4 °C alors qu’il n’apparaît pas sur l’i sotherme 10 °C, même durannt les épisodes de vive-eaux diurnes (par exemple autour du 20/008/2017). Les deux isothermes s’espacent de plus en plus l’une de l’ autre au cours du temps. L’isotherme 10 °C atteint la surface en fin d’enregistrement alors que la température de fond n’a cessé d’augmenter pour attteindre 5 à 6 °C.
Cette tendance à l’homogénéisatio n progressive est provoquée par le mélange qui apparaît plus importan à l’est qu’au nord-ouest de SPM. Dan s les paramètres des simulations, rien n’a ét é mis en place pour maintenir la stratification. Les flux de chaleurss atmosphériques sont nuls et il n’y a pas de rappel de la température vers les conditions initiales. Ainsi la dynnamique mise en place n’est forcée que par la marée et aucun mécanisme ne peut restaurer une stratification que le mélangetend à diminuer.
Spatialisation des oscillaations des isothermes à la fréquence O1
Pour pouvoir quantifier les oscillatiions des isothermes, nous avons extrait les i mmersions des isothermes 4, 6, 8, 10, 12 et 14 °C sur la simuulation réaliste. Puis nous avons fait une analyse harmonique sur ces oscillations. Ainsi nous avons pu ex traire les amplitudes et phases des différentees isothermes. Les amplitudes et phases des isothermes 4, 10, 12, 14 °C sont repr ésentées (Fig. 4.10), pour la coomposante O1 de la marée.
Les amplitudes O1 des immersion s des isothermes augmentent avec la profoondeur. En effet, près de la surface, les isothermes 12 et 10 °C ( Fig. 4.10a et b) ont une amplitude forte au nord-ouest de SPM, près de la côte de ~8 m et ~12 m respectiveement. Pour les isot hermes plus froides 8 et 4 °C (Fig. 4.10c et d), l’amplitude atteint ~15 m.
Oscillations des isothermmes et des anomalies de hauteurs d’eeau diurnes
Après avoir étudié l’amplitude veerticale des oscillations des isothermes, nous allons nous intéresser à leur évolution spatiale pendant une période de O1. En effet, par l’analyse des phases de la température de fond et de courants nous avons vu une rotation des phases autour de l’île. Deux indicateeurs ont été isolés pour cela, l’élévation de la surface libre et la profondeur del’isotherme 10 °C qui représente la thermocline.
Nous avons calculé des anomalies pour ces deux paramètres. Les anomalies de hauteurs d’eau sont calculées comme dans le chapitre 2. Les hauteurs d’eau sont d’abord filtrées avec un filtree passe-bande ne gardant que les périodes comprises entre 20h et 30 h, pour isoler les composantes diurnes du signal. Puis la formule (chapitre 2, Eq.7) est utilisée pour ne garder queles anomalies spatiales de hauteurs d’eau.
Les anomalies d’immersion de l’isottherme 10 °C sont calculées en retirant la moyenne temporelle sur les 30 premiers jours de la simulation de l’’immersion en chacun des points autour de SPM. Puis en chaque point de la grille du modèle, ces séries temporelles d’anomalies d’immersion de l’isotheerme 10 °C sont filtrées avec un filtre passe-bande conservant les mêmes périodes qupour les hauteurs d’eeau (entre 20 h et 30 h). Ces variables ont été tracées sur la fiigure suivanteFig. 4.11) pendant 28h et par intervalle de 4 h durant une vive-eau diurne. Ainsi nous pouvonns visualiser un indicateur en surface (anomaalies de hauteurs d’eau) et un autre dans la colonne d’eau. Le s anomalies négatives d’immersion des isothermes correspondent à l’emplacement pour lequel l’isotheerme est la plus p rofonde qu’en moyenne. À l’inverse les anomalies positives correspondent à des remontées de l’isotherme 10 °C vers la surface.
Au premier pas de temps (Fig. 4.11a) une forte anomalie positive d’immersi on de l’isotherme 10 °C est visible au nord-ouest de SPM (allannt jusqu’à 6 m immersion). Une au tre anomaalie positive d’immersion est visible au sud-est de SPM. Trois an omalies d’immersion négatives sont présentees : l’une à l’est de Miquelon, une seconde au niveau du chenal entre Langlade et Saint-Pierre et la troisièmee à l’ouest de Miquelon. Ces anomalies tournent anticycloniquemment autour de SPM aux instants suivants. L’aanomalie positive du nord se déplace vers l’est (Fig. 4.11b, c, d e et f). Elle s’atténue au fur et à mesure de son déplacement vers l’est, peut-être à cause des irrégularités topographiquesou du frottement sur le fond. À l’ouest l’anomalie négative se déplace aussi vers le nord-est pour faire le tour de SPM. Deux anomalies positives et négatives font le tour de l’archipel.
Autour l’île de Saint-Pierre, les anomalies d’immer sion de l’isotherme 10 °C semblent aussi tourner anticycloniquement. En effet l’anomalie positive arrivant à l’est (Fig. 4.11a) passe au sud de Saint-P ierre (Fig. 4.11b, c). Puis elle entre dans le chenal de La Baie (Fig. 4.11d, e, f), ressort et continue sa rotation dans le sens anticyclonique.
