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Océan et climat

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Jacques Merle

Chapitre 4. La singularité équatoriale

Texte intégral

De la singularité de la circulation équatoriale, depuis sa découverte par les premiers navigateurs jusqu’à son étude scientifique tardive, et la reconnaissance de son rôle majeur dans la variabilité du climat par les déplacements de masses d’eaux qu’elle opère rapidement le long de l’équateur.

1Les progrès réalisés dans la connaissance du transport thermique méridien opéré par les océans ont mis en relief la place particulière qu’occupent les régions tropicales dans ces phénomènes d’échelle planétaire. Mais qu’y a-t-il de singulier lorsque l’on approche de l’équateur ?

  • 1 Gustave Coriolis, mathématicien français, formula en 1830 la théorie décrivant le mouvement des co (...)
  • 2 La force de Coriolis, f, est donnée par la formule f= 2 ω sin φ, ω étant la vitesse angulaire de l (...)
  • 3 L'équation géostrophique permet de calculer les composantes zonales et méridiennes des courants, u(...)

2L’équateur a toujours intrigué les navigateurs. Une tradition en est restée sous la forme d’une cérémonie un peu burlesque, le « passage de la ligne », au cours de laquelle on invoque Neptune et Éole, les dieux de la mer et des airs, pour les passagers novices d’un navire lorsqu’il traverse l’équateur géographique en changeant d’hémisphère. L’intuition des marins, qui perçoivent dans cette ligne imaginaire qui marque la latitude zéro quelque chose de singulier, n’est pas infondée (fig. 25). Cette frontière entre les hémisphères n’est pas seulement un repère géographique naturel, elle est porteuse d’une singularité mécanique liée à la rotation de la Terre autour de l’axe des pôles. Cette rotation terrestre affecte la trajectoire de tous les corps en mouvement à sa surface, particulièrement les fluides que sont l’atmosphère et l’océan. Elle engendre en effet une force, appelée « force de Coriolis1 » qui s’ajoute à la force originelle appliquée sur un corps en mouvement, déviant sa trajectoire vers la droite dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud. Le phénomène est bien connu des artilleurs, qui doivent en tenir compte dans le calcul des angles de tir de leurs canons pour atteindre les objectifs visés. La force de Coriolis est une fonction de la latitude2, elle est nulle à l’équateur et change de signe en changeant d’hémisphère. C’est une force complémentaire faible par rapport aux forces en jeu dans le mouvement des mobiles terrestres usuels, mais elle joue un rôle très important dans le mouvement des fluides océaniques et atmosphériques car elle est du même ordre de grandeur que les forces de pression qui résultent de la répartition des densités à l’intérieur de ces fluides (encadré 8), engendrant leurs mouvements par les courants et les vents. La force de Coriolis entre dans l’« équation géostrophique3 » qui permet de calculer la vitesse d’un fluide si l’on connaît les forces de pression, ou la répartition des densités, à l’intérieur du fluide. La « géostrophie » est une approximation commode pour calculer les courants et les vents, universellement utilisée par les océanographes et les atmosphériciens. La nullité de la force de Coriolis à l’équateur interdit l’application de cette relation dans cette région du globe. D’autres formulations théoriques doivent alors être utilisées, qui conduisent cependant aussi à des courants s’accélérant dans le sens zonal et à des systèmes de propagation d’ondes guidées par cette frontière géographique et mécanique.

Figure 25. Image composite de plusieurs satellites observant la teneur en chlorophylle de la surface de l’océan qui traduit sa productivité phytoplanctonique (plancton végétal). On remarque, que l’équateur « est dessiné », dans le Pacifique et dans l’Atlantique, par la production de matière végétale due aux remontées d’eaux profondes, riches en sel nutritifs, liée à la singularité équatoriale.
C’est comme si la vie marine, elle aussi, « reconnaissait » la singularité de l’équateur. Document Nasa.

3Les navigateurs avaient observé depuis lontemps cette singularité équatoriale, qui se manifestait par des courants généralement rapides dans le sens zonal mais variables dans le temps et l’espace, très différents de ceux qu’ils rencontraient dans les régions tempérées. Ces particularités excitèrent plus tard la curiosité des théoriciens de l’océan, avant de devenir un sujet d’étude majeur pour comprendre l’interaction de l’océan avec la basse atmosphère et la variabilité du climat qui en découle.

4Dès le xviie siècle, les vents alizés furent mis en évidence et décrits (cf. fig. 2). Par la suite, au cours des xviiie et xixe siècles, et après de longs débats, l’existence des courants et surtout des contre-courants équatoriaux fut reconnue. Au xixe siècle, la découverte fortuite du sous-courant équatorial ne trouva son épilogue que dans les années 1950-1960. Ces étrangetés équatoriales intriguèrent les théoriciens, qui tentèrent alors de bâtir des théories et des modèles pour expliquer la physique de la circulation océanique dans les basses latitudes. Dans les années 1970-1980, des campagnes internationales apportèrent des précisions importantes sur la variabilité de cette circulation en relation avec les « forçages » atmosphériques. La communauté scientifique comprit enfin que les particularités des océans tropicaux et équatoriaux associées à leurs interactions étroites avec la basse atmosphère représentaient une clé fondamentale susceptible d’expliquer la variabilité du climat à court terme et des phénomènes tels que El Niño dans le Pacifique. Ces avancées encouragèrent les Français et les Américains à s’associer pour étudier plus en détail la dynamique équatoriale dans l’Atlantique. Enfin, un grand programme international associant océanographes et atmosphériciens, Toga (Tropical Ocean and Global Atmosphere), fut mis sur pied entre 1985 et 1995 pour tenter de comprendre et de prévoir la variabilité climatique associée à l’interaction dynamique de l’atmosphère et de l’océan dans les basses latitudes. Dans ce chapitre, nous traiterons de la singularité de la circulation équatoriale, depuis sa découverte par les premiers navigateurs jusqu’à son étude scientifique tardive, et la reconnaissance de son rôle dans la variabilité climatique. Ce dernier point, qui relève de l’interaction entre l’océan équatorial et la basse atmosphère, ainsi que le programme international Toga seront présentés plus en détail au cours des chapitres suivants.

Retour sur la découverte des courants, contre-courants et sous-courants équatoriaux

5On propose ici de revenir plus en détail sur l’histoire de la découverte du système de circulation océanique équatorial avec ses courants, contre-courants et sous-courants en les différenciant nettement (les sous-courants et contre-courants s’écoulent dans un sens opposé au vent dominant et au courant principal). En effet, outre le pittoresque de certaines de ces découvertes, il existe une continuité étroite entre les explorations des premiers navigateurs des xviiie et xixe siècles, les trouvailles fortuites de certains océanographes, et enfin la reconnaissance de l’intérêt de ces régions pour comprendre la variabilité du climat. La physique des régions équatoriales a été longtemps ignorée jusqu’à ce que l’on admette, dans les années 1960, qu’elle était à l’origine de signaux climatiques majeurs qu’il fallait comprendre et envisager de prévoir. Ce télescopage de l’histoire a ses raisons que nous souhaitons présenter dans ce chapitre.

Les découvertes des navigateurs circumterrestres

6Presque tous les navigateurs et les explorateurs scientifiques qui les premiers parcoururent les régions équatoriales ont noté que les courants s’intensifiaient, et prenaient une forte composante zonale à l’approche de l’équateur. Ils n’étaient pas surpris lorsque ces courants équatoriaux portaient leur navire en direction de l’ouest, dans la direction même des vents dominants, les alizés. C’est ainsi que dès le xviiie siècle, des cartes représentant les courants équatoriaux portant à l’ouest furent dressées, au moins pour les océans Pacifique et Atlantique. Mais certains de ces navigateurs remarquèrent aussi des dérives superficielles vers l’est, de sens opposé à la circulation générale atmosphérique. Des phénomènes encore plus étranges furent relevés à l’équateur même : des sondages pratiqués en profondeur par les équipages suggéraient la présence de courants sous-marins s’opposant aux courants de surface, qui furent plus tard reconnus comme étant des sous-courants. Ainsi donc, des courants (appelés contre-courants) et des sous-courants semblaient couler dans un sens opposé au vent, phénomène qui était un non-sens pour des marins et donna lieu à près de deux siècles de débats avant d’être formellement reconnu.

  • 4 La traversée du « pot au noir » inspirera à Alexander von Humboldt cette évocation poétique : « Ce (...)

7Cependant, ces navigateurs, qui croisaient dans les régions équatoriales, accumulèrent les observations, qui au fil du temps devinrent de plus en plus précises, et permirent de décrire un système de courants marins original qui ne ressemblait en rien à celui observé sous les latitudes moyennes et hautes. Toutes les grandes nations maritimes participèrent à ces explorations et à ces découvertes et rapportèrent ces étrangetés du monde tropical, souvent dans des perspectives de conquêtes ou par esprit de compétition, mais aussi poussées par une curiosité aventureuse dont la poésie n’était pas absente4. L’exploration des mers tropicales est une grande page de l’histoire de la navigation et constitue la préhistoire de l’océanographie tropicale.

Les alizés et le « pot au noir » ont été identifiés très tôt

8Les vents de surface, grossièrement connus dès le xviie siècle sur les principales mers du monde, furent cartographiés par Halley et Dampier. Dans l’Atlantique, la dissymétrie des alizés par rapport à l’équateur apparaissait déjà sur la carte de Halley parue en 1688 (fig. 1). On distinguait des alizés de nord-est (portant au sud-ouest) et des alizés de sud-est (portant au nord-ouest) qui convergeaient dans une zone située quelques degrés au nord de l’équateur géographique où le vent était incertain, faible et tourbillonnant. C’était une région que les navigateurs redoutaient et qu’ils appelèrent le « pot au noir ». C’est dans cette région située sous la convergence des alizés que les navigateurs identifièrent progressivement des dérives persistantes vers l’est. Hisard (1993) rapporte de nombreux exemples de navigateurs qui avaient observé ces dérives douteuses vers l’est. Mais les aléas de la navigation, liés à la difficulté de déterminer les longitudes, les avaient souvent conduits à considérer ces observations comme « douteuses » et à les rejeter.

Courants et contre-courants décrits par les navigateurs

9Il faut distinguer les courants de surface, qui provoquent la dérive des navires, des courants de subsurface ou sous-courants, situés à quelques dizaines de mètres sous la surface, dont nous parlerons plus loin. Les courants de surface rapides portant à l’ouest et les étranges et dangereuses dérives des navires en sens opposé, vers l’est, lorsqu’ils approchaient de l’équateur agitèrent longtemps les circumnavigateurs, donnèrent lieu à de multiples ouvrages et suscitèrent des controverses nationales dans la revendication des premiers découvreurs. Cette histoire ne trouva son épilogue scientifique que dans la seconde moitié du xxe siècle, avec les synthèses du système des courants et contre-courants équatoriaux établies par l’Américain John Knauss en 1963, et par le Russe Khanaïchenko en 1974. L’identification des contre-courants équatoriaux fut particulièrement longue, car elle heurtait le sens commun. Laissons à Philippe Hisard (1993) le soin de nous conter plus en détail la reconnaissance progressive de ces contre-courants équatoriaux (encadré 7).

10Ainsi donc, dans la première moitié du xixe siècle, il fut reconnu que la circulation océanique entre les deux tropiques consistait en deux grands courants marins dirigés vers l’ouest, le courant équatorial nord, et le courant équatorial sud, poussés par les vents alizés de chaque hémisphère. Mais ces courants étaient séparés par une zone de courants faibles, tourbillonnants et portant bizarrement à l’est. C’est dans cette bande océanique de quelques degrés de latitude (située en moyenne entre 5 ° N et 10 ° N) sous-jacente à la zone de convergence des alizés (le pot au noir) que les circumnavigateurs durent progressivement reconnaître que ces dérives vers l’est étaient un élément nouveau et original de la circulation océanique, qui fut appelé « contre-courant équatorial » (fig. 26) pour souligner qu’il s’écoulait à rebours du système principal de circulation des courants vers l’ouest, et contre le vent dominant, seul moteur alors reconnu de la circulation océanique. Restait à comprendre quelles étaient les forces et les mécanismes physiques qui pouvaient expliquer ces courants en sens inverse des vents dominants. La réponse à ces questions fut apportée seulement dans les années 1980, après des études détaillées du système de circulation équatorial (voir la fin de ce chapitre).

Figure 26. La circulation océanique superficielle dans l’océan Pacifique, avec les courants équatoriaux nord et sud, et, entre les deux, le contre-courant équatorial situé sous la zone de convergence des alizés. Schéma dû à Wyrtki (1979).

Encadre 7. La saga de la découverte des contre-courants équatoriaux (d'après Hisard, 1993)
Un contre-courant équatorial a d'abord été identifié dans l'océan Pacifique au début du xixe siècle, à partir des observations de navigateurs français, allemands, anglais et russes. Le premier effort de synthèse pour représenter la circulation océanique de l'océan Pacifique fut celui de l'hydrographe français Duperrey, qui rassembla sur une même carte, datée de 1831, les courants de dérive observés lors des circumnavigations réalisées de 1773 à 1828. Duperrey ne parvint pas, cependant, à admettre que les dérives en direction de l'est observées au nord de l’équateur par certains navigateurs, tel Freycinet, étaient un nouveau trait spécifique de la circulation océanique équatoriale, c'est-à-dire un contre-courant. Cette dérive n'avait été ressentie dans la partie centrale du pacifique ni par Lapérouse en 1786, ni par Marchand en 1791, ni même encore par Krusenstern en 1854. D’après Puis, le naturaliste allemand Meyen, qui accompagnait le capitaine Wendt à bord du Princesse Louise, fut le premier à identifier ce courant, le qualifiant clairement de contre-courant. Le géographe allemand Berghaus porta aussi sur une carte ce contrecourant nouvellement identifié, mais il le traça seulement dans l'est du Pacifique, vers 125 ° W. La représentation du contre-courant équatorial dans son intégralité ne devint réellement satisfaisante que grâce aux cartes du navigateur américain Wilks, à celle de l'hydrographe français de Kerhallet et â celle du géographe anglais Findlay, trente ans environ après les premières observations. Il fallut tout ce temps pour réunir un ensemble de données cohérentes dans le bassin équatorial Pacifique compte tenu de sa taille. il fallut aussi vaincre les réticences de ceux qui croyaient en la prédominance absolue d'un « courant de rotation » unique dirigé vers l'ouest aux latitudes équatoriales et niaient la possibilité de courants de sens opposé. Dans l'océan Atlantique, les courants de dérive vers l'est au sein de la « zone torride » avaient été observés depuis longtemps. Les marins les redoutaient, car ils provoquaient une dérive dangereuse vers les côtes d'Afrique. Krusenstern et Humboldt les évoquent très clairement. On considérait cependant ces courants vers l'est plutôt comme des perturbations du courant équatorial, voire comme des extensions vers l’ouest de l'origine naturelle du courant de Guinée qui porte à l'est le long des côtes nord du golfe de Guinée. Ce courant côtier était également connu des Portugais depuis la fin du xve siècle. Sur la base des observations de Lartigue, de Kerhallet identifia le contre-courant spécifique de l'Atlantique occidental mais il en limita l'extension à l'ouest de 40 ° W. Dès le début du xixe siècle, Lartigue avait déjà très clairement suggéré, en étudiant les courants de dérives des circumnavigations, que ce contre-courant devait être continu sur l’ensemble du bassin équatorial de l'océan Atlantique, ainsi que de l'océan Pacifique. Cette conception fut acceptée tardivement, en 1853, par le géographe anglais Findley. Il lui fallut pour cela rejeter le tracé quasi officiel du courant de Guinée réalisé par un hydrographe anglais, le major Rennel, qui avait représenté le courant de Guinée de façon isolée. En 1857, un Français, Lefèvre, montra clairement la continuité d'un contre-courant équatorial traversant l'ensemble de l'Atlantique. Mais il fallut attendre la fin du xixe siècle et les travaux de l’ingénieur hydrographe français Simart, en 1889, pour mesurer l'importance des variations saisonnières de cette circulation équatoriale à contresens. Ces deux Français peu connus, Lefèvre et Simart, ont cependant clôturé cette période de recherche et fait reconnaître définitivement le contre-courant équatorial atlantique dans sa continuité et sa variabilité.

