<figure><img src="image_213.png" /></figure>

Zoom view of our M₂ Indian Ocean solution around Kerguelen island: iso-ampitude network. Scales are in cm. Tides range from zero in the north west, where there is a real amphidromic point, to 52 cm in the Morbihan Gulf in the south east.

Zoom view of our M₂ Indian Ocean solution around Kerguelen island: cotidal network. Scales are in degrees, with reference to Greenwich meridian time. The real amphidromic point is clearly identified.

<table><caption>**Figure 3.** Zoom des cartes cotidales de la composante lunaire principale M2, présentées à l'échelle globale sur la figure 2, focalisée sur le plateau des Kerguelen, situé dans le sud de l'Océan Indien (extrait de *Le Provost et Lyard*, [1993]). Le réseau d'égales amplitudes est gradué en mètres. Le réseau d'égales phases est tracé avec un intervalle de 15°, avec comme référence l'instant de passage de l'astre M2 au méridien de Greenwich. On notera la structure complexe de ces réseaux, avec un minimum d'amplitude de marée au nord-ouest de l'île, et un maximum de l'ordre de 50 cm dans la Baie de Port aux Français, au sud-est.</caption><thead><tr><th>Range</th><th>M2<br>59 cm</th><th>S2<br>18 cm</th><th>O1<br>12 cm</th><th>K1<br>22 cm</th><th>total RMS</th></tr></thead><tbody><tr><td>Schwiderski<br>[1980]</td><td>3.94</td><td>1.64</td><td>1.25</td><td>1.50</td><td>4.69</td></tr><tr><td>Cartwright and<br>Ray [1991]</td><td>3.55</td><td>2.39</td><td>1.24</td><td>1.90</td><td>4.84</td></tr><tr><td>Le Provost et al.<br>[1994]</td><td>2.99</td><td>1.60</td><td>1.06</td><td>1.23</td><td>3.76</td></tr><tr><td>Schrama and Ray<br>[1994]</td><td>1.96</td><td>1.27</td><td>1.04</td><td>1.29</td><td>2.86</td></tr><tr><td>Egbert et al.<br>[1994]</td><td>2.30</td><td>1.19</td><td>0.99</td><td>1.34</td><td>3.08</td></tr></tbody></table>

<caption>**Tableau 2.** Comparaison des solutions de marées produites par Schwiderski [1980], Cartwright et Ray [1992], Le Provost et al. [1994] et Schrama et Ray [1994], avec une base standard de 103 marégraphes uniformément distribués sur l'océan mondial. (les valeurs sont données en centimètres).</caption>

est de 3.76 cm pour l'onde lunaire principale M2, d'amplitude moyenne 60 cm, au lieu de 4.69 cm pour la solution antérieure de Schwiderski. Ce gain de presque 1 cm en valeur quadratique moyenne, sur 103 échantillons, est vraiment significatif. Il est à noter que la précision de ces solutions n'est pas homogène: elle est en particulier étonnamment bonne sur le bassin Atlantique Nord: 1.57 cm d'écart (RMS) par rapport à la nature pour l'onde M2, c'est à dire proche de la limite de précision des constantes dérivées de l'analyse des observations elles mêmes.

Avec ce nouveau modèle, il est donc possible de réaliser sur l'Atlantique Nord des "prédictions" de la marée avec une précision instantannée de l'ordre de 3 à 5 cm, en écart RMS par rapport à la réalité: nous sommes là proche des limites de la méthode de prédiction harmonique des marées [Le Provost et al., 1995]. Par contre, la précision de ce modèle est moins bonne

dans certains bassins, comme l'Océan Indien, et le Pacifique Nord. Les raisons de cette inhomogénéité dans la qualité des résultats suivant les bassins n'est pas claire. Il est certain qu'une limitation de ce modèle résulte des incertitudes existant sur le fichier bathymétrique, en particulier dans les zones peu explorées comme les hautes latitudes. On a pu montrer par exemple que les erreurs certainement commises sur l'estimation de l'épaisseur de la tranche d'eau emprisonnée sous la banquise permanente de la mer de Weddel devaient introduire une erreur de l'ordre de la dizaine de centimètres dans le Golfe de Guinée, où la marée M2 a une amplitude de l'ordre de 50 cm. L'utilisation d'une meilleure bathymétrie mondiale conduirait donc certainement à une amélioration globale des solutions actuelles. Mais l'acquisition d'une telle base de données bathymétriques relève d'un effort nécessairement coordonné au plan international, qui
reste à faire.

Revenant au problème des marées, il est clair que ce nouveau
modèle ne satisfait toujours pas aux exigences de précision de
l'altimétrie satellitaire, excepté sur l'Atlantique Nord. Le moyen
d'améliorer ces solutions passe par l'utilisation des données
altimétriques elles-mêmes. L'analyse des données fournies par
l'altimètre de Geosat avait conduit à l'élaboration d'un modèle
"altimétrique" des marées [Cartwright et Ray, 1991], qui, sans
atteindre la précision du nouveau modèle numérique présenté ici,
était déjà meilleur que la solution antérieure de Schwiderski
[Molines et al, 1994]. Les limitations de cette analyse venaient
de l'imprécision de l'orbite de Geosat et des périodes d'aliasing
des composantes majeures de la marée (cf plus haut). Avec T/P,
les problèmes d'aliasing ont été minimisés par le choix de
l'orbite, et les erreurs d'orbite ont été réduites à quelques
centimètres (3 cm en RMS). En terme d'analyse des données de
ce satellite pour ce qui concerne la marée, ceci s'est traduit par
l'apparition au cours de ces derniers mois de modèles
"empiriques" de très haute qualité sur la zone couverte par
l'altimètre de T/P. La précision de ces modèles est remarquable:
on observe ainsi pour la meilleure d'entre elles [Schrama and
Ray, 1994] un gain global de l'ordre de 1 cm RMS pour l'onde
M2, par rapport au modèle hydrodynamique présenté ici,
approchant ainsi à l'échelle globale la limite de précision des
observations marégraphiques elles-mêmes [Le Provost et al.,
1995]. L'inconvenient de ces solutions est qu'elles ne sont pas
globales, et n'ont pas la résolution du modèle aux éléments finis
sur les zones côtières. La solution finale passe donc par une
combinaison optimale des solutions du modèle numérique et des
solutions T/P. Ce travail est en cours. Cette approche, qui
s'apparente à une procédure d'assimilation de données
d'observation dans un modèle hydrodynamique [Egbert et al.,
1994], devrait ainsi permettre de compenser les défauts du
modèle hydrodynamique, et conduire à un jeu de solutions d'une
qualité égale partout à celle déjà atteinte sur l'Atlantique Nord.

L'intérêt de ces solutions dépasse évidemment la satisfaction
des besoins de l'altimétrie satellitaire. Elles intéressent de
nombreuses disciplines de la géophysique. Elles devraient en
particulier permettre de reprendre les évaluations de l'effet des
marées sur le ralentissement de la rotation de la terre, et les
calculs de dissipation de cette énergie d'origine gravitationnelle
du système terre-lune-soleil. Elles répondent aussi à une
demande en ingénierie côtière, apportant les conditions aux
limites ouvertes sur l'océan nécessaires pour la mise en oeuvre
de modèles hydrodynamiques locaux.

Remerciements. Cette étude a été soutenue par le CNRS, le
CNES, l'IFREMER et la DRET dans le cadre du Programme
National de Télédétection Spatiale. Les calculs on été réalisés sur
le CRAY2 du C2VR (Centre de Calcul Vectoriel pour la
Recherche) et le C90 de l'IDRIS (Institut du Développement et
des Ressources en Informatique Scientifique).

RÉFÉRENCES

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<figure><img src="image_214.png" /></figure>
# TOPEX-POSEÏDON: UNE NOUVELLE ÊRE DANS L'OCÉANOGRAPHIE SATELLITALE

Sabine ARNAULT

LODYC UMR 121 CNRS/ORSTOM/UPMC, 4 place Jussieu, T14-2 boîte 100, 75252 Paris Cedex 05, France,
email: sa@lodyc.jussieu.fr

et Yves MENARD

CNES, 18 avenue Edouard Belin, 31055 Toulouse Cedex, France, email: menardy@melies.cnes.fr

Lancé le 10 Août 1992, le satellite altimétrique franco-américain Topex/Poseïdon fournit depuis 2 ans des mesures de qualité exceptionnelle. De remarquables améliorations, tant sur la mesure instrumentale elle-même que sur les corrections à y apporter pour obtenir le niveau de la mer océanique, font de Topex/Poseïdon un outil de prédilection pour les océanographes physiciens. Une rapide synthèse des travaux de ces dernières années dédiés à l'océanographie satellitale Topex/Poseïdon est donc présentée dans ce papier.

Launched in August 1992, the french-US altimetric satellite Topex/Poseidon has provided more than 2 years of incredibly good quality datas. Efficient improvements, either on instrumental accuracy or on sea level data corrections, have been made so that Topex/Poseidon has become now a wonderful tool for physical oceanographers. A rapid synthesis on the recent studies based on Topex/Poseidon satellite oceanography is presented here in this paper.

## 1. INTRODUCTION

Lorsqu'au début des années 80 le projet Poseïdon a vu le jour, la communauté océanographique était loin d'imaginer toutes les retombées scientifiques qui découleraient de la réussite de cette entreprise.

Depuis la fin du XIXème siècle, l'outil de base de l'océanographie est le bateau. Des sections de températures, de salinités et autres paramètres caractéristiques des océans ont ainsi pu être obtenues, mettant en exergue des structures spécifiques: thermocline, halocline.... L'un des buts de l'océanographe physicien est d'expliquer la présence, la profondeur, la variabilité de ces différentes structures ainsi que leurs potentielles interconnections. Mais le temps de parcours moyen d'un bateau est malheureusement largement suffisant à l'océan fortement turbulent pour permettre à ce dernier de se modifier. A celà s'ajoute le coût humain et financier de telles campagnes à la mer. L'intérêt de l'océanographie satellitale réside donc dans la possibilité d'obtenir des mesures quasi-synoptiques sur l'ensemble des océans: le plus rapide des bateaux échantillonnera l'océan 1400 fois plus lentement que le satellite, qui selon sa répétitivité, fournira une couverture globale en 3, 10, 17 ou 35 jours avec des intertraces respectives de plus en plus fines (800 à 100 km). L'accumulation sur quelques années des réalisations successives de cette couverture globale servira de support aux analyses statistiques.

Si la circulation océanique a toujours fasciné les navigateurs et les pêcheurs, il faut lui associer l'intérêt qu'elle développe chez les scientifiques pour son action dans le transport de chaleur équateur-pôle de notre planète. Les océans ont ainsi un rôle majeur sur l'évolution du climat. Mieux comprendre et à fortiori prévoir les courants marins constitue donc un des défis de l'océanographie. L'altimétrie satellitale y contribue fortement: elle donne, par différentiation, les courants géostrophiques de surface. Dans ce but, le satellite altimètre doit être capable de mesurer les pentes océaniques avec une précision centimétrique.

