Version classiqueVersion mobile

Océan et climat

 | 
Jacques Merle

Chapitre 7. Une nouvelle océanographie « venue de l'espace »

Texte intégral

L’observation spatiale ouvre l’accès à une nouvelle vision de la terre et des océans par des mesures continues de haute résolution, suscitant l’émergence de nouveaux concepts.

Observer « d'en haut » pour mieux voir et comprendre

  • 1 « Comprendre » au sens étymologique du terme, prendre en compte dans sa globalité.

1On attribue à Socrate cette phrase étonnante rapportée par Platon : « L’homme doit s’élever au-dessus de la Terre jusqu’à la frange extérieure de l’atmosphère et même au-delà, car c’est ainsi qu’il comprendra le monde où il vit.1 » Quelle fascinante prescience de l’observation spatiale vingt-cinq siècles avant sa mise en œuvre !

  • 2 L'AGI fut organisée par l'Union internationale de géodésie et de géophysique (UIGG – IUGG en angla (...)

2La mise en orbite de satellites artificiels de la Terre, à l’origine enjeu d’une compétition Est-Ouest dans un contexte de guerre froide, allait permettre à la géophysique de faire un bond considérable et à l’océanographie de basculer définitivement de la géographie à la géophysique. À la fin des années 1950, les géophysiciens prirent conscience que l’étude de notre planète ne pouvait se satisfaire d’observations régionales et ponctuelles, et qu’il était nécessaire d’avoir une vision globale de la Terre dans ses différentes composantes physiques (atmosphère, hydrosphère, lithosphère, cryosphère) et biologiques (biosphère). Cette volonté s’est matérialisée par l’organisation d’un programme international d’observations géophysiques d’échelle mondiale2, l’« Année Géophysique Internationale » (AGI – IGY en anglais) qui, en fait, se déroula sur deux ans, 1957 et 1958. L’objectif était d’unir les efforts de quelque 40 nations pour collecter des observations sur Terre et sur mer dans les régions peu accessibles ou mal connues, de façon à obtenir une image plus cohérente et plus homogène de notre globe.

3Dans le domaine de l’océanographie, l’AGI contribua à mieux connaître les régions arctiques et antarctiques et organisa des campagnes hydrologiques avec plusieurs navires sur l’ensemble des trois océans. Ce fut le prélude des grands programmes océanographiques internationaux des années 1980-1990.

4Par une coïncidence curieuse, c’est également en 1957 que le premier satellite soviétique, Spoutnik, fut lancé et abusivement versé au compte de la contribution de l’URSS à l'AGI. Quelques mois plus tard, en 1958, le satellite américain Explorer était également mis sur orbite, guerre froide oblige. La conquête spatiale – avec son cortège d’applications scientifiques – était lancée.

5Les campagnes de l'AGI, même si elles apportaient des connaissances nouvelles sur quelques zones « blanches » ou « grises » de l’océan mondial, ne satisfaisaient pas pleinement les géophysiciens et les océanographes. Une continuité de l’observation des milieux planétaires dans l’espace et dans le temps devenait indispensable pour comprendre leurs dynamiques et leurs interactions complexes.

6Les premiers satellites artificiels de la Terre montraient la possibilité et l’intérêt d’observer notre planète « d’en haut » et d’accéder à cette continuité spatio-temporelle. La situation devenait donc favorable, un nouveau questionnement scientifique avec pour objectif l’étude de notre planète dans sa globalité trouvait de nouveaux outils d’observation à sa mesure.

Les débuts de l'observation spatiale civile

  • 3 C'est notamment le cas en France, où la géodésie spatiale doit beaucoup à Michel Lefebvre, officie (...)

7Les premiers pas de la science spatiale civile pour l’observation de la Terre furent l’œuvre de certains géodésiens qui rapidement, dès les années 1960, comprirent tout le bénéfice qu’ils pouvaient tirer des satellites pour résoudre certains problèmes de positionnement sur terre et sur mer. « Savoir précisément où l’on est » est une question primordiale pour beaucoup d’activités humaines. Il est symptomatique de constater que ce sont les « navigateurs » qui, les premiers, insistèrent pour une utilisation civile des satellites afin de faire le point en mer3. Il en résulta des systèmes de positionnement tels que Transit, développé par la marine américaine, puis le bien connu Global Positioning System (GPS), encore américain, et le système de suivi franco-américain Argos.

8Une autre activité civile tira un grand parti de l’observation spatiale : la cartographie. Le premier satellite civil d’observation de la Terre, Landsat 1, lancé en 1972 par la Nasa, permit de cartographier des régions du globe difficilement accessibles.

9Les deux pays pionniers de cette conquête scientifique par l’espace furent les États-Unis et la France. C’est sous l’impulsion américaine qu’en août 1969, l’idée d’utiliser les satellites pour l’observation de la Terre s’imposa au cours d’un colloque organisé par la Nasa à Williamstown dans le Massachusetts. Ce colloque, auquel participèrent plusieurs Français, avait pour objet d’étudier « les contributions possibles de mesures précises de position, de vitesse et d’accélération depuis l’espace à la solution de problèmes géophysiques et d’océanographie ». Un panorama des usages scientifiques de l’observation spatiale fut dressé et une prise de conscience de l’intérêt qu’elle représentait commença à prendre forme dans les communautés des sciences de l’environnement.

  • 4 Principalement la Nasa pour les États-Unis et le Cnes pour la France, puis plus tard l’ESA (Europe (...)

10Dès lors, chacun des domaines de la géophysique chercha à tirer parti de l’observation spatiale et une grande variété d’instruments et de projets furent proposés au cours des années 1960-1970. Tous ces projets ne virent pas le jour, car la compétition était sévère auprès des agences spatiales4, dont les ressources étaient limitées. Le premier programme spatial spécifiquement dédié à l’océanographie, sélectionné par la Nasa, fut Seasat, lancé en 1978. Seasat fut un échec partiel, car il n’a fonctionné que trois mois, mais il était pourvu de la panoplie presque complète des instruments d’observation spatiale utilisables en océanographie : radiomètres dans les domaines visibles et infrarouge, micro-ondes, altimètres, diffusiomètres. Il constitua de ce fait un excellent banc d’essai des technologies spatiales en usage en océanographie. Seasat démontra surtout le potentiel de l’altimétrie, qui sera plus tard à l’origine de projets tels que Topex-Poseïdon, dont il sera question plus loin. Mais d’autres programmes spatiaux non spécifiquement dédiés à l’océanographie, notamment les satellites météorologiques, furent utilisés pendant des années par des océanographes pour restituer certains paramètres océaniques de surface, tels le vent et la température de la mer.

Figure 80. Positions, dans le spectre des ondes électromagnétiques, des instruments de l’observation spatiale de l’océan. En bas, échelle de fréquences (en hertz).

11Nous avons évoqué brièvement comment ces paramètres océaniques ont bénéficié des apports de la télédétection spatiale dans les chapitres dédiés aux programmes internationaux Woce et Toga (chapitres 3 et 6). En quelques années, l’observation spatiale a permis de passer d’une approche régionale et ponctuelle de l’océan à une vision globale, synoptique et continue dans l’espace et le temps, à laquelle s’ajoute l’observation des milieux connexes de l’environnement planétaire, principalement l’atmosphère et la Terre solide. Ainsi, l’océanographie a considérablement profité des technologies de l’observation spatiale qui ont grandement contribué à la reconnaissance de sa place dans l’ensemble des géophysiques. Une revue synthétique générale des différentes catégories de mesures satellitaires et de leurs usages en océanographie permettra de mieux saisir l’évolution de cette technologie d’observation naissante et ses apports inégalés aux sciences de l’océan, qui vont jusqu’à l’émergence de concepts nouveaux.

