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Le climat à découvert

 | 
Catherine Jeandel
, 
Rémy Mosseri

Troisième partie. Observations et indicateurs climatiques

3. Observations marines

Thierry Delcroix

Texte intégral

1La mise en évidence du réchauffement de notre système climatique*, qualifiée de « sans équivoque » (GIEC*, 2007), s’appuie sur un nombre croissant de publications scientifiques basées sur des observations in situ et satellitaires de l’état de l’océan, de l’atmosphère, de la biosphère* et de la cryosphère*. Dans l’océan du large, ces observations ont été obtenues à partir de différentes plateformes, de différents instruments, de différentes méthodes avec, en général, une amélioration de la précision des mesures au cours du temps.

Température, salinité et courants

2Il existe actuellement environ 50 variables climatiques considérées comme « essentielles » à l’observation et à la compréhension de la variabilité du climat, dont la température, la salinité, la vitesse des courants en fonction de la profondeur (ou de la pression) ainsi que le niveau de la mer (cf. III-4) pour ce qui concerne l’océanographie physique.

3La température est historiquement la variable* la plus mesurée car elle est probablement la plus simple à relever et qu’elle intervient souvent dans le calcul des autres variables essentielles. La température de l’océan varie dans l’espace entre -2 °C aux grandes profondeurs (en raison de la pression et du sel qu’il contient qui diminue la température de solidification) et aux pôles et 29 °C en surface dans les mers chaudes (voire 35 °C dans les mers fermées). Sa variabilité dans le temps peut atteindre des valeurs pic à pic de l’ordre de 2 °C pour le cycle diurne (entre le jour et la nuit), de 3 °C pour le cycle saisonnier (entre l’hiver et l’été), de 3 à 4 °C pour la variabilité interannuelle (entre un événement El Niño* et La Niña dans le Pacifique tropical) et de 0 à 1 °C en 50 ans en tendance climatique là où des estimations sont rendues possibles en raison d’une densité suffisante d’observations.

4La salinité de l’océan du large varie environ entre 32 et 40 pss* (la practical salinity scale est une grandeur sans unité). En surface, sa distribution spatiale coïncide au premier ordre avec la distribution spatiale du bilan Évaporation moins Précipitation (E-P). Les régions de faible salinité de surface sont ainsi associées aux régions de fortes précipitations comme, par exemple, sous les zones de convergences intertropicales (le « pot au noir » pour les marins). La salinité ne diminue pas nécessairement avec la profondeur, contrairement à la température. Seule la densité de l’eau de mer, fonction de la température, de la salinité (et de la pression) croit avec la profondeur. L’amplitude du cycle saisonnier de la salinité est maximum en surface dans les régions de fortes précipitations avec des valeurs pic à pic de l’ordre de 0,5 à 1 pss, ces valeurs pouvant être 10 fois plus importantes au large des grands fleuves (Amazone, Congo, Gange, Brahmapoutre). Sa variabilité inter annuelle est également maximum en surface, par exemple avec des différences d’environ 1 pss entre les événements El Niño et La Niña. Des estimations récentes de tendance climatique, effectuées à partir de données indépendantes, convergent sur des valeurs voisines de l’ordre de 0,1 à 0,7 pss par 50 ans, en valeurs positives ou négatives, selon les régions et les bassins océaniques.

5La plupart des grands courants océaniques circulent à des vitesses de l’ordre 0,1 à 1 m/s. Les courants les plus énergétiques se situent généralement sur les bords ouest des océans (Gulf Stream, Kuroshio) et en zone équatoriale (Courant Équatorial Sud, Sous Courant Équatorial). Ils présentent souvent une forte variabilité dite « de petite échelle spatiale » (10-100 km) et « temporelle » (5-10 jours) liée à la formation et/ou à la présence de structures tourbillonnaires difficiles à observer dans le détail (cf. II-17). C’est aux échelles de temps saisonnières à interannuelles que la variabilité des courants est probablement la mieux documentée. Les vitesses et directions des courants peuvent en effet être calculés à partir des mesures beaucoup plus nombreuses de température et de salinité (on parle alors de courants géostrophiques) et de mesures de vent de surface (on parle alors de courants dus au vent ou courant d’Ekman). L’ordre de grandeur de la variabilité saisonnière des courants est de 10 à 40 cm/s, celle de la variabilité interannuelle peut atteindre plus de 1 m/s, par exemple avec le changement de direction du Courant Équatorial Sud pendant un événement El Niño.