Les premières missions altimétriques remontent aux années 70. Skylab en 1973 puis Geos 3 en 1975 avaient à bord un radar altimétrique. Toutefois la précision de l'ordre du mètre de ces "pionniers" limitait leur utilisation à des fins océanographiques. Avec Seasat et ses 4 cm de précision instrumentale, en 1978, l'espoir naissait malgré une erreur radiale d'orbite encore élevée

(de l'ordre du m). De nombreux travaux démontraient l'intérêt de l'altimétrie dans le domaine de l'océanographie physique bien que le satellite n'ait eu une durée de vie que de 3 mois à peine après son lancement. Forte de ces résultats très prometteurs, la mission française Poseïdon, par la suite associée au programme américain Topex, fut présentée par M. Lefebvre et proposée lors du colloque de prospective du Centre National d'Etudes Spatiales (CNES) en 1981, retenue comme programme prioritaire et décidée en 1987. L'objectif premier était "d'étudier la circulation des océans et sa variabilité, l'état de la mer, des calottes polaires et de la déformation régionale des continents".

## 2. RAPPELS

Une fois placé sur son orbite, le satellite altimétrique ne fournit pas une mesure géophysique directement exploitable par l'océanographe. A la précision même du radar qui, placé à quelques milliers de km du centre de la terre doit être capable de "voir" des dénivelés de quelques centimètres, doit s'ajouter celles des différentes corrections à appliquer.

La mesure altimétrique du niveau de la mer est tributaire de 3 facteurs: la topographie de la mer, l'orbite du satellite et le ralentissement de l'onde radar dans l'atmosphère.

En effet, l'altimètre mesure la distance H entre la surface océanique et la plate-forme satellitale. Indépendamment, la poursuite du satellite par des stations au sol permet d'obtenir son orbite h et donc sa position par rapport à un ellipsoïde de référence. La différence h-H est dominée par la signature du géoïde [voir papier A. Cazenave] sur laquelle se superposent les fluctuations océaniques. Malheureusement, le géoïde n'est pas, à l'heure actuelle, connu avec une précision telle qu'on puisse en tirer la circulation océanique absolue à toute échelle. C'est pourquoi la plupart des études océaniques menées en altimétrie, y compris avec Topex/Poseïdon, le sont sur la variabilité temporelle de l'océan, en utilisant la répétitivité à 10 jours du satellite, ce qui permet de s'affranchir de la connaissance de ce géoïde marin en se référençant à un niveau moyen de la surface de la mer.

Si donc le problème du géoïde est toujours d'actualité pour la partie océanographique de la mission Topex/Poseïdon -ce qui nécessitera à terme la mise en orbite d'un satellite dédié à
l'observation du géoïde-, la supériorité de la mission Topex/Poseïdon provient non seulement des performances des 2 altimètres, mais aussi et surtout comme nous allons le voir, de toutes les autres corrections liées à l'orbite ou à l'environnement du satellite. Ces corrections sont largement améliorées par rapport à ses précurseurs, en particulier Geosat, lancé en 1985 par la Navy américaine et qui a pendant 4 ans fourni des mesures d'une précision de l'ordre de 5 cm.

### 3. TOPEX/POSEÏDON

Les détails précis sur la mission Topex/Poseïdon peuvent être trouvés au sein des guides AVISO [1992] et de la National Administration and Space Agency (NASA) [1992] et les renseignements succints qui suivent en sont souvent extraits.

Rappelons brièvement que cette mission est conduite par le CNES et la NASA. Il y a 6 instruments à bord du satellite: 2 altimètres, le français SSALT qui est un instrument expérimental à l'état solide, nouvelle génération (développé en prévision des futures missions altimétriques) et l'opérationnel américain ALT. Ces 2 instruments se partagent le temps d'antenne. La charge utile est complétée par un radiomètre hyperfréquence, un système Global Positionning System (GPS), un système Doppler Doris et un réflecteur laser utilisés pour la poursuite et le positionnement précis du satellite.

Lancé le 10 Août 1992, diffusant ses premières informations quelques jours après son lancement, à sa mise en orbite opérationnelle à 1336 km, Topex/Poseïdon effectue 127 révolutions autour de la terre en un cycle de 10 jours environ ce qui correspond à un échantillonnage des océans de 66°N à 66°S avec un pas de grille de 315 km à l'équateur. Chaque mesure affiche une précision de 2 à 3 cm, avec une excellente compatibilité entre les 2 altimètres [Le Traon et al., 1995; Ménard et al., 1995].

Deux déterminations d'orbite, s'appuyant sur les mesures du réseau d'orbitographie Doris et laser, sont effectuées pour la mission, l'une par le CNES [Nouel et al., 1994], l'autre par la NASA [Tapley et al., 1994]. L'erreur radiale de ces orbites est de l'ordre de 3 cm rms, une incroyable amélioration si l'on considère que la meilleure orbite calculée pour Geosat avait une erreur radiale moyenne de 30 cm et que celle d'Ersl, le satellite européen, suite à la défaillance du système de poursuite Prare, est d'environ 20 cm rms (les bruits de mesure associés par ailleurs à Geosat et Ersl sont de 3.5 cm). Il n'est donc plus nécessaire d'appliquer de correction pour filtrer cette erreur d'orbite, correction souvent apportée par un ajustement polynomial qui entrainait malheureusement également une réduction du signal océanique. Au large des Açores, Hernandez [1995], en comparant données altimétriques Topex/Poséidon et Ersl avec les mesures in-situ de la campagne SEMAPHORE en été 1993 confirme un ordre de grandeur de 3 cm pour l'erreur d'orbite Topex/Poséidon et montre que l'application d'un filtre classique de cette erreur (ajustement par polynôme d'ordre 1) impose une réduction du signal océanique grande longueur d'onde de 2 cm.

Cette faible erreur d'orbite a rendu plus sensible l'effet d'autres sources d'erreurs jusque là dissimulées, comme par exemple le problème de la correction de marée océanique.

Les marées, terrestres et océaniques, présentent bien évidemment une signature visible sur le signal altimétrique, signature dont il faut s'affranchir lorsqu'on s'intéresse à la circulation océanique. La correction de cet effet est réalisée à partir de modèles de marée plus ou moins performants. Pour la mission Geosat, la plupart des utilisateurs avaient employé le modèle de Schwiderski [1980]. Pour Topex/Poseïdon, l'utilisation du même modèle a mis en évidence un aliasing (par effet stroboscopique) à 60 jours du signal océanique. Cet

aliasing, très problèmatique pour les études océanographiques, est dû à la mauvaise prédiction des composantes M2 et S2 du modèle de marée alliée à la répétitivité à 10 jours du satellite. Lors de la dernière réunion de travail Topex/Poseïdon, à San Francisco, en Décembre 1994, plus de 10 modèles de marée océanique ont été évoqués dont 2 français [LeProvost et al., 1994; Mazzega et Berger, 1994]. La différence entre les prévisions de certains de ces modèles peut atteindre jusqu'à 10 cm localement en amplitude. Six d'entre eux se détachent soit par leur couverture globale (impérative dans le cadre d'une mission satellitaire), soit par leur précision. Sur un jeu de données marégraphiques observées en 103 stations reparties autour du globe, et pour la seule onde M2, les écarts entre ces nouveaux modèles et les observations sont de l'ordre de 2.5 cm rms alors que pour le modèle de Schwiderski l'écart était de 4.5 cm rms, soit un "gain" de l'ordre de 2 cm rms. La plupart de ces modèles s'appuient, empiriquement, par inversion, ou par reconstruction de séries mathématiques, sur des mesures altimétriques elles-mêmes. Un seul est purement hydrodynamique, celui de l'université de Grenoble [LeProvost et al., 1994]. Mais il est bien difficile actuellement de faire un choix entre ces modèles, tant leurs solutions sont proches [Andersen et al., 1995; Molines et al., 1994]. Actuellement, un groupe de 3 experts composé de C. LeProvost, P. Woodworth et C. K. Shum, est chargé d'évaluer ces modèles et de définir quelle est la solution la plus adaptée aux problèmes côtiers comme aux problèmes hauturiers.

La correction du "baromètre inverse", réponse de l'océan aux variations de la pression atmosphérique fait également l'objet d'études détaillées. Gaspar et Ponte [1994] ont présenté leurs résultats lors de l'AGU à San Francisco, en Décembre dernier. La pente de régression entre pression atmosphérique et niveau de la mer qui dans le cas de l'approximation rigoureuse du baromètre inverse doit être égale à 1, varie en fait entre 0.5 dans les régions tropicales et 1. Un simple modèle aux équations de StVenan montre par ailleurs que cette répartition géographique équateur-pôle est liée à l'action du vent. L'approximation habituelle et rigoureuse du "baromètre inverse" conduirait donc à des erreurs de 1 à 3 cm en particulier en régions tropicales. De plus, comme le remarque Hernandez [1995], les mesures de pression atmosphériques obtenues pendant la campagne SEMAPHORE 93 diffèrent d'au moins 2 mbar rms des champs du modèle européen (ECMWF) ce qui selon l'hypothèse du baromètre inverse, entraîne 2 cm rms dans le budget d'erreur de Topex/Poséidon. Ces quelques centimètres seraient apparus ridicules encore lors de l'exploitation Geosat, mais compte tenu de la précision actuelle de Topex/Poseïdon, ils déclanchent un intérêt nouveau.

L'aspect de la surface océanique (crête/creux asymétriques pour la réflection du signal) contribue lui aussi à la modification du signal altimétrique. C'est le problème du "biais électromagnétique", un sujet sur lequel s'investissent plusieurs équipes, dont celle de P. Gaspar (CLS, Argos). Comme il le rappelait dans la note AVISO de Septembre 1993, ce biais vaut de 2 à 5% de la hauteur des vagues. A celà s'ajoute le biais de tracker, lui aussi fonction de la hauteur des vagues. Le tout, ou biais d'état de mer, n'est actuellement pas estimé à mieux que 2 cm rms, là encore une quantité négligeage avant Topex/Poseïdon, mais mise à l'ordre du jour par la qualité de la nouvelle mission. Suite à ses premiers travaux [Gaspar et al., 1995] qui démontraient l'importance d'une nouvelle paramétrisation en fonction de la hauteur des vagues dans les régions de hautes latitudes, P. Gaspar a été chargé de finaliser les coéfficients de l'algorithme fonction de la vitesse du vent et de la hauteur des vagues pour établir les corrections de ce biais.

Enfin, l'influence de l'atmosphère sur la propagation du signal a pu être mieux définie lors de cette mission. La propagation du
signal impulsionnel de l'altimètre est modifiée par la présence de gaz (troposphère sèche), de molécules d'eau (troposphère humide), et d'électrons libres dans l'ionosphère.

La correction de troposphère sèche est assez bien connue depuis plusieurs années. Elle est fonction de la pression atmosphérique à la surface. Elle est de l'ordre de 2 à 3 mètres, avec une incertitude dans le cadre Topex/Poseïdon de 0,7 cm.