Figure 27. Section méridienne composite de la température (en degrés F), le long du méridien 14 ° W, dressée par Buchanan, d’après les observations du Challenger (1876) et du Buccaneer (1886). C’est une section historique, la première représentant la structure thermique équatoriale qui accompagnait les premières observations d’un sous-courant équatorial.
Document EOS/AGU reproduit par Michael Mac Phaden (1986).

La découverte des sous-courants équatoriaux

Le découvreur oublié du sous-courant équatorial : Young Buchanan

  • 5 Il est toujours difficile de déterminer l'antériorité d'une découverte. PHILANDER en 1973 rapporte (...)

11Au-delà des dérives superficielles vers l’est mentionnées précédemment, d’autres phénomènes strictement limités à l’équateur (entre 2 ° N et 2 ° S) et se manifestant sous la surface attirèrent assez tôt l’attention des marins. Le premier océanographe observateur de ces étrangetés équatoriales en profondeur est sans conteste Young Buchanan5 qui, lors de la première campagne circumterrestre historique du Challenger, de 1873 à 1876, et alors que le navire remontait l’Atlantique le long du méridien 14 ° W, fut attiré par le comportement étrange du câble utilisé par l’équipage pour pratiquer un sondage en profondeur, au voisinage de l’équateur. Le câble semblait tiré en profondeur par une force inconnue, en sens opposé au courant de surface et au vent dominant. Buchanan était sûr que ce comportement du câble était le signe qu’un courant de sens opposé existait sous la surface, mais il n’avait pas les moyens de l’observer et d’apporter les preuves de son existence.

12Dix ans plus tard, en 1886, le même Buchanan, embarqué cette fois sur un autre navire, le Buccaneer, voulut en avoir le cœur net et, toujours dans la même région équatoriale Atlantique, réalisa des observations de températures (fig. 27) et déploya un dispositif de bouées dérivantes à ancres flottantes immergées à une profondeur de trente pieds. Devant l’équipage stupéfait, les bouées tracèrent un sillage vers l’est en direction opposée au sens de la dérive du navire. Buchanan venait de démontrer l’existence du sous-courant équatorial coulant d’ouest en est, opposé au courant de surface et au vent dominant.

13Mais les observations de Buchanan dans l’Atlantique furent totalement oubliées pendant plus de soixante-dix ans. Il fallut attendre 1962 pour que des redécouvreurs du sous-courant équatorial dans le Pacifique exhument une référence des travaux de Buchanan et lui rendent justice pour sa découverte initiale.

  • 6 Une si longue éclipse peut paraître étonnante, mais il existe des explications, et la personnalité (...)

14Ce long désintérêt pour l’étude de la zone équatoriale s’explique peut-être en partie par le manque de charisme de son découvreur initial6, mais d’autres raisons, et des questions de mode notamment, peuvent également être invoquées. Le public et les responsables politiques de la seconde moitié du xixe siècle s’intéressaient avant tout aux recherches sur les pêches dans les mers du Nord et à la découverte des territoires arctiques et antarctiques plutôt qu’aux régions tropicales, dont les bizarreries observées à l’équateur n’excitaient qu’un nombre limité d’hommes de science.

La redécouverte du sous-courant équatorial par Townsend Cromwell

15Au milieu du siècle suivant, après la Seconde Guerre mondiale, l’intérêt pour les phénomènes équatoriaux était toujours aussi faible. C’est presque par hasard que Townsend Cromwell et Raymond Montgomery de l’Institut des pêches des îles Hawaii redécouvrirent le sous-courant équatorial en 1952 dans l’océan Pacifique, à bord du navire Hugh M. Smith. Pourtant, depuis le xixe siècle l’océanographie avait fait des progrès considérables à différents niveaux : techniques d’observation, conceptions théoriques, organisation de la recherche dans de grandes institutions spécialisées. Mais c’était toujours les intérêts de la pêche qui motivaient principalement les recherches océanographiques. C’est dans le cadre du développement de la pêche aux thons, dans les régions intertropicales du Pacifique central, que des campagnes océanographiques régulières furent organisées par l’Institut des pêches installé à Honolulu.

  • 7 Les drogues sont des ancres flottantes, utilisées principalement par les pêcheurs pour stabiliser (...)
  • 8 Michael Mac Phaden (1986), dans un article relatant l'histoire de la découverte du sous-courant et (...)

16Cromwell, le seul océanographe physicien de cet institut, était le chef de mission de ces campagnes qui avaient pour objectif de décrire l’environnement physique, chimique et biologique des zones de pêche. Il expérimentait une technique de pêche, maintenant bien connue des pêcheurs au thon, utilisant des « longues lignes » auxquelles étaient suspendus des flotteurs et des lignes secondaires immergeant des hameçons et des appâts à une profondeur comprise entre 50 et 250 mètres. Cromwell remarqua qu’à l’équateur, les lignes immergées en profondeur étaient tirées en direction de l’est, en sens opposé du courant de surface, à une vitesse atteignant plus de 50 centimètres par seconde. C’était une observation en tout point identique à celle réalisée par Buchanan soixante-dix ans plus tôt et, comme lui, Cromwell décida d’utiliser des drogues7 flottantes immergées entre 50 et 100 mètres pour observer spécifiquement ce curieux sous-courant, opposé au courant de surface. Pour cette campagne, Cromwell s’adjoignit l’aide de Raymond Montgomery, lui aussi océanographe physicien, et sous la houlette de Dick Stroup, un autre océanographe de Hawaii, mais biologiste, ils s’embarquèrent à nouveau sur le Hugh M. Smith le 23 juillet 1952 et réalisèrent une série d’observations hydrologiques et de mesures de courants à l’aide de drogues immergées à différentes profondeurs, au voisinage du méridien 150 ° W entre 7 ° N et 3 ° S. Ces observations indiquaient qu’à proximité immédiate de l’équateur, dans une étroite bande comprise entre l’équateur et 2 ° N et à une profondeur comprise entre 50 et 200 mètres correspondant au sommet de la thermocline, il existait un courant zonal portant à l’est, en sens opposé au courant de surface, et dont la vitesse dépassait un nœud (fig. 28). Ces résultats donnèrent lieu à un court article signé par Cromwell, Montgomery et Stroup en 1954, première publication préliminaire mentionnant dans son titre même l’existence d’un sous-courant équatorial : « Equatorial undercurrent in the Pacific revealed by new methods8 ». Mais c’est seulement en 1962 que Montgomery et Stroup publièrent seuls le compte rendu officiel de leur campagne, sans Cromwell qui était décédé depuis. Néanmoins, ils exhumèrent l’article informel initial de Cromwell, rédigé en 1954, qui reste le point de départ de la découverte, ou de la redécouverte, du sous-courant équatorial pacifique, appelé depuis « courant de Cromwell ».

Figure 28. Les observations originales du sous-courant équatorial pacifique à l’aide de drogues immergées par Cromwell en 1952. Ce document peu spectaculaire a cependant une valeur historique. C’est la première mesure physique du sous-courant équatorial. Les flèches indiquent la direction et la vitesse des courants mesurés. Les chiffres indiquent la profondeur de la mesure.

Figure 29. Section méridienne traversant l’équateur entre 3 ° N et 3 ° S à 12 ° W, montrant le sous-courant équatorial dans l’Atlantique en avril 1964, observé par Sturm et Voigt (1966).

Premières explications théoriques du sous-courant

17On voit par ces anecdotes que la découverte d’un élément essentiel de la circulation océanique, le sous-courant équatorial, directement lié à la rotation de la Terre et jouant un rôle fondamental dans la variabilité du climat, est le fait d’une série de hasards et de curiosités et n’avait en rien été préparée et planifiée. Le contraste est grand entre son importance actuellement reconnue dans le phénomène Enso, et sa découverte tardive et presque fortuite.

18Ces observations réalisées sur les courants, contre-courants et sous-courants équatoriaux finirent cependant par exciter la curiosité de certains théoriciens. Il fut établi que les vents alizés, qui poussent les eaux chaudes équatoriales vers l’extrémité ouest des bassins équatoriaux sur une épaisseur de plusieurs centaines de mètres, jouaient un rôle central. Cette accumulation d’eaux chaudes, donc plus légères, élève la surface de l’océan à l’ouest de quelques décimètres et engendre une pente ouest-est de la surface de l’océan ainsi qu’un gradient zonal de pression à l’intérieur de la masse liquide (fig. 30).

19Cette pente, associée au gradient zonal de pression, est un élément fondamental de la circulation océanique équatoriale. Elle engendre une circulation zonale dans le sens de la pente, si d’autres forces comme le vent ne s’opposent pas à ce mouvement, ce qui la différencie de la circulation aux plus hautes latitudes où les courants sont perpendiculaires à la pente et parallèles aux lignes d’égale pression (encadré 8). Il en est ainsi car, comme nous l’avons vu, l’accélération de Coriolis, qui normalement déporte le mouvement dans un sens perpendiculaire aux gradients de pression, est nulle à l’équateur. S’inspirant de ces théories, Gert Neumann prédit en 1960 que ce sous-courant devait également exister dans l’Atlantique, car les observations montraient une pente ouest-est de la surface et un gradient zonal de pression, comme dans le Pacifique. Et de fait, le sous-courant équatorial atlantique fut découvert en 1961 (cf. fig. 29) par des océanographes est-allemands, Klaus Voigt et ses collaborateurs, embarqués à bord d’un navire soviétique, le Lomonosov. Plus tard, certains donnèrent le nom de Lomonosov au sous-courant équatorial atlantique.

20Dans l’océan Indien, certaines observations allaient permettre une nouvelle vérification de cette théorie. L’océan Indien est dominé par une renverse saisonnière des vents de mousson. Pendant la plus grande partie de l’année, entre mai et novembre, les vents de surface soufflent en direction de l’est. Les vents tournent à l’ouest seulement pendant la courte période de la mousson de nord-est qui s’étend approximativement de décembre à avril. Les océanographes s’attendaient donc à ce qu’un sous-courant équatorial n’existe que pendant cette période, de décembre à avril, lorsqu’un gradient de pression zonal est en mesure de s’instaurer sous la poussée du vent. Cela fut confirmé au cours de campagnes soviétiques, britanniques et américaines menées lors de l’Expédition internationale de l’océan Indien. Les scientifiques, notamment le Britannique John Swallow, observèrent à l’équateur un sous-courant en direction de l’est avec une vitesse comprise entre 50 et 100 cm par seconde. Ils observèrent également que le gradient zonal de pression associé à ce courant en direction de l’est s’évanouissait pendant la période de la mousson de sud-ouest et que le sous-courant lui-même avait tendance à disparaître durant cette saison.

21On avait donc bien démontré que le sous-courant équatorial était lié au gradient zonal de pression à l’équateur, sans pour autant avoir élucidé tous ses mécanismes générateurs. Une formulation théorique complète de la dynamique des courants, contre-courants et sous-courants équatoriaux n’existait pas encore, mais les théoriciens allaient enfin s’intéresser sérieusement à l’équateur.

Encadre 8. Champs de pression, force de Coriolis vents et courants
L'océan et l'atmosphère étant gouvernés par les mêmes équations, la circulation océanique (les courants) est semblable à la circulation atmosphérique (les vents). Les cartes de pression atmosphérique, présentées quotidiennement dans nos journaux ou à la télévision par les services météorologiques, montrent que les vents s'écoulent parallèlement aux isobares, ou lignes d'égale pression. De même dans l'océan, il existe des zones de hautes et de basses pressions qui se marquent en surface par des régions océaniques respectivement plus élevées (bosses de hauteur dynamique) ou plus basses (creux de hauteur dynamique) de quelques centimètres ou décimètres.
En dehors de l'équateur (fig. de droite), comme pour les vents, les courants s'écoulent parallèlement aux lignes d'égale pression, ou lignes isobares (l'écoulement se fait dans le sens Inverse des aiguilles d'une montre autour d'un point bas dans l'hémisphère nord et en sens inverse dans l'hémisphère sud, car la force de Coriolis change de signe en changeant d'hémisphère). Dans la théorie géostrophique, la force générée par les gradients de pression est contrebalancée, à part égale, par la force de Coriolis, perpendiculaire au mouvement du fluide.
À l'équateur (fig. de gauche), la force de Coriolis étant nulle, l'équilibre avec les forces de pression est rompu, la théorie géostrophique ne s'applique plus, et sous la couche superficielle soumise au vent qui généralement pousse les eaux en direction de l'ouest (générant ainsi un courant équatorial « normal »), les particules d'eau, libérées de la tension du vent, ont tendance à se déplacer dans le sens de la pente de l’océan et donc des gradients de pression, comme le ferait une rivière s'écoulant le long d’une pente montagneuse. C'est ainsi que se crée, sous la couche superficielle soumise au vent (entre 30 et 100 m d'épaisseur), ce sous-courant équatorial coulant en direction de l'est.
Une renverse du courant équatorial de surface lui-même en direction de l'est peut d'ailleurs aussi être observée lorsque le vent faiblit et ne retient plus en surface le bourrelet d'eaux accumulées à l'ouest, comme lors du déclenchement d’un épisode El Niño.
Les autres forces appliquées à l'océan, non prises en compte dans la théorie géostrophique, comme le vent et les forces de frottement à l'intérieur du fluide, sont les seules â équilibrer les forces de pression lorsque la force de Coriolis s'annule â l'équateur. C'est pourquoi, lorsque le vent est inexistant ou faiblit brutalement, les forces de pression engendrées par la pente de l'océan en surface sont seulement équilibrées par le frottement au sein de l'océan : un courant équatorial de surface s’établit ainsi dans le sens de la pente, donc en direction de l'est, seulement freiné par les forces de frottement dues à la viscosité de l'eau de mer.