Les ondes électromagnétiques au service de l'océanographie

12Tous les instruments spatiaux qui permettent de mesurer des paramètres océanographiques utilisent les propriétés des ondes électromagnétiques. Celles-ci s’étagent sur une large bande de fréquences, depuis les ondes radio et les micro-ondes (ou ondes radar) jusqu’aux rayons X, cosmiques et y, en passant par l’infrarouge et l’ultraviolet qui encadrent l’étroite fenêtre de la lumière visible (fig. 80). Pour l’observation de la Terre, on utilise principalement les microondes ou ondes radar, ainsi que les ondes du domaine infrarouge et celles du domaine visible. Ces ondes peuvent être reçues passivement par les capteurs spatiaux dans les fréquences où elles sont émises naturellement par la Terre et ses enveloppes fluides, on parle alors de « capteur passif » ou de « radiomètre ». Elles peuvent aussi être à la fois émises et reçues par un émetteur-récepteur porté par le satellite : on parle alors de « capteur actif ». Ce sont généralement des ondes radar ou micro-ondes.

Radiométrie dans les longueurs d’onde infrarouge

13Les radiomètres infrarouge furent les premiers instruments embarqués, dès 1973, à bord des satellites météorologiques. La fréquence de rayonnement de la surface de la mer, comme pour tout corps noir, dépend de sa température et se situe principalement dans le domaine de l’infrarouge. Il est donc possible de déterminer sa température en mesurant le flux infrarouge émis par l’océan. Il faut cependant corriger l’enregistrement des effets de l’atmosphère. On mesure pour cela l’intensité du signal émis dans différentes fenêtres de fréquence. Mais le rayonnement infrarouge est absorbé par les nuages, ce qui limite le champ d’application de cette technique de mesure à des conditions météorologiques favorables. Néanmoins, cette technologie d’observation de la température de surface de la mer a donné d’excellents résultats. Ces observations spatiales, couplées avec les observations in situ des navires, permettent d’obtenir des champs de température de surface d’une précision de quelques dixièmes de degrés centigrades.

Figure 81. Répartition moyenne de la production de phytoplancton dans l’océan mondial (en gramme de carbone par mètre carré) obtenue en mesurant l’intensité de la rétrodiffusion naturelle de l’eau de mer dans différentes fenêtres du spectre visible. Au centre des grands tourbillons sub-tropicaux (entre l’équateur et 35 °-40 ° de latitude), on distingue (en bleu foncé) des régions de très faible productivité biologique, l’équivalent des déserts continentaux. Près des côtes et aux latitudes moyennes (45 °), au contraire, on remarque des zones de très forte productivité (en vert, jaune et orange), dix à vingt fois plus élevée.
Document SeaWiFS.

Radiométrie dans les longueurs d'onde de la lumière visible

14Une partie des rayons incidents du Soleil dans le spectre visible est absorbée et la lumière réfléchie résiduelle intègre les caractéristiques optiques des premières dizaines de mètres de l’océan dans lesquels la lumière incidente solaire a pénétré (couche euphotique). On obtient ainsi la « couleur de la mer », représentée par les fréquences (couleurs) principales de la lumière réfléchie. Les radiomètres sont en général calés sur des fréquences ou des bandes de fréquences correspondant à des couleurs caractéristiques des corps en suspension ou dissous dans l’eau de mer. L’eau de mer « pure » est bleue, mais elle peut être plus verte en présence de chlorophylle contenue dans le phytoplancton, et plus jaune, voire marron, en présence de substances terrigènes apportées par les fleuves.

15Le premier instrument « couleur de la mer » (Coastal Zone Color Scanner, CZCS) a été embarqué à bord du satellite météorologique Nimbus 7 lancé par la Nasa en 1979. Depuis, de multiples instruments « couleur » ont été lancés, qui permettent notamment de cartographier la répartition et même la composition du phytoplancton dans l’océan mondial (fig. 81). Comme pour le rayonnement infrarouge, des corrections atmosphériques s’imposent, et la « couleur de la mer » ne peut pas être observée en présence d’une couverture nuageuse.

Radiométrie dans les longueurs d’onde centimétriques ou micro-ondes

  • 5 L'émissivité d'un corps se définit par le rapport de l'intensité du rayonnement du corps sur le ra (...)

16L’océan rayonne également naturellement dans les fréquences centimétriques. Dans cette gamme de fréquences, les ondes électromagnétiques traversent presque sans dommage la couverture nuageuse ; c’est leur principal avantage. L’intensité et l’émissivité5 du rayonnement de la mer dans ces longueurs d’onde permettent d’accéder à un « cocktail » de paramètres océanographiques divers. La température de surface de la mer peut être déduite de l’intensité du rayonnement, la vitesse du vent peut être estimée à partir de l’écume produite qui change l’émissivité de la surface de la mer. Par ailleurs, l’émissivité de la surface de la mer étant voisine de 0,5, tandis que celle de la glace est voisine de 1, on peut aisément cartographier la frontière eau-glace. L’atmosphère, bien que presque totalement transparente pour ces fréquences, absorbe néanmoins une certaine quantité de rayonnement, en fonction de sa teneur en vapeur d’eau et en eau liquide, à des fréquences très précises. Cela permet, en jouant sur ces fréquences, d’estimer le contenu en vapeur d’eau et en eau liquide de l’atmosphère, mais aussi de corriger la vitesse des ondes radar qui sont freinées par l’eau atmosphérique.

  • 6 On dit aussi « déconvoluer ». La déconvolution est une opération mathématique complexe qui permet, (...)

17Ces mesures à partir des micro-ondes sont peu précises, car il est difficile de séparer6 les différents paramètres déterminant les caractéristiques en fréquence, en intensité et en émissivité de ces ondes centimétriques. Historiquement, les premiers enregistrements des émissions de micro-ondes ont été utilisés dès les années 1970 pour cartographier l’étendue des glaces de mer et le contenu en vapeur d’eau de l’atmosphère à partir des satellites météorologiques. Le satellite Seasat, en 1978, fut le premier à embarquer un radiomètre micro-ondes multifréquences (Scanning Multichannel Microwave Radiometer, SMMR), pour cartographier la frontière entre la glace et l’eau de mer.

Radars embarqués

18Les radars embarqués sur les satellites émettent des ondes électromagnétiques dans la plage de fréquence des micro-ondes et mesurent les caractéristiques du signal rétrodiffusé. Ce sont donc des « capteurs actifs » plus complexes et nécessitant plus d’énergie à bord du satellite que les « capteurs passifs » précédents. En océanographie, les deux principaux instruments basés sur les radars sont les diffusiomètres et les altimètres.

  • 7 Le vent étant le principal moteur de la circulation océanique, la qualité (en précision et en réso (...)

19Les diffusiomètres indiquent à la fois la direction et la vitesse du vent en captant l’intensité du signal rétrodiffusé vers le satellite. Cette intensité dépend de l’amplitude et de la direction des vagues capillaires, petites ondulations de quelques centimètre de longueur d’onde et de quelques millimètres d’amplitude créées par le vent à la surface de la mer. Le premier diffusiomètre a été embarqué sur Seasat en 1978. La précision (1 m/s en vitesse et 10 à 15 degrés en direction) et la résolution (25 à 50 km) de cette mesure du vent la rendent utilisable pour « forcer » les modèles de circulation générale de l’océan7, mais il est nécessaire de la valider par des observations in situ. Les diffusiomètres peuvent être munis de dispositifs de traitement du signal tels que les SAR (radars à ouverture synthétique) permettant d’atteindre une résolution très fine de l’ordre de 30 m, et de visualiser la rugosité de la surface de l’océan créée par le vent, les vagues et les courants.

  • 8 Le géoïde est la forme théorique de la surface que prendrait la Terre soumise à la seule force de (...)

20Les altimètres sont également des radars émetteurs et récepteurs. Pointés à la verticale du satellite, ils mesurent la distance entre celui-ci et la surface de la mer. L’altimètre est l’instrument le plus fécond et le plus performant de l’océanographie moderne qui, à l’inverse des autres instruments spatiaux, permet non seulement d’accéder aux paramètres caractéristiques de la surface de l’océan, mais, en mesurant l’altitude absolue de la surface de la mer (la hauteur dynamique), peut aussi intégrer une information caractérisant l’ensemble de la colonne d’eau, de la surface au fond. Il peut aussi fournir des informations sur certaines caractéristiques des couches profondes de la Terre qui déterminent le champ de gravité et le géoïde8.

