1.1 La salinité acteur de la circulation océanique et traceur des masses d’eau

L’océan constitue un excellent agent de stockage et de transport de l’énergie thermique fournie par le Soleil au système océan-atmosphère. Il est en interaction continue avec l’atmosphère avec laquelle il échange de la quantité de mouvement, de la chaleur, de l’eau et du rayonnement. Alors que l’atmosphère constitue la composante rapide des transports de chaleur dans l’immense machine thermique terrestre, les couches profondes des océans peuvent migrer pendant des décennies. La circulation océanique est donc une composante essentielle du système climatique.

La circulation océanique dépend entre autre des caractéristiques des différentes masses d’eau. Une masse d’eau acquiert ses caractéristiques que sont la température et la salinité en surface sous l’effet des échanges avec l’atmosphère. Elle se forme lorsque sa densité, déterminée par la température et la salinité, lui permet de plonger jusqu’à une profondeur où elle sera en équilibre avec les autres masses d’eau. Elle va ensuite migrer très lentement vers les basses latitudes. Cette migration entre la surface et la profondeur est appelée la circulation thermohaline. La plongée d’eaux a lieu principalement aux hautes latitudes et permet un transport de chaleur entre les hautes et basses latitudes. Elle est particulièrement affectée par la salinité de surface qui va déterminer le seuil en température en dessous duquel l’eau de surface va plonger. Un exemple frappant de l’influence de cette circulation est son implication dans le circuit Gulf Stream/ dérive Nord-Atlantique. En effet, les hivers doux dont bénéficie l’ouest de l’Europe sont dus à l’apport de chaleur depuis les tropiques par les courants de surface sus-cités. Les eaux chaudes une fois arrivées en Atlantique Nord se refroidissent en transférant leur chaleur à l’atmosphère, deviennent donc plus denses et plongent avant de migrer vers les basses latitudes. L’intensité du Gulf Stream dépend en partie la circulation thermohaline (elle est aussi influencée par les vents) si bien que l’apport de chaleur vers les hautes latitude pourrait être dépendant de la salinité des eaux de l’Atlantique Nord ([3 ]).

Les principales régions de formation des masses d’eau sont les zones arctiques et antarctiques. Il s’y forme les masses d’eau les plus profondes, dont la profondeur et de quelques milliers de mètres. En arctique, l’Eau Profonde Nord Atlantique est formée à cause du refroidissement de l’eau en surface qui entraîne une augmentation de la densité. En antarctique, la formation de glace se fait avec de l’eau douce, libérant ainsi du sel dans le bassin antarctique et entraînant là aussi une augmentation de la densité. Il se forme aussi des masses d’eau de profondeur intermédiaire (de quelques centaines à quelques milliers de mètres de profondeur) dans des bassins d’évaporation. Par exemple, dans le bassin oriental de la Mer Méditerranée et dans la Mer Rouge la salinité augmente à cause du flux de chaleur solaire et de la faiblesse des précipitations ; les eaux de surface plongent et migrent respectivement vers les océans Atlantique et Indien.

La SSS est donc un acteur important de la circulation océanique qu’il est primordial de connaître pour une bonne compréhension de la physique de l’océan. Mais la connaissance de la SSS peut aussi servir de traceur des différentes masses d’eau. Depuis quelques années, un phénomène climatique appelé El Niño attire une attention particulière de par sa violence et ses conséquences dramatiques.