Associées à ces anomalies d’immersion d’isothermes, les anomalies de hauteurs d’eau tournent autour de l’archipel de la même manière et montrent les mêmeséchelles spatiales. Une anomalie positive d’immersion de l’isotherme 10 °C est associée à une anomalie négative de hauteurs d’eau. Ainsi, localement, lorsque les hauteurs d’eau sont surélevées l’isotherme 10 °C est plus profonde et vice versa.
Dynamique le long de la radiale nord-ouest de l’archipel
Pour étudier la dynamique dans la dimension cross-shore nous avons pris la même radiale que celle choisie pour les observations situées au nord-ouest Miquelon„ (Fig. 4.12a petite carte). L’évolution de la température et des courants (courants le long de la radiale) et (courants verticaux) est représentée le long de lasection nord-ouest Miquelon pendant une période de vive-eaudiurne (Fig. 4.12), avec un graphe toutes les 4 h.
Ainsi, nous pouvons observer les mouvements descendants (Fig. 4.12a, b, g, h, i) et ascendants (Fig. 4.12c, d, e, f) des isothermes le long de la radiale. Les amplitudes des immersions des isothermes varient fortement près de la côte et très peu au large. En effet l’isotherme 10 °C, caractérisant les eaux de la thermocline saisonnière, est à ~15-20 m de profondeur au large et évolue à proximité de la côte entre 1 m de profondeur (Fig. 4.12e) et 45 m de profondeur (Fig. 4.12i) sous la surface de l’océan. L’isotherme 4 °C, caractérisant les eaux près du fond, évolue entre 40-60 m de profondeur au large et entre ~20 m (Fig. 4.12f) et 80 m (Fig. 4.12d) de profondeur près de la côte.
Les vitesses sont fortes près de la côte et diminuent vers le large. Par exemple au premier instant (Fig. 4.12a) nous pouvons observer des maxima de ~0.5m/s pour les vitesses horizontales et de ~0.004 m/s pour les vitesses verticales. Les structures des courants génèrent les mouvements des isothermes.
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Table des matières
Chapitre 1 : Introduction
1.1 Contexte général de l’étude
1.2 Zone d’étude
1.3 Dynamique océanique de la région
1.3.1 Circulation générale : Le courant du Labrador
1.3.2 Stratification saisonnière
1.3.3 Dynamique de la marée
1.3.4 Circulation induite par le vent
1.3.5 Particularités de SPM
1.4 Description du projet de recherche et de la méthodologie suivie
1.4.1 Objectifs de la thèse
1.4.2 Plan du manuscrit
Chapitre 2 : La circulation induite par le vent en période hivernale
2.1 Introduction
2.2 Article : « Wind-induced barotropic oscillations around the Saint Pierre and Miquelon archipelago (North-West Atlantic) »
2.2.1 Introduction
2.2.2 Observations
2.2.3 Model
2.2.4 Results and analysis of the observations
2.2.5 Analysis of the numerical model results
2.2.6 Schematic simulations
2.2.7 Discussion
2.2.8 Conclusions
2.2.9 Appendices
2.3 Synthèse
Chapitre 3 : Observations en période estivale
3.1 Introduction
3.2 Présentation du jeu de données
3.3 État des connaissances et présentation des observations récentes
3.3.1 Température
3.3.2 Courants
3.4 Synthèse et questions :
Chapitre 4 : Modélisation tridimensionnelle de la marée diurne
4.1 Introduction
4.2 Modèle MARS
4.3 Hauteurs d’eau
4.3.1 Comparaison entre les observations et la modélisation
4.3.2 Structure spatiale des hauteurs d’eau
4.4 Courants de marée
4.4.1 Ellipses et validation
4.4.2 Courants résiduels eulériens intégrés sur la verticale
4.5 Impact de la marée sur la température
4.5.1 Évolution de la température de fond
4.5.2 Évolution verticale de la température dans la colonne d’eau
4.5.3 Spatialisation des oscillations des isothermes à la fréquence O1
4.5.4 Oscillations des isothermes et des anomalies de hauteurs d’eau diurnes
4.6 Dynamique le long de la radiale nord-ouest de l’archipel
4.7 Synthèse
Chapitre 5 : Interprétations des processus physiques liés à la marée diurne
5.1 Rappels théoriques sur les ondes piégées par la côte
5.2 Calcul des flux d’énergie
5.3 Flux d’énergie barotrope
5.4 Conversion de l’énergie barotrope / barocline
5.5 Flux d’énergie barocline
5.6 Structure verticale
5.7 Comportement des ondes autour de l’archipel
5.7.1 Caractéristiques de l’onde piégée par la topographie à la fréquence O1
5.7.2 Génération et propagation des harmoniques de O1
5.8 Synthèse
Chapitre 6 : Conclusion générale de la thèse
6.1 Conclusions
6.2 Perspectives
ANNEXES
A Analyse harmonique de O1 sur les quatre radiales
B Présentation du modèle MARS
C Validation du modèle 3D
C.1 Validation des courants
C.2 Validation des hauteurs d’eau
C.3 Validation des températures près du fond de la simulation « Tide14 »
C.4 Comparaison des résultats des simulations « Tide14 » et « O1 only »
C.5 Comparaison des résultats des simulations « Tide14 » et « M2 only »
C.6 Courants K1 dans la simulation « Tide14 »
D Flux d’énergie barotrope calculée à partir de « Tide14 »
E Démonstration du calcul de l’énergie
F Harmonique à la fréquence O2
G Harmoniques supérieures
H Références
I Article (Lazure et al., 2018)
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