Dans ce chapitre nous présentons d’abord la Mer Méditerranée d’un point de vue géné- ral en précisant les motivations et enjeux globaux d’étude de cette région. Nous décrivons ensuite les caractéristiques mésoéchelle de sa circulation de surface à partir de l’état de l’art des connaissances actuelles, avant de détailler les différents moyens d’observation de cette circulation dont les produits cartographiques actuels régionaux dérivés de l’altimétrie.
2.1 Une région clé : introduction et motivations
La Mer Méditerranée, berceau de la civilisation occidentale, est riche d’une histoire complexe et très ancienne. Elle est depuis l’Antiquité, un carrefour d’échanges commer- ciaux et culturels entre les peuples de la région et constitue aujourd’hui une zone partagée par 23 pays. Elle est au coeur d’une zone économique importante et, à titre d’exemple, représente 25% du traffic maritime mondial et 30% du traffic pétrolier. C’est aussi une zone fortement peuplée qui hébergeait près de 475 millions d’habitants en 2011 dont une forte proportion dans les mégalopoles côtières et plus d’un tiers sur le littoral.
La Mer Méditerranée représente aussi une part importante de la biodiversité marine mondiale, entre 10% et 18% des espèces marines connues, pour seulement 0,8% de la surface océanique. Or la forte pression anthropique qui s’y exerce l’expose à une pollu- tion croissante. Qu’elle soit d’origine marine ou atmosphérique, la pollution perturbe les écosystèmes marins et la biodiversité.
Aux évolutions sociétales s’ajoutent les impacts locaux du changement climatique glo- bal : augmentation de la température et acidification de l’eau ou encore élévation du niveau de la mer. Le temps de résidence des eaux méditerranéennes est bien plus court que ce- lui de l’océan global (90 ans contre des centaines à un millier d’années) ce qui accroit la sensibilité au changement climatique. En analysant différentes projections pour la période 2070–2099, Adloff et al. (2015) ont estimé une augmentation des températures de l’ordre de 1.73 à 2.97◦C et du niveau de la mer de l’ordre de 34 à 49 cm pour la fin du XXIème siècle.. Outre le fait d’aggraver le déséquilibre de la biodiversité, dont dépend aussi la qualité de vie des populations côtières, ces effets du changement climatique exposent directement le littoral et ses populations aux risques de submersion et d’érosion.
Par de nombreux aspects, la Mer Méditerranée est comparable à un “océan miniature” (Bethoux et al., 1999; Lacombe and Tchernia, 1972). Elle constitue en effet un modèle aux échelles spatiales et temporelles réduites de la circulation globale. Avec son emplacement facile d’accès, cela en fait un site privilégié pour étudier à l’échelle régionale de nombreux processus physiques et biogéochimiques similaires à ceux de l’océan global. La dynamique de la Mer Méditerranée a été intensivement étudiée et on peut notamment citer les travaux concernant les phénomènes de convection profonde (MEDOC group, 1970; Herrmann et al., 2008) ou de convection sur les plateaux continentaux (Bethoux et al., 2002), les circulations et interactions des masses d’eaux (Vignudelli et al., 2000a; Herrmann, 2008; Béranger et al., 2005), la circulation thermohaline, les instabilités baroclines (Speich, 1992; Millot et al., 1997), les tourbillons permanents (Alhammoud et al., 2005) ou encore les processus méso et sous-mésoéchelle (Pascual et al., 2010; Nencioli et al., 2011). Par extension, une “mer méditerranéenne” caractérise une mer intérieure semi-fermée d’eau salée dont les échanges entre eaux profondes et océans sont réduits, à l’exemple du Golfe du Mexique et de la mer des Caraïbes, ou encore de la mer du Japon. La Méditerranée permet ainsi de faire des analogies et d’étudier les similitudes entre les différentes mers océaniques.
Sa propre dynamique a une influence non négligeable sur la circulation océanique générale. Mieux comprendre tous les aspects de ce système complexe et son fonctionnement (hydrodynamique, biogéochimique et écologique) sert également à mieux interpréter et
CHAPITRE 2. ZONE D’ÉTUDE 45 concevoir les processus à l’échelle globale.