Les évènements El Niño présentent une forte signature en SSS au niveau de l’équateur, entre l’Indonésie et le continent Américain. La plupart des années, il existe dans l’ouest du Pacifique équatorial une région où l’eau en surface est chaude et peu salée que l’on appelle la warm pool (i.e. bassin d’eau chaude) et une région au centre du Pacifique équatorial où l’eau en surface est très salée que l’on appelle la zone d’upwelling (i.e. remontée d’eau). La faible salinité de la warm pool est due aux fortes précipitations qui s’y produisent et la forte salinité de la zone d’upwelling est induite par une remontée d’eau de sub-surface (l’eau du sous-courant équatorial) froide et salée. L’upwelling est créé par le vent qui souffle le long de l’équateur et qui fait diverger l’eau à la surface par la force de Coriolis, créant ainsi une remontée d’eau salée provenant du sous-courant équatorial. L’intensité de l’upwelling équatorial varie, en relation avec les anomalies du régime des vents. Lorsque l’upwelling faiblit, on assiste à l’extension de la warm pool vers le continent Américain. Durant les évènements El Niño, l’upwelling s’affaiblit voire disparaît, et les eaux de la warm pool se propagent vers l’Est créant une diminution de la salinité sur le Pacifique central, comme on peut le voir sur la figure 1.9 pour les années 1983 et 1987 par exemple. Il existe un processus inverse, La Niña, qui provoque une extension de l’upwelling sur la warm pool et une augmentation de la salinité dans le Pacifique central (par exemple en 1988-89 sur la figure 1.9). La mesure régulière et à long terme des champs de SSS dans cette région permettra de mieux comprendre et prévoir les évènements El Niño.


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FIG. 1.9: Oscillations El Niño: variations longitude-temps de la salinité dans l’océan Pacifique équatorial (d’après [20])


Dans le cadre de la mission SMOS, plusieurs études ont été menées ([43, 28, 29]) concernant l’utilisation de la SSS pour les études d’océanographie physique. L’une d’entre elles ([59]) repose sur les résultats du modèle CLIPPER (laboratoires LEGI, LPO, LODYC, LEGOS), dont le but est de simuler la circulation en océan Atlantique à 1/6o de résolution (basé sur le modèle OPA8.1). Ce modèle a été employé pour évaluer la variabilité spatio-temporelle de la SSS, ainsi que l’apport que constitueraient des champs réguliers de SSS (tels que ceux qui seront produits par SMOS) par rapport à une SSS climatologique1 pour la contrainte des modèles de circulation océanique.

Le modèle de circulation océanique est forcé en surface (conditions aux limites des champs verticaux des quantités physiques) par des champs de température, salinité, flux de chaleur, apport d’eau douce, et de moments (vitesse de friction associé au vent). Le modèle utilisé (CLIPPER) n’intègre pas de modèle de glace, dont la formation et la fonte affectent fortement la SSS dans l’Atlantique Nord Sub Polaire notamment et, par conséquent, la variation saisonnière de la SSS dans cette région. Pour prendre en compte ce flux d’eau douce causé par la fonte des glaces, le modèle est soumis à un rappel à la SSS climatologique (climatologie de Levitus, [1]). Ce rappel à la SSSclimatologique est plus globalement motivé par l’incertitude sur les champs de bilan hydrologique2 qui servent à forcer les flux d’eau douce.

Le modèle a été éxécuté en mode standard (i.e. forçage de la SSS par le bilan hydrologique et par un rappel à la SSS climatologique) sur la période 1979-1999, et en mode libre (i.e. sans forçage à la SSS climatologique, la SSS étant alors contrainte uniquement par le bilan hydrologique) sur la période 1996-1999 en partant de l’état du mode standard en 1996. Bien que le mode standard soit justifié par l’incertitude sur la bilan hydrologique, qui peut entraîner une dérive de la SSS à long terme, il a tendance à effectuer un lissage des variations spatio-temporelles à cause de la SSS moyennée à laquelle il est rappelé. Le mode libre permet de mieux simuler les échelles des variations spatio-temporelle de la SSS.

Les modes standard et libre ont prédit des champs de SSS dont la structure est globalement comparable d’un mode à l’autre, avec des maximas et minimas situés dans les mêmes régions. Cependant, les SSS prédites par le modèle en mode libre se sont avérées être plus réalistes dans les zones à forte variabilité, comme dans la zone de convergence intertropicale (ITCZ, pour Inter Tropical Convergence Zone) par exemple où les processus affectant la SSS ont une forte variabilité saisonnière et interannuelle. Par contre, comme attendu, les résultats du mode libre surestiment la SSS en Atlantique Nord Sub-polaire et en mer de Weddell à cause du déficit d’eau douce du modèle dans ces régions causé par l’absence de modèle de glace. De même, la variation saisonnière est sous-estimée à cause de l’absence du cycle saisonnier de la fonte/formation des glaces. Le modèle en mode standard restitue mieux la SSS et son cycle saisonnier dans ces régions polaires car la SSS climatologique à laquelle il est rappelé contient cette variation. Étant donnée l’importance de cette région pour la formation des eaux profondes et donc pour la circulation océanique à l’échelle globale, les auteurs soulignent la nécessité d’observations précises de SSS dans cette région.


