Les campagnes OVIDE ont contribué à l'observation des éléments de la circulation du gyre subpolaire de l'océan Atlantique Nord, dans le but de mieux comprendre la variabilité du climat de cet océan et ses interactions avec l'atmosphère. Nous surveillons plus particulièrement certaines caractéristiques océaniques qui ont un impact potentiellement important sur le climat de l'Europe :

l'amplitude de la cellule méridienne de circulation (la circulation thermohaline), et les variations associées des caractéristiques des masses d'eau sur la verticale ;
les caractéristiques des eaux modales subpolaires, afin de comprendre la variabilité de leur formation et leur association aux transferts de chaleur entre l’océan et l’atmosphère ;
la variabilité des propriétés des eaux issues des overflows d'Islande et des Féroes, composantes principales de l'Eau Profonde Nord Atlantique (NADW) et moteur de la circulation thermohaline de l'océan Atlantique nord.

Ce programme s'appuie sur l'ensemble des données in situ recueillies dans le gyre subpolaire de l'Atlantique nord, dont les radiales d’hydrographie et géochimie (WOCE/CLIVAR A25, IOCCP) réalisée tous les deux ans entre le Groenland et le Portugal (Figure 1), les données altimétriques satellitaires, le réseau de profileurs dérivants ARGO, mais aussi les bases de données de forçages issues des modèles des centres météorologiques. Les cinq campagnes à la mer prévues dans le cadre du projet ont eu lieu en juin 2002 (OVIDE 1), juin 2004 (OVIDE 2), juin 2006 (OVIDE 3), juin 2008 (OVIDE 4) et juin 2010 (OVIDE 5). La section a pu être réalisée à nouveau tous les 2 ans jusqu'en 2018 avec les campagnes CATARINA, GEOVIDE, BOCATS et OVIDE2018. Le programme d'analyse des données inclut la mise en oeuvre de modèles inverses et l'assimilation de données dans des modèles aux équations primitives (1°, 1/3°). Le projet OVIDE est naturellement complémentaire du projet de modélisation DRAKKAR qui propose une modélisation pronostique de l'océan global au ¼° de résolution avec l'étude spécifique du gyre subpolaire de l'océan Atlantique nord au 1/12° pour comprendre les mécanismes de sa variabilité. Ce modèle permet de situer les observations OVIDE dans un contexte dynamique cohérent.

Résultats obtenus

Nous illustrons ci-dessous quelques résultats des analyses des données recueillies lors des cinq premières campagnes OVIDE. Ces analyses se poursuivent actuellement.

- Variabilité du transport des courants de bord ouest en mer d’Irminger

Il y a une dizaine d’années l’analyse des observations montrait une diminution rapide de la salinité du courant profond de bord ouest en mer d’Irminger (Dickson et al., Nature 2002) et suggérait que le transport de ce courant diminuait (Bacon, Nature 1999). Ces observations avaient alimenté la discussion sur un possible ralentissement de la circulation thermohaline. En parallèle la circulation de surface du gyre subpolaire de l’Atlantique a ralenti (Hakkinen et Rhines, Science, 2004). Le projet OVIDE (certaines analyses ont été menées en collaboration avec A. Sarafanov et A. Falina du SIO, Moscou et K. Vage de WHOI) a apporté des observations complémentaires qui ont permis de montrer que :

- la salinité du courant profond de bord ouest à la pointe sud du Groenland (60°N) a cessé de diminuer depuis 2006 et actuellement la tendance est à l’augmentation. Nous avons fait le lien entre l’augmentation de la salinité des couches de surface dans la bassin d’Islande et la salinification du courant profond de bord ouest. En effet, immédiatement après le passage des seuils séparant les mers nordiques de l’Atlantique Nord, les eaux des couches de surface sont entraînées dans le courant profond de bord ouest et contribuent à l’évolution des ses propriétés.

- Le transport barocline du courant profond de bord ouest à 60°N a augmenté entre les années 1990 et les années 2000 (Figure 2). En combinant ces observations hydrologiques avec des observations altimétriques, nous avons aussi montré que les tendances étaient les mêmes pour le transport total (le fait de considérer uniquement la composante barocline du transport est historique et lié à l’absence de mesure de la vitesse au niveau de référence utilisé pour le calcul géostrophique).