La correction de troposphère humide est plus délicate et extrêmement variable, de quelques centimètres aux hautes latitudes à quelques dizaines de centimètres dans les régions tropicales. De plus, selon les méthodes d'approximations (modèles atmosphériques, mesures radiométriques...) des écarts de 10 à 20 cm peuvent apparaître [Emery et al., 1990]. Topex/ Poseïdon possède un radiomètre 3 fréquences à bord. Des corrections synoptiques de l'effet de vapeur d'eau peuvent ainsi être obtenues, ce qui constitue un atout incontestable pour les régions tropicales. [Stum, 1994]

La correction ionosphérique varie selon des cycles solaires, saisonniers et diurnes. Pour Topex/Poseïdon, elle est issue soit des mesures bifréquence Topex, soit des mesures Doris avec une précision de l'ordre de 1 cm [Le Traon et al., 1994]. Pour Geosat, elle était issue d'un modèle numérique.

Toutes ces améliorations sur la précision instrumentale de Topex/Poseïdon, sur la poursuite du satellite, sur les corrections à apporter pour obtenir le signal océanique, font de cette mission une source de mesures océanographiques de haute précision, précision qui va encore s'améliorer. Depuis 2 ans, cette "mine" de données océanographiques est exploitée de manière intensive par les océanographes physiciens.

## 4. PREMIERS RESULTATS OCEANOGRAPHIQUES DE LA MISSION TOPEX/POSEÏDON

Les premiers travaux d'évaluation des données Topex/ Poseïdon réalisés durant les 9 premiers mois de la mission ont fait l'objet d'un volume spécial du Journal de Geophysical Research (JGR) en Décembre 1994. Ces premières études ont maintenant laissé la place à un engouement des scientifiques pour l'exploitation de ces résultats. Parallèlement à des études de comparaison du signal, on voit démarrer des projets où l'altimétrie satellitale Topex/Poseïdon devient un outil clé dans l'appréhension de phénomènes océaniques.

Il n'est pas question ici de faire une liste exhaustive de toute l'activité de la communauté océanographique autour de Topex/ Poseïdon (38 Principaux Investigateurs avaient été sélectionnés en 1987 par le CNES et la NASA, dont 13 français), mais de reprendre quelques uns des résultats présentés, en océanographie, par la communauté française dans le numéro spécial JGR, les notes AVISO ou lors de la dernière AGU. Certains de ces travaux sont encore en cours de rédaction ou de publication.

Compte-tenu du choix opéré par la France dans le cadre du programme international World Ocean Circulation Experiment (WOCE) de concentrer ses efforts sur les océans Atlantique et Indien, beaucoup des travaux "Topex/Poseïdon" se réfèrent à ces régions. Mais il convient de signaler les travaux effectués dans le Pacifique tropical et associés au programme Tropical Ocean- Global Atmosphere- Tropical Atmosphere Ocean (TOGA/TAO [Hayes et al., 1991]). Gourdeau et al. [1994] ont fait une validation des mesures du niveau de la mer altimétrique par comparaison aux données de hauteurs dynamiques issues de 2 mouillages à 2°S-156°E par 1739 m de fond, et 2°S-164°E par 4400 m de fond. Ces 2 localisations correspondent à 2 points de croisement du satellite. Plusieurs types de corrections (marées, baromètre inverse ...) ont été testés. Les résultats varient en fonction de ces corrections sans dépasser 4 cm de différence rms à 164°E et 2 cm à 156°E. Le filtrage des hautes fréquences

temporelles améliorent considérablement les résultats avec une différence de 1.5 cm rms et une corrélation de 0.9. Menkes [1995] et Boulanger [1995] étudient pour leur part, à partir des mêmes données, la variabilité dynamique du Pacifique Ouest, région dominée par le phénomène El Nino-Oscillation Australe (ENSO). Après une comparaison des anomalies de hauteurs de la mer et de courants géostrophiques déduits des mouillages TAO ou de Topex/Poséïdon, ils suivent l'évolution dynamique du El Nino 1992-1993 et essaient de détecter la propagation des ondes équatoriales importantes pour le phénomène. Cela les conduit à mettre en doute la validité de certains aspects de l'"oscillateur retardé" [Battisti, 1988], le mécanique théorique le plus fréquemment évoqué pour expliquer l'évolution El Nino.

En Atlantique tropical, de telles comparaisons mouillages/ altimétrie apportent des résultats similaires: Verstraete et Park [1995] trouvent après filtrage temporel des séries sur 2 mois, une différence de 2.2 cm et une corrélation de 0.88 entre le niveau de la mer altimétrique et celui d'un marégraphe de l'île de Sao Tomé dans le Golfe de Guinée. Ils remarquent une anomalie de signal de 6.3 cm en Février 1992 (+8.1 cm) par rapport à Février 1993 (+1.8 cm), et de 4.4 cm entre Octobre 1992 (+4.6 cm) et Octobre 1993 (+9 cm). Les minima de hauteurs d'eau, parvenant juste avant les remontées d'eaux froides de Juillet-Août, sont eux du même ordre de grandeur (-9 à -10 cm) pour les 2 années, mais durent plus longtemps en 1992. Ces résultats sont en parfait accord avec ceux obtenus par Arnault et al. [1994] sur l'ensemble du réseau marégraphique atlantique tropical, en conservant les "hautes" fréquences à 10 jours du signal. Deux modèles de marée sont utilisés, celui de l'université de Grenoble [Le Provost et al., 1995] et celui de l'université du Texas. Les différences rms varient, selon les sites, de 3 à 7 cm, et la différence liée aux modèles de marée n'excède pas 0.5 cm. Aucune sélection d'un des modèles ne peut donc être faite à partir de cette comparaison. Les auteurs ont également comparé les résultats de Topex/ Poseïdon avec ceux d'un modèle aux équations primitives forcés par les vents 1992-1994 [Roquet, Ludget et Poitevin, communication personnelle, 1994]. Une analyse en fonction empirique orthogonale des différences altimétrie-modèle donne des résultats identiques quelquesoit le modèle de marée. La première fonction, représentant 20% environ de la variabilité de cette différence, est caractérisée par un cycle saisonnier très marqué avec un minimum au printemps boréal, associé à des structures spatiales fortement établies au large du Brésil.

Dans l'Atlantique Nord-Est, au large des Açores, Hernandez [1995] compare, en été 1993, données altimétriques Topex/ Poseïdon et Ers1 avec les mesures in-situ de la campagne SEMAPHORE. Niveaux de la mer et vitesses sont ainsi analysés. Pour les écarts courte longueurs d'onde, il obtient un très bon accord qui confirme une précision altimétrique de 3 cm pour Topex/Poséïdon. Cependant, l'évidence est confirée: les intertraces de plus de 200 km ne permettent pas une bonne cartographie de la circulation océanique méso-échelle, bien que le signal restitué sous ses traces par Topex/Poséïdon soit de meilleur qualité que celui de Ers1. A grande longueur d'onde, la même conclusion que Arnault et al. [1994] sur les modèles de marée des universités de Grenoble et du Texas, c'est à dire pas de différences notoires observées en utilisant l'un ou l'autre des modèles, est donnée pour cette région de l'Atlantique.

Dans l'Atlantique Sud, Vivier [1994] reprend avec les données Topex/Poséïdon dans la région Confluence, une méthode initiée par Kelly et Gille [1990] puis développée par Qiu [1994] sur le Gulf Stream avec Geosat. Cette méthode permet de s'affranchir de la méconnaissance du géoïde aux courtes longueurs d'onde pour peu que l'on s'intéresse à une région suffisamment énergétique, et restitue des profils moyens de hauteur dynamique le long des traces du satellite à partir des résidus. L'application de
cette méthode aux 48 premiers cycles de Topex/Poséïdon à 38° S a donné des résultats encourageants malgré des phénomènes de recirculation et d'émission de tourbillons. La confrontation avec les mesures in-situ de la campagne Confluence 4, en Janvier 1994, [C. Provost, communication personnelle, 1994] s'est avérée positive. F. Vivier et C. Provost améliorent actuellement cette analyse en intégrant des images de température de surface de la mer concomitantes et en tenant compte des phénomènes de recirculation afin de parvenir à une cartographie de cette région frontale plus réaliste.

Dans l'océan Indien Sud, autour des îles Kerguelen, Park et Gamberoni [1995] se livrent au même exercice de comparaison marégraphe/altimétrie/modèle. Ils trouvent une différence de 2 cm rms entre marégraphe et altimétrie. Ils correspondent alors la topographie dynamique absolue Topex/Poseïdon, en utilisant le géoïde OSU91 de l'Ohio State Univeristy avec les résultats du modèle Fine Resolution Antartic Model (FRAM) et des mesures hydrographiques. Modèle et altimétrie reproduisent parfaitement la gyre anticyclonique subtropicale Nord du Courant Circumpolaire Antarctique, ainsi que les 2 gyres cycloniques Sud à l'Est et à l'Ouest du plateau des Kerguelen. Cependant, l'hydrographie ne met pas en évidence ces 2 structures, sans doute à cause de son inadéquation à détecter les phénomènes barotropes.

En Méditerranée, Bonnefond et al. [1994], après une étude détaillée des erreurs de "mesures" Topex/Poseïdon, estiment que les variations temporelles de la surface moyenne océanique peuvent être données à moins d'un cm. Ils interprètent des variations saisonnières de l'ordre de 10 cm en tant que variations des conditions thermiques, salines ou de densité. Larnicol et al. [1994] dans une analyse similaire, montrent que pour des périodes supérieures à 10 jours, le niveau de la mer répond en fait en "baromètre inverse" au forçage de la pression atmosphérique. Il est maximal en automne et décroit rapidement jusqu'en Mars. Cette variation est principalement liée au problème d'évaporation (perte de masse) et de flux de chaleur avec l'atmosphère (dilatation-contraction de la colonne d'eau). L'analyse par modélisation ou climatologie in-situ de l'effet purement stérique montre qu'il intéresse moins de la moitié des variations observées. Larnicol et al. [1995] démontrent également, pour la première fois, qu'on peut observer les changements de la circulation océanique en Méditerranée par altimétrie. Les variations saisonnières des gyres de la mer Méditerranée sont particulièrement bien mises en évidence à partir de 2 années de Topex/Poséïdon.

L'un des intérêts de l'altimétrie satellitale provient de sa couverture spatiale à grande échelle: le bassin mais également et pour la première fois, la globalité des océans peuvent être étudiés. Minster et al. [1994] ont ainsi regardé les variations du niveau de la mer global sur les 600 premiers jours d'observations Topex/Poseïdon. Elles présentent un écart-type de 0.8 cm, un petit signal saisonnier de 0.6 cm d'amplitude et des fluctuations de périodes voisines de 50 jours et d'amplitude 0.5 cm. Ces caractéristiques ne proviennent ni de la saisonnalité de la couverture des données, résultant des glaces de mer antarctiques, ni de la circulation méso-échelle, ni de la prise en compte ou non des zones côtières. Curieusement pour cette échelle globale, ces fluctuations sont très corrélées avec celles de la pression atmosphérique. Ces résultats sont très encourageants: une détection de la dérive séculaire du niveau de la mer (~1.5 mm/ an), si importante dans le cadre de l'évolution du climat mondial, pourrait être obtenue en quelques années de mesures.

