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ANALYSE DE DONNEES HYDROGRAPHIQUES
DE LA CAMPAGNE OVIDE 2002
Rapport de stage de maîtrise de physique
Raphaël DUSSIN
Encadrant : Thierry HUCK
Avril-Juin 2003
Laboratoire de Physique des Océans, U.F.R. Sciences, U.B.O.
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SOMMAIRE
1. Présentation générale
1.1 Présentation de l’environnement informatique
1.2 Présentation de la campagne OVIDE 2002
2. Dynamique de l’atmosphère et de l’océan
2.1 Bilans de chaleur
2.2 Circulation atmosphérique
2.3 Circulation océanique
3. Analyse des données OVIDE
3.1 Données bathymétriques
3.2 Température et salinité
3.3 Densité
3.4 Courants géostrophiques et transports
BIBLIOGRAPHIE
ANNEXE : Carte de vélocimétrie Doppler
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1. Présentation générale
1.1 Présentation de l’environnement informatique

UNIX : Le système informatique utilisé au Laboratoire de Physique des Océans à
l’U.B.O. est un réseau composé de plusieurs stations SUN fonctionnant avec sous UNIX.
Cette configuration possède de nombreux avantages par rapport au PC : certaines stations
possèdent une mémoire RAM supérieure à celle des PC (1152 Mo pour CEPHEE), le système
d’exploitation est, contrairement à Windows, multi-tâches et multi-utilisateurs. Ainsi, un
utilisateur qui travaille sur une machine moins performante peut donner des calculs à faire à
une machine ayant plus de mémoire et recevoir les résultats sur son écran. Il y a donc une
meilleure gestion des performances disponibles. De plus, il y a une accessibilité plus rapide
aux fichiers et données des autres utilisateurs, ce qui est intéressant lorsqu’on travaille en
équipe.

MATLAB : Ce logiciel, qui à la base était utilisé pour le calcul matriciel, s’est vite
imposé comme un outil de calcul, de programmation et d’exploitation de données performant
et facile auprès de la communauté scientifique. Tous les objets (fonctions, vecteurs, scalaires,
...) dans MATLAB sont des matrices et avec les bibliothèques de programmes, on peut
rapidement réaliser des graphiques à partir de ses données.
1.2 Présentation de la campagne OVIDE 2002
La campagne Ovide (Observatoire de la Variabilité Interannuelle à Décennale du gyre
subpolaire de l’atlantique nord) s’est déroulée du 11 juin au 12 juillet 2002 à bord du navire
océanographique Thalassa. Le bateau est parti de Brest et a fait quatre stations d’essai avant
d’arriver au sud du Groenland. La section proprement dite a débuté à la cinquième station à la
pointe sud-ouest du Groenland. La section a été interrompue à la station 72 puis reprise au
même endroit avant de finir au large de Lisbonne où ont été faites de nombreuses stations très
rapprochées. Le nombre total de stations est de 104 où ont étés mesurés notamment, la
température, la salinité, l’oxygène dissout ainsi que divers traceurs chimiques (CFCs, Carbone
anthropique, …). On se limitera à étudier les stations comprises entre 5 et 96, réellement
significatives en ce qui concerne notre étude.
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On prévoit de renouveler cette section tous les 2 ans pendant 10 ans dans le but d’étudier les
fluctuations à basse fréquence de la cellule méridienne de circulation thermohaline ainsi que
la formation des eaux profondes (modales ou sources), moteur de cette circulation. On
s’intéressera particulièrement aux eaux profondes qui se forment en mer du Labrador. L’étude
de leur mode de formation se justifie du fait de l’importance du rôle de ces eaux profondes
dans la circulation thermohaline. La variabilité de l’océan Atlantique, du fait de ses
interactions avec l’atmosphère, est potentiellement importante pour le climat de l’Europe.
L’étude du transport de traceurs et des caractéristiques des masses d’eau ainsi que la
comparaison avec de précédentes données aura pour but de comprendre cette variabilité.
D’autres travaux du LPO s’appuient sur les données de Ovide, notamment un modèle
informatique de simulation de la dynamique de l’océan atlantique qui, en prenant en compte
les données expérimentales, pourra donner des résultats cohérents avec la réalité.
Enfin, la campagne fait partie du programme international CLIVAR (CLImate VARiability
and predictability http://www.clivar.org/) et complète les travaux d’autres équipes étrangères.
