Estimation de la hauteur altimétrique

3.1 Principe

Les niveaux des plans d’eau h, déduits des mesures altimétriques, sont obtenus comme la différence entre l’orbite du satellite H, par rapport à une ellipsoïde de référence, et la distance altimétrique R (Eq. 2-7) : (Eq. 2-7) où 2 ^ ct

R= est la distance altimétrique calculée en négligeant les interactions avec l’atmosphère, c la vitesse de la lumière dans le vide et ∆Rj les corrections instrumentales,

environnementales et géophysiques.

En effet, au cours de son trajet aller-retour qui sépare le satellite de la surface terrestre, le rayonnement radio-électrique émis par l'altimètre, puis réfléchi par la surface terrestre traverse l'atmosphère de la Terre; il est alors ralenti par le contenu gazeux ou électronique des différentes couches rencontrées. La recherche d'une grande précision sur la mesure altimétrique nécessite de corriger les erreurs induites par ces effets, qui peuvent se traduire par un allongement de la distance au sol de plusieurs mètres. On trouvera une présentation extrêmement détaillée de toutes ces corrections dans Fu et Cazenave [2001].

3.2 L’orbite des satellites

Pour obtenir une estimation de la hauteur de la surface observée, il est primordial de connaître parfaitement le positionnement du satellite et son altitude H au point de mesure, par rapport à une référence fixe.

Le choix de l'orbite décrite par le satellite résulte de compromis entre plusieurs considérations telles que les spécifications des instruments embarqués, les régions et la nature des phénomènes étudiés, l’échantillonnage spatio-temporel pour le calcul de l'orbite.

Les déplacements des satellites sont soumis aux lois du mouvement dans un champ gravitationnel, auxquelles viennent s'ajouter les autres effets perturbateurs comme la pression de radiation solaire et le frottement atmosphérique, les effets d'attraction de la lune ou du soleil, les marées… Plus le satellite est proche de la Terre, plus il est sensible au champ de gravité terrestre. L’amélioration progressive de la connaissance du champ de gravité et des autres perturbations permet de recalculer des orbites toujours plus précises.

En couplant ces calculs aux observations de la position du satellite réalisées par le système DORIS et complétées par différents dispositifs de localisation de satellites (étalonnage laser et

∑

Chapitre 2 : L’altimétrie satellitaire

parfois mesures GPS), en améliorant constamment la connaissance du champ de gravité et des autres perturbations, l'erreur sur l'orbite est de nos jours de l'ordre de 1 à 2 cm pour Topex/Poseidon et Jason-1. Pour le satellite ENVISAT, la précision de l’orbite est inférieure à 5 cm sur la composante radiale. C’est véritablement grâce à la réduction considérable de l’erreur d’orbite que les satellites altimétriques peuvent aujourd’hui mesurer des variations centimétriques du niveau des océans ou des eaux continentales (Figure 2-5).

3.3 Les corrections géophysiques et environnementales à appliquer à

la mesure altimétrique

3.3.1 La correction ionosphérique

La diffusion du signal radar par les électrons contenus dans l’ionosphère allonge la distance apparente de 2 à 30 mm. Sur les océans, pour les altimètres bi-fréquences, cette correction est estimée en déterminant l’écart de réception entre deux mesures effectuées simultanément à deux fréquences différentes. Sur les continents, cette correction peut être estimée à partir des mesures effectuées par les systèmes de positionnement bi-fréquence à bord des satellites, comme le système DORIS (Détermination d’Orbite par Radiopositionnement Intégré sur Satellite). Il s’agit d’un instrument bi-fréquence dont le principe de fonctionnement repose sur

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la mesure du décalage Doppler de signaux radio-électriques émis par des stations au sol. Ses mesures interviennent dans le calcul précis de l’orbite du satellite et dans le calcul de la correction ionosphérique [Fu et Cazenave, 2001].

3.3.2 La correction de troposphère sèche

Cet effet de ralentissement de la vitesse de propagation du rayonnement électromagnétique émis par l'altimètre est dû à la présence de gaz dans les basses couches de l'atmosphère (de 0 à 15 km), principalement le diazote et le dioxygène qui modifient l'indice de réfraction atmosphérique. La correction qu'il faut appliquer pour pallier à l'allongement induit sur la mesure est de l'ordre de 2,3 mètres au niveau de la mer et sa variabilité temporelle (de l'ordre de quelques centimètres) est très prononcée aux moyennes latitudes, causée par l'établissement successif de régimes anticycloniques puis dépressionnaires.

3.3.3 La correction de troposphère humide

La présence d’eau, sous forme liquide ou gazeuse dans la troposphère provoque un ralentissement de l’onde radar et par voie de conséquence un allongement de la mesure altimétrique pouvant aller de quelques millimètres pour la traversée d'une couche d'air froid et sec à 40 cm pour de l'air chaud et humide [Tapley et al., 1982]. Au-dessus des océans, cette correction est estimée à partir des mesures réalisées par les radiomètres à bord des satellites altimétriques. Au-dessus des continents, les mesures du radiomètre, dont le diamètre de la tâche au sol est de plusieurs dizaines de kilomètres, intègrent les émissions thermiques des différentes surfaces survolées et sont donc inutilisables pour le calcul de la correction de troposphère humide. Des sorties des modèles météorologiques ECMWF (European Center for Mid-term Weather Forecast) et NCEP (National Center for Environmental Prediction) sont alors utilisées dans l’équation :

∆ =−

(

)

∫

∫

Le phénomène connu sous le nom de marée solide provient de la déformation de la Terre solide, sous l’action conjuguée de l’attraction de la Lune et du Soleil selon un processus comparable à la marée océanique. Le déplacement vertical de la croûte terrestre et des eaux qui la recouvrent peut atteindre 50 cm; ce mouvement est parfaitement modélisé [Cartwright et Tayler, 1971 ; Cartwright et Edden, 1973] avec une précision meilleure que le centimètre.

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3.5 La correction de marée polaire

Elle correspond à un déplacement vertical de la surface terrestre provoqué par les changements d'orientation dans l'espace de l'axe de rotation de la Terre, dont la position moyenne coïncide avec celle, fixe, de l'axe vertical de l'ellipsoïde de référence. L'amplitude de la marée polaire est de l'ordre de 2 cm sur plusieurs mois et cet effet est parfaitement modélisé [Wahr, 1985].