21Pour connaître l’altitude de la surface de la mer avec une précision de quelques centimètres, il est nécessaire de coupler l’altimètre avec un système de positionnement du satellite pour déterminer avec une grande précision son altitude et sa trajectoire. Généralement, un satellite altimétrique rassemble trois éléments : un altimètre, un système de positionnement et un radiomètre microondes. Le satellite altimétrique le plus accompli, qui a transformé l’océanographie et propulsé au front de la recherche une nouvelle génération d’océanographes, est connu sous le double nom de Topex-Poseïdon. Sous ce nom, deux projets, l’un américain, Topex, et l’autre français, Poseïdon, originellement indépendants, ont été rassemblés donnant lieu à une coopération scientifique et technique exemplaire. Voici l’histoire résumée de ce mariage réussi.

Topex-Poseïdon

22En 1969, la conférence de Williamstown avait décelé l’énorme potentiel scientifique de l’altimétrie et proposé des voies pour solutionner certains problèmes géophysiques et océanographiques. En océanographie, parmi les questions à résoudre, celle de la circulation générale des océans et de la connaissance des courants à toutes profondeurs restaient d’actualité. Les mesures in situ et les grandes campagnes océanographiques avaient certes permis d’obtenir une image globale de cette circulation générale, mais on butait sur la difficulté de la décrire aux échelles plus fines telles que la méso-échelle (de quelques kilomètres à quelques dizaines de kilomètres) et de suivre sa variabilité. Des programmes américains et soviétiques, plus ou moins associés, tels que Mode en 1972 et Polymode en 1977 dans la région du Gulf Stream, avaient montré la complexité, à toutes les échelles de variabilité spatio-temporelle, de cette circulation générale fragmentée en multiples boucles, anneaux, tourbillons, qui rendent l’acquisition d’une image de l’océan mondial très difficile par des mesures conventionnelles in situ.

23Dans les tropiques, la question de la circulation générale océanique se posait différemment. On a vu (chapitre 4) que cette circulation, principalement zonale, est perturbée par des ondes équatoriales et des ondes d’instabilité extra-équatoriales, à la frontière des courants et des contre-courants équatoriaux. On a vu aussi que la circulation océanique au voisinage de l’équateur peut difficilement être déduite du champ de densité par la relation géostrophique à cause de la singularité équatoriale qui voit s’annuler la force de Coriolis.

24Mais la structure des océans équatoriaux et tropicaux présente une caractéristique favorable, déjà décrite chapitre 4, que l’on peut rappeler ici. Dans ces régions, l’océan peut être schématisé par un océan à deux couches, une couche chaude homogène de surface surmontant des eaux froides sous-jacentes. Les deux couches sont séparées par la thermocline, zone de transition thermique rapide. Cette structure en deux couches déjà très favorable à la modélisation (chapitre 6 – modélisation Toga) est également particulièrement intéressante dans le cadre des observations altimétriques spatiales, car la topographie de la surface de l’océan est le miroir inversé de la profondeur de la thermocline. C’est l’épaisseur de la couche supérieure chaude, donc plus légère et plus « dilatée », qui détermine au premier ordre la hauteur et donc la topographie de la surface de l’océan. Les creux de la thermocline correspondent à des bosses dans la topographie de la surface de l’océan et vice-versa (voir fig. 30 et 37 chap. 4). Dès lors, en observant la topographie de la surface, on peut accéder, par inversion, à la topographie de la profondeur de la thermocline, qui joue un rôle crucial dans la dynamique équatoriale. C’est cette perspective de recherche qui a motivé les « tropicalistes » à participer activement aux projets spatiaux comportant des altimètres tels que Topex, Poseïdon et ensuite ERS1 et Jason.

La préhistoire de l'altimétrie

  • 9 En 1970, des équipes françaises avaient déjà soumis un avant-projet de satellite altimétrique, app (...)

25La première tentative de mesure altimétrique9 de la surface de l’océan fut proposée par la marine militaire américaine en coopération avec la Nasa. C’est ainsi qu’en 1975 fut lancé le satellite Geos 3, dont la mission était la mesure du géoïde. Mais les observations réalisées furent classées « Secret Défense » par le département d’État américain. Elles devinrent cependant accessibles aux scientifiques quelques années plus tard et contribuèrent à la définition du géoïde « civil », indispensable pour connaître la « hauteur dynamique » absolue – ou hauteur de l’océan – générée par les vents et les courants. En effet, l’altimètre mesure, en un point donné, la hauteur totale de l’océan, somme de l’altitude du géoïde et de la « hauteur dynamique », si bien qu’il faut connaître la topographie du géoïde pour en déduire la hauteur dynamique absolue (fig. 82).

Figure 82. Schéma de principe de l’altimétrie. Source Cazenave A., Massonet D., La terre vue de l’espace, Belin-Pour la science, 2004.

26La course à la connaissance du géoïde a ainsi été engagée entre les militaires et les chercheurs civils. Mais les satellites ayant en général des orbites répétitives, il a été possible, sans connaître le géoïde, d’extraire de ces observations une information sur la variabilité de la hauteur dynamique et donc des courants. En effet, le long des traces répétées du passage du satellite, on a pu soustraire l’effet du géoïde, qui ne variait pas dans le temps.

27Le premier vrai satellite altimétrique fut Seasat, déjà cité. Bien que sa durée de vie fût très courte, trois mois, et malgré la précision limitée de ses instruments (10 cm pour l’altimètre et 60 cm pour le système de positionnement), l’exploitation des données recueillies montra l’étendue du potentiel de l’altimétrie et ouvrit des perspectives d’utilisation très encourageantes en océanographie.

28Vint ensuite Geosat, lancé en 1984 par la marine américaine, avec toujours pour objectif principal de cartographier le géoïde, mais aussi de suivre l’évolution de la circulation océanique à méso-échelle, pour connaître l’environnement acoustique nécessaire à la communication et à la détection des sousmarins. Geosat était équipé d’un altimètre mono-fréquence rudimentaire et d’un système de positionnement peu précis. Les données furent partiellement tenues secrètes, mais certaines, à l’exception du géoïde, furent mises à la disposition des scientifiques. L’intérêt principal de Geosat fut sa relativement longue durée de vie (trois ans), qui permit aux scientifiques pour la première fois d’aborder plusieurs questions océanographiques majeures nécessitant la répétitivité et la durée, telles que la variabilité de la circulation méso-échelle, les caractéristiques de la turbulence océanique, les variations du niveau moyen de la mer, la détection des ondes océaniques.

29Enfin ERS 1, premier satellite d’observation de la Terre conçu par l’Agence spatiale européenne (ASE), mit un terme à la préhistoire de l’altimétrie. Après de nombreuses péripéties, il fut muni d’un altimètre et lancé en 1991. ERS 1 n’était pas optimisé pour l’altimétrie, mais ses données furent complémentaires de celles recueillies par Topex-Poseïdon et traitées conjointement.

L'histoire heureuse et mouvementée de Topex et de Poseïdon

  • 10 Propos rapporté par Jean-François Minster dans son ouvrage La machine océan, Flammarion, 1997.

30Lancé en 1992, le satellite Topex-Poseïdon est exemplaire, tant par ses performances techniques et scientifiques que par les liens qu’il contribua à tisser entre deux agences spatiales, la Nasa et le Cnes, et deux communautés scientifiques, américaine et européenne à dominante française. Mais les projets initiaux, Topex pour les États-Unis et Poseïdon pour la France, avant de converger, connurent de nombreuses péripéties. Ces difficultés ont fait dire à Hubert Curien, président du Cnes puis ministre de la Recherche, lors de la signature de l’accord Nasa-Cnes scellant définitivement le lancement du projet commun en 1987, que cette décision « tenait du miracle »10.