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La figure représente les différentes stations sur une carte de bathymétrie se basant sur les
données ETOPO5. Cette représentation permet de bien visualiser la topographie du fond sousmarin le long de la section et de prendre des repères pour l’analyse des cartes où n’apparaît
que l’abscisse curviligne. On travaille alors qu’avec une seule dimension longitudinale le long
d’une section qui n’est pas droite ce qui ne permet pas de retrouver instantanément les
différents lieux des mesures. Ici, on voit que l’on part du cap Farewell au sud du Groenland,
on traverse la mer d’Irminger jusqu’à la ride de Reykjanes qui appartient à la dorsale médioatlantique, issue de la tectonique des plaques. Puis on descend vers le Portugal par les bassins
ouest-européen et ibérique.
2. Dynamique de l’atmosphère et de l’océan
2.1 Bilan de chaleur
La forme sphérique de la terre entraîne une différence du flux radiatif incident par unité de
surface dû au soleil entre l’équateur et les pôles. En effet, les rayons solaires arrivent plus
inclinés aux pôles qu’à l’équateur d’où un flux moindre, phénomène amplifié par l’albedo
(coefficient de réflexion de l’énergie) de la glace, qui est de l’ordre de 80%. Afin d’équilibrer
cet apport de chaleur, la Terre, rayonne aussi de l’énergie, dans le domaine infra-rouge
principalement, avec une distribution plus uniforme. Il apparaît donc un excès de chaleur dans
une zone un peu plus large que la zone intertropicale et un déficit ailleurs notamment aux
pôles.
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Pour tendre vers la compensation de ces extrema, l’atmosphère et l’océan vont se mettre en
mouvement. Le problème auquel on est confronté peut se poser ainsi :
-une sphère en rotation donc présence de la force de Coriolis,
-ayant un flux de chaleur global non uniforme,
-composée de deux fluides de propriétés très différentes (atmosphère et océan),
-mais couplés très étroitement par les vents, les flux de chaleur et d’eau douce.
2.2 Circulation atmosphérique
L’océan va absorber quasiment toute l’énergie des rayons solaires dans les premiers mètres
suivants la surface, car il est plus dense que l’atmosphère et a une capacité calorifique
massique totale mille fois plus grande, et va rayonner de l’infra-rouge. L’atmosphère va ainsi
être chauffée par la surface de la Terre. Le principal apport en chaleur de l’atmosphère
viendra donc de l’océan, qui recouvre 70% du globe.
Au niveau de l’équateur, l’air chauffé par l’océan, moins dense, va remonter pour se refroidir
en altitude et pousser l’air qui s’y trouve vers les pôles et ainsi induire une circulation
convective de l’atmosphère (cellules de Hadley, Ferrel,…) qu’on se contente d’évoquer ici.
Les vents issus de cette circulation méridienne sont déviés par la force de Coriolis, vers la
droite dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud, et deviennent zonaux.
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2.3 Circulation océanique
Les vents exercent un forçage (échange d’énergie) sur l’océan. Les tensions de ses derniers
sur l’océan font apparaître des courants de surface de l’ordre de plusieurs m/s (courants
d’Ekman) dirigés avec un angle de 45° par rapport à la direction du vent en surface car ils
sont déviés par la force de Coriolis.
La couche d’eau sous-jacente soumise au forçage de la couche de surface va être déviée de
45° par rapport à la direction du courant de surface et ainsi de suite sur une profondeur de
quelques dizaines de mètres car il y a atténuation par le frottements visqueux. Le transport net
de cette couche est dirigé à 90° de la direction du vent, vers la droite dans l’hémisphère nord
et vers la gauche dans l’hémisphère sud. On appelle ce phénomène la spirale d’Ekman.
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En surface, la géométrie des courants va être très fortement influencée par la circulation
atmosphérique. Pour ce qui concerne l’Atlantique nord, on remarque que les alizés et les vents
d’ouest induisent des courants de surface qui se combinent pour former un courant giratoire
(gyre) subtropical anticyclonique. De même, les vents d’ouest et les vents d’est polaires
induisent le gyre subpolaire cyclonique. Lorsque ces deux courants se rejoignent, ils donnent
naissance à la dérive nord atlantique qui transporte l’eau chaude d’origine tropicale jusqu’au
gyre subpolaire.