Ces différents aspects sont autant de motivations pour améliorer les connaissances du fonctionnement global de la Méditerranée dont la circulation générale est au coeur du sys- tème. Cela inclut plus particulièrement l’amélioration des connaissances de la dynamique à plus fine échelle. La Mer Méditerranée est notamment caractérisée par une activité mé- soéchelle, dont les échelles spatiales caractéristiques sont plus fines que la majorité des océans (Pinardi and Masetti, 2000). En effet, le rayon interne de déformation de Rossby dans cette région est relativement petit, autour de 10 km, soit 2 à 4 fois plus faible que celui de l’océan global (Malanotte-Rizzoli et al., 2014; Robinson et al., 2001).
2.2 Présentation générale
2.2.1 Point de vue géographique
Littéralement ’mer au milieu des terres’, la Méditerranée se situe à l’intersection des trois continents : l’Europe, l’Afrique et l’Asie. Elle connait de ce fait une intense activité sismique et volcanique. C’est une mer profonde, localisée plus précisément entre 30◦N et 46◦N, et 5◦W à 36◦E, pour une longueur de 3800 km avec une profondeur moyenne de 1500 m. Sa surface est évaluée à 2 511 000 km2, soit environ cinq fois la surface de la France.
La Méditerranée est un bassin semi fermé relié à l’Océan Atlantique par le détroit peu profond de Gibraltar (∼ 14km de large et 300m de profondeur). L’Organisation Hydrogra- phique Internationale la divise en deux bassins principaux, le bassin oriental et le bassin occidental, délimités par un seuil peu profond (400m) situé entre la Tunisie et la Sicile. Sa configuration géométrique particulière, ses nombreuses îles, sa bathymétrie escarpée et ses 46 000 km de littoral rendent complexe la circulation océanique de cette mer intérieure.
L’étude de cette thèse se concentre sur la partie ouest de la Mer Méditerranée, elle même divisible en plusieurs sous-bassins (figure 2.1) : la Mer d’Alboran, le Bassin Algérien, la Mer des Baléares, le Bassin Nord comprenant la Mer Catalane, le Golfe du Lion et la Mer de Ligure, et enfin la Mer Tyrrhénienne
2.2.2 Influence climatiques à l’échelle du bassin Forçages atmosphériques en vent
Le climat méditerranéen occidental est caractérisé par des hivers doux et humides et par des étés chauds et secs. L’orographie remarquable bordant le bassin ouest composée des Pyrénées, des Alpes ou encore de l’Atlas au Nord de l’Afrique, confère à cette région une circulation atmosphérique très marquée. Ces reliefs donnent naissance à des vents violents qui impactent directement la circulation océanique. On peut mentionner le Sirocco, qui souffle un vent chaud et sec de l’Afrique vers l’Europe, ou encore la Tramontane et le Mistral dans le Golfe du Lion, qui sont des vents du nord, chargés d’air froid et sec. Ces derniers entraînant de fortes pertes de chaleur à la surface de la mer, en particulier en période hivernale ou cela peut atteindre localement jusqu’à -1000 W/m2 (Mertens and Schott, 1998).
Le détroit de Gibraltar joue aussi un rôle non négligeable au niveau du forçage at- mosphérique agissant sur la circulation océanique du bassin méditerranéen. La différence de pression à la surface de l’eau entre l’Atlantique et la Méditerranée peut engendrer des vitesses de l’ordre de 0.4 m/s (Candela et al., 1989). Ce forçage induit des variations de masses responsables de 40% de la variabilité du signal océanique de mésoéchelle (Pujol
Figure 2.1 – Bathymétrie de la Mer Méditerranée et nomenclature des différentes sous-régions du bassin occidental. La zone d’étude correspondant au bassin occidental est encadrée. Bathymétrie variant de 0 à 3500 m de profondeur.
and Larnicol, 2005). Le forçage haute fréquence en vent et en pression influence aussi la ré- ponse de l’océan, et particulièrement la variabilité du niveau de la mer en zone côtière. Ces forçages atmosphériques agissent à toutes les échelles y compris la mésoéchelle et jouent un rôle très important dans les phénomènes couplés océan-atmosphère (Projet HyMex1). Variabilité saisonnière et inter-annuelle
La Mer Méditerranée présente un cycle saisonnier marqué, induit par les forçages atmosphériques décrits précédemment et visible sur les champs de SST ou SSS, sur les transports aux détroits (Vignudelli et al., 2000b; Béranger et al., 2004) ainsi que sur la profondeur de la couche de mélange (D’Ortenzio et al., 2005; Houpert et al., 2015). Les différences de hauteur de mer en fonction des saisons sont de l’ordre de 20 cm à 30 cm en Mer Méditerranée. Le cycle saisonnier est aussi visible à partir des cartes altimétriques de SLA, comme le montre la figure 2.2, où les dénivellations du mois de mars sont à l’opposé de celles du mois de septembre.