Fig. 1 – Planeur sous marin (glidder) en surface lors de sa récupération au large des côtes de la Nouvelle Calédonie en 2005. Ce nouvel appareil se déplace de manière quasi autonome sur plusieurs centaines de kilomètres en longitude-latitude et plusieurs centaines de mètres en profondeur, en profitant des courants océaniques, selon le même principe que les planeurs en aviation. Il embarque à son bord des capteurs de température et de salinité. C. Maes © IRD

Les principaux instruments utilisés

6Les principaux instruments utilisés (ou qui ont été utilisés) pour mesurer la température des océans sont… des thermomètres. Ils peuvent être à lecture directe (comme nos thermomètres de maison) et situés dans des sceaux météorologiques que l’on plonge dans l’eau de mer depuis la passerelle des navires. On trouve également des thermistances placées sur la coque des navires, des sondes perdables (XBT*, XCTD*) le plus souvent déployées à partir de navires marchands, des thermomètres à renversement, des rosettes de prélèvements ou des bathysondes (STD*, CTD*) utilisées à partir de navires de recherche, ainsi que des thermosalinographes installés sur des mouillages. Des mesures de température sont également obtenues à partir de plateformes dites lagrangiennes, c’est-à-dire qui dérivent avec le courant, telles que les chaînes à thermistance, les bouées de surface, et les profileurs (de type ARGO*). Plus récemment sont apparus de nouveaux moyens de mesures de la température – et de l’exploration de l’océan en général – tels que les ROV* (Remotely Operated Vehicles), les AUV* (Autonomous Underwater Vehicles) et les planeurs sous marins ou gliders (figure 1). Les précisions de ces instruments, correctement étalonnés, s’échelonnent entre 0,5 °C, pour les mesures les plus anciennes obtenues à partir de thermomètres à lecture directe, et 0,001 °C pour les mesures obtenues à partir de bathysondes.

7À l’exception des thermomètres et des chaînes à thermistances, tous ces instruments sont également utilisés pour déduire la salinité de l’eau de mer. Il y a deux méthodes principales pour estimer la salinité. La première, la plus ancienne, mesure le poids total de sels dissous dans un volume donné d’eau de mer ; la seconde, surtout utilisée depuis le milieu des années 1960, déduit la salinité de la mesure de la conductivité de l’eau de mer, cette dernière ne pouvant être estimée sans une mesure simultanée de la température. Ces deux méthodes sont liées par une relation bien documentée et discutée dans de nombreux ouvrages. Comme pour la température, la précision instrumentale des mesures de salinité s’est améliorée au cours du temps, avec une précision de l’ordre de 0,1 pss pour les mesures anciennes à 0,005 pss pour les mesures par bathysondes.

Fig. 2 – Dernières vérifications durant la mise en place d’une bouée du réseau TAO (Tropical Atmosphere Ocean). Il existe plus d’une centaine de mouillages de ce type dans les océans tropicaux Pacifique, Atlantique et Indien. Ils sont équipés de capteurs météorologiques en surface et de capteurs océanographiques, température, salinité et parfois courants, dans la couche 0-500 m de l’océan. Les données récoltées sont transmises en temps réel à intervalles réguliers vers les Centres de Prévision. J. Servain © IRD

8Outre la possibilité d’estimer les courants à partir de leurs composantes géostrophiques et d’Ekman, ceux-ci peuvent être mesurés directement de manière eulérienne (en un point fixe) à l’aide de courantomètres à rotor, électromagnétiques ou à effet Doppler (selon le même principe que les radars autoroutiers). Des mesures lagrangiennes de courant sont également obtenues en relevant la position de bouées dérivantes à intervalles réguliers dans le temps.

Utiliser des observations de qualité différente

9L’utilisation de mesures issues de plateformes et d’instruments différents (correctement étalonnés), avec des précisions différentes et/ou susceptibles de présenter des biais les unes par rapport aux autres, est un facteur qui doit absolument être pris en compte dans l’analyse de données environnementales et la construction d’indicateurs climatiques. C’est ce qui est généralement pratiqué, dans la mesure où la quantité d’informations est suffisante pour prendre ces facteurs en considération. Mais cela n’est pas toujours possible. Notons, par exemple, l’existence de mesures anciennes de température ou de salinité pour lesquelles nous ignorons l’heure de la mesure dans des régions à fort cycle diurne, ainsi que la plateforme et l’instrument qui ont été utilisés, à une époque où plusieurs possibilités coexistaient. Fort de ce constat, la quantité d’informations maintenant conservées dans les bases de données « modernes » a donc considérablement augmenté, avec l’association systématique de la mesure per se avec ce que l’on appelle ses métadonnées (comme le nom et le numéro de série de l’instrument utilisé, les coefficients et les dates de pré- et post-étalonnage, le nom de l’organisme voire de la personne ayant effectué la mesure, etc.). Ces dernières ont pour but de décrire le contexte général dans lequel la mesure a été effectuée, voire de proposer des corrections à la valeur originale en utilisant d’autres mesures plus précises dites « co-localisées », c’est-à-dire obtenues pendant la même période de temps (à définir) et dans la même région (à définir également).