31La mission Poseïdon, proposée par deux ingénieurs du Cnes, dont Michel Lefebvre (note 3), apparaît pour la première fois en 1981 lors du colloque de prospective du Cnes. Elle est sélectionnée comme prioritaire, mais par la suite, le projet spatial européen ERS 1 affaiblira considérablement la justification d’un projet altimétrique français auprès du gouvernement de l’époque, comme on va le montrer plus loin. Du côté américain, Topex fut proposé à la Nasa en 1981 à la suite de l’échec d’un projet appelé NOSS, dont VUS Navy ne voulait pas.

32Il est impossible de retracer ici toutes les péripéties qui conduisirent à la fusion de Poseïdon avec Topex, mais on peut citer avec Michel Lefebvre et Jean-François Minster quelques-uns des « miracles » qui ont conduit à son succès.

33Le premier tient à la ténacité de quelques océanographes, peu nombreux, qui des deux côtés de l’Atlantique se penchèrent sur les données altimétriques de Seasat et furent rapidement convaincus de l’énorme potentiel de cette nouvelle technologie d’observation pour l’océanographie. Le miracle se poursuivit par l’appui apporté aux projets par de brillantes personnalités scientifiques, comme Carl Wunsch pour les États-Unis, et Jean-François Minster pour la France, seuls susceptibles de pouvoir démontrer, aux plus hauts niveaux de décision, l’intérêt pour leurs pays respectifs de s’engager dans les investissements nécessaires au développement de cette nouvelle technologie d’observation de la Terre et des mers.

34En France, après la présentation du projet Poseïdon en 1981 et l’intérêt manifesté par le comité scientifique du Cnes, les péripéties furent nombreuses, liées aux changements politiques au sommet de l’État, car le projet touchait à des intérêts stratégiques et technologiques et coûtait près de deux milliards de francs. Mais très tôt, la coopération avec les États-Unis fut envisagée : des discussions informelles entre scientifiques eurent lieu dès 1983 et elles aboutirent à un premier contact, cette même année, entre les responsables du Cnes et de la Nasa. Un engagement d’études communes fut rapidement proposé pour réduire la facture à présenter aux gouvernements des deux pays, encore réticents. L’idée était de satelliser le projet Topex avec une fusée Ariane et de l’améliorer par l’apport d’un système de positionnement développé en France par le Cnes et l’IGN (Institut géographique national), appelé Doris, et reposant sur un réseau de balises à terre et un enregistreur à bord.

  • 11 Pour avoir participé personnellement à certaines de ces réunions, notamment celles de 1983, je fus (...)
  • 12 Une école d’été rassemblant uniquement des scientifiques, organisée en Corse par Catherine Gauthie (...)

35Un tel projet commun fut cependant difficile à faire aboutir, et les premières réunions entre Français et Américains en 1983 se déroulèrent dans une atmosphère un peu tendue, voire de suspicion réciproque11. Le système de positionnement Doris proposé par les Français n’existait que dans les cartons du Cnes et il était difficilement crédible pour des Américains, champions du réalisme, qui mettaient en doute sa faisabilité, d’autant qu’ils disposaient eux-mêmes d’un système de positionnement, Transit, certes moins performant que Doris sur le papier, mais qui avait fait ses preuves. Finalement, un accord de coopération entre le Cnes et la Nasa fut conclu sous la pression des scientifiques12, ce qui ne signifiait pas pour autant un engagement contractuel officiel : celui-ci devait passer par les gouvernements des deux pays.

36À ce stade de développement du projet commun, deux événements survinrent qui jouèrent dans des sens opposés, l’un défavorable et l’autre favorable. D’une part, le projet de satellite européen, devenu ERS1, qui devait à l’origine seulement emmener à son bord un instrument SAR, fut également doté sous l’impulsion de certains océanographes allemands et britanniques d’un altimètre compact et d’un système de positionnement. Cet altimètre affaiblissait le projet franco-américain Topex-Poseïdon qui pouvait, en première analyse, apparaître comme un « doublon » de ERS1. Il fallut toute la capacité de persuasion et la diplomatie de Jean-François Minster pour convaincre le gouvernement français que si ERS1 pouvait satisfaire des objectifs pré-opérationnels et commerciaux européens, la faible précision de son altimètre ne pouvait satisfaire les intérêts de la recherche française, associée – mais aussi en compétition – avec la recherche américaine.

Préparation des instruments du projet spatial franco-américain Jason 1 par le Cnes et Alcatel-Espace.

37Le second événement, favorable celui-là aux défenseurs de Topex-Poseïdon, résulte de l’intérêt soudain que le ministère de la Défense porta au projet, poussé par la Marine nationale qui était convaincue que des observations altimétriques précises pouvaient aider à la détection des sous-marins. En 1986, le ministère de la Défense décida donc de contribuer au financement du projet, ce qui suffit à convaincre le Premier ministre de l’époque et à obtenir son accord. Dès lors, les Américains, bien que confrontés eux-mêmes à des difficultés importantes à la suite de l’explosion tragique de la navette Challenger en 1986, ne purent se dédire. Ainsi, finalement, le projet aboutit et fut scellé par un accord entre les gouvernements d’une part et les agences spatiales de l’autre, signé le 23 mars 1987. Cet happy end concrétisait un mariage heureux, conclu après des fiançailles tumultueuses, qui a inspiré à Hubert Curien sa réflexion sur les « miracles » qui sauvent parfois les projets scientifiques !

La moisson scientifique de Topex/Poseïdon

  • 13 Le projet Topex-Poseïdon était piloté par quatre tandems de responsables (composés chacun d'un Amé (...)

38La vie commune des équipes scientifiques, techniques et opérationnelles13 qui œuvraient de part et d’autre de l’Atlantique ne fut pas sans nuages, mais elle fut extrêmement féconde sur le plan scientifique et contribua pour une large part à la compréhension de phénomènes aussi divers que la circulation générale des océans jusqu’à la méso-échelle, la propagation des ondes océaniques de Rossby et de Kelvin, difficilement observables in situ et si importantes dans le phénomène Enso, l’évolution du niveau moyen de l’océan sous l’effet du changement climatique global, les marées en plein océan, l’état de la surface de la mer (vagues et houle), le vent, le transport thermique, sans parler de la topographie du géoïde et de phénomènes annexes, non prévus à l’origine du projet, comme la vitesse de rotation de la Terre et les variations de la durée du jour. Ces observations altimétriques ont également été utilisées pour contraindre les modèles en étant assimilées pour rendre les simulations des modèles plus réalistes, ce qui a conduit au suivi en temps réel, et à la prévision opérationnelle de l’évolution de l’océan.

La circulation générale des océans

39Le principal argument présenté aux décideurs pour justifier le projet Topex-Poseïdon reposait sur sa contribution décisive à la connaissance de la circulation générale de l’océan mondial, en complément du programme international d’observations in situ Woce (présenté chapitre 3).

40En effet, les observations in situ de température et de salinité, depuis la surface jusqu’au fond, sur la totalité de l’océan mondial, qui constituaient l’objectif principal de Woce, permettaient de calculer le champ de densité de l’eau de mer dans ses trois dimensions et d’accéder ainsi, par la relation géostrophique et en connaissant le courant absolu à la surface, aux champs de courant à toutes profondeurs. L’altimétrie permet justement, par l’observation de la topographie dynamique de la surface de l’océan, d’accéder directement au courant de surface absolu qui peut devenir ainsi le niveau de référence à partir duquel on peut déduire, si l’on connaît le champ de densité, le courant absolu à toutes profondeurs. Le couplage de l’altimétrie spatiale avec les grands programmes d’observations in situ de l’océan mondial tels que Woce permettait ainsi d’accéder pour la première fois à une image réaliste de la circulation océanique mondiale dans ses trois dimensions.