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La densité de l’eau de mer dépend principalement de trois facteurs : sa température, sa salinité
et sa pression. Ainsi, la distribution non uniforme du flux de chaleur à la surface de l’océan va
entraîner des différences de densité de l’eau de mer. L’eau va être plus chaude à l’équateur car
c’est là où le flux radiatif est le plus excédentaire et plus salée à cause de l’évaporation qui s’y
produit. Aux pôles, par contre l’eau y est plus froide mais moins salée. L’action de l’attraction
terrestre va amener les masses d’eau les plus denses vers le fond des océans, ainsi les eaux
polaires de surface vont plonger pour former des eaux profondes.
L’ordre de grandeur des vitesses des courants profonds est de l’ordre du mm/s mais le volume
de ces masses d’eaux induit un transport (vitesse x surface) non négligeable. On appelle ce
phénomène la circulation thermohaline. Le faible écart entre les densités des différentes
masses d’eau (voir carte sigma in situ p13) fait que des perturbations peuvent altérer cette
circulation.
Les mers du Groenland et du Labrador sont des lieux de formation d’eaux profondes. Ces
phénomènes de formation sont peu connus mais d’importance en ce qui concerne la
circulation thermohaline.
La circulation océanique de l’Atlantique nord ressemble donc à la figure ci-dessous :
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On remarque que la section Ovide 2002 coupe pratiquement perpendiculairement les
principaux courants de la zone (courants du Labrador, d’Irminger, du Portugal et dérive NordAtlantique). Les données de température et de salinité nous permettrons d’avoir accès aux
valeurs de courant et aux transports correspondants.
3. Analyse des données OVIDE
3.1 Données bathymétriques
ETOPO5 (Earth TOPOgraphy avec maille de 5 minutes) est une compilation de données
topographiques d’origines diverses (US Naval Oceanographic Office, US Defense Mapping
Agency,…) réalisée en mai 1988. L’ensemble de la planète est cartographié avec une maille
de 5 minutes d’arc en longitude et en latitude.
Les données de David T. Sandwell & Walter H.F. Smith datent de 1997 et furent obtenues par
des observations de gravimétrie par satellite (GEOSAT et ERS_1) combinés avec des mesures
sonar réalisées à partir de bateaux. Le relevé bathymétrique est de ce fait plus précis que celui
d’ETOPO5, par exemple au large du Portugal, grâce aux avancées technologiques effectuées
dans le domaine de l’océanographie spatiale.
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3.2 Température et salinité
Les mesures de températures et de salinité prises à différentes profondeurs permettent de
tracer des projections dans le plan de l’abscisse curviligne et de la profondeur, les zones de
même température/salinité sont de couleurs identiques. Le relevé bathymétrique de Sandwell
et Smith, plus précis que ETOPO5, a été superposé pour donner plus de précision sur fond
sous-marin.
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On peut visuellement séparer sur les cartes les différents courants grâce aux gradients des
différentes propriétés (salinité, température) de l’eau de mer. Un fort gradient des propriétés
implique qu’il y a un courant perpendiculaire au plan de la figure d’après les équations de la
géostrophie que nous aborderons par la suite.
En surface, on peut observer les 2 parties du courant d’Irminger : vers le nord entre les
stations 25 et 35 et vers le sud au niveau de la station 20. Plus au sud se trouve la dérive nord
atlantique (stations 50 à 70) et enfin le courant du Portugal, qui est simplement une
recirculation du Gulf Stream qui longe les côtes atlantiques de l’Europe, de la Bretagne
jusqu’au Portugal.
On voit cascader le long de la ride de Reykjanes l’eau polaire du Labrador (caractérisée par
une température de 2,5°C et une salinité de 34,9 psu). Cette masse d’eau froide et profonde se
forme en mer du Labrador à partir des eaux de surface, puis s’écoule le long des cotes du
Groenland entre 500 et 2000 mètres puis vers le sud, entre 1500 et 2000 mètres de
profondeur.
Sur la carte de salinité, on voit apparaître au large du Portugal une zone de fort mélange entre
500 et 1500 mètres car c’est là où se rejoignent le courant du Portugal et l’eau profonde de la
méditerranée, plus salée, ayant cascadé le long du seuil de Gibraltar. Sur cette carte, on
visualise particulièrement bien l’eau polaire du Labrador (avec sa salinité caractéristique de
34,9 psu) à l’est et à l’ouest de la ride de Reykjanes à des profondeurs comprises entre 500 et
2000 mètres.
