Modélisation et assimilation de données de flotteurs 

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Conditions climatiques durant POMME

Pour remettre les campagnes POMME dans leur contexte, il est intéressant de voir quelles etaient les conditions climatiques générales dans l’Atlantique durant POMME, et en particulier durant l’hiver 2000-2001, et en quelle mesure elles peuvent influer sur les processus océaniques observés. Utilisant des longues séries d’observations, Dickson et al. (1996) montrent que les variations de l’activité convective dans différents sou s-bassins de l’Atlantique Nord (Mer du Labrador, Mer des Sargasses) sont corrélées, et ces varia tions se retrouvent dans la variablité hydrologique du bassin est, mais leur etude´ n’aborde pas les eaux superficielles aux latitudes moyennes dans le bassin Est-Atlantique.
Sutton et Allen (1997) montrent que les variations à basse fréquence de la température de sur-face de l’océan dans les moyennes latitudes de l’Atlantique Est sont fortement corrélées avec la variabilité atmosphérique au-dessus de la partie ouest d u bassin, et suggèrent des téléconnections liées au transport d’anomalies de contenu thermique par l’advection océanique à grande echelle´. Les indices EA et NAO (figure 2.2) représentent les principaux modes de la variabilité climatique aux echelles pluriannuelles dans l’Atlantique. L’Oscillation Nord-Atlantique caractérisée par l’indice NAO présente une structure bipolaire en pression atmosphérique de surface entre la dépression islandaise et l’anticyclone des Ac¸ores (voir par exemple Cayan, 1992, et les références citées par cet auteur). Un indice NAO positif correspond à une intensification des vents d’ouest en Atlantique nord-est. L’index de l’Atlantique Est (figure 2.2, en haut) est le second mode de variabilité en Atlantique Est par ordre d’importance. Sa structure est centrée sur les latitudes moyennes vers 50°N et 25°W, avec une anomalie négative de pression associée à EA positif, induisant une circulation cyclonique.
Structure des modes NAO et EA en janvier. Contours de la corrélation entre l’anomalie normalisée de pression atmosphérique en chaque point et l’indice du mois. Graphiques NOAA/NCEP/Climate Prediction Center.
En hiver, les vents dans la région POMME sont fortement influ encés par l’indice EA, avec des vents du sud-ouest plus chauds et plus humides pour EA positif et des vents plus secs du nord-est pour EA négatif. L’indice EA a et´ constamment positif du rant les années 1998 à 2001, ce qui implique un décalage vers le sud des vents d’ouest et une divergence des courants de surface due au pompage d’Eckman dans une zone centrée un peu au nord de la zone POMME, ainsi qu’une anomalie positive de flux de chaleur de l’amosphère v ers l’océan entre 38°N et 52°N (Cayan, 1992). Bojariu et Reverdin (2002) ont egalement´ montré en utilisant des résultats de modèle atmosphérique que EA positif s’accompagne d’une a nomalie positive de précipitations dans la zone POMME, et d’une anomalie faible d’évaporation résultant en un bilan E-P positif. L’indice NAO a présent´ des valeurs positives durant l’hi ver 2000 (après plusieurs années de valeur négatives). Ceci a pu avoir un impact dans le sud de la zone, avec des flux de chaleur plutotˆ faibles.
On place généralement à la latitude moyenne de POMME la ”l igne de flux nul”, au nord de la-quelle l’océan cède de la chaleur à l’atmosphère (et inv ersement au sud). Des estimations récentes (Caniaux et al., 2005b, Weller, 2004) tendent à montrer que le flux dans la zo ne est positif (gain de chaleur par l’océan) sur presque toute la zone. Dans le cadre du projet POMME, des estima-tions précises des composantes du flux air-mer ont et´ pro duites par l’équipe MEMO du CNRM, qui evaluent´ le flux moyen annuel net à +33W m−2 (Caniaux et a., 2005a). En tenant compte de l’évolution thermique et en imposant une cloture du bilan de chaleur, Caniaux et al. (2005b) on réévalu´ ce flux net à +17W m−2. Les estimations de modèles numériques météorologiqu es pour la mˆeme période sont nettement inférieurs avec un flux net de −9W m−2 pour les réanalyses du Centre Européen (ECMWF) et de −25W m−2 pour le modèle Arpège (Météo-France). On notera cependant que la fermeture du bilan imposée par Caniaux et al. prend en compte une dynamique océanique fortement lissée, ou` une grande part de la vari abilité à méso-echelle´ est ignorée, ce qui peut conduire à sous-evaluer´ les echanges´ turbulents au x frontières latérales du domaine, dont le bilan net est difficile à estimer.