41Mais la détermination de la topographie dynamique de la surface de l’océan est tributaire de la connaissance du géoïde (fig. 83) qu’il faut soustraire du signal altimétrique mesuré (distance du satellite à la surface de l’océan). La connaissance du géoïde, on l’a déjà mentionné, est longtemps restée un secret militaire bien gardé par les marines des principaux pays développés. Mais progressivement, certaines de ces données ont été rendues publiques et ont permis dans les années 1990 d’atteindre une précision de la topographie du géoïde voisine de 5 cm pour une résolution de 1 400 km (ce qui revient à déterminer la hauteur moyenne du géoïde à plus ou moins 5 cm, dans un carré de 1 400 km de côté). Cette précision du géoïde, compte tenu de la précision du signal altimétrique (après d’autres corrections), conduit à une précision pour le courant de 2 cm/s (à l’exception de la bande équatoriale). Une telle précision est déjà remarquable.

42La définition du géoïde s’améliore d’année en année et d’ores et déjà, en 2004, elle permet une précision de la topographie dynamique qui conduit à des champs de courant d’une précision meilleure que toutes celles obtenues antérieurement à l’aide d’observations in situ, y compris celles issues de Woce. Cette mesure spatiale présente par ailleurs l’avantage très précieux d’une couverture homogène, continue et presque complète, à l’exception des très hautes latitudes (fig. 84).

43La connaissance de la circulation générale de l’océan a bénéficié aussi des avancées de la modélisation, de plus en plus performante et réaliste à mesure que s’accroît la puissance des ordinateurs, et l’assimilation des observations spatiales altimétriques dans ces modèles a permis d’obtenir les meilleures simulations connues de la circulation générale de l’océan mondial (fig. 85).

44En 2005, l’exploitation complète des observations in situ de Woce et des observations altimétriques de Topex-Poseïdon n’était pas encore terminée. Il faudra attendre quelques années pour extraire de ces champs de données des images encore plus détaillées et précises de la circulation générale de l’océan mondial, ce qui était l’objectif principal de ces programmes.

Figure 83. Le géoïde. Les altitudes par rapport à l’ellipsoïde de référence sont en mètres. On voit que la surface du géoïde marin se caractérise par des creux et des bosses de près de 100 mètres de dénivelé par rapport à l’ellipsoïde de référence. Source Cnes-Nasa.

Figure 84. Topographie dynamique moyenne de l’océan mondial observée par Topex-Poseïdon. À comparer à la figure 23 (chapitre 3) sur laquelle la topographie dynamique moyenne de la surface est simulée par un modèle, mais sans assimilation des observations. La surface du géoïde a été soustraite et le dénivelé résultant est de l’ordre de quelques dizaines de cm. Les grands courants (Kuro-Shivo et Gulf Stream) sont marqués par des reliefs importants. Document Woce.

Figure 85. La circulation océanique moyenne à la surface après assimilation de la topographie dynamique observée avec Topex-Poseïdon dans un modèle de circulation générale (modèle OCAM anglais). Comparer aux figures 23 (topographie dynamique simulée sans assimilation) et 84 (topographie dynamique observée par Topex-Poséïdon). Document Woce.

Variabilité de la topographie dynamique et de la circulation de surface

45La connaissance de la variabilité de la topographie dynamique et des courants de surface de l’océan est essentielle pour comprendre sa dynamique. Si la circulation générale absolue de l’océan nécessite la connaissance du géoïde avec une bonne précision, la variabilité de cette circulation peut être obtenue directement sans connaître le géoïde, à condition que le satellite suive des trajectoires répétitives, ce qui était le cas de Topex-Poseïdon. La précision de la variabilité de la topographie dynamique de la surface et des courants associés ne dépend alors que de la précision du signal altimétrique mesuré après que toutes les autres corrections nécessaires ont été appliquées : trajectoire du satellite, marées, variation de la vitesse du signal radar due à la traversée de l’atmosphère et de l’ionosphère. Cette variabilité de la topographie dynamique (fig. 86) et des courants de surface fut l’un des premiers sujets de recherche auquel s’attaquèrent les océanographes en se « faisant les dents » sur les observations de Seasat dès les années 1990. En l’absence d’une bonne connaissance du géoïde, travailler sur la variabilité était la chose la plus utile et la plus facile à faire.

Figure 86. Variabilité de la topographie dynamique de la surface de l’océan (déviation standard en cm) établie à partir de cinq années d’observation de Topex-Poseïdon. On remarque les régions de grande variabilité qui correspondent aux grands systèmes de courants : Kuro-Schivo, Gulf Stream, courant des Aiguilles... Document Cnes-Nasa.

  • 14 Lorsqu’on dispose d'une série d'observations suffisamment longue, décrivant la variabilité d'une p (...)

46Une exploration de la variabilité des courants de surface à toutes fréquences14 fut menée par Carl Wunsch et Detlef Stammer, dès 1995, à l’aide de la couverture globale des observations Topex-Poseïdon. Ils s’intéressèrent particulièrement à la fréquence annuelle (ou saisonnière), qu’ils cartographièrent sur l’océan mondial. D’autres auteurs mirent en évidence des dissymétries de la répartition de ce signal saisonnier entre l’hémisphère nord et l’hémisphère sud.

47Aux plus hautes fréquences (intra-saisonnières), Topex-Poseïdon offrit pour la première fois une image globale de la variabilité tourbillonnaire méso-échelle de l’océan mondial, connue jusqu’ici seulement dans quelques régions particulièrement étudiées, comme celle où le Gulf Stream rencontre le courant du Labrador. Aux plus basses fréquences, au-delà de la période annuelle, la variabilité à grande échelle montre généralement des propagations en direction de l’ouest, caractéristiques des ondes de Rossby planétaires.

La dynamique tropicale

48On a vu que la détermination des courants par la relation géostrophique devient de plus en plus difficile à mesure que l’on approche de l’équateur à cause de l’affaiblissement de la force de Coriolis, mais des méthodes plus élaborées, dérivées de la géostrophie, et mises au point en 1995 par le Français Joël Picaut, permettent maintenant ce calcul. Ce dernier nécessite cependant une connaissance très précise de la topographie dynamique de la surface, à la limite de la précision permise par les altimètres de Topex-Poseïdon (de l’ordre de 1 à 2 cm). Pour pouvoir obtenir une image précise de la circulation océanique dans ces régions proches de l’équateur, il est donc nécessaire d’utiliser des jeux de données mixtes qui associent les observations altimétriques spatiales et les observations in situ, notamment celles fournies par le réseau de marégraphes décrit chapitre 6. Les comparaisons entre les courants observés in situ (grâce notamment aux bouées ancrées du réseau TAO, chapitre 6) et les courants calculés par cette méthode sont en très bon accord. Il devient donc possible, contrairement à ce que l’on craignait à l’origine du projet, de suivre avec les observations altimétriques l’évolution des courants équatoriaux presque en continu, et cela malgré l’impossibilité d’utiliser la relation géostrophique.

49Mais c’est l’observation des ondes et des déplacements d’eaux chaudes qui affectent les océans équatoriaux qui constitue l’apport essentiel de l’altimétrie satellitaire dans l’étude de la dynamique des océans aux basses latitudes. En effet, les altimètres, couplés avec des observations in situ (marégraphes), permettent de « voir », avec une précision de l’ordre de 2 cm, les ondulations de la topographie dynamique de la surface, caractéristiques des ondes se propageant le long de l’équateur. Ces ondes qui, comme on l’a vu, sont associées à des perturbations de la profondeur de la thermocline, accompagnent les déplacements d’eaux chaudes ou froides de la couche super ficielle. Les bosses et les creux observés dans la topographie dynamique de la surface sont la marque de ces eaux de températures différentes et des anomalies thermiques que génèrent leurs déplacements (fig. 87). Prévues par les théories de la dynamique équatoriale (encadré 9, chapitre 4), les ondes équatoriales étaient très difficiles à observer in situ. Leurs amplitudes et leurs vitesses de propagation ont pu être déterminées, leurs réflexions sur les bords occidentaux et orientaux du bassin équatorial pacifique ont été observées au cours des derniers événements Enso, comme celui de 1997-1998. Ces observations ont permis de suivre en continu et ainsi de mieux comprendre l’implication des ondes équatoriales dans la naissance et la dégénérescence d’un cycle Enso (voir chapitres 5 et 6). Dans l’Atlantique, en 1975, un événement chaud semblable à un El Niño affectant le golfe de Guinée fut détecté par Sabine Arnault et Yves Menard à l’aide des observations altimétriques de Topex-Poseïdon. C’est seulement par la suite que ce réchauffement fut confirmé par des mesures de température in situ.