En plus de ces travaux de comparaison et d'interprétation de l'altimétrie, pour tirer, d'un point de vue océanographique, un maximum d'informations de la mesure qui ne s'adresse qu'aux couches de surface, le meilleur outil passe par son assimilation dans des modèles numériques. Ainsi, l'apport de la mesure sera

perçu, via le modèle, dans les champs verticaux et/ou de physique différente.

Dombrovsky et al. [1994] ont réalisé une expérience de Système Opérationnel d'Analyse et de Prévision Océanique (SOAP93) dans une zone de 1000 km² à l'Est de la dorsale médio-atlantique, au Sud des Açores et à l'Ouest de Madère. Les résidus altimétriques Topex/Poseïdon et Ers1 sont cartographiés et introduits dans un modèle quasi-géostrophique. Lors de la campagne océanographique SEMAPHORE, au cours de l'été-automne 1993, les prévisions SOAP ont été diffusées aux navires effectuant les mesures, et en retour, les données récoltées ont servi de validation aux prévisions, notamment sur l'évolution du front des Açores. Il est à noter que les mesures altimétriques utilisées sont les données Fast Delivery Product (FDP) ou Intermediate Geophysical Data Record (IGDR) des altimètres, c'est à dire pour lesquelles la qualité des diverses corrections n'est pas encore optimale. Trois expériences ont été menées: assimilation des mesures Ers1 seules, assimilation des mesures Topex/Poseïdon seules, et assimilation conjointe des 2. Les résultats obtenus sont qualitativement cohérents avec les observations à la mer en termes d'identification et de localisation des structures. L'amplitude des phénomènes restent pourtant sous-estimée dans la plupart des cas, mais est mieux restituée par Ers1. Toutefois, Topex/Poseïdon, en contraignant mieux les grandes échelles non observables par Ers1, peut permettre, en conjonction avec Ers1, un échantillonnage plus fin des structures méso-échelles. Morrow et De Mey [1995] analysent sur la même zone géographique, assimilation des mesures de flotteurs de surface et de Topex/Poséïdon ou Ers1/Topex/Poséïdon, par méthode variationnelle adjointe ou par interpolation optimale. Le but de cette expérience est de déterminer comment localement la méthode variationnelle peut améliorer les résultats, particulièrement dans le cas d'un jeu de données à haute densité irrégulièrement distribuées, comme c'est le cas pour des mesures in-situ. Les résultats sont comparés avec un ensemble indépendant de données de flotteurs de surface et de mesures hydrographiques prélèvées pendant la campagne SEMAPHORE.

Une autre expérience d'assimilation dans un modèle quasi-géostrophique de l'Atlantique Nord est celle de Verron et al. [1994] et Blayo et al. [1994]. Les résidus Topex/Poseïdon sont introduits par relaxation newtonienne dans le modèle prognostique à haute résolution horizontale, forcé par le rotationnel du vent climatologique. Comme le notent les auteurs, les validations propres à la période Topex/Poseïdon sont difficiles étant donné le peu de données in-situ, mais des résultats intéressants semblent être obtenus sur la circulation profonde: les transports instantanés et moyens prédits correspondent de façon assez remarquable à ce que l'on connaît de l'Atlantique Nord.

Les résultats de cette expérience ont servi également de support à Rogel et al. [1994] pour suivre des propagations dans la région du Gulf Stream en 1993. En effet, l'analyse des données Topex/Poseïdon montre une propagation vers l'Ouest des structures, avec une vitesse de l'ordre de 5 cm/s, une période de 120 jours et des longueurs d'onde de 700 km. Mais la vitesse de propagation dépend de la période et de la région considérée. Cette structure explique 10% de la variabilité des observations, mais ne peut être reliée ni à des artefacts altimétriques (marées) ni à des ondes de Rossby libres. On retrouve dans le modèle de telles propagations, spécialement le long de 40°N. Une fois cartographiées, ces structures apparaissent comme des tourbillons dont les vitesses de propagation sont en accord avec des observations et modèles plus anciens. Toutefois, ces vitesses sont très hétérogènes en fonction du lieu et de la période.

Enfin, une modélisation inverse, incluant mesures altimétriques et hydrographiques est également développée sur l'Atlantique Nord par Mercier et LeTraon [1994]. La surface
moyenne océanique, par rapport au géoïde OSU91 a été calculée
sur un an de mesures Topex/Poseidon sur une maille 4° en
latitude par 5° en longitude, et introduite dans le modèle avec des
mesures hydrologiques et des flotteurs lagrangiens. La surface
moyenne océanique résultant de l'inversion révèle bien les
grands traits de la circulation permanente dans l'Atlantique Nord
et constitue donc une première étape prometteuse pour des
investigations futures.

Nous terminerons ce tour d'horizon des travaux réalisés en
océanographie physique grâce aux données Topex/Poséidon par
une étude qui ne s'intéresse pas au niveau de la mer, comme les
précédentes, mais au module du champ de vent, responsable de
la rugosité de la surface océanique, également fourni par
l'altimétrie satellitale. *Lefevre et al.* [1994] ont présenté un
nouvel algorithme d'inversion du signal altimétrique pour
retrouver ce module du vent. Cet algorithme diffère de ceux
habituellement utilisés car il incorpore à la fois la section efficace
de rétrodiffusion et la hauteur significative des vagues. Le
nombre de mesures in-situ colocalisées aux données satellitales
est généralement faible, mais l'utilisation des résultats des
modèles numériques opérationnels (modèles ARPEGE et
VAGATLA, Météo-France) permet de disposer d'un jeu de
données plus important pour la calibration de la fonction. La
fonction est calibrée avec l'altimètre ALT, puis validée avec
SALT. Les améliorations dûes à ce nouvel algorithme sont très
nettes: l'introduction de la hauteur des vagues dans la fonction de
transfert a permis de réduire la dispersion de l'erreur sur le vent
de 1.74 m/s à 1.67 m/s. Grâce aux nombres de mesures utilisées,
cette réduction de variance est significative à 99.9%.

5. CONCLUSION

La communauté océanographique dispose avec Topex/
Poséidon, d'un fabuleux outil de mesures. La précision inégalée
des altimètres et de leurs corrections -moins de 2 cm- constitue
une première dans l'histoire de l'océanographie spatiale. Des
motivations nouvelles sont apparues au sein de notre
communauté comme en témoignent les nombreux travaux
français présentés ici. Toutes les échelles de temps et d'espace,
du courant côtier au bassin, apparaissent maintenant accessibles
grâce à la couverture satellitale associée pour les couches
profondes océaniques aux mesures in-situ et aux modèles
numériques. L'altimétrie satellitale, avec Topex/Poseidon,
prouve donc qu'elle est devenue une composante essentielle du
système d'observations océaniques à long terme. Comme le
rappelait J.F. Minster dans ses travaux, le suivi sur quelques
années de missions altimétriques rendrait sans doute possible
l'évaluation de la montée séculaire du niveau de la mer. A côté de
l'intérêt physique et dynamique des études se joiraient alors
peut-être les réponses à des problèmes d'environnement et de
ressources humaines. Il nous faut donc maintenir cet effort pour
la continuité de missions altimétriques de la qualité de Topex/
Poséidon. C'est pourquoi la suite de Topex/Poséidon a déjà été
initialisée (début de phase B en cours): TPFO (Topex/Poséidon
Follow On). Il s'agit d'une mission conjointe CNES/NASA/
NOAA qui s'appuie sur un mini-satellite. A son bord, un système
Doris, un altimètre bi-fréquence développé par le CNES et un
radiomètre 3 fréquences NASA produiront des données de
précision équivalente à celles de Topex/Poséidon. La NOAA et
le CNES seront chargés du segment sol. Ce programme a lieu
dans le cadre de la filière CNES mini-satellite. TPFO sera le
premier d'une série de 2-3 satellites altimétriques. Il sera lancé en
1999 par une fusée américaine, sur la même orbite que Topex/
Poséidon. Tout l'environnement est ainsi adapté à une compati-
bilité sur 1 ou 2 décennies de missions altimétriques dotées des
mêmes objectifs et des mêmes caractéristiques.

N'oublions pas enfin que Topex et Poséidon, après 2 ans de
service, sont toujours en pleine activité. Nul doute qu'ils
fourniront encore la quintessence de nombreux domaines
d'études océaniques. Loin d'être un "requiem", cette synthèse de
l'activité Topex/Poséidon de la communauté océanographique
française au cours des 2 dernières années doit être vue comme
une "ouverture" vers un futur prometteur.

Remerciements. Les auteurs tiennent à remercier l'ensemble de
la communauté "Topex/Poséidon" française pour son aide
précieuse apportée lors de la rédaction de ce papier. Ils
aimeraient également "dédier" cette synthèse à MICHEL
LEFEBVRE, sans qui la mission Topex/Poséidon n'aurait jamais
été ce qu'elle est.

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# ETUDE DU TRANSPORT ENTRE L'OCEAN PACIFIQUE ET L'OCEAN INDIEN:
## LE POINT SUR LE PROGRAMME JADE

Michèle FIEUX, Robert MOLCARD

Laboratoire d'Océanographie Dynamique et de Climatologie, UMR 121 CNRS/ORSTOM/UPMC,
Université Paris 6, 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05.

et Abdul Gani ILAHUDE

Pusat Penelitian dan Pengembangan Oseanologi, LIPI, Jl Pasir Putih 1, Jakarta, Indonesia.

La connaissance actuelle du transport entre l'océan Pacifique et l'océan Indien est rapidement présentée ainsi que les principaux résultats des premières campagnes JADE. La suite du programme de mesures est ensuite discutée.

The existing knowledge of the transport between the Pacific Ocean and the Indian Ocean is shortly presented together with the principal results of the JADE cruises. Then the following of the programme is discussed.

## 1. INTRODUCTION

Au cours du programme international TOGA (Tropical Ocean and Global Atmosphere, janvier 1985 - décembre 1994) l'analyse des observations et les études théoriques ont mis en évidence le rôle majeur sur le climat du réservoir d'eau chaude Indopacifique, principale source de chaleur de la machine thermodynamique océan-atmosphère, dont les anomalies affectent fortement le climat mondial. Partie intégrante de ce réservoir, les mers indonésiennes, zone frontière entre l'océan Pacifique et l'océan Indien, attirent l'intérêt de la communauté scientifique internationale (programmes: JADE franco-indonésien, ARLINDO americano-indonésien, ASEAN australo-indonésien avec d'autres pays de l'Asie du sud-est).

