S16.1 L’impact de l’espace et des échelles de temps sur l’échantillonnage et l’instrumentation

Les échelles de temps et d’espace des phénomènes océanographiques physiques ont été résumées dans le chapitre 1 (figure 1.2). Les exigences de collecte de données pour étudier des mouvements avec autant de variations temporelles et spatiales sont exigeantes, ce qui nécessite une grande variété de méthodes d’échantillonnage. Comme décrit au chapitre 6, les études à presque toutes les échelles nécessitent un moyennage ou un filtrage pour éliminer les échelles spatiales et temporelles qui ne présentent pas d’intérêt. Il n’est cependant pas possible de mesurer chaque espace et chaque échelle de temps pour former des moyennes et des statistiques parfaites. Par conséquent, les océanographes d’observation doivent comprendre les sources d’erreur et d’incertitude, qui peuvent être dues à des limitations instrumentales ou d’échantillonnage, ou à des signaux à différentes fréquences et longueurs d’onde.

Par exemple, les profils océanographiques profonds traditionnels (section S16.4) ont été et continuent d’être réalisés à partir de navires de recherche pour étudier les très grandes échelles spatiales et temporelles de la circulation océanique et des distributions de propriétés. Ces profils restent le seul moyen de mesurer l’océan profond avec une grande précision, et le seul moyen d’effectuer la plupart des mesures chimiques. Une station océanographique profonde peut prendre jusqu’à trois heures et une coupe transversale à travers un océan peut prendre jusqu’à deux mois, ce qui pose des limites à l’interprétation. Les profils individuels, très éloignés les uns des autres, ne peuvent pas être utilisés pour étudier les marées, les vagues internes ou les tourbillons, par exemple, mais ces mouvements et d’autres mouvements à plus petite échelle affectent les mesures des stations individuelles. Il existe cependant des moyens utiles de traiter et d’analyser les données afin qu’elles puissent être utilisées pour étudier les grandes échelles spatiales et temporelles d’intérêt.

Pour un deuxième exemple, les altimètres satellitaires (section S16.9.9) mesurent la hauteur de la surface de l’océan, en passant au-dessus de chaque point de la surface de l’océan toutes les semaines ou deux. La hauteur de la surface dépend de plusieurs facteurs : la circulation océanique, les vagues de surface et les marées, la dilatation et la contraction dues à une augmentation ou une diminution de la chaleur ou du sel dans l’eau, et la répartition inégale de la masse dans la terre solide (variations du géoïde). Le géoïde, qui ne varie pas dans le temps, domine le signal altimétrique. C’est pourquoi les mesures altimétriques dépendantes du temps ont été les plus utiles, fournissant des informations significatives sur la dépendance temporelle de la « méso-échelle » (dizaines à centaines de kilomètres) et de la grande échelle de la hauteur de la surface de la mer, qui est associée aux changements de la circulation à grande échelle, à la variabilité du climat comme El Niño, et à l’élévation globale du niveau de la mer.

L’interprétation des mesures altimétriques en présence d’expansion thermique nécessite des informations sur la structure de la température et de la salinité sous la surface, qu’un satellite ne peut pas voir. C’est pourquoi les mesures in situ sont combinées avec l’altimétrie. Comme les différents jeux de données ne sont pas adaptés en termes de fréquence d’échantillonnage et de localisation, la combinaison pose d’importants problèmes d’analyse de données, traités récemment par l’assimilation de données (Section 6.3.4). Enfin, troisième exemple tiré de l’altimétrie, les nombreux jours qui séparent les passages du satellite au-dessus d’un lieu donné signifient que les échelles de temps plus courtes, dues par exemple aux marées, sont mesurées à des moments différents de leurs cycles à chaque passage du satellite. Cet « aliasing » produit une fausse échelle de temps longue (Section 6.5.3). Un grand soin est apporté au choix de la fréquence orbitale des satellites et à l’interprétation des données pour traiter correctement ces échelles de temps courtes, afin de les éliminer autant que possible des échelles de temps longues.