Figure 30. Schéma de la pente zonale de la surface et de la thermocline de l’océan le long de l’équateur.
En situation normale, le dénivelé de la surface, d’ouest en est, est d’environ 40 à 50 cm dans le Pacifique, tandis que celui de la thermocline, séparant les eaux chaudes de surface et les eaux froides plus profondes, est de plus de 150 m. La couche supérieure chaude est épaisse d’environ 200 mètres à l’ouest, tandis qu’elle s’amincit jusqu’à moins de 50 m à l’est.
Cet épaississement à l’ouest est dû au vent, qui pousse les eaux chaudes sur le bord ouest de l’océan, tandis qu’à l’est, au contraire, le vent « aspire » les eaux froides profondes en éloignant de la côte les eaux chaudes de surface (phénomène d’upwelling).

La circulation équatoriale attire enfin l'attention

Les théoriciens s'en mêlent

  • 9 Il existe deux composantes principales dans la circulation océanique, la circulation superficielle (...)

22Dans les années 1950, les théoriciens de la circulation générale océanique n’avaient pas prévu l’existence d’un sous-courant équatorial, qui devenait un élément perturbateur dans les théories proposées. En effet, les théories du moment, avancées principalement par Henry Stommel en 1948 et Walter Munk en 1950, expliquaient bien les principaux courants océaniques et leur intensification sur les bords ouest des océans sous l’effet du vent et de la rotation de la Terre. Mais ces théories n’intégraient pas la stratification de l’océan. Elles ne prenaient en compte que le mouvement moyen de l’océan depuis la surface jusqu’au fond. La découverte du sous-courant équatorial était étrange et embarrassante sous plusieurs aspects : ce dernier était confiné au voisinage de l’équateur, où la force de Coriolis, élément important de la circulation océanique, s’évanouissait ; de plus, il était localisé en profondeur entre 50 et 150 mètres, et n’obéissait pas à la théorie d’Ekman9, qui permet d’expliquer les courants générés par le vent. Enfin, il obéissait seulement partiellement à la relation géostrophique. Il était donc de ce fait impossible de le faire entrer dans les théories en cours fondées sur la géostrophie et la circulation d’Ekman.

23C’est ainsi que la découverte de ce sous-courant équatorial par Cromwell, Montgomery et Stroup excita la curiosité des plus fameux océanographes de l’époque, presque tous rassemblés à la Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI) et au Massachusetts Institute of Technology (MIT). Il s’ensuivit un intéressant débat parmi ces théoriciens, pour trouver une explication à ces curieuses observations. En témoigne une affiche fameuse placardée dans le hall du MIT en 1959, qui marquait avec humour la perplexité et la curiosité des grands esprits de l’époque (fig. 31). Parmi eux on a déjà cité Neuman, qui fut le premier à formuler le rôle du gradient zonal de pression au sein de l’océan équatorial.

Figure 31. Une célèbre affiche au MIT faculty Club en 1959.

24Mais les observations disponibles ne permettaient qu’une description sommaire de ce sous-courant équatorial, et principalement dans le Pacifique oriental (fig. 32). Ces observations étaient encore en quantité insuffisante et trop imprécises pour que l’on puisse établir les caractéristiques du sous-courant dans les trois océans et à toutes les longitudes, et ainsi fonder plus solidement des théories susceptibles de l’expliquer. En 1957-1958, l’Année géophysique internationale survint à point nommé pour lancer les premières grandes campagnes internationales dans les trois océans. Ces dernières permirent, entre autres, d’observer plus en détail la dynamique du sous-courant équatorial. Les États-Unis, la France, le Japon, l’Union soviétique y participèrent. Les observations se multiplièrent dans les trois océans permettant de mieux connaître la circulation équatoriale, sans que des théories complètes voient pour autant le jour, car on ne s’intéressait pas encore à la variabilité temporelle de ces courants, mais seulement à leur état moyen (steady State). Ces campagnes se prolongèrent dans les années 1960, dans le Pacifique notamment, sous l’impulsion des équipes françaises installées depuis peu en Nouvelle-Calédonie et en Polynésie.

L'apport des océanographes français dans le Pacifique ouest

25Lorsqu’en 1952, l’Office de la recherche scientifique et technique outre-mer (Orstom) installa à Nouméa, en Nouvelle-Calédonie, un laboratoire d’océanographie physique, on ne se doutait pas que l’océanographie française écrirait dans le Pacifique une de ses plus belles pages. Tout débuta modestement par l’arrivée d’un chalutier de 20 mètres, l’Orstom 3, bientôt transformé en navire océanographique et dédié à l’exploration du pourtour de la Nouvelle-Calédonie et de la mer de corail. Henri Rotschi, océanographe physicien, après un séjour à la Scripps Institution of Oceanography en Californie, et Michel Legand, biologiste, furent les pionniers de cette aventure. Michel Legand s’intéressait aux ressources halieutiques, et plus particulièrement aux thons. Mais Henri Rotschi rêvait déjà d’océanographie hauturière, dont il avait dû avoir un avant-goût à la « Scripps ». Les immensités océaniques du Pacifique équatorial ouest, presque totalement inconnues à cette époque, l’excitaient. Le Pacifique équatorial ouest n’avait été exploré que par de rares navires japonais et russes, et la question qui taraudait Rotschi était de connaître l’extension à l’ouest du sous-courant équatorial, découvert récemment par Cromwell plus à l’est.

Figure 32. Sections d’observations équatoriales, entre 5 ° N et 5 ° S, montrant la structure de la densité caractéristique de l’équateur et du sous-courant à 140 ° W, réalisées par John Knauss (1960) pour un vent intense (à droite), et plus faible (à gauche). On observe un « éclatement » de la structure de la densité à l’équateur, particulièrement marqué lorsque les vents sont intenses, qui traduit la remontée des eaux profondes plus froides et plus denses (upwelling).
Le sous-courant est situé au cœur de la thermocline éclatée à l’équateur. Ces observations montraient pour la première fois que le sous-courant et le champ de densité qui lui est associé étaient variables dans le temps et dépendaient du vent soufflant à la surface.

Le pot au noir. Les calmes équatoriaux dans le Pacifique ouest. (Programme Toga).

Première description synoptique de la structure thermique du Pacifique équatorial

26En dépit de la modestie des moyens navigants dont il disposait, avec son chalutier transformé de 20 mètres, Rotschi organisa en 1956 une campagne, au cours de laquelle fut réalisée une section hydrologique de Nouméa jusqu’à l’équateur le long du méridien 170 ° E, dans le cadre du programme international Equapac. La qualité de ces observations dans une région encore presque inconnue des océanographes et le rayonnement international naissant de cette équipe conduisirent l’Orstom et le gouvernement français à proposer la construction d’un vrai navire océanographique, afin de doter la France d’une capacité de recherche à la hauteur de ses ambitions géopolitiques, face à ses grands voisins : États-Unis, Australie, Japon, URSS. Ce navire, le Coriolis, arriva à Nouméa en 1965, après un voyage de conduite par Panama qui permit de réaliser le long de l’équateur la première description synoptique de la structure thermique et dynamique du Pacifique (fig. 33). Parallèlement à l’acquisition d’un bateau tout neuf, une équipe de jeunes océanographes rejoignit le navire à partir des années 1960. La situation était donc très favorable, avec des moyens nouveaux, une équipe d’océanographes physiciens, et un océan à découvrir ! Une vingtaine de chercheurs, physiciens et biologistes à parts égales, constituèrent l’effectif de l’équipe des océanographes de Nouméa, des années 1960 jusqu’à aujourd’hui.

  • 10 Les 150 à 200 mètres d'eaux chaudes, donc légères et de faible densité, situées au-dessus de la th (...)

27Cette campagne inaugurale du navire Coriolis le long de l’équateur, appelée « Alizés », fut très fréquemment citée pour la section reportée sur la figure 33, montrant l’approfondissement de la couche d’eaux chaudes superficielles d’est en ouest et la pente des isothermes associée au fameux gradient zonal de pression générateur du sous-courant. L’épaisseur exceptionnelle de la couche d’eaux chaudes à l’ouest du Pacifique deviendra plus tard une donnée très importante pour comprendre le phénomène Enso10.

Figure 33. Section montrant la température de l’océan Pacifique le long de l’équateur entre l’est de l’Indonésie (à gauche) et les îles Galapagos, et entre la surface et 600 mètres de profondeur, réalisée avec le navire océanographique Coriolis en 1965. Cette coupe montre l’approfondissement, en direction de l’ouest, de la couche superficielle d’eaux chaudes et de la transition thermique rapide (entre 15 et 25 °C), séparant ces eaux chaudes des eaux froides sous-jacentes, appelée la thermocline.
Cette coupe a un caractère historique, car elle est la première représentation, citée et reproduite très souvent, de la structure thermique d’un océan équatorial. Document Orstom.

28Ces eaux chaudes représentent le plus grand réservoir thermique de l’océan mondial, plus tard appelé « piscine chaude » ou warm pool (chapitre 5).

29Cette campagne et ses résultats marquèrent l’entrée de l’équipe des océanographes de Nouméa dans le club des groupes de recherche mondialement reconnus dans le domaine de l’océanographie tropicale.

30Avec le Coriolis, cette équipe entreprit la description de l’évolution de la structure thermique, dynamique et chimique du système de circulation tropical et équatorial, principalement à l’ouest de 170 ° E, incluant les parages de la Nouvelle-Guinée et du nord de l’Australie avec une attention particulière portée sur ce méridien de 170 ° E, qui fut une section de référence répétée de nombreuses fois.

31Ces objectifs scientifiques initiaux assignés aux océanographes de Nouméa ne visaient donc pas particulièrement l’étude du système de circulation équatorial et le sous-courant dans le seul but de comprendre la variabilité du climat ou le phénomène Enso. Ce dernier phénomène était seulement connu, à cette époque, de quelques rares chercheurs américains s’intéressant à la circulation océanique du bord oriental du Pacifique. L’objectif ultime de cette étude de la circulation équatoriale, pour les décideurs français du moins, était de comprendre pourquoi un enrichissement biologique, susceptible de soutenir un effort de pêche, était constaté le long de l’équateur dans le Pacifique ouest. La productivité de l’océan et sa ressource potentielle de matière vivante étaient encore, dans les années 1960, la justification presque unique de la recherche océanographique.

Upwelling équatorial et enrichissement biologique

32Nous venons de voir que sur une épaisseur de 100 à 200 mètres, une couche homogène d’une température supérieure à 25-26 °C recouvre les eaux sous-jacentes froides tout au long de la zone intertropicale. Eaux chaudes et eaux froides sont séparées par la thermocline (fig. 30 et 33), zone de transition thermique rapide qui constitue une barrière entre ces deux catégories d’eaux et rend plus difficile leur mélange. Les sels nutritifs, qui permettent la photosynthèse planctonique, sont contenus dans les eaux froides de la thermocline et au-dessous. À l’ouest, la couche d’eaux chaudes de surface limite donc l’apport des sels nutritifs dans la zone euphotique où le rayonnement solaire, qui pénètre seulement jusqu’à une cinquantaine de mètres de profondeur, permet la photosynthèse. Pour qu’il y ait production organique, il faut que les eaux froides riches en sels nutritifs atteignent la proximité de la surface. Cette région du Pacifique équatorial ouest, tout comme l’Atlantique équatorial ouest, recouverte d’eaux chaudes, est donc normalement pauvre biologiquement.

Bateau de pêche au nord du Pérou. Ces pêcheurs ciblent principalement de petits pélagiques côtiers (sardines, anchois, chinchards). Le Pacifique équatorial oriental est très productif biologiquement sauf lors d’un épisode El Niño.

33Dans le Pacifique tropical oriental, au contraire, la couche chaude s’amincit ou même disparaît et la thermocline affleure. Les couches froides, riches en sels nutritifs, sont « aspirées » par le vent qui pousse au large des côtes d’Amérique du Sud, vers l’ouest, les eaux chaudes de surface ; ces eaux froides atteignent ainsi la zone euphotique et une productivité biologique peut se développer.

34Le Pacifique ouest étant presque inconnu, des mécanismes d’enrichissement, biologique, différents de ceux étudiés à l’est, pouvaient exister, même si la couche supérieure chaude était plus épaisse. Il fallait s’en assurer, car il existait dans cette région du monde une pêche aux thons déjà active, menée par les Japonais notamment, qui laissait penser que l’océan était productif. Il fut donc proposé d’étudier les mécanismes d’enrichissement biologique liés à la circulation équatoriale du Pacifique ouest.

  • 11 Cette intense et longue activité de recherche française dans une région située presque aux antipod (...)

35Ces enrichissements biologiques étaient supposés être induits par l’upwelling équatorial, résultant de la divergence des eaux de surface, poussées à l’ouest par le vent. L’enrichissement biologique lié à ce phénomène a plus tard été spectaculairement illustré par les observations spatiales de la teneur en chlorophylle (fig. 25). Ce projet séduisit les décideurs de la recherche française et de l’Orstom. Ils appuyèrent l’organisation de campagnes répétées pour l’observation de la circulation équatoriale du Pacifique ouest avec cet objectif lié aux ressources halieutiques. Ainsi, comme pour Cromwell, plus à l’est et vingt ans plus tôt, c’était la pêche thonière qui justifiait ce déploiement de campagnes. Mais, comme pour Cromwell et sa découverte inopinée du sous-courant équatorial, l’étude des mécanismes d’enrichissement biologique allait passer au second plan au profit de l’étude des mécanismes physiques susceptibles d’expliquer la circulation équatoriale, sa variabilité et son interaction avec l’atmosphère, bien au-delà des seuls mécanismes responsables de l’enrichissement biologique11.