Les eaux chaudes du Pacifique équatorial sont accumulées vers l'ouest par les alizés de sud-est, ce qui provoque une élévation du niveau de la mer, en moyenne plus élevée côté Pacifique occidental que côté océan Indien oriental. Le gradient de pression établi ainsi, provoque un transport prédominant de l'océan Pacifique vers l'océan Indien d'eaux chaudes et peu salées, à travers l'archipel Indonésien [Wyrtki, 1971; Wyrtki, 1987]. Les eaux du Pacifique, en traversant les mers Indonésiennes, acquièrent des caractéristiques tout-à-fait particulières (diminution et homogénéisation verticale de la salinité principalement en mer de Banda) qui permettent de les suivre à travers tout l'océan Indien [Rochford, 1966; Wyrtki, 1971; Gordon, 1986]. Les différentes estimations de ce transport varient entre elles de plus d'un ordre de grandeur de $1 à 18.10^6 m^3/s$ [Wyrtki, 1961; Godfrey and Golding, 1981; Cox, 1982; Piola and Gordon, 1984; Fine, 1985; Fu, 1986; Gordon, 1986; Kindle et al., 1987; Murray and Arief, 1988; Semtner and Chervin, 1988, Semtner and Chervin, 1992; Toole et al., 1988; Godfrey, 1989; Kindle et al., 1989; Wijffels et al., 1992; Wajowicz, 1993; Masumoto and Yamagata, 1993; Fieux et al., 1994; Miyama et al., submitted]. Les valeurs déduites des modèles océaniques présentent une grande sensibilité à la bathymétrie utilisée et de fortes variations saisonnières et interannuelles. C'est la seule connexion entre océans tropicaux, et un des passages obligés de la grande circulation thermohaline générale [Gordon, 1986; Broecker, 1991]. C'est pourquoi, l'estimation du transport à travers cette zone est aussi une des priorités du programme international WOCE (World Ocean Circulation Experiment) qui doit se terminer en 1997. Le programme international CLIVAR (CLimate VARiability) qui fait suite aux programmes TOGA et WOCE, comporte spécifiquement l'étude de la variabilité interannuelle de ce transport en relation avec les variations climatiques

El Nino-La Nina-Southern Oscillation.

Le trajet emprunté par ce flux à travers l'archipel est très complexe en raison de la nature même de la topographie de la région qui comporte un mélange de plateaux continentaux et de bassins très profonds séparés par de nombreuses îles et seuils, où les variations de dénivellation sont parfois très rapides.

Les eaux du Pacifique pénètrent dans les bassins Indonésiens en suivant deux routes principales (Figure 1) [Broecker et al., 1986; Van Aken et al., 1988; Fjeld and Gordon, 1992; Bingham and Lukas, 1994]: a) d'une part, les couches superficielles qui intéressent l'eau subtropicale et l'eau intermédiaire du Pacifique nord, à partir du courant de Mindanao, entrent dans le bassin de Sulawesi et le détroit de Makassar, dont une partie passe directement vers l'océan Indien à travers le détroit de Lombok au sud, et dont l'autre partie bifurque vers l'est, à travers la mer de Flores, pour atteindre la mer de Banda [Gordon et al., 1994]; b) d'autre part, les couches plus profondes qui intéressent des eaux provenant du Pacifique sud, à partir du courant de Nouvelle Guinée, à travers la mer d'Halmahera et la mer des Moluques, atteignent la mer de Banda directement par le nord. Depuis la mer de Banda, la sortie vers l'océan Indien se fait par les passages profonds situés au nord (détroit d'Ombai entre Alor et Timor) et au sud de Timor (entre Roti et le plateau continental Australien). Le détroit de Lombok dont le seuil est situé vers 350m, intéresse les couches supérieures et correspond au chemin le plus direct. Le transport moyen estimé à partir de mesures directes de courant pendant un an n'atteint que $1.6 \times 10^6 m^3/s$ [Murray and Arief, 1988; Murray et al., 1990]. Les autres détroits autorisent des flux plus profonds et concernent des eaux ayant séjourné plus longtemps dans l'archipel indonésien en particulier en mer de Banda où des mélanges verticaux importants interviennent soit par la turbulence engendrée au niveau des seuils en présence de forts courants de marée, soit par des mouvements verticaux engendrés par les vents de mousson (par le biais de leur rotationnel).

Comment ce couplage entre océan Pacifique et Indien se réalise-t-il, et à quelle échelle de temps? Ce flux d'eau chaude et peu salée vers l'océan Indien modifie-t-il les échanges ocean-atmosphère dans la zone? Quelle influence a-t-il sur l'anomalie climatique ENSO? Quelle influence a-t-il sur la circulation de chacun de ces océans?

## 2. LE PROGRAMME JADE ET QUELQUES RESULTATS.

Dans le cadre du programme international CLIVAR, qui fait suite aux programmes TOGA et WOCE, il est proposé d'étudier les échanges entre le Pacifique et l'Indien en poursuivant les
<figure><img src="image_215.png" /><figcaption>Figure 1. Carte générale de la région indiquant les passages principaux empruntés par le transport entre le Pacifique et l'Indien, la section d'hydrologie (ligne épaisse) effectuée en 1989 et en 1992 et les zones de mesures directes de courant, déjà réalisées (étoiles) et projetées en 1995 par les américains, les australiens et les français (cercles).</figcaption></figure>

objectifs suivants:

a) quantifier les échanges de masse, sel et chaleur entre les océans Pacifique et Indien et leur variabilité, et les comparer aux résultats obtenus par le modèle du LODYC,

b) établir leur importance dans la circulation océanique générale, et leur relation avec les anomalies climatiques de type ENSO,

c) définir les caractéristiques d'un réseau d'observations qui permettrait le suivi à long terme de ces échanges.

Le programme JADE (Java Australia Dynamic Experiment) se place dans le contexte de la coopération scientifique avec l'Indonésie. La coopération en océanographie physique proprement dite a commencé dès 1989 grâce à l'accord de coopération scientifique et technique signé entre la France et l'Indonésie.

La réalisation de deux campagnes à bord du Marion Dufresne de l'IFRTP aux deux saisons opposées, l'une en août 1989 et l'autre en février-mars 1992, a permis de comparer les structures hydrologiques et d'obtenir une première estimation de la variabilité saisonnière et intra-saisonnière du transport entre le Pacifique et l'Indien. En particulier, le front hydrologique très marqué, indiquant la frontière entre les eaux provenant de l'océan Indien sud et celles provenant de la mer de Banda, se trouve à la même latitude (13°30'S) pendant les deux saisons. Le passage privilégié des eaux de la mer de Banda se situe entre 13°30'S et 11°S à la longitude 116°E (sud de Bali) [Fieux et al., 1991; Fieux

et al., 1992; Fieux et al., 1995]. Les estimations indirectes de ce transport total (géostrophique plus Ekman) de 0 à 2200m, entre l'Australie et l'Indonésie, atteignent, pour la saison de mousson de sud-ouest de 1989, une valeur élevée (18 ± 7·10⁶m³/s vers l'ouest) par rapport aux estimations indirectes précédentes [Fieux et al., 1994]. Pour la saison de mousson de nord-est de 1992, le transport total de 0 à 2200m est faible et vers l'est (1 à 5·10⁶m³/s, selon la surface de référence considérée) [Fieux, 1994]. En particulier, le courant de Java se renverse complètement vers l'est en février 1992 [Fieux, 1994; Quadfasel and Cresswell, 1992]. Ces résultats intègrent non seulement la variabilité saisonnière mais aussi la variabilité interannuelle. Les résultats des mesures de courant directes effectuées dans le chenal de Timor pendant un an en 1989-1990, indiquent que ce chenal pourrait canaliser près de la moitié du flux total et présente une forte variabilité intra-saisonnière dont l'amplitude peut atteindre l'amplitude saisonnière qui semble beaucoup plus complexe que la simple relation avec les vents de mousson [Molcard et al., 1992; Molcard et al., 1994]. D'autre part, à l'échelle de temps entre 30 et 60 jours, le niveau de la mer le long des côtes indonésiennes apparaît très sensible aux variations brutales du champ de vent local et semble fortement corrélé avec le transport des couches de surface à travers ce chenal [Molcard et al., 1994]. Si ce résultat est confirmé comme étant caractéristique de la zone sur plusieurs années, il pourrait conduire à une veille relativement économique de la variabilité du flux à travers des mesures du
<figure><img src="image_216.png" /><figcaption>Figure 2. Implantation des mouillages prévue dans le détroit d'Ombai et dans le chenal de Timor en 95-96 (étoiles et emplacement des stations d'hydrologie (cercles).</figcaption></figure>

niveau de la mer par marégraphes. La forte variabilité à basse fréquence observée en 1989-1990 se retrouve dans les mesures de 1992-1993 réalisée dans le même chenal à l'aide de deux mouillages équipés, cette année là, de profileur de courant à effet Doppler et de courantomètres installés jusqu'à 1550m. Entre 1200m et 1550m les mesures ont montré une augmentation du transport vers le sud-ouest tout à fait inattendue qui doit être compensé par un transport de l'océan Indien vers le bassin de Timor au-dessous de cette profondeur jusqu'au fond, comme les caractéristiques hydrologiques de la couche profonde le montrent [Molcard et al., 1995; Fieux, 1994; Fieux et al., 1995]. Des différences significatives entre les deux années de mesures indiquent que l'on peut s'attendre à de fortes variations interan- nuelles du transport entre l'océan Pacifique et l'océan Indien.

### 3. PERSPECTIVES: LE PROJET JADE 95

Des trois chenaux principaux mentionnés précédemment, le seul dans lequel il n'y a jamais eu de mesures directes de courant, en raison du manque de matériel et de la situation du chenal, est le chenal d'Ombai. Il est situé entre Alor et Timor où les profondeurs atteignent plus de 3000m mais sa largeur n'est que de 20 milles. Il alimente la mer de Savu et ses trois chenaux de sortie vers l'océan Indien (Figure 2) dont les profondeurs sont de l'ordre de 850m (détroit de Sumba), 1200m (détroit de Savu) et 1250m (détroit de Roti).

Nous proposons d'instrumenter, pour un an, le chenal d'Ombai avec le matériel existant en Indonésie et en France à l'aide de deux mouillages (Figure 2) et d'installer en même temps un mouillage semblable dans le chenal de Timor afin de pouvoir comparer la partition du transport entre les deux passages profonds. Dans le cadre d'une coordination internationale, nous souhaitons installer les mouillages au cours de l'été 1995 afin qu'ils soient opérationnels au même moment que les mouillages américains et australiens qui doivent être installés, en amont, dans les chenaux d'entrée du flux venant du Pacifique (voir Figure 1). Les américains devraient installer deux capteurs de pression de chaque côté des chenaux d'Ombai et de Timor, afin

de suivre les variations du niveau de la mer qui seront ainsi calibrées par les mesures directes de courant. Ces séries de mesures devraient mener à la possibilité d'un suivi de la variabilité du transport au moyen des seuls capteurs de pression installés de chaque côté des détroits principaux et donc à coût réduit.