Pour en revenir à l’observation de la circulation à plus grande échelle, du haut vers le bas de l’océan, qui est l’objet principal de ce texte, il pourrait sembler que l’emploi de nombreux instruments mesurant directement les courants serait la meilleure approche. En effet, au début du XXIe siècle, un programme mondial (Argo, décrit dans la section S16.5.2) visant à surveiller en permanence la vitesse dans la colonne d’eau a été lancé à l’aide de flotteurs de subsurface relativement peu coûteux qui suivent les courants de subsurface (le plus souvent à une seule profondeur) et transmettent des rapports aux satellites à intervalles réguliers. Ce programme a déjà révolutionné l’observation de l’intérieur des océans, principalement grâce aux profils de température et de salinité recueillis à chaque voyage vers la surface, qui ont été normalisés à des intervalles de dix jours ; les données sur la vitesse ont été moins utilisées. Un déploiement mondial de dériveurs de surface permet d’atteindre le même objectif à la surface de la mer (section S16.5.1). Ces méthodes d’échantillonnage lagrangien à l’échelle de l’océan n’étaient pas possibles avant le début des communications mondiales par satellite, et le coût de l’instrumentation de l’océan à toutes les profondeurs est encore prohibitif. Les courantomètres, qu’ils soient mécaniques ou acoustiques, mesurent directement le débit en un point donné pendant plusieurs années ; ils ont été développés et déployés à grande échelle après les années 1950. Les courantomètres ne donnent des informations sur la vitesse (vitesse et direction) de l’eau qu’à proximité de l’emplacement (dans le temps et l’espace) de l’instrument lui-même ; l’expérience montre que de grandes variations de vitesse peuvent se produire sur de petites distances ainsi que sur de petits intervalles de temps. En raison de ces échelles spatiales et du coût élevé des déploiements de courantomètres, il n’a pas été possible d’instrumenter l’océan à grande échelle. Les courantomètres sont maintenant utilisés principalement dans des courants bien définis dont la largeur ne dépasse pas plusieurs centaines de kilomètres, ou dans des zones cibles spécifiques pour échantillonner toutes les échelles temporelles (le spectre temporel complet) dans cette zone, parfois pendant de nombreuses années. Toutes les mesures directes des courants de subsurface n’ont fourni qu’une petite partie de notre connaissance observée de la circulation océanique. En revanche, là où elles ont été utilisées, elles fournissent des informations inestimables ; par exemple, la quantification du transport total et des variations de courants forts et relativement étroits comme le Gulf Stream ou le Kuroshio.

En l’absence de mesures directes suffisantes des courants océaniques, les océanographes qui étudient la circulation utilisent des méthodes indirectes. L’une des plus anciennes, encore très utilisée, est la méthode géostrophique ou dynamique, qui met en relation la distribution de la pression horizontale avec les courants horizontaux (section 7.6). La plupart des courants dont l’échelle de temps est supérieure à quelques jours (sauf à l’équateur) sont en équilibre géostrophique, c’est-à-dire un équilibre entre le changement horizontal (gradient) de pression et la force de Coriolis. La vitesse géostrophique est perpendiculaire à la direction du gradient de pression dû à la rotation de la Terre. La distribution de la pression dépend de la hauteur de la surface de la mer et également du profil vertical de la densité de l’eau de mer à une latitude et une longitude données. Ainsi, la principale méthode pour cartographier la circulation océanique a été de mesurer la distribution de la température et de la salinité de l’océan. La distribution de la densité est ensuite calculée, à partir de laquelle le gradient de pression horizontal est calculé à chaque profondeur, en supposant le gradient de pression à une profondeur (qui pourrait être à la surface, en raison de la hauteur de la surface). Les courants géostrophiques sont alors calculés.

L’étape d’estimation du gradient de pression à une profondeur n’est pas triviale, étant donné le manque général d’observations de vitesse distribuée. (Les déploiements de flotteurs subsurface qui ont débuté dans les années 1990 ont d’abord été motivés par la fourniture d’un tel champ de vitesse à une profondeur). L’approche traditionnelle a consisté à exiger la conservation de la masse dans les régions océaniques, puis à faire des suppositions éclairées sur la distribution de la vitesse à une profondeur donnée, en se basant sur la cartographie des distributions des propriétés dans l’océan. « Les méthodes inverses » (introduites mais non développées dans la section 6.3.4) formalisent l’utilisation de contraintes basées sur la conservation de la masse et sur les distributions de propriétés, qui sont affectées par le mélange.

Certaines propriétés de l’eau sont également des traceurs inhérents du temps (sections 3.6 et 4.7). Il s’agit notamment des traceurs qui sont biologiquement actifs et qui sont réinitialisés à des endroits spécifiques. Par exemple, la teneur en oxygène est saturée par le contact avec l’atmosphère dans la couche de surface, puis elle est consommée par les bactéries dans la colonne d’eau, ce qui donne un âge approximatif pour une parcelle d’eau donnée. L’horloge intégrée de la désintégration radioactive dans les traceurs transitoires est plus prometteuse, car elle est indépendante des caractéristiques physiques et biologiques de l’environnement. Les traceurs anthropiques tels que les chlorofluorocarbones (CFC) ont été injectés dans le système terrestre par l’homme. Si l’on connaît l’histoire de leur libération dans l’environnement, comme c’est le cas pour les CFC, ils constituent alors des traceurs utiles des chemins empruntés par les eaux océaniques de surface lorsqu’elles se déplacent vers l’océan intérieur.

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