Figure 87. Écart par rapport à la moyenne (ou anomalie) de la topographie dynamique de la surface de l’océan Pacifique au cours de l’épisode El Niño de novembre 1997 (à gauche) et La Niña de novembre 1998 (à droite) observé par le les altimètres de Topex-Poseïdon. La région équatoriale orientale est plus élevée d’une vingtaine de centimètres lors de l’épisode El Niño (en rouge fig. de gauche). À l'ouest au contraire, l’océan a baissé d’une vingtaine de centimètres (en bleu). C’est l’inverse qui se produit lors de l’épisode La Niña. Document Nasa-Cnes.

Figure 88. Le taux d’élévation du niveau moyen de l’océan est de 2,9 mm/an ± 0,4 mm, depuis le lancement de Topex-Poseïdon en 1992. En vert, les observations du satellite Jason 1 sont prises en compte. D’après document Cnes.

Les variations du niveau moyen de l'océan

  • 15 Il faut faire la distinction, en un lieu donné, entre le « niveau moyen » de l’océan et sa « haute (...)
  • 16 La durée de vie de plus de treize ans du satellite Topex-Poseïdon est exceptionnelle et inespérée. (...)
  • 17 Les mouvements isostatiques des continents et des îles sont des mouvements verticaux susceptibles (...)

50La précision inespérée des altimètres de Topex-Poseïdon a permis d’observer l’élévation du niveau moyen15 de l’océan mondial alors qu’un tel objectif était jugé inaccessible au moment du lancement du projet. Le niveau moyen correspond au niveau de l’océan lorsque l’on a filtré tous les phénomènes transitoires tels que la marée et les déplacements de masses d’eaux temporaires associés à la dynamique océanique (ceux générés par Enso, par exemple). La répétitivité des observations sur une durée de plus de 10 ans16 a permis de réduire considérablement le bruit de mesure et l’incertitude des différentes corrections pour aboutir à une précision sur la mesure de l’altitude de l’océan de quelques millimètres, permettant de déceler son taux de variation annuel et de le suivre dans le temps (fig. 88). On connaît l’importance de l’élévation du niveau moyen de l’océan et l’inquiétude qu’il suscite. Cette élévation est causée principalement par l’expansion (dilatation ou effet stérique) de la colonne d’eau de mer due à son réchauffement, lié au changement climatique d’origine anthropique. Son observation était jusqu’ici possible seulement à l’aide d’un réseau de marégraphes sélectionnés, installés près des côtes et de ce fait, susceptibles de présenter des biais liés aux mouvements isostatiques17 des continents et à différents phénomènes côtiers locaux. Au large, en plein océan, la variabilité du niveau moyen de l’océan, de même que la marée, était pratiquement inaccessible avec les marégraphes classiques.

51Après quelques débats scientifiques visant à expliquer les différences observées entre le taux de variation du niveau moyen obtenu avec les marégraphes et l’altimétrie, la communauté scientifique s’accorda pour reconnaître la pertinence de l’altimétrie dans ce domaine. Les estimations les plus récentes obtenues avec Topex-Poseïdon donnent un taux d’élévation du niveau moyen de l’océan de 2,9 mm/an (fig. 88).

Le vent et les vagues

52L’altimétrie permet également d’observer la vitesse du vent (mais pas sa direction) et la hauteur des vagues, en étudiant la forme et l’intensité du signal radar réfléchi. Une mer étale, sans vent, renvoie le signal sans le modifier comme un miroir, alors qu’une mer agitée le disperse et le déforme. Les observations de Topex-Poseïdon ont conduit à cartographier, par période de 10 jours et en temps quasi réel, la vitesse du vent et l’état de la surface de la mer (fig. 89) C’est une donnée essentielle qui concerne tous les « gens de mer », pêcheurs, militaires, commerciaux, plaisanciers, et qui relève des services de prévision météorologique nationaux.

Les marées

53La marée, qui résulte de l’attraction de la Lune et du Soleil sur la masse liquide de l’océan, est considérée comme un problème résolu par les amateurs de coquillages qui consultent un annuaire pour connaître, à la minute près et au centimètre près, toutes les caractéristiques de la hauteur de mer le long des côtes de leur région. Mais la marée n’existe pas seulement près des côtes où elle atteint son amplitude maximale. Elle affecte la totalité de l’océan, au large comme près des côtes. En plein océan, bien que son amplitude soit plus réduite et dépasse à peine quelques dizaines de centimètres, il est nécessaire de la connaître avec précision pour la navigation et pour le rôle qu’elle joue dans la dynamique océanique.

54On connaît rigoureusement le potentiel de marée, c’est-à-dire l’ensemble des forces de gravité qu’exercent la Lune et le Soleil sur notre Terre, mais le calcul des marées nécessite des observations le long des côtes, car leur géométrie, et celle du plateau continental voisin, affectent considérablement leur amplitude et leur calendrier. En plein océan, les mesures in situ sont pratiquement impossibles par les moyens classiques, si bien que la marée au large est longtemps restée très mal connue jusqu’à ce que l’altimétrie satellitaire permette de combler cette lacune.

55Le signal de marée est assez facilement observable avec les altimètres, car son amplitude (quelques dizaines de centimètres) est d’un ordre de grandeur plus élevé que la précision du signal altimétrique. L’amplitude des marées au large fut l’un des premiers sujets d’étude possibles avec les observations altimétriques de Seasat, dès les années 1970. Topex-Poseïdon, par sa durée de vie exceptionnelle, a permis au Français Christian Le Provost et à ses collaborateurs de construire un modèle de marée d’une grande précision (de l’ordre de 2 cm en amplitude) (fig. 90). Cette connaissance précise de la marée au large est indispensable pour les autres applications de l’altimétrie, car la hauteur de marée doit être soustraite de la distance mesurée entre le satellite et le niveau de la mer pour la détermination de la topographie dynamique de sa surface par exemple.

D'autres résultats scientifiques inattendus

56Les observations de Topex-Poseïdon ont aussi offert deux résultats scientifiques inattendus, dont on peut dire qu’ils relèvent de la géophysique.

57Un premier résultat géophysique, non espéré, fut la découverte de l’origine des variations saisonnières de la durée du jour. La durée du jour, donc la vitesse de rotation de la Terre, est influencée par les transferts de masse et de moment d’inertie des enveloppes fluides de la Terre sous l’effet de leur dynamique. On savait mesurer les variations de la durée du jour, mais on ne savait pas comment les rattacher aux déplacements saisonniers des masses océaniques. Topex-Poseïdon a permis de quantifier ces déplacements avec suffisamment de précision pour expliquer complètement les variations de la vitesse de rotation de la Terre par ces déplacements de masse saisonniers opérés par les grands courants océaniques de bord ouest (tels que le Gulf Stream et le Kuro-Shivo). À l’échelle interannuelle, des variations de la vitesse de rotation de la Terre ont pu également être mises sur le compte d’Enso, qui déplace d’est en ouest et d’ouest en est de grandes quantité d’eau, modifiant ainsi la répartition des masses sur la sphère terrestre.

  • 18 Walter Munk et Carl Wunsch sont certainement les deux océanographes les plus « géophysiciens » que (...)