Étude du système de circulation du Pacifique équatorial occidental

36La motivation scientifique effective, justifiant ce déploiement de campagnes dans le Pacifique occidental, devint donc de comprendre les mécanismes physiques qui généraient des structures de circulation variables dans le temps, suivant en cela les considérations théoriques qui commençaient à voir le jour après la découverte du sous-courant équatorial dans le Pacifique oriental. La dynamique océanique équatoriale devenait à la mode parmi les théoriciens et les observateurs qui apportaient de nouveaux éléments de connaissance de ce système de circulation original étaient les bienvenus. Il était notamment important de comprendre comment le système de circulation équatorial pouvait évoluer dans le temps en fonction des conditions de vent régnant à la surface. Installée sur place dans la durée, l’équipe de Nouméa était donc particulièrement bien placée pour étudier les variations saisonnières du sous-courant équatorial, et ses relations avec les courants et contre-courants voisins, sous différentes conditions de vent, et cela sur l’ensemble du Pacifique sud-ouest (figure 34). Ces observations détaillées, répétées durant plusieurs années à différentes longitudes entre la Nouvelle-Guinée et le Pacifique central, permirent d’obtenir une image beaucoup plus précise de cette circulation et de sa variabilité et servirent de fondements pour la compréhension de la dynamique équatoriale du Pacifique ouest.

Les océanographes français ignorent toujours El Niño en 1970

37Il est dommage que ces océanographes français, censés étudier les conditions d’existence des thons dans le Pacifique ouest, mais qui en fait s’intéressaient à des questions bien plus fondamentales rattachées à la dynamique océanique, aient pu « manquer » ce qui deviendra quelques années plus tard « le pôle chaud » du phénomène Enso (El Niño and Southern Oscillation) à l’origine de la variabilité interannuelle du climat dans l’ensemble de l’océan Pacifique.

38À l’époque, El Niño n’était connu que dans le Pacifique équatorial oriental. Ce phénomène se caractérisait par des invasions d’eaux chaudes au large des côtes du Pérou et de l’Équateur, pendant plusieurs mois certaines années. Il n’était encore venu à l’idée de personne que ces eaux chaudes pouvaient être issues du grand réservoir du Pacifique ouest, la « warm pool », dans un vaste système d’oscillation météo-océanique embrasant l’ensemble du Pacifique.

39Il fallut attendre Philander en 1973 et Wyrtki en 1975, qui étudièrent à la loupe les observations du système de circulation du Pacifique ouest réalisées par les Français, mais aussi celles des Japonais et des Américains, pour que ces observations soint rapprochées de celles portant sur le Pacifique est. Ils conçurent à partir de là un scénario (développé chapitre 5) cohérent mettant clairement en évidence une oscillation climatique, impliquant à la fois l’océan et l’atmosphère de l’ensemble du bassin Pacifique, qu’ils appelèrent Enso (El Niño and Southern Oscillation). Les Français auraient pu faire, les premiers, cette synthèse, mais ils étaient trop isolés et trop attachés à comprendre des phénomènes confinés au Pacifique ouest. Néanmoins, leurs interrogations fondamentales sur la dynamique océanique à l’équateur ont contribué à ensemencer la réflexion qui conduisit aux premières théories d’Enso.

40On pourra noter ici que, comme souvent en science, les interrogations les plus fondamentales sont les plus porteuses de résultats. Ce n’est ni la pêche aux thons, simple prétexte présenté par habileté aux bureaucrates, ni même la compréhension d’El Niño qui motivait les chercheurs français du Pacifique des années 1960, mais le désir d’observer dans la nature une réalité complexe, alors presque totalement inconnue, et qui obéissait à des lois physiques dont on n’avait pas encore mesuré toutes les conséquences. L’observation d’une réalité naturelle étonnante était la seule motivation intellectuelle de cette équipe. Plus tard, des théoriciens s’appuyèrent sur ces observations pour avancer des théories réalistes, c’est-à-dire compatibles avec les observations et confirmées par elles. Encore plus tard, au cours des trente années qui suivirent, « les Français du Pacifique », s’ils ne furent pas les premiers « découvreurs » d’Enso, se rattrapèrent et participèrent grandement à l’avancée des connaissances sur ce phénomène.

41Quoi qu’il en soit, on peut dire que c’est George Philander, avec un article de synthèse intitulé « Equatorial Undercurrent : Measurements and theories », paru en 1973, qui clôtura cette époque, en présentant une description de l’état moyen du sous-courant équatorial et de ses variations saisonnières dans les trois océans. Il montra clairement les relations de cette variabilité avec les conditions de vent de surface et présenta des théories qui les expliquaient.

Figure 34. Un exemple d’observations de l’évolution du système de circulation équatorial sous l’effet du vent. Sections équatoriales de la composante zonale du courant en mars 1967 et en avril 1967, à 170 ° E. (en grisé les courants portent à l’ouest, en blanc à l’est). En mars, le vent porte à l’ouest, générant en surface un courant portant à l’ouest. Le sous-courant, entre 50 et 300 m, est organisé en deux cellules. En avril, au contraire, le vent s’est renversé et porte à l’est, le sous-courant ne comporte plus qu’une seule cellule, la plus profonde. Ces observations, qui montrent que le sous-courant est lié au vent de surface et peut changer de sens, illustraient pour la première fois la variabilité du système de circulation équatorial. D’après Hisard, Merle et Voituriez (1968).

42Toutefois, les observations obtenues à partir d’un seul navire ne permettaient pas une description synoptique de tous les aspects de la circulation équatoriale et notamment ceux dépendant du temps. C’est pourquoi Philander, en 1974, proposa la mise sur pied d’un « Programme océanographique équatorial » à l’occasion d’un grand programme international déployé dans l’Atlantique tropical, organisé par l’OMM, et désigné par l’acronyme Gate pour « Garp Atlantic Tropical Experiment ». Ce fut le début d’une nouvelle étape dans la découverte de la dynamique équatoriale.

Le programme International Gate et la découverte des ondes équatoriales

L'étude des transferts d'énergie entre l'océan et l'atmosphère

43Gate fut la première expérience du Garp, le « Global Atmospheric Research Programme ».

  • 12 En 1967, l'Organisation météorologique mondiale (OMM) et le Conseil international des unions scien (...)

44Vaste programme international12 créé sous l’égide de l’OMM, Gate fut le premier à rassembler autant de moyens : 38 navires, 10 avions, 3 satellites déplacés, 1 000 scientifiques sur le terrain pendant trois mois, entre juin et septembre 1974. L’objectif était d’observer dans l’Atlantique tropical les mécanismes de transfert d’énergie entre l’océan et l’atmosphère, qui se manifestent par des développements nuageux susceptibles de générer, dans leur déplacement vers l’ouest à l’autre extrémité de l’Atlantique (dans la région des Caraïbes et du golfe du Mexique), des dépressions tropicales et des cyclones. Gate était la plus significative des grandes expériences de terrain associant météorologistes et océanographes. C’était une première pour les océanographes qui, s’ils avaient déjà l’expérience du fait de réunir leurs navires pour travailler ensemble sur des phénomènes nécessitant des observations conjointes, comme ils l’avaient fait lors de l’Année géophysique internationale, n’avaient jamais été à ce point associés aux météorologistes. Dans cette entreprise commune, ils durent systématiser et standardiser leurs observations à l’instar des météorologues. Tous les navires, en point fixe, faisaient les mêmes observations aux mêmes heures, dans une organisation réglée de façon militaire pour garantir une synopticité presque parfaite. Trois échelles de phénomènes étaient considérées : l’échelle des phénomènes de convection (5-10 km), l’échelle régionale (10-100 km), et l’échelle du bassin tropical atlantique dans son entier (fig. 35).

Observation de la variabilité spatio-temporelle de la circulation équatoriale

  • 13 Le Scor, « Scientific Committee on Oceanographic Research », déjà cité, est une émanation du CIUS (...)

45Les océanographes saisirent l’occasion de cette exceptionnelle concentration de navires pour réaliser des observations synoptiques de phénomènes de grande échelle afin d’appréhender leur variabilité spatio-temporelle. Et parmi ces phénomènes encore mal connus, la question de la variabilité temporelle du système de circulation équatorial était posée par les théoriciens, qui supposaient déjà que des ondes de fréquences diverses devaient agiter les courants équatoriaux. C’est ainsi que naquit l’idée d’un programme océanographique associé à Gate, appelé « Equatorial Experiment », qui avait pour objectif d’obtenir des images synoptiques de la circulation équatoriale océanique à l’aide des observations simultanées de plusieurs navires. Un groupe du Scor13 avec George Philander planifia cette expérience qui malheureusement fut de courte durée - tout au plus trois semaines, en août 1974. Une dizaine de navires appartenant à huit pays participèrent à cette expérience et réalisèrent de courtes sections équatoriales entre 3 ° N et 3 ° S à différentes longitudes.

L'observation de certaines ondes équatoriales durant Gate

46Trois types d’oscillations furent mis en évidence :

  • des oscillations de 3 à 5 jours et de 9 à 10 jours de période se propageant vers l’ouest, générées par des ondes inertielles de gravité piégées à l’équateur, entretenues par des perturbations atmosphériques dans la même bande de fréquence, et avec une longueur d’onde voisine de 2 500 km.
  • des oscillations de 14 à 18 jours de période, se propageant vers l’ouest à une vitesse voisine de 2 m/s et une longueur d’onde voisine de 2 000 à 2 500 km. il s’agissait d’ondes d’instabilité liées à une propagation vers l’est du sous-courant équatorial.
  • des oscillations de 30 à 40 jours de période, se déplaçant vers l’ouest avec une vitesse de phase de 0,5 m/s, qui correspondraient à une onde planétaire de Rossby.

47Gate a ainsi permis d’observer et de mieux cerner les propriétés des ondes de hautes fréquences qui agitent le système de circulation équatorial, notamment celles de période 14-18 jours, qui font méandrer le sous-courant comme l’a observé le navire américain Columbus Iselin (fig. 36).

48Mais ces ondes de différentes périodes observées durant Gte ne représentent qu’une faible partie de toutes celles qui agitent l’océan, car la durée des observations de Gate a été très courte. Les observations de l’évolution de la circulation équatoriale atlantique réalisées au cours de ce programme ont soulevé plus de questions qu’elles n’ont apporté de réponses sur la nature des fluctuations qui affectent le système de circulation équatorial et son sous-courant. Mais elles ont attiré l’attention sur la nature ondulatoire de l’océan que certains théoriciens, tel Denis Moore dans sa thèse en 1968 et dans un article fameux écrit avec George Philander en 1977, avaient abordée avec un papier et un crayon. Ces deux auteurs établirent pour l’océan la théorie des ondes équatoriales et tropicales en s’inspirant de la théorie des ondes atmosphériques mise au point par Jule Charney, du MIT, dans les années 1950. Les observations de Gate confirmèrent les propriétés de certaines des ondes qu’ils avaient prévues, mais les ondes les plus importantes pour l’océanographie, principalement dans les basses latitudes, les ondes de Kelvin et de Rossby, ne pouvaient être observées pendant la trop courte période d’observation de Gate.

Figure 35. Plan de situation des opérations Gate entre juin et septembre 1974. Les carrés ainsi que les points noirs représentent des navires en point fixe. Différentes échelles d’observation, ainsi que la localisation de « l’expérience équatoriale », sont indiquées.

Figure 36. L’ondulation du sous-courant équatorial, le long de l’équateur, observée à 28 ° W pendant 3 semaines durant Gate en août-septembre 1974 par le navire américain Columbus Iselin.
Les isolignes sont des vitesses en cm/s. En rouge, l’axe du maximum de courant. La figure suggère une onde de 15-18 jours de période qui fait « méandrer » le sous-courant autour de l’équateur entre les latitudes 1,5 ° N et 1,5 ° S. C’est la première observation d’une onde équatoriale.

Les ondes de Kelvin et les ondes de Rossby

49Au-delà des ondes de gravité-inertie qui se manifestent par des oscillations de fréquences élevées, inférieures à 10 jours, observées durant Gate, deux catégories d’ondes sont particulièrement importantes pour les océanographes, les ondes de Rossby et les ondes de Kelvin.

50Les ondes de Rossby sont planétaires, se propagent vers l’ouest avec des périodes longues et à des vitesses qui dépendent de la latitude ; elles sont rapides à l’équateur et de plus en plus lentes lorsque l’on s’en éloigne.

51Les ondes de Kelvin se propagent principalement vers l’est en restant piégées le long d’une frontière, qui peut être une côte ou l’équateur (fig. 37), qui leur sert de guide. Leur amplitude est maximale à la frontière. À l’équateur, elles jouent un rôle très important dans le développement du phénomène El Niño (cf. chapitre 5).

Encadre 9. Les ondes océaniques
Les ondes océaniques participent du caractère tourbillonnaire de l'océan a toutes les échelles spatio-temporelles. Ces ondes, et les tourbillons qui leur sont associés, sont l'équivalent pour l'océan des perturbations qui agitent l'atmosphère et déterminent les conditions météorologiques auxquelles nous sommes soumis quotidiennement.
Les ondes océaniques sont importantes à plus d'un titre. Elles sont l’équivalent d'un « bruit » qui brouille toutes les observations que l'on souhaite faire de l'océan à un moment donné, c'est un aspect négatif. Mais les ondes peuvent aussi être vues de façon positive. Elles contribuent au mélange des eaux et à la diffusion de leurs propriétés, processus indispensable au maintien de l'équilibre de l'océan moyen. Surtout, ces ondes sont susceptibles de transmettre à distance des perturbations du milieu océanique et ainsi de transmettre des signaux. Cette dernière propriété joue un rôle particulièrement important dans les régions équatoriales.
Les équations des principales ondes océaniques sont établies à partir des équations décrivant les perturbations temporelles d'un courant géostrophique. Elles présentent deux types de solutions. Les premières peuvent être décrites comme des oscillations en latitude associées à ce qui est appelé le « tourbillon », ou rayon d'inertie propre du lieu considéré, qui dépend de la latitude. Ce sont les ondes de Rossby. Leur vitesse décroît de 1 m/s à l'équateur à 5 cm/s à 40 ° N, ce qui fait qu'elles peuvent mettre plusieurs années pour traverser un bassin océanique.
Le second type de solutions des équations de perturbation de la relation géostrophique sont les ondes de Kelvin, qui se propagent le long d'une frontière du domaine océanique considéré. Cette frontière peut être une côte, mais aussi l'équateur, qui se comporte comme une frontière dynamique à cause de la singularité mécanique dont il est affecté. Leur amplitude est maximale près de la frontière et décroît rapidement lorsqu'elles s'en éloignent. Ces ondes de Kelvin peuvent être excitées par n'importe quelle perturbation affectant l'océan. Ainsi, les variations du champ de gravité excitent les ondes de marée qui sont des ondes de Kelvin barotropes. Mais les perturbations les plus courantes sont dues à des fluctuations plus ou moins brutales du vent. Ces fluctuations sont à l'origine des ondes de Kelvin équatoriales dans le phénomène El Ni ño.

