On sait combien le rôle de l'océan est important pour la compréhension de la variabilité climatique planétaire. Mais, compte-tenu des difficultés humaines et financières à obtenir en mer de longues séries de mesures de qualité, la vision grande échelle spatio-temporelle de l'océan ne peut s'affranchir de l'utilisation des modèles numériques et des observations satellitaires.

Introduction

Modèles et analyses empiriques de données concordent ainsi pour créditer l'Atlantique d'un rôle important dans la variabilité climatique.
Par comparaison avec celles du Pacifique, les fluctuations temporelles dans l'Atlantique sont moins marquées et présentent un plus large domaine d'échelles et de processus physiques impliqués. Par exemple, un signal de très basse fréquence, à l'échelle décennale, apparait dans l'évolution des températures de surface de la mer, impliquant des régions géographiques bien au-delà des frontières tropicales. Il s'agit vraisemblablement de processus liés à la circulation thermohaline des océans. D'autres fluctuations interannuelles, à des échelles de temps inférieures au décennal, sont également présentes en Atlantique tropical, le plus souvent localisées dans le Golfe de Guinée. Ces fluctuations, elles, semblent plus se rapprocher d'une dynamique similaire au réchauffement du Pacifique Est lors d'un phénomène El Niño.

Nous avons donc utilisé les mesures altimétriques TOPEX/POSEIDON et les résultats d'un modèle de circulation générale océanique pour étudier la variabilité basse fréquence entre 1992 et 1995 du niveau de la mer en Atlantique tropical (Ferry, 1996).

Le modèle de circulation générale océanique sur lequel s'appuie l'étude provient de la version OPA7 du modèle aux équations primitives développé au Laboratoire d'Océanographie Dynamique et de Climatologie (LODYC, UMR 121 CNRS/ORSTOM/UPMC) (Blanke et Delecluse, 1993). Ce modèle est utilisé dans le cadre du projet OPERA (Observatoire Permanent de l'Atlantique Tropical). Le projet OPERA, soutenu par le Programme National d'Etudes de la Dynamique du Climat, avait été initialisé pour constituer un élément de participation française au programme Tropical Ocean and Global Atmosphere (TOGA).
Il s'agit d'une collaboration entre l'Institut Français de Recherche Scientifique pour le Développement en Coopération (ORSTOM), le Centre National de Recherche Scientifique (CNRS), l'IFREMER et METEO-FRANCE, ayant pour objectif de suivre en temps réel la circulation océanique dans l'Atlantique tropical.
Les différents forçages du modèle océanique proviennent du modèle météorologique ARPEGE. Ces flux sont linéairement interpolés toutes les 6 heures. Le modèle comporte 17 niveaux verticaux, avec une résolution fine dans la thermocline, 145 points de longitude et 96 points de latitude répartis entre 100°W-15°E et 33°S-54°N. La maille est d'environ de 0.75° en longitude et varie en latitude de 0.5° à l'équateur à 1.5° à 50°N. Aux limites Nord et Sud du bassin, températures et salinités sont relaxées vers la climatologie de Levitus (1982). Le niveau de la mer est obtenu tous les 5 jours par méthode du gradient conjugué préconditionné puis moyenné mensuellement par maille de 2° de longitude sur 1° de latitude entre 80°W-20°E et 30°N-30°S.

Les mesures altimétriques sont issues de la mission TOPEX/POSEIDON, et traitées d'octobre 1992 à septembre 1995. Les corrections habituelles de ionosphère, troposphère sèche et humide, de biais électromagnétique, de marées ont été appliquées, en suivant les recommandations du AVISO User Handbook (version 3.0, juillet 1996). Les anomalies de niveau de la mer calculées par méthode des traces répétitives sont lissées et rééchantillonnées tous les 10 km avant d'être moyennées selon le même schéma spatio-temporel que les résultats du modèle.

Le signal saisonnier de la topographie dynamique en Atlantique tropical

La topographie dynamique de l'océan Atlantique tropical est caractérisée par une succession de crêtes et de creux zonaux superposée à une pente générale d'Est en Ouest du bassin (Merle, 1978). Deux régions de forte variabilité apparaissent : au Nord-Ouest du bassin et à l'Est, dans le Golfe de Guinée. Altimétrie et modèle reproduisent parfaitement ce schéma (fig. 1). Une première zone de plus de 5 cm de variabilité apparait entre 20 et 40°W, 2 et 10°N, dans la région du Contre-Courant Equatorial Nord (CCEN). Elle s'identifie en fait comme 2 extrema séparés par une zone de minimum relatif sous la position moyenne de la zone de convergence intertropicale. A l'Est du bassin, dans le Golfe de Guinée, les valeurs s'intensifient également autour de 5 cm le long des côtes africaines. Cette forte variabilité s'explique par l'apparition de l'upwelling équatorial qui se développe chaque été dans cette zone.
Le modèle présente également une très forte variabilité dans la limite Sud du bassin, mais elle est liée à un artefact du rappel à la climatologie de Levitus dans cette région.