Le travail pourra se faire avec le navire indonésien Baruna Jaya I avec lequel nous avons déjà travaillé avec succès et représente 17 jours de temps bateau sur zone en incluant des mesures hydrologiques. La récupération des mouillages devra se faire un an après, en été 1996 à l'aide du même navire. L'ensemble de ces mesures fourniront une estimation des valeurs moyennes saisonnières de cette branche du flux encore ignorée.

*Remerciements.* Nous tenons à remercier tous les participants aux différentes campagnes JADE venant de nombreux laboratoires en particulier, pour les résultats présentés ici, le LODYC et le LPCM en France et le LIPI et le BPPT en Indonésie. Nous remercions tous ceux qui nous ont aidé dans l'exploitation des mesures. Cette étude n'aurait pu se faire sans l'aide de l'INSU/CNRS, de l'IFRTP, de l'Ambassade de France à Jakarta, associée à celle du BPPT et du LIPI avec le Prof. Soegiarto et le Prof. Romimohtarto. Nous remercions particulièrement le Prof. M.T. Zen pour son soutien continu sans lequel cette fructueuse coopération Franco-Indonésienne n'aurait pu exister.

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# COURANTS CÔTIERS À MÉSO-ÉCHELLE

Gabriel CHABERT d'HIÈRES et Denis AELBRECHT

LEGI-Coriolis, BP 53 X, 38041 Grenoble cedex 9, France.

Cet article a pour objectif de fournir une vue synthétique des résultats récents marquants en océanographie physique côtière française. Nous nous intéressons aux études de phénomènes dynamiques côtiers et à méso-échelle. Par des approches tant analytiques et numériques que par des mesures de laboratoire ou in situ, les chercheurs français ont mis en évidence des processus fondamentaux de la dynamique des eaux que l'on peut tenter d'intégrer dans des modèles de prédiction d'évolution. Parmi ces processus, la stabilité des courants de densité côtiers, la rectification des courants de marée, et la dynamique des tourbillons sont les plus marquants et participent largement au déplacement des masses d'eau étudiées.

The aim of this paper is to provide a synoptic view of the recent advances in the french coastal oceanographical research. We deal with coastal and meso-scale processes. Through analytical and numerical studies, but also with experimental measurements in laboratories or at sea, the french researchers pointed out fundamental dynamical processes that can be integrated in predictive models. Among these phenomena, stability of buoyancy-driven coastal currents, rectification of tidal currents, and eddies dynamic are the most important that are largely involved in the long-term motion of coastal waters.

## 1. INTRODUCTION

L'objet de ce présent chapitre est d'offrir un panorama détaillé, quoiqu'évidemment non exhaustif, des avancées récentes en matière d'océanographie physique côtière et à méso-échelle réalisées par les chercheurs français. Nous traiterons essentiellement des problèmes liés à la dynamique des eaux sur des échelles de 10 à quelques centaines de kilomètres. Sont exclus du propos les phénomènes à échelles d'espace et de temps courtes (houle, rejets côtiers très localisés, ...). Il y a plusieurs manières de présenter les résultats issus de ces nombreux travaux, suivant que l'on adopte telle ou telle classification spécifique. Nous avons choisi de suivre une progression géographique le long des côtes françaises, en partant de la Mer du Nord jusqu'à la Méditerranée, en opérant quelques "divagations" vers le large si nécessaire (Figure 1). Nous aurions pu aussi choisir d'ordonnancer les études par classe de processus étudiés, c'est à dire par exemple citer les processus liés aux effets du vent, de la marée, de la stratification, ou de la topographie, ..., mais la diversité des phénomènes et des lieux géographiques étudiés aurait pu rendre cette classification peu justifiée, chaque cas pouvant, à lui seul, largement définir une classe. Nous espérons que ce choix puisse offrir un tour d'horizon clair et suffisamment synthétique pour tenter d'embrasser l'étendue des recherches.

Ainsi, nous parcourerons les eaux de la Mer du Nord et de la Manche, où le forçage par le vent à la surface de l'eau, la marée, et les apports fluviatiles à la côte sont les principaux moteurs de la dynamique de ces régions. Puis nous relaterons les études propres à la façade atlantique, et, plus au large, celles liées aux processus intervenant au niveau de la rupture du plateau continental armoricain-aquitain. Enfin, nous nous intéresserons à la circulation en Méditerranée occidentale, en incluant les études aux frontières ouest du bassin, c'est à dire au niveau du détroit de Gibraltar qui contrôle les échanges entre les eaux très différentes d'origine atlantique et méditerranéenne et la dynamique de la mer d'Alboran, les études côtières (courant liguro-provençal, courant algérien), et les études propres à la circulation générale dans le bassin occidental.

## 2. MANCHE ET MER DU NORD

La Manche et la Mer du Nord sont, d'un point de vue hydrodynamique, essentiellement contrôlées par la marée. Cette dynamique de base peut être altérée par d'autres mécanismes:

effets du vent, effets des apports fluviatiles, effets de la topographie. Dans ces mers peu profondes où le trafic maritime et l'activité industrielle côtière sont importants, les préoccupations en matière d'environnement ont poussé les chercheurs français, dans le cadre du GdR Manche du CNRS et encouragés par la Commission des Communautés Européennes, à étudier le transport résiduel des masses d'eaux et des éléments portés par ces eaux, dans la zone côtière et plus au large (sédiments fins, matériaux chimiques/biochimiques dissous, ...). On entend par transport résiduel le déplacement net une fois la marée périodique filtrée. L'étude de ce transport est fondamental puisque c'est lui qui détermine l'évolution à long terme des transferts de masses d'eaux et les flux des matériaux associés. Ainsi, en Manche, l'Ifremer, le LNH, et le LEGI ont contribué à ces recherches.

L'équipe de J.C. Salomon à l'Ifremer-Brest a, sur ce point, élaboré une modélisation numérique bidimensionnelle qui vise à fournir une carte détaillée de la dérive lagrangienne en fonction du forçage par le vent. Les effets distincts de la marée et du vent ont été analysé, puis le modèle a fonctionné en intégrant, sur de longues périodes, des séquences réelles de vent observé sur le domaine. Leur contribution sur la notion de "méthode barycentrique" de détermination des courants résiduels lagrangiens [Salomon et al., 1994] est marquante, car elle permet de lever le paradoxe de la dérive de Lagrange (qui dépend de l'instant initial d'intégration), et de fournir un champ de courants résiduels lagrangiens unique (Figure 2). Elle consiste à attribuer la vitesse résiduelle sur un cycle de marée au barycentre de la trajectoire décrite par un traceur lagrangien pendant ce cycle. Ces champs de courants peuvent être utilisés pour un calcul direct de l'advection et de la dispersion à long terme de substances chimiques ou biologiques passives. La figure 3 décrit un champ lagrangien obtenu pour des conditions de vent uniforme de secteur W-SW. Cette équipe travaille à la réalisation d'une modélisation tridimensionnelle globale qui a déjà réussi à mettre en évidence des mécanismes locaux plus complexes. Une telle approche des dérives a également permis d'étudier le devenir des rejets radioactifs depuis le cap de La Hague. Le suivi in situ des concentrations radioactives à travers la Manche et leur transit en Mer du Nord, réalisé par l'équipe de P. Guegueniat du CEA-La Hague, a fourni une calibration du modèle qui est maintenant opérationnel pour tenter de prédire le déplacement à long terme de pics de rejets [Bailly du Bois et al., 1994].

C'est dans le même but que le Laboratoire National d'Hydraulique (EDF-LNH) a construit un modèle numérique également bidimensionnel (Telemac 2-D), celui-ci résolu par la
<figure><img src="image_217.png" /><figcaption>Figure 1.</figcaption></figure>

technique des éléments finis, et appliqué à la Manche et à la partie sud de la Mer du Nord [Janin et Delmas, 1994]. Ce modèle devrait à terme servir aussi bien à simuler en temps réel des mouvements de polluants associés à des données précises de vent et de marée, qu'à établir une base de données de dérives des masses d'eau fonction de conditions météorologiques et marégraphiques types afin d'étudier leur transport à long terme. Les chercheurs du LNH se sont également penchés sur le problème de l'influence du moment à partir duquel est calculée le courant résiduel lagrangien. Ils observent que le choix de l'instant d'initialisation des calculs est important dans les zones où la variabilité des courants en module et en direction est forte (Figure 4).

Ces deux d'études ont conduit à l'évaluation du débit net qui transite à travers le détroit du Pas-de-Calais et à montrer la distribution des filets de courant résiduel en fonction de leur provenance en Manche. Suivant les conditions de vent, le débit à travers le détroit est estimé à plusieurs dizaines de milliers de m³ par seconde de la Manche vers la Mer du Nord (entre 50000 et 100000 suivant les auteurs). Schématiquement, un vent favorable (secteur SW) intensifiera ce débit; un vent défavorable (secteur NE) pourra éventuellement inverser le débit, sauf dans la zone côtière française, où la persistence d'un débit résiduel vers la Mer

du Nord, quelque soit les conditions de vent, est à la fois observé numériquement et sur des mesures en mer, attribué à l'existence de nouveaux processus.

Ainsi, à l'échelle côtière, les simulations 3-D de l'Ifremer, calculées pour des cas d'échelle "nature", ont permis d'apprécier l'importance de nouveaux processus de génération d'une circulation résiduelle de marée (nommé processus de rectification), et ce indépendemment de tout autre forçage externe (vent, écarts de densité, ...). Un tel processus d'auto-induction de courant résiduel a été découvert, illustré et mis en évidence au LEGI à Grenoble sur la grande plateforme tournante Coriolis. Dans la partie orientale de la Manche, entre l'embouchure de la Seine et le détroit du Pas de Calais, les courants de marée oscillants sont quasiment parallèle à la côte. Chabert d'Hières [1991] et Aelbrecht et al. [1994] ont montré, dans le cas d'une configuration schématique d'un courant alternatif parallèle à une côte et sur un fond plat horizontal, que la rotation terrestre, par ses effets de pompage d'Ekman près de la côte imposé par le cisaillement latéral, modifie la structure des couches limites côtières suivant que l'écoulement laisse la côte sur sa droite ou sur sa gauche. Cette modification engendre une dissymétrie entre le flot et le jusant, à l'avantage du flot, orienté vers le Nord dans la région considérée (donc vers la Mer du Nord), et alimente un
<figure><img src="image_218.png" /><figcaption>Figure 3. Trajectoires résiduelles à long terme pour une marée moyenne et un vent de secteur Ouest/Sud-Ouest de 10m/s.</figcaption></figure>

courant résiduel côtier laissant la côte sur sa droite dans l'hémisphère Nord. Les auteurs ont également étudié la sensibilité de l'intensité du phénomène avec les différents paramètres qui contrôlent l'écoulement. Dans des conditions de similitude, ce courant résiduel atteint près de 20 % de l'amplitude du courant oscillant qui lui donne naissance. La figure 5 illustre la structure de ce courant résiduel en fonction de la profondeur et de l'éloignement à la côte adimensionalisé, pour des raisons d'échelle, par la hauteur d'eau sur le modèle. Extrapolé à la nature, ce courant aurait une largeur typique de 4 à 5 km.