Figure 37. Schéma d'une onde de Kelvin équatoriale générée par une variation brutale (ou impulsion) du vent à la surface de l'océan. L'onde se marque par un dénivelé de quelques dizaines de mètres dans la profondeur de la thermocline (courbe rouge) et de quelques dizaines de centimètres seulement en surface, en sens opposé (le dessin exagère le dénivelé de la surface d'un facteur 100 environ). L'onde se propage en direction de l'est.

52Ces ondes, prévues par la théorie, n’avaient été que sporadiquement observées. Leurs caractéristiques ont longtemps été difficiles à déterminer à l’aide de mesures in situ. Cependant, en 1983, des Américains, Robert Knox et David Halpern, à l’aide d’un réseau de mouillage couvrant le Pacifique équatorial, ont pu observer les caractéristiques d’un front de Kelvin, piégé à l’équateur, qui traversa le Pacifique à l’automne de 1982 et déclencha l’El Niño de 1982-1983. (cf. chapitre 5). Mais il a fallu attendre encore quinze ans pour pouvoir observer ces ondes beaucoup plus en détail et déterminer précisément leurs caractéristiques, lorsque des altimètres embarqués sur des plateformes spatiales furent disponibles (cf. chapitre 7).

53Les ondes équatoriales de Kelvin ont été systématiquement invoquées pour expliquer la propagation de signaux traversant rapidement (en trois mois pour le Pacifique, en un mois pour l’Atlantique) les bassins équatoriaux dans le sens zonal. On verra plus loin que ces ondes sont à l’origine de mécanismes dits de « remote forcing » ou d’« actions à distance », entre l’ouest et l’est des bassins équatoriaux. Une saute de vent à l’ouest d’un bassin équatorial crée une perturbation de la structure thermique de l’océan, au niveau de la thermocline mais aussi en surface, excitant ainsi une onde qui se propage en direction de l’est tout en restant piégée à l’équateur (fig. 37). On observe donc une corrélation entre une « action » mécanique (forcing) du vent à l’ouest et une réponse thermique de l’océan à l’est, à quelques mois de distance. C’est ce principe des « actions à distance », encore appelées par certains « téléconnexions » qui a été mis en évidence dans le Pacifique et dans l’Atlantique (fig. 41). Ces mécanismes ont donné lieu à d’intenses débats entre deux écoles de pensée parmi les océanographes, qui ne se distinguaient ni par leur nationalité ni par leur spécialité, observateur ou théoricien. Il y avait ceux qui privilégiaient les « actions à distance » du vent avec des courroies de transmission véhiculées par des ondes piégées à l’équateur, et ceux plus prudents qui voulaient considérer toutes les actions à la fois « locales et globales » du vent pour expliquer les phénomènes de réchauffement (ou de refroidissement) des régions orientales des océans équatoriaux.

La querelle des « naïfs » et des « sceptiques »

Une école d'été fameuse à la « Scripps » en 1976

  • 14 Cette école d'été fut un événement marquant pour la communauté des océanographes tropicalistes et (...)

54Entre juin et septembre 1976, une école d’été14 fut organisée à la Scripps Institution of Oceanography, en Californie, rassemblant la fine fleur des océanographes tropicalistes, une cinquantaine au total, à la fois observateurs et théoriciens. Cette école d’été était destinée à relancer l’intérêt pour l’étude des zones tropicales, qui avait quelque peu fléchi depuis le début de la décennie 1970 et la synthèse de Philander de 1973 faisant le point des connaissances sur le sous-courant équatorial. L’intérêt pour les tropiques était éclipsé par l’étude des tourbillons à moyenne échelle générés par l’affrontement de courants chauds et intenses tels que le Gulf Stream et de courants froids comme le courant du Labrador. Ces programmes (programmes américains Mode – Mid Ocean Dynamic Experiment –, et en coopération avec les Soviétiques, Polymode) s’intéressaient aux phénomènes transitoires, de nature ondulatoire, mais qui, loin de l’équateur, se manifestaient par des méandres, des boucles et des anneaux à la frontière de courants chauds et froids dont le contraste thermique pouvait dépasser 20 °C (fig. 21, chapitre 3). Ces études mobilisèrent une fraction importante de l’océanographie mondiale, encore peu nombreuse, autour de la Woods Hole Oceanographic Institution, près de Boston, La Mecque de l’océanographie au moins pour la côte est des États-Unis. Les tropicalistes devaient réagir et redémontrer l’intérêt des régions tropicales dans la bataille pour le partage des ressources allouées à la recherche océanographique.

« Actions à distance » contre « actions locales et globales »

55C’est au cours de cette école d’été que le débat sur le remote forcing, ou les « actions à distance » en français, prit une intensité particulière et divisa la communauté des tropicalistes. Deux courants de pensée s’affrontaient. D’un côté ceux, qualifiés de « naïfs » (gullible en anglais) par les autres, selon qui les perturbations de la structure thermique de l’océan équatorial provoquées par le vent et qui se propageaient le long de l’équateur par des ondes de Kelvin piégées expliquaient complètement la variabilité de la température de surface des régions équatoriales orientales (El Niño compris). Ils privilégiaient ainsi le seul mécanisme des actions à distance.

56Les tenants de l’autre camp, qui se qualifiaient de « sceptiques » (skeptical en anglais), pensaient que les choses n’étaient pas aussi simples et que l’ensemble du bassin intertropical devait être pris en compte dans sa réponse globale à l’action du vent. C’est-à-dire qu’il fallait considérer à la fois le vent lointain et le vent local, en un mot le vent global. Les « sceptiques » insistaient aussi sur l’inadéquation du seul paramètre « température de surface » pour apprécier une réponse de l’océan à l’action de l’atmosphère, car cette température de surface dépend aussi de l’action locale de l’atmosphère et de la réponse locale de l’océan. L’interaction thermodynamique (échange de chaleur et d’eau) locale avec l’atmosphère, et pas seulement l’action du vent, devait également être prise en compte. De ces considérations émises par les « sceptiques » naquirent les projets Focal et Sequal, destinés à lever le dilemme des vraies raisons de la réponse saisonnière de l’ensemble d’un bassin tropical (l’Atlantique fut choisi) à l’action du vent. L’interaction mécanique et thermodynamique entre l’océan et l’atmosphère, dont les mécanismes d’« actions à distance » dans l’océan ne sont qu’un aspect, sera traitée chapitre 5.

Des modèles linéaires simulent des « actions à distance » dans le Pacifique équatorial

57Cette école d’été fut également l’occasion de présenter les premiers modèles numériques mettant en évidence le remote forcing. Ces modèles développés par Jay Mac Creary en 1974, et James O’Brien et ses collaborateurs en 1976, au pouvoir explicatif limité selon les « sceptiques », n’en présentaient pas moins des résultats remarquables qui méritaient reconnaissance. Dans le Pacifique, de tels modèles simples simulant un océan à deux couches, appelés en anglais « shallow water models », montraient qu’un vent impulsionnel agissant sur le bord ouest du bassin équatorial générait une onde de Kelvin, piégée à l’équateur, qui se propageait en direction de l’est (cf. fig. 37). Elle perturbait suffisamment la thermocline et la température de surface pour expliquer les anomalies thermiques constatées à l’est, notamment lors d’un El Niño. Cette théorie parut d’autant plus séduisante que des observations la confirmaient. Klaus Wyrtki (1975) venait de montrer que l’apparition des eaux chaudes caractéristiques d’El Niño le long des côtes de l’Équateur et du Pérou était précédée quelques mois auparavant d’un affaiblissement brutal des alizés dans le Pacifique ouest. Cet affaiblissement brutal pouvait être assimilé à une impulsion à l’origine d’une onde de Kelvin susceptible d’avoir traversé le Pacifique pour générer un épisode El Niño. On détenait ainsi un élément crucial (la courroie de transmission océanique) d’un scénario explicatif possible du phénomène El Niño.

Des « actions à distance » observées dans l'Atlantique équatorial

  • 15 Pour expliquer les corrélations observées entre les oscillations de température à l'équateur au vo (...)

58Dans le golfe de Guinée, les observations des variations de la température de surface en plein océan, au cœur de l’upwelling équatorial (10 ° W) et à la côte, où se manifestent aussi des upwellings côtiers, étaient corrélées entre elles, alors qu’elles n’étaient pas corrélées avec le vent local. Bien plus, ces oscillations périodiques de la température de surface affectant deux régions éloignées de plus de 500 km avaient la même fréquence, tout en étant décalées d’environ 45 jours, l’upwelling équatorial précédant l’upwelling côtier. L’idée que des propagations d’ondes étaient le lien entre ces phénomènes qui s’observaient dans ces régions éloignées germa d’autant plus aisément que les résultats des modèles de l’océan Pacifique, mentionnés précédemment, devenaient crédibles15.

59Le même mécanisme fut donc imaginé pour l’Atlantique en 1978. L’hypothèse d’un remote forcing fut proposée par un groupe d’auteurs américains et français sous la conduite de Dennis Moore. Dans le même temps, James O’Brien et ses collaborateurs adaptèrent à l’Atlantique le modèle simple qu’ils avaient construit pour expliquer les « actions à distance » du Pacifique.

Mais le vent local a aussi son importance

60En 1979, Philander, à titre d’exercice, montra à l’aide d’un modèle simple que l’intensification d’un vent méridien local, de direction sud-nord, traversant l’équateur dans le golfe de Guinée, souvent conforme à ce qui est observé, « expliquait » aussi bien les upwelling équatoriaux et côtiers que les modèles fondés sur un mécanisme de remote forcing venant de l’ouest. Il n’y avait donc pas de raison de penser que l’onde de Kelvin équatoriale forcée par un vent impulsionnel lointain était l’explication unique et définitive de l’upwelling saisonnier des bassins équatoriaux orientaux.

61L’ensemble de ces résultats était de nature à renforcer à la fois la conviction des « naïfs » que le remote forcing « marchait » puisqu’il était confirmé par des observations, et les doutes des « sceptiques », qui avaient réussi à montrer que d’autres mécanismes explicatifs étaient possibles. Les « sceptiques » ne désarmèrent donc pas et, sans nier l’existence possible du remote forcing, ils maintinrent qu’il fallait considérer la réponse globale de l’océan à l’action globale du vent sur l’ensemble du bassin équatorial. C’est ce qui justifia l’étude conjointe franco-américaine du système de circulation équatorial atlantique par les programmes Focal et Sequal.

L'Atlantique tropical devient un laboratoire franco-américain

62À la fin des années 1970, il devenait évident que les régions tropicales recelaient une des clés de la variabilité climatique à l’échelle interannuelle. Et cela pour trois raisons principales : la première, on l’a vu chapitre 2, est que le transport méridien de chaleur opéré par les océans est maximal dans les tropiques, l’été d’un hémisphère alimentant en chaleur l’hiver de l’autre hémisphère. La deuxième raison, qui sera développée en détail au chapitre suivant, est liée à la sensibilité particulière de l’atmosphère aux anomalies de température de surface des océans tropicaux. La troisième raison enfin a trait au temps de réponse de l’océan équatorial à l’action de l’atmosphère. On vient de voir qu’il existe des réponses à distance, différées seulement de quelques mois, de l’océan à l’action du vent. Mais, contrairement à ce qui est observé dans les plus hautes latitudes, l’océan tropical répond rapidement et presque en phase à l’action de l’atmosphère et du vent, ce qui induit une réponse globale de l’ensemble du bassin océanique combinant les actions locales et à distance. C’est l’étude de cette importante question qui a fait l’objet d’une coopération étroite entre les États-Unis et la France dans l’Atlantique tropical (fig. 38).

63Au-delà de la querelle sur le remote forcing, l’objectif de cette coopération était d’observer et de comprendre la réponse globale d’un bassin tropical à l’action du vent. Une telle étude nécessitait la prise en compte de plusieurs cycles saisonniers, de façon à isoler et à modéliser les mécanismes physiques dominants expliquant la variabilité basse fréquence, saisonnière et interannuelle. Les Américains et les Français décidèrent de s’unir pour répondre à cette question et jetèrent leur dévolu sur l’Atlantique tropical pour des raisons évidentes déjà mentionnées : c’est un océan plus accessible et compact, trois fois moins étendu dans le sens zonal que l’océan Pacifique, proche des pays développés nord-américain et européens, et déterminant pour leur climat. Par ailleurs, la physique qui sous-tend la dynamique équatoriale est la même dans l’Atlantique et dans le Pacifique, ce qui permet d’en extrapoler les résultats. L’océan Indien avait été exclu, car les phénomènes qui l’affectent sont plus complexes du fait de la proximité de l’énorme continent asiatique qui engendre un phénomène de mousson, masquant la spécificité de la dynamique équatoriale.

Objectifs et organisation de Focal et sequal

64Les deux programmes, Sequal (Seasonal Equatorial Atlantic Experiment) pour les États-Unis et Focal (Français Océan Climat Atlantique équatoriaL) pour la France, furent mis sur pied et présentés séparément aux bailleurs américains et français (encadré 10) mais ils annonçaient déjà dans leurs propositions de recherche leur coopération mutuelle. Sequal regroupait des équipes de recherche de différentes institutions américaines et était axé sur l’étude des mécanismes physiques et sur le développement de modèles rendant compte de la dynamique océanique équatoriale. Focal représentait une synthèse coordonnée de propositions élaborées par une trentaine de chercheurs appartenant à plusieurs organismes de recherche français.

Figure 38. Les logos des deux programmes joints, Focal pour les Français et Sequal pour les Américains.

  • 16 Un autre programme (Piral) se greffa sur Focal en profitant de la logistique des campagnes, avec l (...)
  • 17 El Niño de 1982-1983 dans le Pacifique a été l'un des plus puissants du siècle, occasionnant un re (...)

