Observation de la hauteur de surface

Principe de l’altimétrie

Le radar altimètre, embarqué à bord d’un satellite, permet de mesurer la distance qui le

sépare de la surface océanique avec une précision centimétrique. Cela permet d’en déduire

la hauteur des vagues, la vitesse du vent à la surface de l’océan mais surtout dans notre

cas de déduire la topographie dynamique (DT, Dynamic Topography, hauteur de l’océan).

L’altimètre mesure l’époque (τ, temps que met un signal à faire un aller-retour jusqu’à la

surface), dont on déduit la distance satellite-océan par la formuleh=

^τ∗c

2

avec c la vitesse

de propagation de l’onde. La topographie dynamiqueηest alors déduite de la connaissance

de l’orbite du satellite H et de la valeur du géoïde h

_g

(se reporter à la figure 2.5 pour le

schéma du principe de la mesure) : η=H−h−h

_g

.

L’orbite du satellite est déterminée par un modèle complexe de trajectographie intégrant

des données GPS, laser ou Doris (réseau de balises au sol émettant un signal en direction du

satellite) selon les missions. Elle est calculée par rapport à l’ellipsoïde de référence (sphère

aplatie au pôle, approximant la forme de la Terre). Pour les missions les plus récentes,

l’erreur résultant de ce calcul est de l’ordre du centimètre. La SSH est donc référencée par

rapport à ce même ellipsoïde. La hauteur de mer est représentative de deux effets :

• La hauteur du géoïde, qui est la surface équipotentielle terrestre qui coïncide au

mieux avec le niveau moyen de la surface des océans en absence de tout mouvement

fluide ;

• La topographie dynamique.

En océanographie, la variable pertinente est la topographie dynamique, qui contient les

informations sur la circulation océanique. Il faudrait donc soustraire la hauteur du géoïde

à la SSH. Depuis les années 2000, plusieurs missions gravimétriques (CHAMP

(CHAllen-ging Minisatellite Payload), GRACE (Gravity Recovery And Climate Experiment)) ont

cartographié le champ de gravité terrestre à basse-résolution. En 2009, la mission GOCE

(Gravity field and steay-state Ocean Circulation Explorer) a été lancée pour mesure à une

résolution intermédiaire (100 km) le champ de gravité moyen et en déduire ainsi le géoïde.

Ces mesures sont très récentes et ne sont donc pas encore utilisées pour calculer la

topo-graphie dynamique. On utilise alors à la place du géoïde une hauteur moyenne océanique

lors du calcul de la topographie dynamique.

Plusieurs altimètres ont été lancés depuis 1986 afin d’observer la dynamique océanique

(voir le récapitulatif figure 2.4). Le dernier radar, Altika, a été lancé en février 2013 et les

données sont exploitables depuis le mois de juillet 2013. Cependant, ce nouveau satellite

devrait fournir des informations très intéressantes sur la topographie océanique car il est

innovant par rapport aux missions altimétriques précédentes. Il est capable de mesurer à

une meilleure résolution verticale et horizontale la surface océanique grâce à un altimètre

haute fréquence (en bande Ka large bande, 35.75 GHz - 500MHz). On peut ainsi espérer

une amélioration de la précision des mesures pour une meilleure observation des glaces,

des zones côtières, des étendues d’eaux continentales ainsi que de la hauteur des vagues.

Les différentes données altimétriques

• Traitement des données altimétriques

Les données altimétriques subissent différents traitements (Pujol, 2006; Larnicol et al.,

2002). Le niveau de traitement du produit final va dépendre de l’utilisateur.

• Etape 0 : la mesure de l’impulsion électrique donne différentes informations (hauteur

de mer, hauteur des vagues, force du vent à la surface de l’océan).

• Etape 1 : l’information utile est retirée par retracking, la forme de l’écho est analysée

pour estimer les paramètres utiles ;

• Etape 2 : les données et les informations utiles permettent d’effectuer une

correc-tion du produit ; Deux types de correccorrec-tions sont appliquées : les correccorrec-tions liées à

l’instrumentation et à l’environnement, et celles qui sont propres à l’utilisateur et à

l’intérêt qu’il porte à la donnée (corrections géophysiques) ;

• Etape 3 : le produit exploitable est colocalisé (une interpolation sur un point théorique

est effectuée) ; Une intercalibration est effectuée entre les différentes missions et on

finit par un filtre pour enlever le bruit blanc HF et suréchantillonner pour récupérer

environ un point environ tous les 10 km ;

Figure2.4 – Missions altimétriques dédiées à la mesure de la topographie dynamique

• Les produits dynamiques

Plusieurs variables sont utiles aux océanographes, comme la topographie dynamique ou

l’anomalie de surface (SLA, Sea Level Anomaly, variations de la hauteur de mer par rapport

à une surface absolue, laquelle est approximée par la SSH moyenne sur plusieurs années).