Cette mer semi-fermée est également marquée par une variabilité interannuelle sous l’influence principale de l’oscillation Nord Atlantique (NAO pour North Atlantic Oscilla- tion) qui impacte le niveau de la mer en fonction des précipitations qu’elle apporte, de l’évaporation qu’elle entraîne ou encore de la pression atmosphérique qu’elle exerce. Ce mode de variabilité atmosphérique grande échelle influence en effet le climat régional et les flux océan-atmosphère (Xoplaki et al., 2003; Rixen et al., 2005; Vignudelli et al., 1999). Cela peut moduler le phénomène de convection sur le plateau continental du Golfe du Lion (Bethoux et al., 2002). Les variations de hauteur de mer sont inversement corrélées avec l’indice de NAO en mer Méditerranée. Les cartes altimétriques de SLA permettent aussi de mettre en évidence cette relation (figure 2.3). L’indice de NAO pour les deux
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Figure 2.2 – Exemple de variabilité saisonnière d’anomalie de hauteur de mer (cm) issue de produits altimétriques cartographiques (DUACS) : Mars 2008 à gauche ; Septembre 2008 à droite. hivers (2009-2010 et 2010-2011) est très négatif contrairement à l’hiver 2008-2009. Nous observons nettement sur la figure 2.3 que les variations des anomalies de hauteurs de mers sont antagonistes entre l’hiver 2008 et les hivers 2009 et 2010.
La Méditerranée montre aussi des évènements ponctuels dus aux vents violents locaux et épisodiques, ainsi qu’une variabilité interne importante résultant des divers processus physiques interagissant entre eux (Robinson et al., 2001).
2.2.3 Échanges d’eaux et de chaleur
L’effet des vents, conjugué à l’aridité du climat méditerranéen, entraîne une évapora- tion intense, qui n’est pas compensée par les précipitations atmosphériques et la quantité d’eau relativement faible apportée par les fleuves et les rivières. Le taux de salinité y est plus élevé et les températures d’eau plus chaudes qu’en Atlantique. Avec en moyenne un déficit d’environ 3 millions de m3 d’eau, la Mer Méditerranée est classée comme un “bas- sin d’évaporation”. S’il n’était pas compensé par un apport de masse externe, ce déficit conduirait à l’abaissement du niveau des eaux d’environ 1m/an (Bethoux, 1979). Le flux d’eau Atlantique, entrant par le détroit de Gibraltar, assure le maintien de la masse d’eau du bassin constante, et une veine d’eau salée sortant en profondeur, permet également de maintenir la teneur en sel constante. La température de l’eau du bassin occidental varie entre 12◦C et 23◦C environ et sa salinité est proche de 37 g/L.
Un autre élément clé de cette recirculation horizontale et verticale sont les zones de convections profondes, centrées dans les gyres cycloniques du Golfe du Lion, en Mer de Ligure et sur le plateau continental. Elles correspondent à des cellules convectives hiver- nales aux très petites échelles. L’ensemble de ces flux de masses d’eaux entrant et sortant, l’évaporation intense et les cellules convectives, sont des moteurs indispensables à la cir- culation thermohaline de tout le bassin. C’est donc tout un système thermodynamique complexe et contraint par la géométrie du bassin, les vents et la pression atmosphérique qui est mis en oeuvre dans cette région, impliquant notamment des processus de méso et fine échelle.
Figure 2.3 – Exemple de variabilité inter-annuelle d’anomalie de hauteur de mer (cm) des mois d’hiver : Novembre (haut), Décembre (milieu), Janvier (bas) de pour les années 2008 (gauche), 2009 (centre) et 2010 (à droite). Les données proviennent des des produits DUACS.
2.3 Dynamique océanique et variabilité mésoéchelle
2.3.1 Circulation générale
De manière générale, la circulation et le transfert des masses d’eaux en Mer Méditer- ranée sont forcés par les échanges de masses d’eaux aux détroits, la tension de vent et les flux de flottabilité à la surface. La circulation présente des interactions multi-échelles allant de l’échelle du bassin (circulation thermohaline) jusqu’aux structures les plus courtes de la mésoéchelle. On retrouve une circulation régionale avec des sous-gyres de mésoéchelles et de la turbulence à méso et sous-mésoéchelle active dans les transports horizontaux et verticaux qui impactent sa thermodynamique. Les échelles d’interaction résultent de différents forçages, comprenant les forçages intenses agissant à la surface, les influences to- pographiques, côtières et insulaires, et les processus dynamiques internes (Robinson et al., 2001; Petrenko, 2003; Petrenko et al., 2005). Les processus physiques à l’origine de ces interactions dans cette région sont complexes, et couvrent un large éventail de variabili- tés spatiales et temporelles (Larnicol et al., 2002; Hamad et al., 2005; Malanotte-Rizzoli et al., 2014). La circulation est marquée par une variabilité saisonnière, inter-annuelle et
CHAPITRE 2. ZONE D’ÉTUDE 49 pluriannuelle avec des processus énergétiques forts, en particulier pendant l’hiver.