Les Campagnes POMME

Le tableau 2.1 donne la liste des campagnes POMME avec les dates approximatives et le nombre de profils effectués pour chaque leg. Il faut précis er que les campagnes POMME0, 1 et 2 ont impliqué deux navires travaillant en parallèle pour e ffectuer une couverture quasi-synoptique de la zone, alors que les campagnes Pommier et POMME3 n’ont impliqué qu’un seul navire.
Les campagnes Pommier 1 et 2 etaient´ des campagnes exploratoires mises en oeuvre par le SHOM, et permettant d’avoir une idée des conditions hydrologiques dans la zone sur l’année qui a précéd´ POMME. Les legs 1 des campagnes à 2 legs cons tituent un réseau dense de CTD sur toute la surface de la zone (avec un espacement de 55 km environ entre les stations). La campagne POMME0 constitue aussi un réseau sur la plus grande partie de la zone (la couverture a et´ incomplète faute de temps). Les legs 2 sont focalisés sur quelques sous-régions jugées particulièrement intéressantes ou représentatives et ne constituent pas un réseau utilisable comme condition initiale, mais plutotˆ un jeu de données de valid ation.
Les figures 2.4 et 2.5 montrent des cartes des températures e t salinités de surface (données CTD des legs 1 à 5 m, sauf pour Pommier 1 : données XBT à 5 m) ob tenues à partir des mesures des différentes campagnes.
La température et la salinité de surface présentent au pr emier ordre un gradient nord-sud, ou plus précisément NNE-SSW, les eaux plus chaudes et plus sa lées se trouvant au coin sud-est de la zone. En hiver, la température de surface a atteint un minimum de 12°C dans le coin nord-est lord de POMME 1.
Au niveau des eaux méditerranéennes et des eaux de la Mer du Labrador, la température et la salinité sont fortement anticorrélées, et on n’obser ve pas de variabilité saisonnière. L’image générale est un gradient entre le nord-ouest froid et peu s alé et le sud-est chaud et salé, la salinité variant de 35.2 PSU au NW et 36.1 PSU dans le coint SE. Ces observations montrent la mˆeme structure horizontale que les cartes montrées par Mauritzen et al. (2001) pour des données his-toriques, principalement dans les décennies 1980 et 1990 ; Dans la partie sud-est de POMME, les salinités observés en 2000 et 2001 sont toutefois plus elevées de 0.5 PSU, suggérant une extension plus au nord de la langue d’eau méditerranéenne .
Les profils moyens de densit´ potentielle (figure 2.8) des di fférentes campagnes montrent une stratification classique pour la région, avec une therm ocline saisonnière très marquée en et´ vers 50-70 m de profondeur, et une pycnocline permanente vers 700 m. La fréquence de Brunt-V¨ais¨al¨N , calculée par : N 2 = −g ∂ σ(θ, S, P ) (2.1) ρ ∂z P =cste est un indicateur de la stratification. Elle présente un min imum relatif vers 300-500 m au niveau des eaux modales, et un maximum relatif dans la pycnocline. En eté, un fort maximum corres-pond à la thermocline saisonnière, alors que pour POMME 1, en février-mars 2001, un minimum en surface sur environ 130 m traduit la couche mélangée de s urface.
La structure verticale détaillée (par exemple dans les co upes à 18°W de la figure 2.9 ) est fortement modulée par la méso-echelle´ : on voit par exemp le dans cette coupe la forte plongée des isopycnes (de l’ordre de 150 m) associée à l’anticyclo ne A2 vers 40,5°N. Les echelles´ hori-zontales de variation de la stratification et de la profondeu r de couche mélangée ne sont pas bien résolues par le réseau, comme on peut le voir à la grande va riabilité d’un profil au suivant.
Les analyses de circulations présentées dans la section 3 .2 prennent en compte toutes les données CTD, XBT et XCTD des campagnes, ainsi que toutes les trajectoires de flotteurs. Les données de Seasoar et Towyo n’ont et´ utilisées qu’en pe tite partie à cause de la difficulté à prendre en compte correctement ces données dont l’écha ntillonnage est très inhomogène à l’échelle des analyses.