3.3 Densité
On peut calculer numériquement les densités correspondantes à partir d’un programme
MATLAB prenant en argument la salinité, la température et la pression. La pression étant
mesurée lors des stations, on peut déduire la profondeur avec une correction suivant la
latitude, ce qui donne une carte de densité in situ. On appelle σ l’excédent de densité par
rapport à l’eau pure et on l’exprime en kg/m3.
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Sur la carte de densité in situ, le seul effet perceptible sur la densité est celui de la pression qui
augmente d’un bar tous les 10 mètres de profondeur. On peut, pour mieux visualiser les
densités des différentes masses d’eaux les unes par rapport aux autres choisir la pression
comme étant constante et égale à la pression d’un niveau de référence (0, 2000 et 4000
mètres). La carte sera exploitable dans la limite où l’on ne s’écarte pas trop du niveau de
référence.
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Sur ces trois cartes on obtient des distributions de densité qui ressemblent plus à ce qu’on voit
sur les cartes de température et de salinité car on s’est affranchi de la pression qui exerce une
influence très forte sur la densité. Notons, de plus, que suivant la profondeur de référence les
valeurs caractéristiques de σ diffèrent.
Les données de densité in situ vont permettre de calculer les vitesses des courants
perpendiculaires à la section en utilisant l’équilibre géostrophique.
3.4 Courants géostrophiques et transports
Selon l’équilibre géostrophique, la dynamique de l’océan dépend seulement de la force de
Coriolis et du gradient de pression. On va démontrer qu’il est possible, avec les équations
issues de cet équilibre, de calculer les courants à partir des densités mesurées. Le principe
fondamental de la dynamique est :
ρ.γa = ∑ Forces (par unité de volume)
Or γa = γr + γe + γc car le référentiel terrestre n’est pas galiléen.
Cad ρ.γr = ∑ Forces – ρ.γe – ρ.γc
Force
Force
d’entraînement de Coriolis
On ne s’occupe pas du γe car cette accélération est verticale.
γc = 2.Ω x vr donc Fc = –2.ρ.Ω x vr
Avec Ω = (2π / 86164) s-1 qui est la vitesse angulaire de rotation de la Terre sachant qu’un
jour sidéral est égal à 86164 s et Ω x vr = sin Φ (– v, u, 0) où Φ est la latitude du point.
On pose alors : f = 2 Ω sin Φ le paramêtre de Coriolis donc Fc = (f.v, –f.u, 0)
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En adimensionalisant les équations de Navier-Stockes, on peut remarquer que la force de
Coriolis et le gradient de pression sont tout deux du plus grand ordre de grandeur. On peut
donc considérer que force de Coriolis et gradient de pression se compensent mutuellement ce
qui amène aux équations de la géostrophie :
0 = f.v – (1/ρ0).∂P/∂x
(1)
0 = – f.u – (1/ρ0).∂P/∂y
(2)
La pression est hydrostatique : 0 = – ρ.g – ∂P/∂z (3)
Si l’on dérive par rapport à z les équations (1) et (2), en se servant de l’équation (3), on
obtient :
∂u/∂z = (g/ρ0.f).∂ρ/∂y
∂v/∂z = – (g/ρ0.f).∂ρ/∂x
On dispose seulement de données le long de la trajectoire suivie par la campagne donc d’après
l’équation (1) seuls les courants perpendiculaires sont calculables. Or comme la trajectoire est
pratiquement perpendiculaire aux principaux courants de la zone, la composante v du courant
sera quasiment égale à la vitesse totale. On va de plus assimiler x à l’abscisse curviligne s de
la trajectoire. Notre équation de la géostrophie sera donc :
∂v/∂z = k.∂ρ/∂s avec k = – (g/ρ0.f)
On veut calculer la dérivée ∂v/∂z = k.∂ρ/∂s. Or ∂ρ/∂s = lim ( ρ(s + h) – ρ(s) )/( s + h – s )
quand h tend vers zéro. Or l’on dispose que d’une suite discrète et non continue de valeurs de
la densité ρ selon l’abscisse curviligne s des stations et l’échantillonnage vertical. On va donc
définir la dérivée numérique de v par rapport a z entre les stations sta et sta+1 comme
derv = ( ρ(sta+1) – ρ(sta) )/(s(sta+1) – s(sta)) selon la méthode des différences finies du
premier ordre.
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On remarque que les dérivées des courants et donc par la suite les courants eux-mêmes sont
situées au milieu du segment reliant les deux stations. Il faudra en tenir compte lors de la
réalisation de la carte des courants.