10Outre le besoin de connaître la précision instrumentale d’une observation, il est important également de pouvoir corriger des biais systématiques pouvant exister entre différentes mesures provenant de différents instruments. À titre d’exemple, nous savons que les mesures de salinité effectuées à partir d’échantillons d’eau de mer prélevés aux sceaux météorologiques depuis des navires en route, essentiellement avant les années 1990, sont en général surestimées d’environ 0,1 pss. Cette surestimation traduit l’apparition de dépôt de sel dans les sceaux, insuffisamment rincés à l’eau douce entre deux prélèvements distants, ainsi que l’évaporation produite lors de la remontée du sceau entre la surface de l’eau et la passerelle du navire. Nous savons également que les mesures de salinité effectuées à l’aide de thermosalinographes sur des bateaux marchands tendent à être sous-estimées de l’ordre de 0,02 pss. Cette sous-estimation traduit l’apparition de salissures biologiques sur la cellule de conductivité entre deux nettoyages (phénomène dit de biofouling). Il est alors fondamental de corriger ce type de biais afin d’en déduire des informations sur l’évolution à long terme de la salinité. L’idéal, dans ce type de situation, est de pouvoir effectuer les deux types de mesures aux mêmes temps et aux mêmes endroits pendant une période suffisamment longue pour permettre une comparaison statistique, c’est ce que l’on nomme parfois le « tuilage d’observations différentes ».

Construction des indicateurs climatiques

11Il ne fait plus aucun doute que le climat global se réchauffe, entraînant en cela des modifications de la température, de la salinité et des courants océaniques. Mettre en place des indicateurs climatiques, à partir de ces trois paramètres, est un moyen pertinent pour appréhender les stigmates de ce réchauffement, à la fois à l’échelle globale et régionale. Pour être pertinents, ces indicateurs doivent s’appuyer sur des séries suffisamment longues établies avec des observations de qualité. Pour ce faire, une des premières étapes consiste à estimer au mieux la qualité individuelle de chaque observation. Dans les banques de données actuelles, cela se traduit par l’attribution de code qualité pour chaque observation, en lien notamment avec la pauvreté ou la richesse de ses métadonnées. Une deuxième étape essentielle consiste à prendre en compte la répartition inhomogène dans le temps et dans l’espace des observations et des codes qualité associés. Il existe pour cela des outils statistiques sophistiqués qui permettent d’interpoler ces répartitions inhomogènes sur des pas de temps et/ou d’espace réguliers (cf. IV-4). C’est le cas notamment de l’Analyse Objective qui permet d’attribuer une erreur associée à chaque valeur ramenée sur un pas de grille régulier en fonction de la distance des observations réellement effectuées dans son voisinage (dans le temps et dans l’espace). Lors de la construction d’indicateurs climatiques (par exemple en calculant une tendance linéaire de la température ou de la salinité sur plusieurs années dans une région donnée) on donnera alors un poids différent à chaque valeur en fonction de l’erreur qui lui est associée, ce qui permettra de quantifier l’erreur sur cet indicateur.

La création d’observatoires océaniques

12La prise de conscience de la richesse des informations climatiques déductibles de l’analyse d’observations in situ a conduit le Ministère de la Recherche à créer en 2002 des Observatoire de Recherche en Environnement. Ces Observatoires, appelés parfois Services d’Observations, ont pour vocation de collecter des observations jugées pertinentes, avec un protocole bien identifié, de les valider de manière rigoureuse en leur attribuant des codes de qualité, de les sauvegarder et de les rendre disponibles sans restriction pour la recherche et l’éducation. Gageons que les générations futures seront à même, grâce à ces Services d’Observation, d’analyser de longues séries temporelles issues d’observations bien documentées, dans le souci d’améliorer la compréhension de la variabilité de notre climat.

Bibliographie

Références bibliographiques

• M. LE MENN - Instrumentation et métrologie en océanographie physique, Éditions Lavoisier, 2007.

• F. MILLERO, R. FEISTEL, D. WRIGHT and T. MCDOUGALL - « The Composition of Standard Seawater and the Definition of the Reference-Composition Salinity Scale », Deep Sea Res., 2008.

• F. ROUX, G. BERGAMETTI et B. HAMELIN - « Les ORE, nouveaux observatoires de recherche sur l’environnement », La Météorologie, 2003.

Table des illustrations

Légende Fig. 1 – Planeur sous marin (glidder) en surface lors de sa récupération au large des côtes de la Nouvelle Calédonie en 2005. Ce nouvel appareil se déplace de manière quasi autonome sur plusieurs centaines de kilomètres en longitude-latitude et plusieurs centaines de mètres en profondeur, en profitant des courants océaniques, selon le même principe que les planeurs en aviation. Il embarque à son bord des capteurs de température et de salinité. C. Maes © IRD
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Légende Fig. 2 – Dernières vérifications durant la mise en place d’une bouée du réseau TAO (Tropical Atmosphere Ocean). Il existe plus d’une centaine de mouillages de ce type dans les océans tropicaux Pacifique, Atlantique et Indien. Ils sont équipés de capteurs météorologiques en surface et de capteurs océanographiques, température, salinité et parfois courants, dans la couche 0-500 m de l’océan. Les données récoltées sont transmises en temps réel à intervalles réguliers vers les Centres de Prévision. J. Servain © IRD
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Auteur

Océanographe physicien, Directeur de Recherche à l’IRD, LEGOS Toulouse.
thierry.delcroix@legos.obs-mip.fr

© CNRS Éditions, 2011

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