Les Flotteurs dans POMME

La zone POMME a et´ richement echantillonnée par des flot teurs de divers types durant toute la durée de l’expérience POMME, et en particulier à parti r de la campagne P0 (septembre 2000) ou` 55 flotteurs ont et´ déployés (Tableau 2.2).
On peut distinguer quatre types de flotteurs dans POMME du point de vue de leur technologie et de leur comportement durant leur mission :
1. Des flotteurs SURDRIFT (Figure 2.10), qui sont des bouées dérivantes de surface munies d’une ancre flottante , reliée à la bouée par un cˆable de Kevlar. Dans la cas de POMME, les boués, déployées par le SHOM, avaient un cˆable de 400 m. Les SURDRIFT sont localisées par GPS toutes les heures, et les positions et les mesures du cap-teur de température de surface sont transmises par AR-GOS en temps réel. Les positions sont transmises avec une troncature à 0.001 degré, ce qui réduit la précision de l a donnée à environ 100 m, malgré une précision de la me-sure bien meilleure (le brouillage intentionnel du GPS par le DoD américain a et´ supprimé début 2001, permettant des mesures à une précision de l’ordre de 10 m avec des récepteurs standard).
En première approximation, on peut négliger les effets du FIG. 2.10 – Schéma d’une vent, des vagues et des courants de surface sur la bouée et bouée SURDRIFT (source LPO, sur le cˆable et considérer ces bouées comme des traceurs J.-P. Girardot, 2002) isobares de la circulation à une profondeur de 400 m. On peut egalement´ estimer statistiquement l’effet du vent sur la vitesse du SURDRIFT par une méthode de régression liné aire et corriger cet effet (Re-verdin et Hernandez, 2001). Cette méthode a et´ utilisé e sur les bouées lors POMME, afin de corriger des effets du vent, mais aussi de détecter les pertes d’ancre flottante (les coeffi-cients de la régression changent significativement suivan t que la bouée a encore son ancre ou qu’elle l’a perdue)
1. Des flotteurs de subsurface multicyles isobares de type MA RVOR (cf. section 2.2.2), pro-grammés pour dériver à 400 m de profondeur.
2. Des flotteurs de subsurface quasi-isobares RAFOS (décri ts dans la section 2.2.2). Ces flot-teurs ont et´ déployés par paires avec des ballastages d ifférents (profondeurs nominales de 200 et 400 m), afin de pouvoir estimer le cisaillement de coura nt entre ces niveaux.
3. Des flotteurs de type RAFOS VCM (décrits brièvement dans la section 2.2.1), permettant de mesurer la vitesse verticale de l’eau environnante. Ces fl otteurs ont et´ ballastés pour se stabiliser à une profondeur d’environ 200 m. L’exploitation des mesures de vitesse verti-cale, effectuée par Pascale Lherminier au LPO, pose de sér ieuses difficultés de traitement et d’interprétation, et est encore en cours.
4. Des flotteurs profilants PROVOR, programmés pour effectu er leur dérive de subsurface à 1750 dbar (flotteurs déployés en 1999) et à 400 dbar (flot teurs déployés en 2000). Des informations précises sur le PROVOR sont données dans la s ection 2.2.3.