58Le deuxième résultat inattendu de Topex-Poseïdon, fondamental pour l’océanographie, et qui est une conséquence des progrès de la connaissance de la marée globale, contribue à résoudre une énigme qui intriguait les théoriciens depuis longtemps, notamment Walter Munk et Carl Wunsch18. L’océan est stratifié en densité, et des ondes se propagent à la frontière des couches d’égale densité (surfaces isopycnes), facilitant ainsi le mélange vertical à l’origine de la plongée des eaux de surface et de la circulation thermohaline profonde, qui permet à l’océan de jouer son rôle de machine thermique transportant la chaleur des tropiques vers les hautes latitudes (chapitre 2). Or, les bilans d’énergie montraient jusqu’ici que l’énergie communiquée à l’océan par le vent et l’échange thermodynamique à la surface ne suffisaient pas à expliquer la dissipation d’énergie estimée nécessaire pour permettre ce mélange et générer la circulation thermohaline profonde telle qu’on la connaît. L’énergie de la marée n’était pas prise en compte dans ce bilan, car l’on considérait que son cycle énergétique était fermé : toute l’énergie apportée par le potentiel de marée était dissipée, pensait-on, par le frottement des couches liquides sur le fond de l’océan près des côtes. Ce potentiel de la marée n’étant pas pris en compte dans le bilan d’énergie de l’océan, il manquait donc un apport énergétique important (en plus du vent et de l’échange thermodynamique) pour équilibrer la dissipation énergétique interne de l’océan nécessaire aux processus de mélange des eaux et à la circulation océanique tels qu’on les connaît. On ne trouvait pas l’origine de ce déficit énergétique, qui représentait plus de la moitié du bilan d’énergie.

59Les mesures altimétriques de haute précision fournies par Topex-Poseïdon et le modèle de marée établi par Christian Le Provost ont permis de réaliser une cartographie précise de l’énergie dissipée par la marée. On s’est alors aperçu qu’une partie de cette énergie se dissipe bien par frottement dans les régions côtières et sur le fond des océans, mais qu’elle n’épuise pas la totalité de l’énergie issue de la marée, et qu’une autre partie de celle-ci, ignorée jusqu’ici, se dissipe également dans l’océan profond sous la forme de mouvements turbulents à l’origine des processus de mélange. C’est donc la marée, et principalement l’une de ses composantes semi-diurnes, due à l’attraction de la lune, l’onde M2, qui communique à l’océan profond l’énergie manquante pour expliquer les mélanges convectifs et la circulation thermohaline qu’ils engendrent.

60Au-delà des phénomènes de marées tels qu’on les perçoit sur nos côtes, on mesure ainsi la « profondeur » de l’influence de notre satellite naturel sur notre environnement et sur le climat. En effet le climat, comme on l’a vu, est largement tributaire de cette circulation thermohaline profonde qui permet l’équilibre thermique de notre planète, et celui-ci serait donc, en partie au moins, attribuable à l’influence de la lune !

Figure 89. La vitesse du vent (en haut) et la hauteur significative des vagues (en bas) pour la période du 10 au 20 décembre 2003 observées par Topex-Poseïdon. Document CLS/Argos (Anny Cazenave).

Figure 90. Amplitude (en centimètres) de la composante lunaire principale M2 de la marée. Modèle du Legos réalisé par Christian Le Provost et ses collaborateurs.

De l'océanographie physique à la géophysique

61Connaître la Terre à toutes les échelles d’espace et de temps est devenu une nécessité. La mer, demeurée longtemps un espace mystérieux et presque inconnu, n’était décrite que sommairement jusqu’à ces dernières décennies, tant il était difficile et coûteux de pénétrer ce milieu hostile. Les océanographes se sont rassemblés dans une même discipline scientifique, l’océanographie, en fondant sa légitimité sur les moyens spécifiques, notamment les instruments de mesure, qui permettaient l’étude de ce milieu particulier et difficile. Longtemps, l’océanographie est restée prisonnière de ces techniques d’observations spécifiques, incluant les navires et leurs équipements. Cette « science naissante » au début du xxe siècle relevait encore principalement de l’observation, avec un caractère régional marqué car il était impossible d’accéder à une vision globale d’un domaine planétaire aussi étendu. Les sous-disciplines de l’océanographie (physique, biologie et géologie) résultaient de l’importation directe dans le milieu marin des grandes disciplines scientifiques appliquées jusque-là seulement à la Terre solide, à l’air et à l’espace.

62L’océanographie physique n’avait, et n’a encore, que peu à voir avec la physique, si ce n’est qu’elle peut être considérée comme un domaine de la mécanique des fluides. Mais cette mécanique joue un rôle fondamental dans notre environnement. Il fallut attendre la découverte, ou la redécouverte, du rôle joué par l’océan dans la variabilité du climat pour que la quantification des phénomènes qui l’affectent dans sa globalité soit prise en compte. Dès lors, les chemins étaient tracés pour que l’océanographie physique soit partie prenante de la géophysique. L’observation spatiale, et plus particulièrement les mesures altimétriques précises obtenues avec Topex-Poseïdon, fut le pas décisif qui fit basculer l’océanographie de la « géographie des océans » vers le domaine de la « géophysique » au sens large.

  • 19 Michel Lefebvre et François Barlier : « En attendant Galileo... La terre mesurée depuis l'espace : (...)

63Pour conclure, comment ne pas relever la dimension humaine de ce singulier passage vers une « vision d’en haut » de notre planète ? La nécessité de s’élever pour comprendre le monde où l’on vit, vieille aspiration de Socrate, efface les frontières et contribue à la prise de conscience du sort commun de notre espèce portée par la même planète. Michel Lefebvre, l’un des pionniers de cette aventure scientifique, au Cnes et au CNRS, et qui a eu une action déterminante dans le développement spectaculaire de l’océanographie spatiale ces dernières années, a vécu intensément ces moments dans leur dimension humaine. Il traduit bien le sentiment commun des scientifiques des deux bords de l’Atlantique lorsqu’il écrit : « Dans les projets internationaux, et en dépit des barrières culturelles, un vrai dialogue s’est établi entre nos équipes et les collègues anglo-saxons, et ce dialogue perdure et a constitué un enrichissement réciproque exemplaire... »19

La première réunion de l’équipe scientifique franco-américaine du projet Topex-Poseïdon au Jet Propulsion Laboratory de la Nasa à Pasadena (Californie) en novembre 1987.

Notes

1 « Comprendre » au sens étymologique du terme, prendre en compte dans sa globalité.

2 L'AGI fut organisée par l'Union internationale de géodésie et de géophysique (UIGG – IUGG en anglais), principale organisation internationale rassemblant les géophysiciens, y compris les océanographes.

3 C'est notamment le cas en France, où la géodésie spatiale doit beaucoup à Michel Lefebvre, officier de marine marchande de formation, devenu ingénieur au Cnes, créateur d'une unité de recherche dédiée à l'océanographie et à la géodésie et promoteur de plusieurs projets spatiaux.

4 Principalement la Nasa pour les États-Unis et le Cnes pour la France, puis plus tard l’ESA (European Space Agency) pour l'Europe et le Nasda pour le Japon.

5 L'émissivité d'un corps se définit par le rapport de l'intensité du rayonnement du corps sur le rayonnement théorique du corps noir à la même température. L'émissivité de l'eau de mer est d'environ 0,5, c'est-à-dire qu'elle émet un rayonnement dont l’intensité est la moitié de celle du rayonnement d'un corps noir, à la même température.

6 On dit aussi « déconvoluer ». La déconvolution est une opération mathématique complexe qui permet, sous certaines conditions, d'obtenir la valeur des paramètres physiques qui déterminent ensemble les caractéristiques d'un signal mesuré.

7 Le vent étant le principal moteur de la circulation océanique, la qualité (en précision et en résolution) du champ de vent utilisé pour « forcer » les modèles simulant la circulation générale des océans est essentielle.

8 Le géoïde est la forme théorique de la surface que prendrait la Terre soumise à la seule force de gravité. C'est une surface équipotentielle du champ de gravité déterminée par la densité des couches plus ou moins solides de l'intérieur de la Terre. Le géoïde est bosselé et présente des creux et des collines de plusieurs dizaines de mètres par rapport à l'ellipsoïde de révolution auquel on assimile, en première approximation, la forme de la Terre (fig. 83).