- Les 5 mouillages de courantométrie déployés dans le courant est groenlandais entre 2004 et 2006 (Figure 3) ont permis de quantifier pour la première fois le transport de ce courant et de caractériser sa variabilité qui présente un pic pour les périodes ~ 10 jours. Nous avons montré une bonne corrélation entre la variabilité observée et celle du rotationnel du vent au centre de la mer d’Irminger. Il nous a aussi paru intéressant de reconstituer une série temporelle du transport du courant est Groenlandais sur une plus longue période (1992-2009) en combinant la structure verticale issue des mouillages avec la variabilité issue de l’altimétrie satellitaire. Cette approche a été validée à partir de données indépendantes et a permis de montrer qu’aucune tendance significative de variation du transport du courant est Groenlandais (le bord ouest du gyre subpolaire) n’était détectable entre 1992-2009, même si la décroissance de l’intensité du gyre subpolaire mise en évidence par Hakkinen et Rhines (2004) est bien visible dans la deuxième partie des années 1990.

Publications sur ce sujet : Daniault et al. (2011a), Daniault et al. (2011b), Sarafanov et al. (2009), Sarafanov et al. (2010a), Sarafanov et al. (2010b), Vage et al. (2011).

- Variabilité des caractéristiques des Eaux modales subpolaires en Atlantique Nord

L’analyse de l'ensemble des profils de température et salinité (flotteurs ARGO/Gyroscope et campagnes océanographiques dont la campagne OVIDE 2002) mesurés dans le bassin d’Islande entre 2002 et 2004 montre la présence de plusieurs variétés d’eau modale subpolaire. Nous nous sommes particulièrement intéressés à la variété d’eau modale positionnée sur la ride de Reykjanes qui s’est réchauffée de 1.5°C depuis le milieu des années 1990 (Figure 5). Comprendre les mécanismes de cette variabilité (nettement supérieure au réchauffement anthropique des couches de surface océaniques) a été l’objet de la thèse de E. de Boisséson. Le modèle ORCA025-G70 a servi de base au travail. Il a été montré qu’à basse fréquence, la cause principale de la variabilité des propriétés de l’eau modale subpolaire est l’intensité de la convection dans le bassin d’Islande, en lien avec l’oscillation Nord Atlantique. Dans les périodes de convection profonde (début des années 1990, indice de l’oscillation nord atlantique positif), la couche de mélange, où se forme l’eau modale, incorpore une part importante d’eau intermédiaire ce qui provoque une diminution de sa température. Quand les couches de mélange sont moins profondes (depuis 1996, indice de l’oscillation nord Atlantique plutôt neutre), la température de la couche de mélange est plus élevée et la température de l’eau modale augmente. Superposé à ce mécanisme, les proportions d’eau d’origines subtropicale et subpolaire transportées par le courant nord Atlantique jouent aussi. Ainsi depuis le début des années 1990, la proportion d’eau subtropicale est passée de 50% à 65%, renforçant encore le réchauffement de l’eau modale.

La thèse de E. de Boisséson a aussi permis de revisiter la méthode de calcul du bilan de chaleur dans la couche de mélange à partir des données Argo. Il a en particulier été montré que la méthode classique (équilibre entre flux de chaleur à l’interface air-mer et évolution du contenu thermique dans la couche de mélange), appliquée au bassin d’Islande, pouvait conduire à des biais de l’ordre de 20 W m-2 en été, dû à la contribution du mélange vertical à la base de la couche de mélange, non négligeable à cette période de l’année où les couches de mélange sont de faible épaisseur. Une méthode ad hoc, consistant à faire le calcul sur une tranche d’eau d’épaisseur plus importante a été proposée avec succès.

Publications sur ce sujet: Thierry et al. (2008); de Boisséson et al. (2010); de Boisséson et al. (2012)

- Modélisation diagnostique

L'assimilation variationnelle des profils température et salinité de ARGO a été réalisée dans une configuration Nord Atlantique de résolution 1° (Thèse de G. Forget). La période étudiée s'étend du printemps 2002 au printemps 2003, et inclut la période OVIDE 2002. La circulation obtenue est validée par rapport à des données indépendantes qui montrent le réalisme du modèle et valide ce système comme un outil diagnostic d’analyse de la variabilité océanique à basse fréquence et grande échelle. On retrouve la variabilité des masses d’eau déjà mise en évidence : réchauffement et salinisation des masses d’eau de surface, refroidissement et désalinisation des eaux intermédiaires. Il a aussi été montré que l’assimilation des données Argo (seules) permettait une amélioration très significative de la restitution de la cellule méridienne de circulation en Atlantique Nord, bien que ces observations soient limitées aux 2000 premiers mètres.