Les Flotteurs Profilants

Historique des flotteurs lagrangiens de subsurface

L’exploration de l’Océan à l’aide d’instruments lagrang iens de subsurface a début´ au milieu des années 1950 sous l’impulsion de John Swallow (1955) au Royaume-Uni et Henry Stommel (1955) aux Etats-Unis. Les premiers flotteurs construits et utilisés par John Swallow etaient´ des assemblages de tubes d’aluminium ayant une flottabilité ne utre et pourvus d’une source acous-tique à 10 kHz en emission´ constante. Ils etaient´ suivis p ar un navire chargé de les localiser grˆace à leur emission´ acoustique. Pour la première fois , il fut possible de mesurer et de suivre la circulation profonde à grande echelle´ par une mesure di recte. Les premiers flotteurs furent utilisés pour l’étude du courant profond de bord ouest (De ep Western Boundary Current) lors de sa traversée du Gulf Stream (Swallow et Worthington, 1957) .
La collaboration entre Swallow et Stommel aboutit à l’ex-périence Aries en 1960, conc¸ue pour valider les hypothèses de Stommel sur la circulation profonde. A lieu des vitesses de l’ordre de 1 cm/s qui etaient´ attendues d’après la théo rie de Stommel pour fermer le bilan de la circulation à grande echelle´ de l’Atlantique, les flotteurs a 2000 et 4000 m mesur erent` des vitesses de l’ordre de 10 cm/s dont l’échelle de cohére nce horizontale put etreˆ evaluée par des mesures simultané es de couples de flotteurs : plus de 10 km, mais moins de 200 km (Crease, 1962). L’importance de la mésoéchelle océaniq ue etait´ découverte. Swallow (1971) présente des comparaisons en tre le courant géostrophique calculé à partir de l’hydrologie et le cou-rant mesur´ par ses flotteurs et montre qu’aux erreurs de me-sure près, les courants observés directement sont géost rophiques. Trois flotteurs et une section hydrologique dans une lentill e d’eau à 18°C préfigurent les méthodes d’investigation utilis´ ees aujour-d’hui encore et particulièrement dans POMME.
En 1969, Tom Rossby et Douglas Webb construisent un flotteur emettant dans le canal SOFAR, avec une fréquence profond. Photographie John d’émission plus basse (500-600Hz) et une portée très sup erieure,´ Gould. ce qui permit d’envisager des expériences plus longues puisque le bateau n’était plus astreint à suivre les flotteurs à qu elques kilomètres de distance et à les positionner au moins une fois tous les deux jours. Il fut alors possible de recevoir le signal des flotteurs depuis des stations à terre d’écoute acoustique de l’armée américaine (Rossby et Webb, 1971 ; Gould, 2005).
En 1973, l’expérience anglo-américaine MODE (Mid-Ocean Dynamics Experiment) marquait le début des grands projets d’exploration systémat ique de la dynamique à méso-echelle,´ en combinant l’utilisation de 20 flotteurs SOFAR, de courantom etres` et de réseaux hydrologiques (MODE Group, 1978).
Dans un second temps, des récepteurs acoustiques autonomes (ALS) purent etreˆ postés sur des mouillages, ce qui permit de s’affranchir complètement du bateau suiveur et des contraintes géographiques liées à l’installation de stations de ré ception à terre. Les inconvénients de ce système etait´ d’une part que les mesures n’étaient dispo nibles qu’après relevage des ALS, qui etaient´ généralement déployées pour des durées de 6 m ois à un an, et d’autre part que les flotteurs etaient´ lourds, complexes, et que leur durée de vie et leur portée etaient´ limitées car ils devaient contenir les batteries nécessaire à l’émission acousti que.
Les ALS rendirent possible le déploiement de flotteurs SOFA R dans d’autres régions que l’Atlantique Ouest. Dans l’Atlantique Est, elles furent utilisées lors de l’expérience américano-soviétique POLYMODE/LDE – Local Dynamics Experiment (McWilliams et al., 1986 ; Rossby et al., 1986a) ainsi que pour l’étude des meddies.