9 En 1970, des équipes françaises avaient déjà soumis un avant-projet de satellite altimétrique, appelé Dorade, qui ne fut pas réalisé.

10 Propos rapporté par Jean-François Minster dans son ouvrage La machine océan, Flammarion, 1997.

11 Pour avoir participé personnellement à certaines de ces réunions, notamment celles de 1983, je fus frappé par le style, pour le moins direct, de certains de nos collègues américains qui, après la présentation du système de positionnement Doris qui n’était pas encore opérationnel, le qualifièrent de « French bluff » ! Jean-François Minster, plus diplomate, y voit seulement un effet de la « différence de culture » (La machine océan, 1997) !

12 Une école d’été rassemblant uniquement des scientifiques, organisée en Corse par Catherine Gauthier, météorologue et océanographe franco-américaine, conclut à l’intérêt d’une fusion des deux projets.

13 Le projet Topex-Poseïdon était piloté par quatre tandems de responsables (composés chacun d'un Américain et d'un Français) : un comité scientifique (Science Working Group) piloté par Cari Wunch (États-Unis) et Jean-François Minster (F) ; des responsables scientifiques du projet : Robert Stewart (États-Unis) et Michel Lefebvre (F), des responsables de programme : Stanley Wilson (États-Unis) et Jean-Louis Fellous (F), des chefs de projet : Charles Yamarone (États-Unis) et Michel Dorrer (F).

14 Lorsqu’on dispose d'une série d'observations suffisamment longue, décrivant la variabilité d'une propriété (par exemple, la température en un point donné), on peut déterminer par une « analyse spectrale » les fréquences, ou périodes, principales caractérisant la variabilité de la série d'observations considérée. La période annuelle, appelée encore saisonnière, est une de celles qui apparaît le plus fréquemment dans une analyse spectrale.

15 Il faut faire la distinction, en un lieu donné, entre le « niveau moyen » de l’océan et sa « hauteur dynamique », qui correspond à un phénomène transitoire tel que El Niño (voir fig, 82).

16 La durée de vie de plus de treize ans du satellite Topex-Poseïdon est exceptionnelle et inespérée. Au départ, le projet était conçu pour une durée de vie moyenne de seulement trois ans, avec peut-être une prolongation possible jusqu'à cinq ans.

17 Les mouvements isostatiques des continents et des îles sont des mouvements verticaux susceptibles de surélever ou d'enfoncer les plates-formes continentales ou insulaires sous l'effet d'une dynamique profonde de la Terre. Ces mouvements s'étendent sur des périodes d'échelle géologique de milliers ou de millions d'années. Ainsi, le bouclier nord-américain et canadien s'élève encore aujourd'hui, sous l'effet de l'allégement causé par la déglaciation de la fin de la dernière période glaciaire, il y a environ 12 000 ans.

18 Walter Munk et Carl Wunsch sont certainement les deux océanographes les plus « géophysiciens » que connaît l'océanographie. Ils ont beaucoup contribué, à des titres divers (notamment par le développement de la tomographie acoustique, de l'usage des méthodes inverses, de la vision globale de l’océan par de grands projets internationaux tels que Woce et Topex-Poseïdon), à intégrer l'océanographie physique dans la géophysique.

19 Michel Lefebvre et François Barlier : « En attendant Galileo... La terre mesurée depuis l'espace : de Diapason (1966) à Jason (2001), la contribution française. » Revue Navigation.

Table des illustrations

Légende L’observation spatiale ouvre l’accès à une nouvelle vision de la terre et des océans par des mesures continues de haute résolution, suscitant l’émergence de nouveaux concepts.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 238k
Légende Figure 80. Positions, dans le spectre des ondes électromagnétiques, des instruments de l’observation spatiale de l’océan. En bas, échelle de fréquences (en hertz).
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 131k
Légende Figure 81. Répartition moyenne de la production de phytoplancton dans l’océan mondial (en gramme de carbone par mètre carré) obtenue en mesurant l’intensité de la rétrodiffusion naturelle de l’eau de mer dans différentes fenêtres du spectre visible. Au centre des grands tourbillons sub-tropicaux (entre l’équateur et 35 °-40 ° de latitude), on distingue (en bleu foncé) des régions de très faible productivité biologique, l’équivalent des déserts continentaux. Près des côtes et aux latitudes moyennes (45 °), au contraire, on remarque des zones de très forte productivité (en vert, jaune et orange), dix à vingt fois plus élevée.Document SeaWiFS.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 473k
Légende Figure 82. Schéma de principe de l’altimétrie. Source Cazenave A., Massonet D., La terre vue de l’espace, Belin-Pour la science, 2004.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 553k
Légende Préparation des instruments du projet spatial franco-américain Jason 1 par le Cnes et Alcatel-Espace.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 316k
Légende Figure 83. Le géoïde. Les altitudes par rapport à l’ellipsoïde de référence sont en mètres. On voit que la surface du géoïde marin se caractérise par des creux et des bosses de près de 100 mètres de dénivelé par rapport à l’ellipsoïde de référence. Source Cnes-Nasa.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 377k
Légende Figure 84. Topographie dynamique moyenne de l’océan mondial observée par Topex-Poseïdon. À comparer à la figure 23 (chapitre 3) sur laquelle la topographie dynamique moyenne de la surface est simulée par un modèle, mais sans assimilation des observations. La surface du géoïde a été soustraite et le dénivelé résultant est de l’ordre de quelques dizaines de cm. Les grands courants (Kuro-Shivo et Gulf Stream) sont marqués par des reliefs importants. Document Woce.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 359k
Légende Figure 85. La circulation océanique moyenne à la surface après assimilation de la topographie dynamique observée avec Topex-Poseïdon dans un modèle de circulation générale (modèle OCAM anglais). Comparer aux figures 23 (topographie dynamique simulée sans assimilation) et 84 (topographie dynamique observée par Topex-Poséïdon). Document Woce.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 429k
Légende Figure 86. Variabilité de la topographie dynamique de la surface de l’océan (déviation standard en cm) établie à partir de cinq années d’observation de Topex-Poseïdon. On remarque les régions de grande variabilité qui correspondent aux grands systèmes de courants : Kuro-Schivo, Gulf Stream, courant des Aiguilles... Document Cnes-Nasa.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 429k
Légende Figure 87. Écart par rapport à la moyenne (ou anomalie) de la topographie dynamique de la surface de l’océan Pacifique au cours de l’épisode El Niño de novembre 1997 (à gauche) et La Niña de novembre 1998 (à droite) observé par le les altimètres de Topex-Poseïdon. La région équatoriale orientale est plus élevée d’une vingtaine de centimètres lors de l’épisode El Niño (en rouge fig. de gauche). À l'ouest au contraire, l’océan a baissé d’une vingtaine de centimètres (en bleu). C’est l’inverse qui se produit lors de l’épisode La Niña. Document Nasa-Cnes.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 549k
Légende Figure 88. Le taux d’élévation du niveau moyen de l’océan est de 2,9 mm/an ± 0,4 mm, depuis le lancement de Topex-Poseïdon en 1992. En vert, les observations du satellite Jason 1 sont prises en compte. D’après document Cnes.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 313k
Légende Figure 89. La vitesse du vent (en haut) et la hauteur significative des vagues (en bas) pour la période du 10 au 20 décembre 2003 observées par Topex-Poseïdon. Document CLS/Argos (Anny Cazenave).
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 779k
Légende Figure 90. Amplitude (en centimètres) de la composante lunaire principale M2 de la marée. Modèle du Legos réalisé par Christian Le Provost et ses collaborateurs.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 493k
Légende La première réunion de l’équipe scientifique franco-américaine du projet Topex-Poseïdon au Jet Propulsion Laboratory de la Nasa à Pasadena (Californie) en novembre 1987.
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/25568/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 512k

© IRD Éditions, 2006

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540

Cette publication numérique est issue d’un traitement automatique par reconnaissance optique de caractères.
Rechercher dans OpenEdition Search

Vous allez être redirigé vers OpenEdition Search