La thèse de C. Gourcuff a été l’occasion de montrer que les progrès récents dans l’estimation de la circulation moyenne de surface (équipe de M. H Rio à CLS) permettaient maintenant contraindre avec l’altimétrie le modèle inverse utilisé par estimer la circulation à partir de la radiale OVIDE et de restituer une variabilité de la circulation similaire à celle diagnostiquée à partir d’observations in situ seules.

Publications sur ce sujet: Ferron (2011), Forget et al. (2008a); Forget et al. (2008b), Gourcuff et al. (2011).

- Variabilité de la cellule méridienne de circulation intersectée par la radiale OVIDE

Un des objectifs du projet OVIDE est d’estimer la variabilité interannuelle du transport de la cellule méridienne de circulation intersectée par la section hydrographique Groenland-Portugal. Quantifier et comprendre les mécanismes de la variabilité intra-décennale de l’amplitude de la cellule méridienne de circulation est un a priori nécessaire à la mise en évidence de l’éventuelle tendance décroissante à long terme suggérée par les modèles du GIEC. Nous avons montré qu’aux latitudes de la radiale OVIDE la cellule méridienne de circulation devait être calculée en coordonnées de densité pour séparer effectivement la branche chaude de la branche froide. Noter qu’en calculant la cellule méridienne de circulation en coordonnées de densité, sa variabilité est corrélée à celle du transport de chaleur à travers la section (ce qui n’est pas le cas si on calcule cette cellule en coordonnées z).Sur les 5 réalisations analysées (1997 à 2010, Figure 5), l’amplitude de la cellule méridienne de circulation a présenté un maximum de 19 Sv en août 1997 et un minimum de 11 Sv en juin 2006 (incertitude de l’estimation ~ 2 Sv).

Un argument montrant la relation entre la variabilité de la circulation horizontale et celle de la cellule méridienne de circulation (le transport du courant du nord atlantique est un bon proxy du transport de la branche haute de la cellule méridienne de circulation) a permis l’estimation de l’amplitude de la cellule méridienne de circulation à partir d’observations systématiques (altimétrie et Argo).

Publications sur ce sujet : Lherminier et al. (2007) ; Lherminier et al. (2010) ; Gourcuff et al. (2011) ; Mercier et al. (2015), Desbruyères et al. (2013), Desbruyères et al. (2014).

- Circulation moyenne décennale et distribution des masses d’eau au nord de l’Atlantique Nord sur la période 2002-2012

La circulation moyenne décennale au début du 21ème siècle a été déterminée à partir des mesures répétées de la section Ovide, de l’altimétrie satellitaire et de résultats précédemment obtenus à 60°N et aux seuils entre le Groenland et l’Ecosse. L’accord remarquable entre ces différents jeux de données nous a permis de déterminer la circulation avec un grand niveau de confience (Figure 7). Le courant Nord Atlantique (NAC) est composé de trois branches (Nord, Centrale, Sud) qui ont été suivies depuis la dorsale Nord Atlantique jusqu’à la mer d’Irminger, la ride Groenland-Ecosse et le gyre subtropical. Au niveau de la section OVIDE, les branches Nord et Centrale s’étendent jusqu’au fond et leur transport a été estimé à 11.0 ± 3 Sv et 14.2 ± 6.4 Sv, respectivement. Ces deux branches contribuent à la circulation cyclonique dans le bassin d’Islande et au transport par-dessus la dorsale de Reykjanes vers la mer d’Irminger. La branche Sud est fortement intensifiée en surface et son transport, estimé à 16.6 ± 2 Sv, est concentré dans la couche de surface. La branche Sud est séparée en deux parties : La partie nord alimente la circulation vers le plateau de Rockall et le Rockall Through ; la partie sud alimente la circulation vers le gyre subtropical. Le transport total du NAC a été estimé à 41.8 ± 3.7 Sv. La branche Sud du NAC étant intensifiée en surface, l’eau intermédiaire est transportée vers l’Atlantique Nord Est principalement par les branches Nord et Centrale (11.9 ± 1.8 Sv). L’eau intermédiaire recircule alors cycloniquement dans les bassins d’Islande et anticycloniquement dans le bassin Ouest Européen. Dans la couche de fond du bassin d’Islande, l’Iceland-Scotland Overflow Water (ISOW) s’écoule vers le sud-ouest le long de trois chemins distincts avec un transport total estimé à 3.2 ± 0.4 Sv. Les deux écoulements les moins profonds franchissent la dorsale de Reykjanes par les zones de fracture Bight et Charlie Gibbs. Un transport vers le nord-est d’eau profonde est observé sous les branches Nord et Centrale du NAC à l’est de la dorsale Médio Atlantique. Son devenir est incertain.