Le développement par Tom Rossby et collaborateurs des flott eurs RAFOS, qui inversaient le principe du flotteur SOFAR en plac¸ant la lourde source aco ustique sur un mouillage et la réception sur le flotteur, fut un bond technologique : ces flo tteurs légers, petits et bon marché ren-dirent possible une utilisation de routine (Rossby et al., 1986b). Ils transmettent leurs données via le système de communication par satellites ARGOS lorsqu’ils font surface à la fin de leur mis-sion. Ce type de flotteur continue à etre utilisé extensiv ement et a et´ déploy´ dans la campagne POMME pour le suivi de l’eau modale.
De nombreuses variantes et applications ont et´ dévelop pées à partir du RAFOS, en parti-culier l’adjonction d’un elément compressible permetta nt de rendre le flotteur quasi-isopycnal (Rossby et al., 1985) et l’adjonction d’ailettes et d’un compas magnétique permettant de mesu-rer les vitesses verticales (développement original de Douglas Webb dans les années 1960) Ce dernier système, le RAFOS VCM, a et´ utilisé dans la Mer d u Labrador (Lherminier et Gascard, 1998) pour l’étude de la convection profonde et par Jean-Claude Gascard et collaborateurs dans l’expérience POMME. Le suivi acoustique des flotteurs impose la mise en place de so urces acoustiques qui est une opération relativement lourde, limitée de fait à une zon e d’intérˆet particulier. Pour s’affranchir de cette limitation, Russ Davis et Douglas Webb ont développé le flotteur ALACE, qui effectue des cycles réguliers en surface et peut ainsi etreˆ positionné par satellite. Le prix à payer pour cette autonomie globale est de ne pas connaˆıtre précisément la trajectoire profonde (il n’y a pas de positionnement en profondeur) mais seulement le déplacement du flotteur quand il fait surface. Les premiers déploiements de flotteurs ALACE eurent lieu en 1990 pour WOCE.
En France, le MARVOR, flotteur multi-cycles acoustique a et´ e´ développ´ par l’Ifremer et utilisé dans le projet SAMBA en Atlantique Sud (Ollitrault et al., 1994) et dans les projets AR-CANE et EUROFLOAT (Le Cann et al., 1999 ; Colas, 2003) dans l’Atlantique Nord-Est. Le projet ARCANE, un projet SHOM/Ifremer avec des coopérations internationales, etait´ focalisé sur les eaux centrales (niveau 450 m) et les eaux d’origine méditerranéenne (niveau 1000 m) ; Le projet européen EUROFLOAT avait pour but l’étude de l’eau profonde de la Mer du Labrador (niveau 1750 m).
La prise de conscience de la possibilité d’un changement climatique dans l’océan a et´ la principale motivation pour un suivi global en temps réel de l’hydrologie, et en particulier de la température en surface et en profondeur. Le programme ARGO a pour but de mettre en place et de maintenir un ensemble de 3000 flotteurs mesurant la temp´ rature et la salinité dans toutes les mers ouvertes du Globe. Des variantes des flotteurs ALACE et M ARVOR, baptisées respective-ment P-ALACE et PROVOR furent développées à la fin des années 1990. Ces flotteurs profilants sont capables de mesurer la température et la salinité sur un profil vertical entre 2000 m et la surface, et de le transmettre via le système ARGOS qui détermine en meme temps leur positio n de surface.
De nombreux programmes de recherche incluent maintenant des déploiements de flotteurs profilants P-ALACE ou PROVOR, à commencer par POMME, bien sur, mais aussi OVIDE (Ob-servation de la Variabilité Interannuelle et Décennale e n Atlantique Nord, LPO) et FLOSTRAL (étude des eaux antarctiques intermédiaires par Rosemar y Morrow et collaborateurs).