Deux types de produits existent pour ces mesures : les mesures le long des traces des

satellites, et les produits sous forme de grille, qui sont des interpolations entre les mesures

des différents satellites sur une période de 20 jours. Ces derniers sont produits une fois tous

les sept jours. Par ailleurs, à partir des produits cartographiés de SSH, on peut calculer la

vitesse géostrophique grâce à l’hypothèse géostrophique (section 1.1).

On peut réécrire l’équation 1.13 de la vitesse géostrophique de la façon suivante :











f v

_g

=g^∂SSH

∂x

f u

_g

=−g^∂SSH

∂y

(2.3)

Dans cette étude, on utilise les cartes de SSH et de vitesses géostrophiques fournies par

AVISO (CNES, www.aviso.oceanobs.com). La résolution spatio-temporelle des cartes de

la SSH ou de la vitesse altimétrique dépend du nombre de satellites altimétriques

opéra-tionnels (Le Traon and Dibarboure, 1999). Ainsi, l’utilisation d’au moins deux satellites

est nécessaire pour représenter les grandes structures à mésoéchelle (l’ordre de grandeur

de la taille des phénomènes est supérieure à 75 km) lors de la construction des cartes de

la SSH. Un troisième satellite doit être utilisé pour avoir une estimation correcte de la

vitesse géostrophique à large et mésoéchelle. Quatre satellites sont nécessaires pour avoir

une bonne estimation dynamique de la mésoéchelle pour les structures océaniques plus

pe-tites (de l’ordre de 30 km) (Pascual et al., 2005, 2006). Les échelles plus petites comme la

sous-méoséchelle, ne peut être observées avec les satellites altimétriques actuels (Chavanne

and Klein, 2010). Les missions futures comme la mission SWOT présentée à la fin de cette

section, permettront d’accéder aux échelles plus fines.

Les différentes corrections

Il est nécessaire d’appliquer plusieurs corrections à la mesure altimétrique, afin d’obtenir

des données d’une grande précision.

• Les corrections environnementales

Les différentes couches atmosphériques ralentissent le signal et modifient le temps de

pro-pagation de l’onde. On distingue :

• La correction de troposphère sèche : elle est due à la présence de gaz secs. On corrige

l’erreur grâce à la pression atmosphérique déterminée par les modèles ;

• La correction de troposphère humide : la vapeur d’eau présente dans l’air ralentit

l’onde radar, on la corrige grâce au radiomètre embarqué. Cependant les mesures à

la côte restent insuffisamment corrigées ;

• La correction de réfraction ionosphérique : l’onde radar est perturbée par la traversée

atmosphérique, soit deux mesures de distances altimétriques à deux fréquences

dif-férentes ;

• Biais d’état de mer : le signal retour est déformé par la surface inclinée des vagues.

• Les corrections instrumentales

La précision de la mesure altimétrique dépend de la fiabilité même des instruments.

• Le dépointage représente l’erreur commise sur la direction de l’observation ;

• La correction de l’effet Doppler tient compte du déplacement du satellite pendant la

mesure ;

• La correction du OUS (Oscillateur Ultra Stable) tient compte de la dérive des

ins-truments ;

• La calibration interne tient compte du temps de transit des données à l’intérieur de

l’antenne.

• Les corrections géophysiques

Certains autres phénomènes physiques contribuent à la mesure de la SSH. Il est alors

nécessaire de soustraire les effets de ces phénomènes aux données. Il sont au nombre de

trois :

• Les marées : on peut les distinguer en trois catégories. La marée océanique est le

déplacement de masses d’eau dû à l’attraction des astres, la marée terrestre est la

déformation de la croûte terrestre, due principalement aux forces gravitationnelles

de la lune et du soleil et la marée polaire est causée par le mouvement de rotation

aux pôles ;

• L’effet de charge : déformation de la terre due au poids qu’elle supporte, elle varie

avec la marée océanique ;

• L’effet barométrique de l’atmosphère : lié à la dynamique de l’atmosphère.

Dans le document Couplage des observations spatiales dynamiques et biologiques pour la restitution des circulations océaniques : une approche conjointe par assimilation de données altimétriques et de traceurs (Page 50-54)