En pratique, on suppose qu’il existe une profondeur de référence séparant les courants
profonds des autres courants et qu’à cette profondeur, la vitesse des courants est nulle. Les
vitesses en surface sont inconnues et pour l’intégration, on les pose arbitrairement comme
nulles. Par la suite, on obtiendra ces vitesses de manière exacte par simple soustraction des
vitesses au niveau de référence.
L’intégration se fait de la surface vers le fond or les dérivées et les courants sont placés sur les
mêmes niveaux, on préfère donc prendre la demi-somme des dérivées pour obtenir les
dérivées aux milieux des mailles.
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L’intégration se fait alors de manière plus exacte car la tangente à la courbe (dérivée) est
située au milieu de l’intervalle et non sur l’un des bords.
Il suffit ensuite de retrancher à toutes les vitesses calculées la vitesse au niveau de référence
et, en plaçant les différentes valeurs de courants au milieu des segments reliant les stations,
l’on obtient une carte de vitesses absolues des courants géostrophiques :
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Pour la carte ci-dessus, on a pris comme référence les courants nuls à 3000m car c’est la zone
supposée de séparation entre eaux intermédiaire et eaux profondes. Si la topographie fait que
le niveau de référence est situé au-dessous du fond sous-marin, on prend alors la vitesse
comme étant nulle au fond.
Si l’on compare cette carte avec la carte expérimentale des vitesses mesurées par effet
Doppler en annexe, on remarque qu’on y retrouve la même distribution de courants de surface
et des vitesses comparables ce qui montre que les équations de la géostrophie, bien que
relativement simples, permettent une description correcte des courants de grande échelle.
Un transport a la dimension d’une vitesse multipliée par une surface. Cela équivaut au volume
d’eau de mer « transporté » en une seconde par les courants. A partir des vitesses calculées
par rapport à un niveau de référence, on peut en intégrant sur la section, calculer le transport
total en fonction du niveau de référence choisi.
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Comme l’Atlantique nord est quasiment fermé au niveau de l’Arctique, les transports vers
l’océan pacifique via le détroit de Bering notamment étant très faibles (de l’ordre de 1 Sv), on
peut donc supposer que le transport total doit être nul. Donc, d’après le graphe, il faudrait
prendre le niveau de référence de vitesses nulles proche de 1000m et non à 3000m comme on
l’avait supposé précédemment.
Si l’on trace la carte des courants géostrophiques avec la référence à 1000m, on obtient la
carte ci-dessous.
Par comparaison avec la carte de vélocimétrie, on voit qu’on a perdu quelques courants de
surface mais gagné des courants de fond. Si on se limite à la comparaison visuelle des cartes,
il est difficile de se prononcer sur le niveau de référence le plus approprié sachant que les
équations de la géostrophie ne prennent pas en compte tous les termes intervenant dans la
dynamique de l’océan (courants d’Ekman). Il est possible que certaines vitesses sur la carte de
vélocimétrie Doppler soient imputables à des phénomènes non géostrophiques. Les calculs de
transports donnent à penser que le niveau se situe aux environs de 1000m.
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Le problème du niveau de référence est encore non résolu à ce jour. Il est en outre plus
complexe que ce qui est décrit ici. En effet, le niveau de référence n’est pas obligatoirement le
même partout du fait de l’influence de la topographie entre autres et il est même possible qu’il
n’existe pas dans certaines zones. Le niveau de référence peut être considéré comme une
distribution au sens mathématique et non comme une constante. Un modèle inverse utilisant
toutes les données hydrographiques sera mis en œuvre au LPO pour tenter de déterminer les
courants avec des méthodes de calcul plus complètes (forçage des vents et lois de
conservation de la température, de la salinité et des autres traceurs chimiques : Carbone,
Phosphates,…). La connaissance des courants donnera la solution au problème de la
distribution du niveau de référence.
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BIBLIOGRAPHIE
Livres
Jean-François Minster, la machine océan, Flammarion, 1997.
Paul Tchernia, Océanographie Régionale, ENSTA, 1977.
William J. Schmitz, Jr., On the World Ocean Circulation: Volume1, 1996, Woods Hole
Oceanographic Institution.
Articles
W.H.F. Smith and D.T. Sandwell, “Global Sea Floor Topography from Satellite Altimetry and
Ship Depth Soundings”, Science Magazine, vol. 227, issue 5334, 1997.
Pascale Delecuse, ‘‘Quand le tapis roulant a des rates’’, La Recherche, n° 355 spécial mer,
juillet-août 2002.
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