65Le programme Focal16 était axé principalement sur les observations mais aussi sur la modélisation numérique océanique qui faisait ses débuts en France, à cette occasion. Plusieurs opérations de mesures s’échelonnèrent sur deux cycles saisonniers consécutifs, entre 1982 et 1984, pour éviter de tomber sur un cycle saisonnier anormal. Dans l’Atlantique, le signal saisonnier était supposé dominer la variabilité interannuelle, à l’inverse du Pacifique où El Niño, phénomène typiquement interannuel, était dominant. La précaution fut judicieuse car, en fait, les deux cycles saisonniers de 1983 et de 1984 furent très différents. En 1984, on observa, dans l’Atlantique, un événement chaud exceptionnel tout à fait semblable à El Niño17 dont on reparlera chapitre 5. L’année 1983 au contraire fut une année « normale » dans l’Atlantique.

66Les objectifs communs de Sequal et de Focal (fig. 39) visaient en priorité à : (1) observer l’évolution du champ de densité par des campagnes hydrologiques répétées à chaque saison ; (2) décrire avec précision les variations des courants de surface à l’aide de bouées dérivantes ; (3) analyser la variabilité à toutes fréquences (y compris les plus hautes) du système équatorial par des mouillages profonds ; (4) observer l’évolution de la topographie dynamique de la surface de l’océan à l’aide d’un réseau de marégraphes et d’échosondeurs inversés ; (5) déterminer les champs de vent à partir des observations des navires de commerce et des satellites ; (6) enfin et surtout, modéliser la réponse de l’océan à l’action du vent, sous ses différents aspects.

Les principaux résultats scientifiques de Focal et de Sequal

  • 18 Notamment un numéro spécial de la revue Nature, un collected reprints d'une trentaine d'articles d (...)

67Les résultats furent à la hauteur des investissements : la moisson d’observations nourrit une trentaine de thèses en France et de nombreuses publications18. Les résultats scientifiques furent surprenants, on l’a vu, en ce sens qu’un événement chaud inattendu affecta l’ensemble du bassin tropical atlantique dans le premier semestre de 1984. Mais l’observation du signal saisonnier « normal », caractéristique de l’année 1983, qui constituait l’objectif initial des deux programmes, a pu se réaliser. L’événement chaud de 1984 est un « plus » non prévu, qui a permis de dépasser l’étude de la variabilité saisonnière, de mieux comprendre les causes de la variabilité interannuelle et d’obtenir ainsi un éclairage supplémentaire sur les phénomènes tout à fait semblables qui affectent l’océan Pacifique (El Niño).

Figure 39. Les programmes Sequal et Focal, le plan des opérations en mer.

Encadré 10. Opérations de terrain et développements théoriques des programmes Focal et Sequal
Les deux programmes, développés conjointement, comportaient des opérations de terrain, menées de juillet 1982 à juillet 1984, et des investigations théoriques.
Les opérations de terrain * Observations thermiques de surface et de sub-surface avec des navires d'opportunité. Les lignes régulières de navires marchands sont les supports les plus efficaces et les moins coûteux pour observer la structure thermique des 500 premiers mètres de l’océan (Focal et Sequal).
* Observations du niveau moyen océanique par un réseau de marégraphes (Focal et Sequal).
* Observations directes du champ de masse et du champ de courant par des campagnes hydrologiques saisonnières (trimestrielles) traversant l’Atlantique tropical le long de plusieurs méridiens (Focal).
* Mouillages en points fixes permettant d’obtenir la variabilité à haute fréquence de la circulation dans deux régions critiques : (i) entre le Brésil et 10 ° IM le long de 30 ° W où se situent les variations de vent les plus importantes susceptibles de générer des ondes équatoriales piégées, (ii) le long de l’équateur dans le golfe de Guinée à 16 ° W et 4 ° W où les phénomènes de propagation d’ondes piégées sont les plus probables (Focal et Sequal).
* Lâchers de bouées dérivantes pour tracer la circulation superficielle (Sequal).
* Étude des données historiques résultant des programmes antérieurs dans cette région : Equalant (1963), Gate (1974), FGGE (1979) pour ne citer que les principaux.
Le programme théorique
Sequal a développé une grande variété d’outils théoriques, depuis de simples modèles linéaires à deux couches jusqu’à des modèles de circulation générale océanique multicouches. Du côté français, avec Focal, les premiers modèles linéaires à deux couches ont vu le jour. Ultérieurement, des modèles multicouches ont été élaborés. Ce fut le début en France de la modélisation numérique utilisant les équations complètes du mouvement appelées encore équations primitives.
Les participants
Focal rassemblait environ 30 chercheurs et ingénieurs appartenant au CNRS, à l'Orstom, aux universités et au Cnexo. Les financements provenaient de l'Action sectorielle programmée (ASP) « Évolution du climat », dépendant de la Délégation générale â la recherche scientifique et technique (DGRST), ancêtre du ministère de la Recherche. L’ASP « Évolution du climat » devint en 1981 le Programme national de la dynamique du climat (PNEDC).
Sequal rassemblait une vingtaine de chercheurs appartenant aux grandes institutions américaines : Woods Hole, MIT, Lamont, GFDL (Princeton), Harvard, université de Caroline du Nord. Les financements provenaient de la National Science Foundation, la NOAA, la Nasa et l'Office of Naval Research.

Figure 40. Schéma de l’évolution de la profondeur de la thermocline et de la hauteur dynamique de la surface, le long de l’équateur, en fonction de la force des vents alizés. La thermocline oscille saisonnièrement en fonction de l’intensité du vent. En haut, vents forts, la thermocline (en rouge) s’enfonce d’environ 20 m à l’ouest et se relève d’autant à l’est. En bas, vents faibles, la thermocline (en bleu) se relève à l’ouest d’environ 20 m et s’abaisse à l’est.
La surface de l’océan (hauteur dynamique) oscille en sens opposé de 5 à 20 cm.

Oscillation saisonnière de la thermocline à l'équateur

68La thermocline se comporte comme une plaque rigide qui oscille saisonnièrement d’ouest en est, sous l’effet de la tension globale du vent sur l’ensemble du bassin.

  • 19 La hauteur dynamique de l'océan, ou topographie dynamique (l'équivalent des basses ou hautes press (...)

69Dans les océans tropicaux, la thermocline présente une inclinaison est-ouest dans la bande équatoriale (fig. 30, fig. 33). À l’ouest, la thermocline est profonde (150 mètres environ dans l’Atlantique pour l’isotherme 20 °C). À cette thermocline profonde correspond une hauteur dynamique19 de la surface plus élevée. À l’est au contraire, la thermocline est proche de la surface (30-50 mètres en moyenne pour l’isotherme 20 °C dans le golfe de Guinée) et la hauteur dynamique est plus basse. La différence d’altitude de la surface entre l’ouest et l’est est d’environ 40 cm dans l’Atlantique (fig. 30 et 40), tandis que la thermocline est plus profonde à l’ouest d’environ 150 mètres, en situation moyenne normale.

70Les variations saisonnières de la profondeur de la thermocline à l’équateur sont en opposition de phase entre les régions ouest et est, de telle sorte que lorsqu’elle se relève d’un côté, par exemple à l’ouest (en janvier-février), elle s’abaisse de l’autre côté, à l’est. La thermocline semble ainsi osciller saisonnièrement dans un plan équatorial autour d’un « point pivot » situé au milieu du bassin au voisinage de 25 ° W (fig. 40 et 42). En avril-mai, la thermocline est presque horizontale d’est en ouest, cette période coïncide avec celle où les alizés sont le plus faibles. Au contraire, de juillet à septembre, quand les alizés sont forts, la thermocline prend une inclinaison importante, s’abaissant à l’ouest tandis qu’elle se relève à l’est pour atteindre la surface au cœur de l’upwelling équatorial dans le golfe de Guinée, au voisinage de 10 ° W. Il se crée ainsi un gradient de pression zonal est-ouest qui génère un sous-courant équatorial dont l’intensité et l’extension sont maximales en cette période de l’été boréal.

Figure 41. Corrélation entre le vent à l’ouest (carreau BR) et la température de surface à l’est (carreau GN), dans le golfe de Guinée. La corrélation est forte (coefficient égal à 0,6) entre le vent à l’ouest et la température de surface à l’est un mois après (courbe rouge). C’est le temps approximatif de propagation d’une onde de Kelvin pour traverser la distance séparant les deux régions. À l’inverse, avec le vent local, la corrélation est faible (courbe bleue). Ce résultat, obtenu à partir d’un ensemble de données historiques couvrant une longue période, confortait l’hypothèse de la prééminence de mécanismes de type remote forcing dans l’Atlantique équatorial. D’après Servain, Picaut et Merle (1982).

Simulations du comportement de la thermocline par des modèles

71La relation entre la variation d’intensité des alizés et la réponse globale de la thermocline équatoriale donna lieu à des travaux théoriques qui apportèrent des éclaircissements dans la controverse sur l’importance relative des actions à distance et des actions locales et globales.

72Les observations de l’oscillation ouest-est de la thermocline pouvaient apparaître comme une confirmation du fait que le mécanisme de remote forcing par des ondes piégées le long de l’équateur expliquait complètement la relation entre les variations du vent à l’ouest et les variations de température de surface à l’est : les vents forts de l’ouest enfoncent la thermocline à l’ouest, laquelle se relève à l’est, abaissant de ce fait la température de surface et vice versa, comme dans un jeu de bascule. Des études statistiques sur les données historiques ont d’ailleurs montré qu’il existait une corrélation entre le vent à l’ouest et la température de surface à l’est (fig. 41).

73La question posée par les « naïfs » à laquelle les sceptiques étaient censés répondre devint alors évidente : comment l’action du vent à l’ouest peut-elle se communiquer à la thermocline à l’est pour la relever si les ondes équatoriales ne sont pas la courroie de transmission ouest-est ? Elles peuvent y contribuer, mais elles n’expliquent pas tout, maintenaient les « sceptiques ».

74Pour expliquer ce comportement « rigide » de la thermocline, Mark Cane et Edward Sarachik développèrent un modèle équatorial de type shallow water, linéaire, forcé par des vents périodiques indépendants de la longitude. Ils trouvèrent des solutions analytiques en remarquable accord avec les observations, notamment celles qui montrent l’oscillation saisonnière de la thermocline autour d’un point pivot situé vers 25 ° W (fig. 42). Ils montrèrent également que la réponse de la thermocline équatoriale dépend fondamentalement de la nature, périodique ou impulsionnelle, du forcing du vent.

75Mais ce sont Philander et Pacanowski qui, en 1981, apportèrent les réponses les plus satisfaisantes pour les deux camps, en montrant que les ajustements de l’océan tropical dépendent de la fréquence du forcing du vent et également, évidemment, de la taille du bassin.

Figure 42. À droite, les observations montrent la structure thermique moyenne le long de l’équateur dans l’Atlantique (en haut) et l’oscillation saisonnière de la profondeur de la thermocline représentée par l’isotherme 20 °C (en bas). À gauche, l’oscillation de la profondeur de la thermocline simulée par le modèle de Cane et Sarachik. L’accord est assez remarquable entre les observations et la simulation, confirmant le caractère oscillant de la thermocline en fonction de la saison.

76Pour un vent qui varie avec une période inférieure à 150 jours et un bassin de 5 000 km d’étendue zonale, comme l’océan Atlantique, la réponse de l’océan s’effectue sous forme d’intenses « jets » équatoriaux auxquels s’ajoutent des ondes, principalement de Kelvin. À ces fréquences, le vent peut être considéré comme impulsionnel, et le mécanisme de remote forcing est prépondérant. Dans ce cas, l’ajustement s’effectue en 150 jours environ, temps nécessaire au front de Kelvin pour parcourir l’océan d’ouest en est, et aux ondes de Rossby piégées à l’équateur pour faire le chemin inverse.

77Pour un vent de période supérieure à 150 jours, comme un vent saisonnier, on approche graduellement d’une réponse de l’océan en équilibre avec le forcing. Le changement de vent est si graduel que l’océan s’ajuste immédiatement à chaque instant aux nouvelle conditions de vent, il n’y a plus génération d’ondes. C’est la situation qui prédomine dans l’océan Atlantique, où le vent varie généralement de façon graduelle en comparaison avec le Pacifique, où il est plus impulsionnel.

78Autrement dit, de façon simplifiée, lorsqu’un vent varie brutalement et présente un caractère impulsionnel, il génère des ondes et des phénomènes de remote forcing. À l’inverse, lorsque le vent varie graduellement, l’océan s’ajuste également graduellement à son action, et il n’y a pas génération d’ondes.

79Les « naïfs » avaient donc en partie raison, les ondes équatoriales étaient une courroie de transmission possible de signaux entre l’est et l’ouest d’un bassin équatorial, mais les « sceptiques » avaient également raison, les choses n’étaient pas aussi simples qu’elles étaient apparues initialement, et il fallait également prendre en compte les caractéristiques en fréquence de la variabilité du vent sur l’ensemble du bassin déterminantes dans la réponse de l’océan.

Vents impulsionnels ou vents saisonniers dans l'Atlantique tropical ?

80Les vents impulsionnels, qui génèrent des ondes de Kelvin équatoriales, existent dans l’Atlantique tropical. Ils expliquent l’anomalie chaude de 1984, mais généralement, l’océan répond en phase à un vent saisonnier qui varie régulièrement sur l’ensemble du bassin comme en 1983.

81Les considérations théoriques précédentes ont montré que la réponse de l’océan, caractérisée principalement par le comportement de la profondeur de la thermocline, dépendait surtout du caractère impulsionnel, ou plus régulier, du vent. Les vents de l’océan Atlantique sont dominés par le cycle saisonnier, alors que ceux de l’océan Pacifique présentent une variabilité interannuelle importante, ainsi d’ailleurs qu’une variabilité à des fréquences intra-saisonnières (30 à 40 jours de période) (voir chapitre 6). Il est de ce fait normal que la réponse de l’océan Atlantique soit principalement saisonnière, comparée à celle, plus interannuelle et plus variable à toutes fréquences, de l’océan Pacifique. La réponse saisonnière de l’Atlantique n’est donc pas attribuable à sa plus petite taille dans le sens zonal, comme certains l’avaient suggéré, mais bien à la plus grande saisonnalité du forcing atmosphérique.

Figure 43. Les températures de surface en juillet-août 1983 et en juillet-août 1984. L’événement chaud de 1984 est manifeste. L’upwelling du golfe de Guinée a disparu. C’est une situation exceptionnelle qui ne s’est produite antérieurement qu’en deux occasions, en 1963 et en 1968. On a affaire à un quasi El Niño Atlantique, dont on reparlera chapitre 5.
D’après Philander (1986).