La circulation générale méditerranéenne a fait l’objet de nombreuses études, basées sur des observations (Millot, 1999; Albérola and Millot, 2003; Millot and Taupier-Letage, 2005; Taupier-Letage, 2008) ou de la modélisation numérique (Béranger et al., 2004, 2005; Guihou et al., 2013; Lebeaupin Brossier et al., 2011, 2013; Molcard et al., 2002a). Plusieurs schémas de circulation ont été établis et ont évolués au fur et à mesure de l’augmenta- tion des moyens d’observations spatiales et in-situ, et des avancées dans le domaine de la modélisation. On citera notamment une revue des différentes connaissances réalisée récem- ment par Pinardi et al. (2015). En Méditerranée Occidentale, on distingue trois principales masses d’eau en fonction de leur profondeur, salinité et température : les eaux de surface, les eaux intermédiaires et les eaux profondes. Les dynamiques responsables des mécanismes du mouvement de ces différentes masses d’eaux résultent en partie de la dynamique de sur- face. Nous ne préciserons pas en détail ici la circulation des masses d’eaux intermédiaires et profondes mais plusieurs articles sont dédiés à leur description (Millot, 1999; Pinardi and Masetti, 2000; Malanotte-Rizzoli, 2001; Millot and Taupier-Letage, 2005).
Figure 2.4 – Circulation générale des eaux Méditerranéennes de surfaces selon Millot (1999) et revue par Durrieu de Madron et al. (2011).
Globalement la circulation du bassin occidental suit un trajet cyclonique comme illustré sur la figure 2.4. L’eau provenant d’Atlantique entre par le détroit de Gibraltar et longe les côtes africaines d’ouest en est. Environ deux tiers de cette masse d’eau continuent dans le bassin oriental alors que le dernier tiers remonte en Mer Tyrrhénienne, circulant cycloniquement le long des côtes italiennes avant de franchir le canal corse. De là, elle fusionne au niveau du Golfe de Gène avec le courant Ouest Corse provenant du bassin Algérien. Cette fusion donne le Courant Nord, qui redescend le long des côtes françaises et espagnoles. Une branche de cette masse d’eau de surface bifurque vers le nord-est des Baléares tandis que le reste ressort en Atlantique par le détroit de Gibraltar.
On peut aussi noter dans la zone du Golfe du Lion des phénomènes de convection pro- fonde, représentés par des cercles verts sur la figure 2.4. La convection profonde correspond à un évènement de mélange vertical intense où les eaux denses plongent rapidement sous l’effet de flux atmosphériques violents. C’est un processus complexe qui joue un rôle pri- mordial pour la circulation thermohaline (Marshall and Schott, 1999) et dont le mélange
vertical fait intervenir toute la colonne d’eau. La Méditerranée est l’une des rares régions au monde à cette latitude où l’on observe ce phénomène, au large du plateau continental (Herrmann et al., 2008). On retrouve ce phénomène dans trois autres régions : dans les Mers du Labrador et d’Irminger, les Mers de Norvège et du Groenland, ainsi que dans les Mers de Weddell et de Ross, qui sont des régions (sub)polaires, difficiles d’accès et plutôt délicates pour étudier cette dynamique.
2.3.2 Caractéristiques de la circulation mésoéchelle
Les études basées sur de la modélisation et des observations ont montré que le bassin méditerranéen est une zone de dynamique mésoéchelle active (R. Robinson et al., 1987; Ayoub et al., 1998; Herrmann, 2008). Comme nous l’avons déjà mentionné, le rayon interne de déformation de Rossby, qui définit les échelles dominantes de l’activité mésoéchelle, est relativement faible (∼ 6 km au Nord et 15 km au Sud) en comparaison à d’autres régions à la même latitude, comme le Gulf Stream (entre 25 km et 65 km). Cette caractéristique de la mésoéchelle petite et rapide rend cette région particulièrement difficile à étudier. Elle a fait l’objet de nombreuses études depuis les années 1970 et ne cesse de bénéficier des nouvelles méthodes d’observations et simulations.