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FIG. 1.10: Variation temporelle de la salinité de surface en mer du Labrador simulée par le modèle CLIPPER en mode libre (voir texte) à 55oN, 55oO.


Boone et Le Traon ([59]) ont étudié les échelles de variabilité spatio-temporelle de la SSS à l’aide du mode libre du modèle CLIPPER, en supposant que l’évolution libre du modèle sur trois ans, de 1997 à 1999, reproduisait des ordres de grandeur réalistes pour la variabilité de la SSS. Ils ont étudié des series temporelles de SSS prédites par le modèle en un point de la mer du Labrador, du Gulf Stream, et des bassins des Canaries (Açores) et de l’Amazone (voir la figure 1.10 dont les données ont été fournies par C. Boone, et les figures dans [59]). Dans la mer du labrador, une variation saissonnière due au cycle fonte/formation de glace engendre des variations de SSS de l’ordre de 0.4 psu sur des durées de l’ordre de six mois. Dans le Gulf Stream, on observe une forte variabilité temporelle à cause de la variabilité des méandres de ce courant. La SSS peut varier de plus de 1.5 psu en l’espace de trois mois, traduisant le passage d’un front séparant deux masses d’eau. Cette variation est très irrégulière. Dans le bassin des Canaries, on observe une forte variabilité annuelle, avec des variations de SSS de l’ordre de 0.5 psu en l’espace de quelques mois. Enfin, dans le bassin de l’Amazone on observe une très forte variabilité liée aux fortes précipitations qui s’y produisent. La SSS peut varier de 4 psu en quelques jours.

La variabilité spatiale de la SSS a été décomposée selon l’échelle à laquelle elle se produit. Différentes échelles ont été définies comme:

La SSS prédite par le modèle a été moyennée sur cinq jours et sur les différentes échelles définies précedemment pour étudier la contribution des différentes échelles à la variabilité de la SSS(voir la table 1.2). Il a été montré que les petites échelles (non observable par SMOS si l’on effectue une moyenne des pixels sur 200x200 km2, voir la section 1.2) avaient sur la majeure partie de l’océan Atlantique (i.e. 77 %) une variabilité inférieure à 0.1 psu. Parmi les meso-échelles, seules celles à forte variabilité (i.e. supérieure à 0.2-0.3 psu) pourront être observées par SMOS. Les grandes-échelles, qui sont celles qui seront le mieux observées par SMOS, représentent une partie significative de la variabilité totale de la SSS et leur variabilité est majoritairement (88 % de la surface) supérieure à 0.05 psu. La variabilité de la SSS estimée par cette étude est supérieure à 0.1 psu sur 70% de l’océan Atlantique, et l’échelle spatiale de variabilité est supérieure à 300 km dans la majorité des cas (70%). Les spécifications fixées pour SMOS en terme de résolution spatiale et radiométrique (voir chapitre 3) sont compatibles avec une partie des variations de SSS à meso-échelle et avec la quasi-totalité des variations à grande-échelle.


Limite inférieure de 0.05 psu0.1 psu0.15 psu0.2 psu
la RMS de la SSS





Toutes échelles 93 % 72 % 54 % 38 %
Grandes- et Méso- échelles 90 % 65 % 41 % 24 %
Grandes-échelles 88 % 52 % 28 % 22 %
Méso-échelles 77 % 55 % 34 % 15 %
Petites-échelles 65 % 33 % 17 % 8%





TAB. 1.2: Pourcentage de la surface de l’océan Atlantique pour laquelle la variation de la SSS (en écart type, i.e. Root Mean Square) est supérieure à 0.05 psu, 0.1 psu, 0.15 pu et 0.2 psu (d’après [59 ]).