82Les modèles explicatifs doivent donc prendre en compte le champ de vent global (local et lointain), et non pas seulement le champ de vent du bord ouest de l’océan, qui peut avoir un caractère impulsionnel, ce qui conduirait à privilégier des mécanismes de type remote forcing.

  • 20 Les ondes de Kelvin seront observées de façon encore plus détaillée dans les années 1990 par les s (...)

83Cependant, les ondes de Kelvin semblent bien réelles : elles ont été formellement reconnues dans l’océan Pacifique par Knox et Halpern (1983)20, déjà cités. Et si les vents saisonniers moyens de l’Atlantique tropical sont loin d’être de type impulsionnel, certaines années des intensifications ou des affaiblissements soudains de ces vents ont bien été observés, comme en 1963, 1968 et 1984. Ces sautes d’humeur du vent sont alors suivies, un à deux mois plus tard, par des anomalies de température de surface dans le golfe de Guinée, compatibles avec une explication de type « ondes de Kelvin ». Tel a pu être le scénario de 1984, qui ressemble beaucoup à un « El Niño atlantique » (fig. 43), et qui sera analysé plus précisément chapitre 5.

84Il est donc raisonnable de conclure que si, dans l’Atlantique, l’oscillation saisonnière moyenne de la thermocline à l’équateur est le résultat d’un ajustement de l’océan en phase avec le vent, fortement saisonnier sur l’ensemble du bassin, cela n’exclut pas, certaines années, des changements de vent brutaux à l’ouest. Ces derniers sont susceptibles de générer des ondes équatoriales qui se traduiraient, un à deux mois plus tard, par des mouvements de la thermocline et des perturbations de la température de surface dans le golfe de Guinée. Dans le Pacifique, de tels événements seront plus fréquents à cause de la plus grande variabilité du vent, et de la durée plus longue (plus de trois mois) nécessaire à la propagation des ondes équatoriales pour traverser un bassin de grande taille, ce qui permettra au phénomène El Niño d’atteindre une amplitude beaucoup plus importante (voir chapitre 5).

Le « pompage » des eaux de la thermocline et le contre-courant équatorial

  • 21 Le vent peut être assimilé à un vecteur et le rotationnel du vent est une expression mathématique (...)

85Le contre-courant équatorial, portant à l’est, qui avait si fortement intrigué les premiers navigateurs, est généré par un « pompage » des eaux de la thermocline dû au rotationnel21 du vent, maximal dans la zone de convergence des alizés.

86On a vu qu’entre 5 ° N et 10 ° N, le contre-courant équatorial qui porte à l’est est associé à la zone de convergence des alizés, caractérisée par des vents incertains et tourbillonnants. Les variations saisonnières de ce contre-courant sont très marquées. Quelle est la dynamique qui sous-tend ce transport vers l’est et ses variations ?

87Sylvia Garzoli et Eli Katz ont montré en 1983 que c’est le « pompage d’Ekman », généré par le rotationnel du vent, qui « aspire » ou « refoule » la thermocline, suivant qu’il est de signe positif ou négatif, selon le sens de rotation du vent. Lorsque la thermocline est aspirée et forme une « crête » zonale, un gradient de pression méridien se crée au sud de cette crête qui, par géostrophie, génère le contrecourant équatorial nord portant à l’est. Si, au contraire la thermocline est refoulée et forme une « vallée », le gradient de pression méridien change de signe et il génère un courant portant à l’ouest qui ne se distingue plus du courant équatorial nord (fig. 44).

88Le signe du rotationnel du vent, qui détermine le sens du pompage, dépend de la position en latitude de la zone de convergence des alizés, qui varie saisonnièrement de l’équateur en février à environ 10-15 ° N en août (fig. 44). Au sud de celle-ci, le rotationnel est négatif et la thermocline s’élève ; au nord, c’est l’inverse, il est positif et la thermocline s’enfonce. Les variations saisonnières de la position en latitude de la zone de convergence des alizés déterminent donc le sens des mouvements verticaux de la thermocline et le sens des courants qu’elle engendre dans la direction zonale.

89Le contre-courant équatorial nord est donc dû essentiellement à l’effet local du vent. On observe ici clairement la prédominance d’une action locale du vent et non d’une action à distance comme dans la bande équatoriale. Et ce sont les migrations saisonnières de la zone de convergence des alizés qui modulent l’intensité et la position de ce contre-courant équatorial nord, confirmant ainsi les observations des premiers navigateurs qui liaient les courants portants à l’est à la zone de convergence des alizés, le fameux « pot au noir ».

90Il peut aussi exister un contre-courant équatorial sud, donc au sud de l’équateur, généré par une zone de convergence des vents, qui se manifeste certaines années vers 5 ° S, près des côtes brésiliennes, lorsque les alizés sont anormalement faibles. Cette situation est rare et éphémère dans l’Atlantique. En revanche, elle est plus fréquente dans l’océan Pacifique et parfois associée à un phénomène El Niño.

91On verra plus loin que les contre-courants sont des courants chauds (plus de 26-27 °C) qui ramènent vers l’est une partie des eaux de surface chaudes que les alizés ont accumulées à l’ouest sous la poussée des courants équatoriaux nord et sud. Ces déplacements d’eaux chaudes le long de l’équateur, déjà détectés dans les bilans thermiques présentés au chapitre 2, jouent un rôle crucial dans les phénomènes d’interactions océan-atmosphère. Les eaux chaudes favorisent par évaporation le développement de masses nuageuses à très grand développement vertical (cumulo-nimbus), qui ne s’organisent pas toujours en dépressions tropicales ou en cyclones, mais qui modifient le champ de vent et le font converger en surface sur ces régions chaudes. Ces perturbations de la circulation atmosphérique et du vent ont à leur tour une action sur la circulation océanique et le déplacement de ces eaux de surface chaudes, enchaînant une boucle d’actions et de rétroactions positive (feed back) qui constituent un des éléments clés de la genèse du phénomène El Niño, développé dans le chapitre suivant.

Figure 44. Topographie de la profondeur de la thermocline (exprimée par la profondeur de l’isotherme 20 °C, en mètres) pour l’Atlantique tropical, en février (en haut) et en août (en bas). La position moyenne de la zone de convergence des alizés est indiquée en rouge. En août, on distingue nettement une crête zonale de la thermocline à environ 5 ° N (en bleu), « pompée » par le rotationnel positif du vent au sud de la zone de convergence des alizés. Entre cette crête et le creux plus au nord (en violet), situé environ à 10 ° N, le gradient méridien de pression créé par cette déformation de la thermocline engendre un contre-courant équatorial zonal portant à l’est (zone bleu clair). En février, la crête n’existe plus. Le contre-courant n’est donc bien développé qu’en été de l’hémisphère boréal, ce que confirment les observations des navigateurs.

La réussite commune des deux programmes

92Les deux programmes joints Focal et Sequal apportèrent donc des éclaircissement fondamentaux sur la dynamique équatoriale et tropicale de l’océan Atlantique et plus généralement de l’ensemble des océans tropicaux et équatoriaux. On comprenait enfin beaucoup mieux ce qui se passait à l’équateur : quels étaient les mécanismes dominants responsables des courants, sous-courants et contrecourants équatoriaux ; comment la thermocline répondait à l’action du vent ; quelles étaient les variations saisonnières et interannuelle de ces éléments. Ces progrès permirent aussi de mieux « paramétriser » les modèles en les dotant d’une « physique » mieux adaptée, prenant en compte les phénomènes dominants, rendant leurs simulations plus réalistes et ouvrant la voie à l’océanographie opérationnelle. Certes, au début des années 1980, l’océan Atlantique tropical attirait moins l’attention que le Pacifique, affecté par l’énorme oscillation météo-océanique qui le caractérise, mais sa relative simplicité et sa taille réduite ont permis d’observer et de comprendre plus aisément les traits fondamentaux de la dynamique des basses latitudes.

93S’appuyant sur ces nouvelles connaissances de la physique équatoriale, le programme Toga prit la suite et s’attaqua à l’observation et à la modélisation de l’immense Pacifique, pendant une période de dix ans, avec des moyens accrus, et dans une perspective plus directement orientée vers l’étude de l’interaction de l’océan avec l’atmosphère. C’est ce que nous allons examiner dans les deux prochains chapitres.

94Quoi qu’il en soit, la coopération franco-américaine établie à l’occasion de ces deux programmes a été bénéfique pour les deux communautés scientifiques, et particulièrement pour la France, qui prit un nouvel élan en s’impliquant plus hardiment dans les grands programmes internationaux à finalité climatique. Les liens scientifiques et personnels qui se nouèrent à cette occasion se sont maintenus jusqu’ici, par delà les frontières.

Quelques-uns des membres des programmes Focal et Sequal. Une cinquantaine de chercheurs hommes et femmes, français et américains, ont participé à cette aventure scientifique pendant plusieurs années. Il y eut les années de préparation à partir de 1980, les années de réalisation sur le terrain de 1982 à 1984, les années d’interprétation des résultats après 1984. De nombreuses réunions de travail, aux États-Unis et en France, émaillèrent cette période longue de plus de six années de travaux communs. L’esprit fut excellent et de solides amitiés se nouèrent des deux côtés de l’Atlantique qui perdurent vingt-cinq ans après.

Notes

1 Gustave Coriolis, mathématicien français, formula en 1830 la théorie décrivant le mouvement des corps à la surface d'une sphère tournante. Il montra qu'à l'équateur, la force d'entraînement complémentaire générée par la rotation de la Terre est nulle, et donc que les mobiles solides et fluides se comportent différemment. Mais les équations régissant la circulation océanique équatoriale restaient à écrire.

2 La force de Coriolis, f, est donnée par la formule f= 2 ω sin φ, ω étant la vitesse angulaire de la Terre dans sa rotation et φ la latitude, (est proportionnelle au sinus de la latitude, et donc plus on approche de l'équateur, plus elle diminue jusqu'à devenir nulle.

3 L'équation géostrophique permet de calculer les composantes zonales et méridiennes des courants, u et v, si on connaît le champ de pression p (x, y) et la densité moyenne ρ, par les formules : u = - δρ/δy. 1/rf ; ν = δρ/δy. 1/pf. On voit que le paramètre qui traduit la force de Coriolis, f, est au dénominateur de ces relations. Plus (diminue en approchant de l'équateur, plus les composantes du courant grandissent jusqu'à devenir infinies à l'équateur, ce qui n'a pas de sens physique. La relation géostrophique est donc inapplicable à l'équateur. On recourt à d'autres équilibres de forces pour expliquer les courants océaniques équatoriaux.

4 La traversée du « pot au noir » inspirera à Alexander von Humboldt cette évocation poétique : « Ce sera pour moi une impression ineffaçable que celle des nuits tranquilles de la zone torride sur le grand-océan : du bleu foncé du firmament, la constellation de la croix inclinée à l'horizon, et au zénith celle de notre vaisseau, faisaient jaillir dans l'air leur lumière douce et planétaire, tandis que les dauphins traçaient des sillons brillants au milieu des vagues écumeuses. »

5 Il est toujours difficile de déterminer l'antériorité d'une découverte. PHILANDER en 1973 rapporte que Puis, en 1895, avait aussi relevé que les courants de surface et de sub-surface à l'équateur portaient à l'est lorsque les alizés faiblissaient en mars-avril dans le Pacifique. Tsuchiya, en 1961, note aussi que de nombreux pêcheurs japonais avaient consigné dans leurs livres de bord des courants portant à l’est à l'équateur et sous la surface.

6 Une si longue éclipse peut paraître étonnante, mais il existe des explications, et la personnalité même de Buchanan n'y est pas étrangère. Chercheur solitaire, écossais, sans relations et sans influence dans les milieux scientifiques de l'Angleterre du xixe siècle, véritable touche-à-tout, il se dispersa dans de multiples recherches et ne participa de fait que très peu à l'exploitation des observations du Buccaneer et du Challenger qui ne mentionnèrent pas ses observations dans leurs comptes rendus.

7 Les drogues sont des ancres flottantes, utilisées principalement par les pêcheurs pour stabiliser leurs engins de pêche, mais aussi par les océanographes.

8 Michael Mac Phaden (1986), dans un article relatant l'histoire de la découverte du sous-courant et à qui nous empruntons ces détails, note malicieusement que « cette publication présente un double clin d'œil à l’histoire. Le premier est que la méthode utilisée pour découvrir le sous-courant équatorial n'est pas nouvelle, comme l'indique le titre de la publication ; c'était la même que celle utilisée soixante-dix ans plus tôt par Buchanan, totalement oubliée depuis. Le second clin d'œil de l'histoire, moins plaisant, est que le rapport officiel et définitif de la campagne au cours de laquelle fut découvert le sous-courant fut seulement publié huit ans après par Montgomery et Stroup (1962) mais sans la signature de Cromwell car entre-temps, celui-ci avait quitté le laboratoire de Hawaii pour d'autres sujets de recherche et avait tragiquement disparu lors d'un accident d'avion au Mexique en 1958.

9 Il existe deux composantes principales dans la circulation océanique, la circulation superficielle dite d'Ekman générée par le vent, et la circulation géostrophique, générée par les gradients de pression à l’intérieur du fluide océanique (cf. encadré 3 chapitre 2, et encadré 8, ce chapitre).

10 Les 150 à 200 mètres d'eaux chaudes, donc légères et de faible densité, situées au-dessus de la thermocline dans la partie ouest du Pacifique, constituent une zone de haute pression de l'océan, autrement dit « une bosse » de la topographie (ou hauteur) dynamique de l'océan. Au contraire, à l'est, les eaux froides et denses arrivant en surface constituent une zone de basse pression de l'océan et un point bas de sa topographie dynamique (la différence d'altitude de la topographie dynamique entre l'ouest et l'est du Pacifique est d'environ 50 cm). Ce sont ces différences qui créent le gradient de pression ouest-est le long de l'équateur et génèrent le sous-courant équatorial. Mais c'est aussi ce qui lie les deux rives, ouest et est, de l'océan Pacifique et joue un rôle dans le phénomène d'interactions océan-atmosphère appelé Enso (El Niño and Southern Oscillation) présenté chapitre 5.

11 Cette intense et longue activité de recherche française dans une région située presque aux antipodes de la Métropole inquiéta certains riverains du Pacifique. Les océanographes japonais, qui croisaient fréquemment dans le Pacifique sud et qui traquaient vraiment le thon, s'attendaient à ce que l'effort de recherche français et son objectif affiché dans cette région du monde soient le prélude au débarquement d'une armada de bateaux de pêche français, tant l'effort de recherche déployé en amont par nos équipes leur paraissait important. Il n'en fut rien évidemment, le Pacifique ouest était à l'époque trop éloigné de la France pour nos pêcheurs. Ce manque de logique étonna beaucoup les Japonais et entama l'idée qu'ils avaient de la rationalité française, du moins en ce qui concerne sa politique de recherche !