La comparaison de ces résultats avec les calculs 3-D de l'Ifremer montre que l'existence du phénomène dépend fortement de la structure verticale du frottement dans la masse, c'est à dire que le modèle, suivant le type de représentation de la viscosité turbulente choisi, met en évidence ou non le processus. Il a été montré que les effets des écarts de densité contribuent peu à la dérive vers le Nord dans la bande côtière [Fluxmanche, 1993].

### 3. LA FAÇADE ATLANTIQUE

Dans la bande côtière, l'équipe de l'Ifremer-Brest a la charge, dans le cadre du Programme National d'Océanographie Côtière (PNOC) des études de la dynamique du plateau continental à la fois par la modélisation mathématique et par l'imagerie satellitaire. Ces études comporte deux phases: la première consiste à mettre en évidence l'influence des principaux processus physiques sur le mélange et le transport des masses d'eau à l'échelle globale du plateau continental atlantique. La seconde s'attache à connaître, dans le détail, la dynamique de la zone "Gironde - Marennes - Oléron". Les effets de la marée sont doubles: à l'échelle instantanée, les courants, parfois violents, déplacent des masses d'eau sur plusieurs kilomètres et les mélangeant verticalement; puis, par des effets non-linéaires d'interaction, les mouvements oscillants de marée donnent naissance à une composante permanente et détermine le déplacement résiduel à long terme. On trouve ici d'autres processus possibles de rectification, différents du processus décrit au paragraphe 1 qui nécessite la prise en compte d'effets 3-D (Pompage d'Ekman), où des mécanismes 2-D permettent d'expliquer l'évolution des colonnes d'eau.

<figure><img src="image_219.png" /><figcaption>Figure 2. Elaboration cinématique des vitesses résiduelles lagrangiennes pour deux particules partant de A aux instants $t_1$ et $t_2$, et d'une particule partant de B à l'insatnt $t_3$.</figcaption></figure>

Les études numériques sur l'effet de la marée sur le mélange des masses d'eau, quantifié par un paramètre de stratification, montrent que les environs de l'île d'Ouessant et de la chaussée de Sein (à l'ouest de la pointe du Raz) sont les plus sensibles au mélange total de la masse d'eau. Plus au Sud, les baies de Quiberon et Bourgneuf, l'estuaire externe de la Loire et l'embouchure de la Gironde sont également propices à la formation de fronts thermiques. Ces résultats issus du calcul sont parfaitement vérifiés par l'imagerie satellitaire. Devant les Landes, les courants résiduels de marée calculés sont très faibles et rendent donc cette région très sensible à la circulation dûe au vent. Dans le bassin de Marennes-Oléron, le courant résiduel est dirigé vers le Sud et s'accélère au fond du bassin. Le couplage hydro-sedimentaire a permis à l'équipe de P. Le Hir (Ifremer-Brest), de reproduire correctement par modélisation mathématique, les cycles de dépôt et d'érosion dans cette baie. L'équipe de Géologie et d'Océanographie de l'Université de
<figure><img src="image_220.png" /><figcaption>Figure 4. Dérives résiduelles calculées à partir de 4 phases différentes de la marée pour la Manche Orientale et les environs de Cap de la Hague.</figcaption></figure>

Bordeaux (MM. J.M. Jouanneau, J.M. Froidefond) est également engagée dans les études du programme PNOC sur le Golfe de Gascogne. En relation avec Ifremer Brest, ils exploitent les données satellitales en vue d'une quantification précise de la présence des particules terrigènes et phytoplanktoniques en suspension.

Les zones de rupture du plateau continental sont le siège de nombreux processus tant physiques que biologiques. Ces régions déterminent les conditions d'échange entre les eaux profondes et les eaux du plateau, et de nombreux mécanismes hydrodynamiques sont liés à ces brusques variations de la topographie. La rupture des plateaux armoricain et aquitain n'échappe pas à ces phénomènes complexes. L'équipe de Bordeaux a étudié les structures hydrologiques au niveau de la marge entre la latitude de Penmarc'h au Nord, et celle de la Gironde au Sud. Pour cela, les chercheurs ont effectué des transects sur la plateforme et des coupes verticales avec sondes multiparamètres sur le rebord de la marge jusqu'à 500 m de profondeur, l'accent étant mis sur la reconnaissance des néphéloïdes. Ces opérations ont été et sont encore menées dans le cadre de programmes nationaux (PNOC), et aussi européens (MAST-OMEX). Le Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (SHOM), par le biais du Centre Militaire d'Océanographie (CMO), s'intéresse également de près à ces processus sur la talus. Outre des modélisations numériques régionales, par exemple sur le bord Est de l'Atlantique Nord, des études de processus à méso-échelles sont entreprises en

association avec des équipes universitaires (Université de Bretagne Occidentale, LEGI-Grenoble) ou privées (CETIIS). Parmi ces processus propres au talus continental, on observe d'intenses mécanismes de rectification, c'est à dire tendant à la génération d'une circulation résiduelle de marée permanente. Les observations relatées par *Garreau et Maze* [1992] dans région du Banc de la Chapelle montrent l'existence d'une circulation moyenne parallèle aux isobathes et laissant les faibles profondeurs sur sa droite. La dynamique du phénomène met en jeu à la fois les termes de Coriolis, du frottement, et de la non-linéarité des équations. Schématiquement, la continuité et la force de Coriolis déterminent le structure du courant "oscillant" purement périodique, et, à un ordre plus élevé, l'équilibre entre l'interaction non-linéaire des composantes oscillantes du premier ordre d'une part, et le frottement sur le fond ou dans la masse associé au terme résiduel d'autre part, déterminent la structure de ce courant résiduel. Dans le cas d'une marée se propageant orthogonalement aux isobathes, le degré de non-linéarité de la dynamique, qui contrôle la rectification topographique, peut être quantifié par le rapport de l'excursion de marée $L_M$ avec l'échelle caractéristique horizontale des variations topographiques $L_T$. L'évolution de ce rapport, appliqué au banc de la Chapelle, est donné par Garreau et Mazé (Figure 6). Celle-ci montre que l'on doit s'attendre à une intense rectification sur le rebord du talus.

Dans le cas particulier d'un forçage de marée parallèle à la direction moyenne des isobathes, des approches expérimentales et numériques [Verron et al., 1994] menées au LEGI-Grenoble, ont permis d'apporter une quantification de ces phénomènes. L'intensité du mécanisme a été étudiée en fonction des paramètres caractéristiques tenus pour responsables de la dynamique considérée. La figure 7 illustre l'évolution du courant maximum observé expérimentalement (*) et calculé par le modèle numérique (0), où $\bar{U}_{\bar{I}}$ est la moyenne du courant alternatif sur une demi-période.

Les effets de la stratification ont évidemment tendance à altérer le phénomène et à créer une variabilité de ce comportement sur la verticale, ce qui est observé dans la plupart des cas en nature comme sur le Banc de la Chapelle [Garreau et Maze, 1992].

<figure><img src="image_221.png" /><figcaption>Figure 5. Profil du courant côtier $u_0$ adimensionalisé par l'amplitude du courant de marée alternatif $U_1$ en fonction de la profondeur adimensionalisée par l'épaisseur d'Ekman «de», et de l'éloignement à la côte y/H.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_222.png" /><figcaption>Figure 6. Profil et estimation de L<sub>M</sub>/L<sub>T</sub> le long du transect A'-A.</figcaption></figure>

4. LE BASSIN MÉDITERRANÉEN OCCIDENTAL

On s'intéressera dans cette partie à décrire une partie des
nombreuses études portant sur la dynamique régionale en
Méditerranée occidentale en partant d'abord de sa frontière Ouest
formée par le détroit de Gibraltar et la mer d'Alboran, et en
explorant par la suite ses côtes Sud (Maroc-Algérie), et Nord
(France-Espagne), puis en présentant les travaux récents relatifs
à la circulation générale du bassin.

La Méditerranée occidentale est organisée en une succession
de bassins reliés entre eux par des détroits (Gibraltar, Sicile,
Sardaigne, Corse,...). Ces derniers, par les échanges hydrauliques
dont ils sont le lieu, conditionnent fortement la circulation des
masses d'eau dans la mer. Afin d'évaluer plus particulièrement
l'influence des conditions d'écoulement dans la détroit de
Gibraltar sur la circulation des masses d'eau en mer d'Alboran, le
LODYC et l'équipe Coriolis du LEGI ont mis en place des
expériences numériques et sur modèle physique, qui s'inscrivent
dans le cadre du projet EUROMODEL, à travers les programmes
MAST I et II. La simulation numérique du LODYC [Speich et
al., 1993] consiste à étudier l'évolution de deux masses d'eau à
travers un détroit en milieu tournant et séparées initialement par
un "barrage" (méthode "lock-exchange"). Le modèle reproduit
clairement la formation du large anticyclone formé par la
pénétration d'eau atlantique plus légère dans la mer d'Alboran et
montre que même sans tenir compte de la position du détroit par
rapport à l'axe du bassin, ni de l'effet β, on est capable
d'expliquer la formation du tourbillon (Figure 8). D'autres
phénomènes observés dans la mer d'Alboran ont également été
mis en évidence: la formation d'un deuxième tourbillon anticy-
clonique en aval du premier ou encore l'existence de structures
cycloniques à petite échelle sur le contour du tourbillon
principal. Enfin, le débit stationnaire dans le détroit est estimée à

<figure><img src="image_223.png" /><figcaption>Figure 7. Evolution du courant résiduel adimensionnel en fonction du nombre de Rossby temporel défini par Ro<sub>t</sub> = σ/f, où σ est la pulsation de marée et f le paramètre de Coriolis</figcaption></figure>

0.9 Sv dans chaque couche.

En modélisant le même écoulement dans un canal tournant,
séparé en deux bassins reliés par un détroit, les chercheurs
grenoblois [Gleizon, 1994] ont observé, sous certaines
conditions, l'existence d'une vortivité relative anticyclonique très
nette, à proximité de l'embouchure orientale du détroit, corres-
pondant à la section Gibraltar-Ceuta. Ainsi, dans le bassin
méditerranéen, un tourbillon anticyclonique comparable au
tourbillon occidental de la mer d'Alboran peut se former et se
developper. Une étude paramétrique montre que sa structure
(taille, forme, position) et sa stabilité dépendent largement du
régime hydraulique du détroit, dans un sens déterministe. C'est le
rapport du rayon interne de déformation sur la largeur du détroit
qui contrôle ce comportement. L'écoulement peut être analysé
comme la superposition de phénomènes hydrodynamiques
locaux schématisés sur la figure 9.