Une analyse en fonction empirique orthogonale du cycle saisonnier de la différence des niveaux de la mer altimétriques et modélisés permet de localiser et d'estimer les principales différences entre les 2 quantités. La première fonction explique à elle seule 64% de la variance totale. Elle montre que la différence est généralement faible, moins de 2 cm en moyenne c'est à dire inférieure au niveau de précision de l'altimétrie (fig. 2). Elle traduit principalement des différences sur l'amplitude du cycle saisonnier dans les régions du CCEN et du Golfe de Guinée, l'amplitude de variation du modèle étant plus faible que celle de TOPEX/POSEIDON.

La figure 3 présente l'évolution temporelle entre 1992 et 1995 du niveau de la mer altimétrique et de celui calculé par le modèle à 4.5°N. Cette latitude a l'avantage de traverser les 2 régimes de maximum de variabilité décrits précédemment, dans le Contre-Courant Equatorial Nord et dans le Golfe de Guinée. L'accord est remarquable bien que l'évolution spatio-temporelle du modèle soit plus lissée que celle de TOPEX/POSEIDON.

Dans l'Ouest du bassin, au coeur du CCEN, le cycle saisonnier est très bien marqué avec un signal maximal (+8 à 10 cm) en fin d'été-automne boréal et minimal (-8 à 10 cm) au printemps.
Dans le Golfe de Guinée, un signal négatif (-6 à 8 cm) traduit l'apparition chaque année en été de l'upwelling équatorial principal, tandis que la "petite saison froide" est également signalée par un second extremum de moindre intensité et limité à l'extrême bord Est du bassin en hiver. Mais le point le plus intéressant de la figure réside en l'apparition d'une très forte anomalie positive, en début d'année 1995.

L'évènement chaud en 1995 en Atlantique tropical

Plusieurs réchauffements partiels du bassin Est Atlantique tropical ont eu lieu lors de ces dernières années. Certains ont été mis en évidence grâce à l'altimétrie satellitaire (Arnault et Cheney, 1994). Parmi les plus marqués, citons ceux de 1964, 1966, 1968, 1984, 1988. La dynamique de ces évènements, souvent comparés aux phénomènes El Niño du Pacifique, est loin d'être comprise. A partir d'anomalies de contenu thermique intégré sur 0-400m, White (1994) a suivi des propagations vers le Nord (15-30 cm/s) du signal le long des côtes africaines de 1979 à 1991. La figure 4 présente donc l'évolution spatio-temporelle le long de la côte africaine de l'anomalie interannuelle de nos niveaux de la mer. L'évènement de 1995 est fortement visible sur les figures et dépasse 4 cm. Toutefois, aucune propagation ne semble intervenir sur les résultats du modèle. Au Nord de l'équateur, les données TOPEX/POSEIDON montrent une certaine tendance de déplacement du signal vers le Nord avec une vitesse de l'ordre de 20 cm/s.
Une autre propagation est également visible au Sud de l'équateur, avec une vitesse sensiblement identique, mais dans le sens contraire. Ce résultat est donc en contradiction avec les observations de White (1994).

Conclusion

Les résultats d'un modèle de circulation générale océanique et de TOPEX/POSEIDON présentent un bon accord sur le cycle saisonnier de l'Atlantique tropical. Une forte anomalie interannuelle est également observée à partir des 2 ensembles de données, mais une analyse plus détaillée de cet évènement montre quelques différences entre l'observation altimétrique et le modèle.
La dynamique de ce phénomène est encore inexpliquée, de même que son occurrence. L'étape suivante de ce travail doit consister en une analyse des résultats d'une expérience numérique au cours de laquelle les données TOPEX/POSEIDON auront été assimilées pour pallier aux problèmes apparus sur le modèle : incertitude des forçages, mauvaises conditions aux limites ou initiales.

Remerciements

Les auteurs tiennent à remercier la dynamique équipe AVISO et Yves Ménard (CNES) pour leurs conseils éclairés lors du traitement des données altimétriques. S. Arnault, M.P. Gauthier sont financées par l'ORSTOM, J. Poitevin, H. Roquet, N. Ferry par METEOFrance.
Le Programme National de Télédétection Spatiale a également contribué au financement de cette étude.

Bibliographie

• Arnault S. et R.E. Cheney, Tropical Atlantic sea level variability from Geosat (1985-1989). Journal of Geophysical Research, 99, C9, 18207-18223, 1994.
• Blanke B. et P. Delecluse, Variability of the tropical Atlantic ocean simulated by a general circulation model with two different mixed layer physics. Journal of Physical Oceanography, 23, 1363-1388, 1993.
• Ferry N., Comparaison des mesures altimétriques TOPEX/POSEIDON avec les résultats d'un modèle de circulation générale océanique en Atlantique tropical de 1992 à 1995. Rapport de stage d'approfondis-sement, Ecole Nationale de la Météorologie, document LODYC, 101 pp, 1996.
• Levitus S., Climatological atlas of the world ocean. NOAA prof. paper 13, US governement printing office, Washington DC, 1982.
• Merle J., Atlas hydrologique saisonnier de l'océan Atlantique intertropical. Travaux documents ORSTOM, 184 pp, 1978.
• White W.B., Slow El Niño southern oscillation boundary waves. Journal of Geophysical Research, 99, C11, 22737-22751, 1994.