La Mer d’Alboran
La Mer d’Alboran, située à l’entrée du détroit de Gibraltar, est une zone du bassin très dynamique avec une variabilité marquée par la mésoéchelle. Cette région se caractérise par deux larges gyres anticycloniques (Tintore et al., 1988; Arnone et al., 1990) observables par des observations in-situ et satellites de SST ou SSH et bien restitués par la modélisation (Viúdez et al., 1996; Renault et al., 2012; Peliz, 2012; Peliz et al., 2013). Ces deux gyres présentent deux régimes différents (Vargas-Yáñez et al., 2002) : un mode quasi permanent pour le gyre Ouest et un mode intermittent pour le gyre Est (Renault et al., 2012; Peliz et al., 2013). Entre ces deux gyres, un jet frontal séparant les eaux entrant d’atlantiques des eaux méditerranéennes (Tintore et al., 1988) d’une largeur de 15-20 km s’écoule de l’Espagne vers l’Algérie dans les 100 premiers mètres de la couche de surface. Ce courant sinueux marqué est dominé par des processus agéostrophiques dans le jet et des processus quasi-géostrophiques aux environs (Oguz et al., 2014). Les processus de génération, migra- tion et d’interaction entre ces gyres font encore l’objet d’analyses. A l’aide de simulations numériques haute résolution, Sánchez-Garrido et al. (2013) ont souligné l’importance des processus à petite et sous mésoéchelle impactant la variabilité temporelle de la circulation de surface de cette sous région.
Le Bassin Algérien
Le Courant Algérien (CA) sortant de la Mer d’Alboran est un courant qui longe la côte africaine dans le Bassin Algérien. Ce courant est hautement instable et connu pour développer des grands méandres qui donnent naissance à des tourbillons anticycloniques. Ces tourbillons sont bloqués au niveau du canal de Sardaigne et se propagent vers l’ouest (Taupier-Letage et al., 1998; Font et al., 1998; Salas et al., 2001). Ils ont été observés et décris à l’aide de mesures in-situ (Benzohra and Millot, 1995; Font et al., 1998), d’obser- vations satellites (Millot et al., 1997) y compris altimétriques (Ayoub et al., 1998). Ces tourbillons ont des diamètres de l’ordre de 100 à 200 km. Puillat et al. (2002) ont montré à l’aide de données SST (AVHRR), qu’ils ont une durée de vie plutôt longue, pouvant aller jusqu’à 3 ans. L’extension de ces tourbillons peut être profonde, jusqu’à plus de 1000
CHAPITRE 2. ZONE D’ÉTUDE 51 m (Ayoub et al., 1998; Ruiz et al., 2002). Millot (1991) a montré qu’ils étaient principa- lement générés par instabilités baroclines. Ces tourbillons Algériens sont aussi une source principale d’activité mésoéchelle pour le bassin Algéro-Provencal, où ils sont difficiles à distinguer des signatures des tourbillons anticycloniques et barotropes formés par les eaux intermédiaires près de la Sardaigne, vers 39◦N (Testor et al., 2005).
Le Bassin Nord Occidental
La partie Nord du bassin présente une bathymétrie plus complexe ainsi qu’une forte variabilité spatiale et saisonnière de la profondeur de la couche de mélange. La Mer de Ligure et le Golfe du Lion sont fortement contraints par le forçage atmosphérique et prin- cipalement dominés par un grand gyre cyclonique (Pinardi, 2004). Ce gyre est bordé au nord par un étroit courant, le Courant Nord (CN), qui s’écoule vers l’ouest le long des côtes européennes (Millot, 1999) sur une largeur de 20 à 40 km et bien défini jusqu’à une profondeur de 300 à 400m. Des intrusions du Courant Nord ont été observées à plusieurs endroits du plateau continental du Golfe du Lion et Millot and Wald (1980) soulignent que le vent de sud-est joue un rôle déterminant dans ces intrusions. En combinant des mesures in-situ et des données de simulation numériques haute résolution, Barrier et al. (2016) ont confirmé que des épisodes de vent d’est ou de nord est génèrent des intrusions du Courant Nord sur l’Est du Golfe, mais à travers des mécanismes physiques de nature bien différente suivant l’orientation de ces vents. Ces auteurs soulignent également que les vents de nord ouest sont associés à des intrusions principalement en été, lorsque la