A la sortie Ouest du détroit de Gibraltar, il se forme à
l'interface des eaux atlantiques et méditerranéennes une couche
de mélange de densité intermédiaire qui transite sous l'action de
la force de Coriolis le long des côtes portuguaises. L'instabilité
de cette veine d'eau intermédiaire à l'approche du Cap Saint-
Vincent, actuellement à l'étude par les équipes du CMO et du
LEGI, pourrait provoquer le lâcher de lentilles marquées par
cette eau intermédiaire, appelées meddies. Plusieurs processus
peuvent contrôler la dynamique de ces structures: effet β,
topographie, ou advection par un courant de surface [Morel,
1994]. les interactions avec des structures tourbillonaires dans la
couche supérieure sont à l'étude.

Du coté Est du détroit, l'eau atlantique, transportée dans le
tourbillon d'Alboran, est projetée ensuite sur les côtes africaines
<figure><img src="image_224.png" /><figcaption>Figure 8. Evolution temporelle du tourbillon dans le bassin d'Alboran (simulation de référence).</figcaption></figure>

du Maroc et de l'Algérie suivant un axe Alméria-Oran. La structure de ce jet frontal a été étudiée dans le cadre de l'opération FRONTAL du programme français JGOFS lors de la campagne ALMOFRONT en 1991. [Prieur et al., 1993]. Le jet frontal, avec une vitesse maximale de 1 m/s, a été trouvé en équilibre géostrophique avec un haut degré d'approximation [Prieur et Sournia, 1994]. Toutefois, des calculs de circulation secondaire faisant intervenir l'advection et la diffusion isopycnale dans le plan vertical transfrontal ont montré que deux cellules de circulation de sens opposé interviennent de manière permanente pour rendre compte des structures biologiques observées avec la même résolution. Les vitesses verticales maximales atteignent localement 10 m/jour. Par ailleurs, la couche mélangée de surface observée par satellite (imagerie Infra-Rouge) et in-situ (ADCP et CTD) présente une structure thermique peu corrélée avec l'écoulement géostrophique principal. Cette couche sensible à l'imagerie satellitaire est le siège d'écoulements secondaires résultant de l'action du vent ou d'instabilités superficielles. Ce champ de température de surface reste néanmoins soumis à l'advection horizontale liée à la structure du jet frontal dont la largeur est de deux rayons internes de déformation (i.e. 2 fois 15 km).

La géostrophie impose ensuite à ce jet frontal de longer les côtes africaines. La stabilité de ce courant côtier s'écoulant sur une eau plus dense quasi-immobile a été étudiée sous les deux approches, expérimentale et numérique. En Laboratoire, le LEGI a reproduit un courant d'eau douce à débit constant à la source à la surface d'une eau plus dense (Figure 10). Il a été montré [Obaton, 1994; Chabert d'Hières et al., 1991] que ce courant est instable pour un nombre d'Ekman vertical inférieur à $10^{-3}$, et stable au-dessus, et ce quelque soit la gamme explorée du nombre de Burger (de 0.1 à 0.8). Evidemment, pour $Bu < 0.1$, l'instabilité barocline prédomine. De même, pour $Bu > 0.8$, l'écoulement est inconditionnellement stable. L'instabilité se traduit par la formation d'un ou de plusieurs méandres composés

essentiellement d'un tourbillon anticyclonique et d'une circulation cyclonique au niveau du front. Plus le nombre d'Ekman est faible, plus il y a de méandres. L'interface avec l'eau dense inférieure descend au fur et à mesure du grossissement du méandre, montrant ainsi un caractère barotrope de cette instabilité. La comparaison avec une simulation numérique réalisée au CETIIS est intéressante car dans ce modèle, le mécanisme de l'instabilité trouvé est du type barocline [Mortier, 1992]. Toutefois les grandes caractéristiques du développement du méandre sont les mêmes dans les deux modèles. A ce titre, la comparaison avec les observations in situ est significative puisqu'en nature, on observe aussi un abaissement de la pycnocline sous le tourbillon anticyclonique du méandre.

Sur les côtes Nord du bassin méditerranéen, le courant Liguro-Provenço-Catalan est l'une des composantes principales de la circulation et de nombreuses observations courantométriques et hydrologiques, collectées essentiellement en mer Ligure, ont permis à l'équipe de C. Millot (antenne COM-Toulon) de bien décrire ses variabilités saisonnière et à méso-échelle. L'étude de ces variabilités a été réalisée à partir d'une surveillance hydrologique régulière et de relevés courantométriques au large de Nice et Marseille jusqu'à 50 km des côtes [Sammari et al., 1994; Albérola et al., 1994; Conan et Millot, 1994]. D'un point de vue hydrologique, des informations significatives sur les caractéristiques de l'eau Atlantique modifiée (MAW), de l'eau d'hiver intermédiaire (WIW) et de l'eau Levantine intermédiaire (LIW) ont été obtenues. LIW forme généralement une veine le long de la pente continentale, mais les variations de sa répartition et de ses caractéristiques, tant en mer Ligure que dans le Golfe du Lion, apparaissent dépendantes de la formation d'eau dense (WMDW). LIW se répand vers le large le long des isopycnes et, sous l'action de mélanges intenses, ses maxima en température et salinité sont alors relativement faibles. En ce qui concerne la formation de WIW, il est clair que MAW est tout d'abord fortement refroidie et mélangée en hiver par des coups de vent
<figure><img src="image_225.png" /><figcaption>Figure 9. Description schématique de la dynamique du bassin d'Alboran. Champ de vitesse rapporté au temps nature 68 jours.</figcaption></figure>

violents, puis rapidement recouverte par MAW moins modifiée lorsque le vent cesse. Dès lors, cette MAW froide sera reconnue comme WIW caractérisée par un minimum en température par rapport à MAW au-dessus et LIW en-dessous. Ce mécanisme pour la formation de WIW peut se reproduire plus ou moins sans n'importe quelle région du bassin.

D'un point de vue dynamique, la variabilité saisonnière du courant Nord, qui est généralement large et peu profond, peut se traduire par un épisode de rétrécissement, d'approfondissement et de rapprochement à la côte, observé de fin janvier à mi-mars. En mer Ligure, le flux du courant Nord sur les 700 premiers mètres est de 1 à 1.9 Sv; il est maximum en décembre et maintient des valeurs relativement élévées pendant une saison hivernale assez longue. Dans le golfe du Lion, une variation particulière a été observée puisque le flux, relativement faible en hiver, a été maximum (1.75 Sv) en avril-mai, ce qui pourrait être associé à la formation de WMDW. En hiver, le courant Nord est modifié par des processus d'instabilités et développe des méandres de grande amplitude (quelques dizaines de km). Ces méandres sont observés à 10-20 jours et ont beaucoup plus d'énergie en hiver qu'au printemps où ils ont alors des périodes plus courtes (10 jours). Au printemps, le courant est plus stable.

Les observations collectées pendant l'expérience PRIMO-0 ont permis de mettre en évidence une zone côtière relativement large (10 km) où aucun courant moyen significatif n'a été observé (Figure 11). Il est donc clair que la circulation est difficilement prévisible dans la zone côtière. Cette observation est fondamentale pour tous les problèmes d'océanographie côtière. Tous ces travaux sont en partie réalisés à travers le programme MAST II-EUROMODEL. Cette étude générale est à relier aux recherches de l'équipe de A. Monaco à l'Université de Perpignan sur l'influence de la circulation générale longitudinale à la pente continentale, comme c'est le cas dans le Golfe du Lion avec le courant Liguro-Provençal. Ces travaux s'étendent tant à l'échelle des marges qu'à celle des principaux reliefs sous-marins [Durrieu de Madron et al., 1994]. Les chercheurs s'intéressent au transport et à l'exportation de matière particulaire du plateau continental au niveau de la couche de mélange et de la couche néphéloïde de fond sous l'influence de la circulation générale. Ces études sont réalisées à travers des programmes nationaux (ECOMARGE et PNOC: "SUIVILION" et "ECOCOT") et européens (MAST II-EUROMARGE). La perspective est de poursuivre les recherches sur l'ensemble des marges Nord-Baléares, et d'étudier les transferts de matière particulaire à forte
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Figure 10. Description schématique 3-D d'un méandre (instabilité) dans le courant côtier algérien (modèle physique). Un débit $Q_1$ alimente l'instabilité.

composition biologique associés à la formation hivernale d'eau dense sur le plateau continental.

## 5. CONCLUSION

Le panorama que nous venons d'établir témoigne de la vivacité et de l'étendue de la recherche française en océanographie physique côtière et à méso-échelle. Ces études associent les expérimentateurs de terrain et de laboratoire aux numériens et aux théoriciens, et sont de plus enrichies par de nombreuses coopérations européennes ou internationales avec d'autres instituts, tant il est vrai que les problèmes liés aux déplacements des masses d'eaux océaniques n'ont pas de frontière. L'identification des processus hydrodynamiques mis en jeu, leur paramétrisation, et leur prise en compte dans des modélisations régionales sont les étapes indispensables à l'intégration de la connaissance qui regroupent les différentes compétences que nous avons pu citées. Bien évidemment, nous n'avons pas pu relever l'ensemble des travaux réalisés par la communauté scientifique dans le domaine auquel nous nous sommes restreints. Malgré la complexité de la dynamique, la multitude des phénomènes qui s'y produisent, sans oublier leur possibles interactions, la dynamique côtière est mieux appréhendée. Sa connaissance, nécessaire à la préservation et à la maîtrise de la qualité du milieu côtier, devrait permettre, dans une certaine mesure, de pouvoir déterminer les flux d'eaux et de matière à plus ou moins long terme.

## RÉFÉRENCES

Manche et Mer du Nord:

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<figure><img src="image_227.png" /></figure>

<figure><img src="image_228.png" /></figure>

Figure 11. Hodographes intégrés du courant Liguro-Provençal à 150 m pour deux points séparés d'environ 7 km. Le premier point est proche de la côte.

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* Zhang X., Boyer D.L., Chabert d'Hières G. et Aelbrecht D., Rectified flow of a rotating fluid along a vertical wall. *Phys. Fluids, 6 (4)*: 1440-1453, 1994.

Façade Atlantique:

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Verron J. et al., Rectified flows over a submarine bank: an experimental and numerical study. *J. Phys. Oceanog, accepté*, 1994.

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Thèses:

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Gleizon P., Etude expérimentale de la formation et de la stabilité de tourbillons anticycloniques angendrés par un courant barocline issu d'un détroit. Application à la mer d'Alboran. *Thèse de Doctorat de l'Université Joseph Fourier, Grenoble I*, 1994.

Mortier L., Les instabilités du courant Algérien. *Thèse de Doctorat de l'Université d'Aix-Marseille II*, 1992.

Obaton D., Etude expérimentale de la stabilité d'un courant côtier de gravité. Application au courant Algérien. *Thèse de Doctorat de l'Université Joseph Fourier, Grenoble I*, 1994.

Speich S., Etude du forçage de la circulation océanique par les détroits: cas de la mer d'Alboran. *Thèse de Doctorat de l'Université Paris VI*, 1992.
<figure><img src="image_229.png" /></figure>

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