Comportement vertical des flotteurs

Un flotteur véritablement lagrangien suivrait les trois co mposantes de la vitesse dans l’océan à toutes les echelles de temps (d’Asaro, 2003). Or, comme o n l’a vu dans la section précédente, les flotteurs sont tributaires de matériaux et de technolog ies qui font que leur comportement dévie plus ou moins de cet idéal lagrangien.
On peut distinguer suivant leur principe et leur comportement vertical :
1. les flotteurs «isobares passifs» dont la compressibilité est nettement inférieure à la co m-pressibilité de l’eau de mer, trouvent leur profondeur d’équilibre sur une surface qui est proche d’une isobare etant´ donné que la densit´ de l’eau d e mer dépend principalement de la pression. Les premiers flotteurs de Swallow (1955) et pl usieurs types de RAFOS ac-tuels comme le RAFOS IFM (figure 2.12a), présentent ce compo rtement. La profondeur d’équilibre dépend de la stratification locale et est auss i influencée par la vitesse verticale de l’eau environnante. Près de la surface, il est souvent tres` difficile d’obtenir un balas-tage stable ; ces flotteurs ne sont donc pas strictement, mais seulement approximativement isobares. Dans POMME, les flotteurs de type RAFOS et RAFOS-VC M suivent cette dy-namique verticale ;
2. les flotteurs «isopycnaux» (Rossby et al., 1985) pour lesquels on utilise un matériau com-pressible afin d’avoir une compressibilit´ proche de celle de l’eau de mer, et qui se stabi-lisent sur une surface d’égale densit´ potentielle (isop ycne) 1,
3. les flotteurs «isobares actifs», qui comportent un asservissement en pression qui régule le volume du flotteur via une vessie ou un piston. Ce type est représent´ en particul ier par les flotteurs MARVOR (figure 2.12b) et PROVOR dans POMME. L ‘asservissement est réalis´ par un système electronique´ de controleˆ qu i actionne le piston en fonction des mesures de pression. Une tolérance préprogrammée perme t d’éviter des action de piston trop fréquentes en réaction à de petits mouvements verti caux.
culier en présence de mélange. Des flotteurs spécifiques m unis d’une ancre flottante horizontale ont et´ développ´ es pour suivre au mieux les mouvements verticaux du fluide ambia nt et pouvoir tracer les masses d’eau.

Le fonctionnement du PROVOR

Les flotteurs PROVOR sont localisés par le système ARGOS pe ndant leur séjour en surface qui dure typiquement une dizaine d’heures, puis plongent à une profondeur de derive´ ou` ils restent pendant un intervalle de temps de plusieurs jours, avant de plonger plus profond jusqu’`a la profondeur de debut´ de profil (2000m) d’ou` ils remontent à la surface à vitesse controˆ lée en mesurant la température et eventuellement´ (suivant le type d’instrument) la conductivité de l’eau. Le cycle du PROVOR est décrit par Loaec et al. (1998). Durant la phase de test d’ARGO, différentes immersions et durées de cycle ont et´ testées ; ARGO recommande maintenant une profondeur de dérive de 1000 m et une période de 10 jours. Su r le PROVOR, la durée totale du cycle ainsi que la profondeur de dérive peuvent etre programmées, et dans l’expérience POMME, des cycles de 7, 10 et 14 jours et des profondeurs de 400 et 1750 m ont eté utilisés. La figure 2.13 montre un exemple réel de profil d’un cycle pour le flotteur 69039 dont la période est de 10 jours et la profondeur de dérive nominale 400 m.