Circulation AN, couches haute et intermédiaire
Circulation AN: couche profonde	Figure 7: Quantification de la circulation moyenne sur 2002-2012 dans 3 couches distinctes (en Sverdrup) : (ul) la branche haute de la MOC (s₁<32.15), (ur) la couche intermédiaire (s₁>32.15 et s₂<36.94), et (ll) la couche profonde (s₂>36.94). La section OVIDE est matérialisée par des points noirs.

La distribution des masses d’eau associé a été déterminé par la méthode OMP (Optimal Muliparameter Analyis). La contribution relative de chacune des masses d’eau à la MOC a été ensuite calculée en s’appuyant sur les estimations de transport (Figure 8). La décroissance de l’intensité de la MOC entre 1997 et les années 2000s est associée à une réduction du transport vers le nord des eaux centrales contribuant à la branche haute de la MOC. Cette réduction est compensée, dans la branche inférieure de la MOC, par une réduction du transport vers le sud d’eau polaire intermédiaire (PIW) et d’eau modale subpolaire (SPMW) dans le bassin d’Irminger.

- Variabilité du puits de CO₂ anthropique en Atlantique Nord

L’océan contribue à modérer le changement climatique en absorbant un peu plus du quart du dioxyde de carbone émis par l’activité humaine. Les données OVIDE analysées conjointement à des données historiques (collaboration IIM Vigo / LPO) ont permis d’estimer la variation interannuelle de l’inventaire de carbone d’origine anthropique dans la mer d’Irminger (Figure 10). La période de convection profonde intense, liée à une situation positive de l’oscillation Nord Atlantique au début des années 1990 est associée à un taux d’enfouissement dans l’océan de dioxyde de carbone anthropique deux à trois fois plus important que dans des situations neutre ou négative de l’oscillation nord Atlantique (autres périodes).

Nous avons ensuite fait le lien entre la variabilité du taux de stockage du carbone anthropique en Atlantique subpolaire et la variabilité de la cellule méridienne de circulation. L’Atlantique nord a été décomposé en deux régions principales : subtropicale et subpolaire, pour comprendre où le CO₂, et en particulier le surplus anthropique (d'origine humaine), est absorbé. Les principales conclusions pour la période 1997-2006 sont les suivantes :

- L'absorption du CO₂ anthropique a eu lieu presque exclusivement dans le gyre subtropical, mais il est transporté vers le gyre subpolaire par la circulation méridienne.

- Le ralentissement de la circulation méridienne est le principal responsable de la diminution du transport du CO₂anthropique du gyre subtropical vers le gyre subpolaire, ce qui contribue à limiter le stockage du CO₂ anthropique dans les eaux profondes.

Les sections hydrographiques répétées sont actuellement l’unique source de données permettant de déterminer des tendances climatiques sur les paramètres du cycle du carbone à échelle d’un bassin océanique. L’analyse des sections Ovide combinées à des données historiques a permis de déterminer les changements à long termes du cycle du carbone océanique. Les tendances ont été calculées entre 1991 et 2015 pour les principales masses d’eau en Mer d’Irminger et dans le bassin d’Islande. Le pH de toutes les masses d’eau présentes dans ces bassins a décru sur les 25 dernières années avec des valeurs comprises entre -0.0010±0.0001 et -0.0018±0.0001 unité pH/an (Figure 11). Les facteurs du changement de pH ont été identifiés en décomposant les tendances du pH en fonction de celles pour la température, la salinité, l’alcalinité totale, et les composantes naturelles et anthropiques du DIC. L’accroissement du carbone anthropique dans l’océan a été identifié comme le facteur principal de la diminution du pH. Dans les eaux intermédiaires, l’effet sur le pH de l’absorption de carbone anthropique a été renforcé par le vieillissement des masses d’eau lié à l’arrêt de la convection profonde après 1995.

Publications sur ce sujet: Pérez et al. (2008) ; Pérez et al. (2010) ; Vazquez-Rodriguez et al. (2012a, b) ; Pérez et al. (2013) ; Zunino et al. (2014); Zunino et al. (2016), Garcia-Ibanez et al. (2016).

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