OMM01
Le principe du couplage
Nous avons présenté dans les chapitres 4 et 5 les modèles numériques de circulation océanique SYMPHONIE et biogéochimie marine Eco3M-MED. Le premier modèle permet de calculer l’évolution spatio-temporelle due à la circulation océanique (advection et diffusion) d’un traceur biogéochimique donné, par exemple la concentration en nitrate dans l’eau, dans un domaine tridimensionel, à partir de la vitesse (u,v) et du coefficient de turbulence Kv détaillés dans le chapitre 4. En effet, l’évolution spatio-temporelle liée à la circulation océanique de la concentration dans l’eau d’un traceur biogéochimique, C(x,y,z,t), est donnée par l’équation de conservation.
Le terme wsed supplémentaire dans le terme d’advection verticale par rapport aux équations 4.5 et 4.6 est lié au fait que certains groupes fonctionnels biogéochimiques (les détritus et les diatomées par exemple), ont une vitesse de chute non nulle, wsed.
Le second modèle permet de calculer l’évolution temporelle due aux processus biogéochimiques de la concentration d’un traceur en un point donné, dC dt bio , à partir des équations présentées dans le paragraphe 5.6. Coupler le modèle biogéochimique au modèle hydrodynamique permet alors de calculer l’évolution spatio-temporelle d’un tel traceur dans un domaine tridimensionel. L’équation qui donne l’évolution spatio-temporelle de la concentration d’un traceur soumis aux processus physiques (advection et diffusion) et aux processus biogéochimiques est alors.
Nous avons vu dans le chapitre 5 que certains processus biogéochimiques dépendent de la température T et du rayonnement solaire Is : de même que la vitesse et le coefficient de diffusion verticale, ces variables sont également fournies par le modèle de circulation océanique.
D’un point de vue pratique, pour chaque variable d’état C du modèle biogéochimique, à chaque pas de temps, le modèle de circulation calcule l’évolution physique de C(x,y,z,t) sur l’ensemble de la grille, puis le modèle biogéochimique calcule l’évolution biogéochimique de C(x,y,z,t). On recommence au pas de temps suivant, et ainsi de suite. On fait ici l’hypothèse que tous les “individus” d’un groupe fonctionnel donné ont la même composition à l’intérieur d’une maille du modèle physique. Ainsi, le rapport de composition intracellulaire du phytoplancton est supposé constant à l’intérieur d’une maille. Notons que l’échelle de temps des processus physiques, de l’ordre de quelques secondes (voir paragraphe 4.5), est nettement plus petite que l’échelle de temps des processus biogéochimiques, de l’ordre d’une heure. Afin de limiter le coût informatique, on ne fait donc en réalité pas appel au modèle biogéochimique à chaque pas de temps du modèle physique, mais uniquement toutes les heures. Pour les variables biogéochimiques, on utilise dans SYMPHONIE un schéma d’advection upstream pour la discrétisation spatiale et un schéma forward pour la discrétisation temporelle (le choix d’un schéma forward plutôt que leapfrog permet de réduire de façon notable l’espace mémoire dans le cas où le nombre de variables biogéochimiques est élevé).
L’atténuation de la lumière
Dans le modèle biogéochimique, la synthèse chlorophyllienne dépend de l’éclairement, de même que la nitrification (voir Equation 5.1 et paragraphe 5.5). Pour calculer l’éclairement utilisable par le phytoplancton à partir du flux de radiation solaire net Is (voir paragraphe 4.1), on utilise un modèle classique d’atténuation.
Une fraction pλ seulement du spectre de l’éclairement est utilisable par le phytoplancton pour la synthèse chlorophyllienne. L’éclairement incident utilisable pour la photosynthèse (PAR) à la surface de l’océan est donc :
Les conditions aux limites
A la surface libre et au fond
Les éventuels flux de matière organique et inorganique à la surface proviennent des apports atmosphériques (poussières sahariennes, pollution). En raison de leur caractère fortement épisodique, ils sont extrêmement difficiles à évaluer (voir chapitre 3). Dans le travail présenté ici, nous négligeons ces apports atmosphériques, dans un souci de simplification. Par ailleurs, nous négligeons également les apports de sels nutritifs ou de matière organique au fond issus des processus de diagénèse et de resuspension sédimentaire. Cette hypothèse, valide dans les zones de grand fond, est plus questionnable dans le domaine côtier. La prise en compte de tels processus fera l’objet de travaux futurs. Les flux turbulents de matière à la surface et au fond sont donc considérés comme nuls :
A l’embouchure des fleuves
La concentration à l’embouchure des fleuves est prescrite, par exemple en utilisant des observations.
Aux frontières latérales ouvertes
Dans la version actuelle du modèle couplé, on utilise une zone « tampon » aux frontières latérales ouvertes, dans laquelle on fait tourner le modèle couplé physiquebiogéochimie en « 1D » uniquement, selon la verticale. Ceci signifie qu’il n’y a pas d’advection des traceurs biogéochimiques dans cette zone. Si on se place par exemple à la frontière x = 0, correspondant au point de maille i = i0, le modèle tourne en « 1D » entre x = 0 et x = xT , correspondant aux points de maille i = i0 et i = iT .
Les conditions aux limites sont alors prescrites par le schéma d’advection (upstream) des traceurs biogéochimiques. Dans le cas d’un flux entrant, la valeur Cf advectée au premier point i = iT + 1 du domaine où le modèle tourne réellement en 3D est donnée par la moyenne des points de la zone tampon :
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