Table des matières

1 Introduction 
2 Les Outils : Données, Modèles, Méthodes
2.1 Les Données POMME
2.1.1 Description physique de la zone
2.1.2 Les Campagnes POMME
2.1.3 Les Flotteurs dans POMME
2.2 Les Flotteurs Profilants
2.2.1 Historique des flotteurs lagrangiens de subsurface
2.2.2 Comportement vertical des flotteurs
2.2.3 Le fonctionnement du PROVOR
2.2.4 Exploitation des données de trajectoire
2.2.5 Spécificité des données lagrangiennes
2.2.6 Exploitation des profils
2.3 Le Modèle MICOM
2.3.1 Présentation
2.3.2 Les équations shallow-water multicouches
2.3.3 L’implémentation numérique
2.3.4 Le passage en «variables physiques» : split et unsplit
2.3.5 Le linéaire tangent et l’adjoint
2.4 Les Méthodes d’Analyse et d’Assimilation
2.4.1 Motivation
2.4.2 Analyse objective Multi-Données
2.4.3 Méthodes Inverses
2.4.4 Notations pour l’assimilation
2.4.5 Assimilation Séquentielle
2.4.6 Lien entre l’analyse objective et l’assimilation
2.4.7 4D-Var
2.4.8 4Dvar incrémental
2.4.9 Le minimiseur M1QN3
2.4.10 Travaux existants sur l’assimilation de données Lagrangiennes
3 Description de la Circulation dans la Zone POMME 
3.1 Cartographie de la circulation et données Lagrangiennes
3.1.1 Définitions et Hypothèses de Départ
3.1.2 Méthode des vitesses centrées
3.1.3 Méthode des Déplacements
3.1.4 Point d’application de la correction
3.1.5 Structures des Covariances
3.1.6 Performances relatives des Méthodes
3.1.7 Stabilité de l’analyse
3.2 Analyses de la circulation en temps réel (Article 1)
3.2.1 Résumé
3.2.2 Discussion
3.2.3 Perspectives
3.3 Inventaire et suivi des structures tourbillonnaires
3.3.1 Motivation
3.3.2 Combiner les sources d’information
3.3.3 Résultats
3.4 Description de la circulation superficielle (Article 2)
3.4.1 Résumé
3.4.2 Discussion et perspectives
3.5 Caractéristiques T/S des tourbillons
3.5.1 Objectif et méthode
3.5.2 Résultats
3.6 Traceurs lagrangiens
3.6.1 Motivation et Méthode
3.6.2 Expériences et Résultats
3.6.3 Discussion
3.7 Les Eaux Modales Nord-Est Atlantiques (Article 3)
3.7.1 Résumé
3.7.2 Résultats et perspectives
4 Modélisation et assimilation de données de flotteurs 
4.1 Implémentation de MICOM sur POMME
4.1.1 Etendue et Discrétisation
4.1.2 Bathymétrie
4.1.3 Conditions aux Limites Latérales et Zone de Recirculation
4.1.4 Conditions Initiales
4.1.5 Particularités de l’implémentation
4.1.6 Configuration légère
4.1.7 Les forc¸ages atmosphériques
4.1.8 Advection Lagrangienne dans MICOM
4.2 Assimilation Séquentielle : Interpolation optimale (OI)
4.2.1 Prise en compte du caractère intégral de l’innovation
4.2.2 Implémentation de l’OI
4.2.3 Calcul de la matrice de covariance
4.2.4 Structure verticale de la correction
4.2.5 Tests et validation de l’OI
4.2.6 Expériences Jumelles
4.2.7 Paramétrisation du “bruit” dans la matrice de covariance
4.2.8 Quantification de l’impact du nombre de flotteurs assimilés
4.3 Assimilation Variationnelle : 4D-Var incrémental
4.3.1 Changement de variables d’état
4.3.2 Introduction de l’équilibre de géostrophique
4.3.3 Expression de J et ∇J pour les déplacements de flotteurs
4.3.4 Validation du linéaire tangent et de l’adjoint
4.3.5 Structure des matrices de covariance
4.3.6 Matrice B “géostrophique”
4.3.7 Expériences jumelles
4.4 Conclusions sur les méthodes d’assimilation
4.4.1 Les méthodes lagrangiennes
4.4.2 Le problème d’initialisation
5 Conclusion 
Bibliographie 
A Estimation des déplacements profonds des flotteurs ARGO
B Observed mean and mesoscale upper ocean circulations in the mid-latitude North- East Atlantic during the POMME experiment (September 2000 – September 2001)
C Eastern North AtlanticModeWaters during POMME (September 2000-2001) – Article
D Glossaire

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