12 En 1967, l'Organisation météorologique mondiale (OMM) et le Conseil international des unions scientifiques (CIUS) décidèrent de créer ensemble le Garp, dont l'objectif était de planifier la recherche sur les fluctuations atmosphériques qui contrôlent le temps, de façon à accroître la précision et étendre l'échéance des prévisions météorologiques. La préoccupation climatique était également présente à l'origine du Carp, mais elle ne se concrétisera que quinze ans plus tard par le Programme mondial de recherche sur le climat (PMRC). Le Carp était en fait l'outil de recherche dont s'était doté l'OMM en s'appuyant sur la communauté scientifique internationale par l'intermédiaire du CIUS.

13 Le Scor, « Scientific Committee on Oceanographic Research », déjà cité, est une émanation du CIUS (voir note 12) pour l'océanographie.

14 Cette école d'été fut un événement marquant pour la communauté des océanographes tropicalistes et contribua à relancer des opérations internationales régionales telles que FCCE (First GARP Global Experiment) qui faisait suite à Gate dans les trois océans, Index (Indian Experiment) dans l’océan Indien, Norpax (North Pacific Experiment) dans le Pacifique nord et d'autres encore qui aboutirent plus tard aux grands programmes consacrés spécifiquement aux océans tropicaux tels que Focal et Sequal dans l'Atlantique (présentés dans la suite de ce chapitre) et Toga dans le Pacifique (chapitre 6).

15 Pour expliquer les corrélations observées entre les oscillations de température à l'équateur au voisinage de 10° W dans l'Atlantique et les oscillations de température observées dans les stations côtières le long des côtes nord et sud du golfe de Guinée, il faut imaginer (bien qu'il n'existe pas d'observations fiables pour le montrer) que l'onde de Kelvin équatoriale, après avoir poursuivi sa propagation en direction de l'est jusqu'à la côte africaine, se soit « éclatée » à la côte et divisée en deux ondes côtières, l'une en direction du nord, l'autre en direction du sud.

16 Un autre programme (Piral) se greffa sur Focal en profitant de la logistique des campagnes, avec l'objectif d'étudier la variabilité saisonnière de la productivité océanique.

17 El Niño de 1982-1983 dans le Pacifique a été l'un des plus puissants du siècle, occasionnant un rebond dans l'Atlantique en 1984, avec une année de décalage (voir chapitre 5).

18 Notamment un numéro spécial de la revue Nature, un collected reprints d'une trentaine d'articles dans Journal of Geophysical Research (JGR) ainsi que dans Geophysical Research Letters (GRL). Au total, plus d'une centaine d'articles s'appuient sur des travaux réalisés au cours des programmes Focal et Sequal.

19 La hauteur dynamique de l'océan, ou topographie dynamique (l'équivalent des basses ou hautes pressions pour l'atmosphère) est calculée en intégrant le champ de densité sur la verticale du lieu. Si, en ce point, les eaux sont en moyenne froides et denses, la hauteur dynamique sera basse. Si, au contraire les eaux sont plus chaudes, donc plus légères, la hauteur dynamique sera plus élevée. Lorsque la thermocline est profonde, comme dans l'ouest des bassins équatoriaux, la couche homogène chaude de surface est plus épaisse et la hauteur dynamique est plus élevée (voir fig 30). Dans les régions tropicales la hauteur dynamique est ainsi le miroir inversé de la profondeur de la thermocline car on est proche d’un océan à deux couches et c'est l'épaisseur de la couche superficielle chaude qui détermine, au premier ordre, la hauteur dynamique.

20 Les ondes de Kelvin seront observées de façon encore plus détaillée dans les années 1990 par les satellites altimétriques tels que Topex-Poseïdon. Voir chapitre 7.

21 Le vent peut être assimilé à un vecteur et le rotationnel du vent est une expression mathématique vectorielle qui formalise le caractère tournant du champ de vent, susceptible d'aspirer ou de refouler verticalement l'océan suivant le sens de sa rotation.

Table des illustrations

Légende De la singularité de la circulation équatoriale, depuis sa découverte par les premiers navigateurs jusqu’à son étude scientifique tardive, et la reconnaissance de son rôle majeur dans la variabilité du climat par les déplacements de masses d’eaux qu’elle opère rapidement le long de l’équateur.
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Légende Figure 25. Image composite de plusieurs satellites observant la teneur en chlorophylle de la surface de l’océan qui traduit sa productivité phytoplanctonique (plancton végétal). On remarque, que l’équateur « est dessiné », dans le Pacifique et dans l’Atlantique, par la production de matière végétale due aux remontées d’eaux profondes, riches en sel nutritifs, liée à la singularité équatoriale.C’est comme si la vie marine, elle aussi, « reconnaissait » la singularité de l’équateur. Document Nasa.
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Légende Figure 26. La circulation océanique superficielle dans l’océan Pacifique, avec les courants équatoriaux nord et sud, et, entre les deux, le contre-courant équatorial situé sous la zone de convergence des alizés. Schéma dû à Wyrtki (1979).
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Légende Figure 27. Section méridienne composite de la température (en degrés F), le long du méridien 14 ° W, dressée par Buchanan, d’après les observations du Challenger (1876) et du Buccaneer (1886). C’est une section historique, la première représentant la structure thermique équatoriale qui accompagnait les premières observations d’un sous-courant équatorial.Document EOS/AGU reproduit par Michael Mac Phaden (1986).
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Légende Figure 28. Les observations originales du sous-courant équatorial pacifique à l’aide de drogues immergées par Cromwell en 1952. Ce document peu spectaculaire a cependant une valeur historique. C’est la première mesure physique du sous-courant équatorial. Les flèches indiquent la direction et la vitesse des courants mesurés. Les chiffres indiquent la profondeur de la mesure.
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Légende Figure 29. Section méridienne traversant l’équateur entre 3 ° N et 3 ° S à 12 ° W, montrant le sous-courant équatorial dans l’Atlantique en avril 1964, observé par Sturm et Voigt (1966).
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Légende Figure 30. Schéma de la pente zonale de la surface et de la thermocline de l’océan le long de l’équateur.En situation normale, le dénivelé de la surface, d’ouest en est, est d’environ 40 à 50 cm dans le Pacifique, tandis que celui de la thermocline, séparant les eaux chaudes de surface et les eaux froides plus profondes, est de plus de 150 m. La couche supérieure chaude est épaisse d’environ 200 mètres à l’ouest, tandis qu’elle s’amincit jusqu’à moins de 50 m à l’est.Cet épaississement à l’ouest est dû au vent, qui pousse les eaux chaudes sur le bord ouest de l’océan, tandis qu’à l’est, au contraire, le vent « aspire » les eaux froides profondes en éloignant de la côte les eaux chaudes de surface (phénomène d’upwelling).
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Légende Figure 31. Une célèbre affiche au MIT faculty Club en 1959.
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Légende Figure 32. Sections d’observations équatoriales, entre 5 ° N et 5 ° S, montrant la structure de la densité caractéristique de l’équateur et du sous-courant à 140 ° W, réalisées par John Knauss (1960) pour un vent intense (à droite), et plus faible (à gauche). On observe un « éclatement » de la structure de la densité à l’équateur, particulièrement marqué lorsque les vents sont intenses, qui traduit la remontée des eaux profondes plus froides et plus denses (upwelling).Le sous-courant est situé au cœur de la thermocline éclatée à l’équateur. Ces observations montraient pour la première fois que le sous-courant et le champ de densité qui lui est associé étaient variables dans le temps et dépendaient du vent soufflant à la surface.
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Légende Le pot au noir. Les calmes équatoriaux dans le Pacifique ouest. (Programme Toga).
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Légende Figure 33. Section montrant la température de l’océan Pacifique le long de l’équateur entre l’est de l’Indonésie (à gauche) et les îles Galapagos, et entre la surface et 600 mètres de profondeur, réalisée avec le navire océanographique Coriolis en 1965. Cette coupe montre l’approfondissement, en direction de l’ouest, de la couche superficielle d’eaux chaudes et de la transition thermique rapide (entre 15 et 25 °C), séparant ces eaux chaudes des eaux froides sous-jacentes, appelée la thermocline.Cette coupe a un caractère historique, car elle est la première représentation, citée et reproduite très souvent, de la structure thermique d’un océan équatorial. Document Orstom.
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Légende Bateau de pêche au nord du Pérou. Ces pêcheurs ciblent principalement de petits pélagiques côtiers (sardines, anchois, chinchards). Le Pacifique équatorial oriental est très productif biologiquement sauf lors d’un épisode El Niño.
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Légende Figure 34. Un exemple d’observations de l’évolution du système de circulation équatorial sous l’effet du vent. Sections équatoriales de la composante zonale du courant en mars 1967 et en avril 1967, à 170 ° E. (en grisé les courants portent à l’ouest, en blanc à l’est). En mars, le vent porte à l’ouest, générant en surface un courant portant à l’ouest. Le sous-courant, entre 50 et 300 m, est organisé en deux cellules. En avril, au contraire, le vent s’est renversé et porte à l’est, le sous-courant ne comporte plus qu’une seule cellule, la plus profonde. Ces observations, qui montrent que le sous-courant est lié au vent de surface et peut changer de sens, illustraient pour la première fois la variabilité du système de circulation équatorial. D’après Hisard, Merle et Voituriez (1968).
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Légende Figure 35. Plan de situation des opérations Gate entre juin et septembre 1974. Les carrés ainsi que les points noirs représentent des navires en point fixe. Différentes échelles d’observation, ainsi que la localisation de « l’expérience équatoriale », sont indiquées.
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Légende Figure 36. L’ondulation du sous-courant équatorial, le long de l’équateur, observée à 28 ° W pendant 3 semaines durant Gate en août-septembre 1974 par le navire américain Columbus Iselin.Les isolignes sont des vitesses en cm/s. En rouge, l’axe du maximum de courant. La figure suggère une onde de 15-18 jours de période qui fait « méandrer » le sous-courant autour de l’équateur entre les latitudes 1,5 ° N et 1,5 ° S. C’est la première observation d’une onde équatoriale.
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Légende Figure 37. Schéma d'une onde de Kelvin équatoriale générée par une variation brutale (ou impulsion) du vent à la surface de l'océan. L'onde se marque par un dénivelé de quelques dizaines de mètres dans la profondeur de la thermocline (courbe rouge) et de quelques dizaines de centimètres seulement en surface, en sens opposé (le dessin exagère le dénivelé de la surface d'un facteur 100 environ). L'onde se propage en direction de l'est.
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Légende Figure 38. Les logos des deux programmes joints, Focal pour les Français et Sequal pour les Américains.
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Légende Figure 39. Les programmes Sequal et Focal, le plan des opérations en mer.
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Légende Figure 40. Schéma de l’évolution de la profondeur de la thermocline et de la hauteur dynamique de la surface, le long de l’équateur, en fonction de la force des vents alizés. La thermocline oscille saisonnièrement en fonction de l’intensité du vent. En haut, vents forts, la thermocline (en rouge) s’enfonce d’environ 20 m à l’ouest et se relève d’autant à l’est. En bas, vents faibles, la thermocline (en bleu) se relève à l’ouest d’environ 20 m et s’abaisse à l’est.La surface de l’océan (hauteur dynamique) oscille en sens opposé de 5 à 20 cm.
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Légende Figure 41. Corrélation entre le vent à l’ouest (carreau BR) et la température de surface à l’est (carreau GN), dans le golfe de Guinée. La corrélation est forte (coefficient égal à 0,6) entre le vent à l’ouest et la température de surface à l’est un mois après (courbe rouge). C’est le temps approximatif de propagation d’une onde de Kelvin pour traverser la distance séparant les deux régions. À l’inverse, avec le vent local, la corrélation est faible (courbe bleue). Ce résultat, obtenu à partir d’un ensemble de données historiques couvrant une longue période, confortait l’hypothèse de la prééminence de mécanismes de type remote forcing dans l’Atlantique équatorial. D’après Servain, Picaut et Merle (1982).
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Légende Figure 42. À droite, les observations montrent la structure thermique moyenne le long de l’équateur dans l’Atlantique (en haut) et l’oscillation saisonnière de la profondeur de la thermocline représentée par l’isotherme 20 °C (en bas). À gauche, l’oscillation de la profondeur de la thermocline simulée par le modèle de Cane et Sarachik. L’accord est assez remarquable entre les observations et la simulation, confirmant le caractère oscillant de la thermocline en fonction de la saison.
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Légende Figure 43. Les températures de surface en juillet-août 1983 et en juillet-août 1984. L’événement chaud de 1984 est manifeste. L’upwelling du golfe de Guinée a disparu. C’est une situation exceptionnelle qui ne s’est produite antérieurement qu’en deux occasions, en 1963 et en 1968. On a affaire à un quasi El Niño Atlantique, dont on reparlera chapitre 5.D’après Philander (1986).
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Légende Figure 44. Topographie de la profondeur de la thermocline (exprimée par la profondeur de l’isotherme 20 °C, en mètres) pour l’Atlantique tropical, en février (en haut) et en août (en bas). La position moyenne de la zone de convergence des alizés est indiquée en rouge. En août, on distingue nettement une crête zonale de la thermocline à environ 5 ° N (en bleu), « pompée » par le rotationnel positif du vent au sud de la zone de convergence des alizés. Entre cette crête et le creux plus au nord (en violet), situé environ à 10 ° N, le gradient méridien de pression créé par cette déformation de la thermocline engendre un contre-courant équatorial zonal portant à l’est (zone bleu clair). En février, la crête n’existe plus. Le contre-courant n’est donc bien développé qu’en été de l’hémisphère boréal, ce que confirment les observations des navigateurs.
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Légende Quelques-uns des membres des programmes Focal et Sequal. Une cinquantaine de chercheurs hommes et femmes, français et américains, ont participé à cette aventure scientifique pendant plusieurs années. Il y eut les années de préparation à partir de 1980, les années de réalisation sur le terrain de 1982 à 1984, les années d’interprétation des résultats après 1984. De nombreuses réunions de travail, aux États-Unis et en France, émaillèrent cette période longue de plus de six années de travaux communs. L’esprit fut excellent et de solides amitiés se nouèrent des deux côtés de l’Atlantique qui perdurent vingt-cinq ans après.
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© IRD Éditions, 2006

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