Dossier : Climat   
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Le satellite TOPEX-POSEIDON, premières observations


Extrait de la Lettre n°2 du Programme International Géosphère Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le Climat (PIGB-PMRC)

 

 

 

 






1- Principe de la mesure altimétrique.

 

 

 

 

 

 

 

 








 



2-Comparaison de la topographie dynamique "instantanée" obtenue en 10 jours par TOPEX-POSEIDON (en haut) avec celle déduite d'un siècle de mesures in-situ (en bas). Les différences constatées correspondent à des variations saisonnières ou interannuelles ou à des zones dépourvues d'observation in-situ.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



3 -
Géographie des variations du niveau de la mer.

 

 








4 - Variations saisonnières du niveau de la mer en 1993.



5 - Comparaison du niveau de la mer en moyenne zonale sur un trimestre dans l'Atlantique nord.



6 - Propagation d'un signal d'onde de Kelvin en janvier 1993 le long de l'équateur dans l'océan pacifique.





7 - Variations du niveau moyen de la mer observé au cours des 700 premiers jours par T-P.

 


TOPEX-POSEIDON (T-P) a été placé sur orbite le 10 Août 1992 . Sa mission principale est la mesure très précise des courants océaniques et du niveau des mers. Au premier ordre, la surface de la mer épouse une équipotentielle du champ de gravité que l'on appelle un géoide. Cependant, outre que son niveau monte et descend aux rythmes des marées, son élévation inclut la topographie dynamique, qui traduit les courants océaniques. A une latitude donnée, l'intensité des courants de surface est proportionnelle à la pente de la topographie dynamique. C'est ce signal que T-P mesure, afin d'en déduire les variations des courants à l'échelle des mois, des saisons et des années.

Apport et principe de l'altimétrie satellite
On peut bien sûr mesurer directement ou estimer indirectement les courants océaniques. Cependant, l'océan est un milieu difficile d'accès: malgré un siècle d'océanographie, il reste encore des zones où jamais aucune mesure n'a été effectuée. En revanche, un satellite couvre la totalité de la surface de la Terre en quelques jours et cependant toute sa durée de vie. L'altimètre mesure la distance entre le satellite et la surface de la mer (figure 1). Les systèmes d'orbitographie positionnent le satellite par rapport au centre de la Terre. La différence donne donc le niveau de la mer. Les signaux océaniques recherchés vont de quelques centimètres à quelques décimètres. T-P est un succès technique remarquable, car il fournit des estimations du niveau de la mer sous la trace du satellite à une précision instantanée (toutes les secondes) meilleure que 6 cm (écart-type) alors que le satellite vole à 1330 km d'altitude. Pour une zone de 1000 km de côté, cette erreur est de l'ordre de 2 cm pour 10 jours d'observations. Pour le niveau moyen de la mer, elle est de l'ordre de 0,2 cm tous les 10 jours!

En altimétrie satellite, il faut d'abord un instrument radar très précis. En outre, il faut corriger la mesure de tout ce qui peut perturber la propagation et la réflexion du signal radar. Dans le cas de T-P tout a été optimisé pour déterminer ces corrections au meilleur niveau de précision possible: radar et système de poursuite bifréquences pour corriger les effets de propagation dans l'ionosphère; interpolation des champs de pression du modèle du Centre Européen de Prévision à Moyen Terme pour estimer les effets de la pression atmosphérique; radiomètre micro-onde à 3 fréquences pour mesurer les effets de la vapeur d'eau; algorithme dépendant de la hauteur significative des vagues et du vent pour corriger les effets de l'état de la mer sur la mesure de hauteur. Chaque correction est déterminée indépendamment à partir de deux techniques différentes, ce qui donne une grande confiance dans leur qualité. A partir des données elles-mêmes, il est possible d'estimer que le bruit de la mesure de hauteur, toutes corrections faites, est de 3 cm dans la majeure partie des cas !

Pour estimer le niveau de la mer, il faut en outre savoir où est le satellite. C'est ce que permettent les trois systèmes d'orbitographie (le système DORIS, des réflecteurs laser et le système GPS). D'ordinaire, les orbites de satellite ne sont connues qu'à quelques dizaines de mètres près. La comparaison de calculs indépendants, effectués à partir de données de poursuite distinctes, montrent que la précision de l'orbite de T-P est meilleure que 4 cm (écart-type).

Le signal absolu de topographie dynamique
Si on dispose d'un géoide de référence, la différence entre le niveau de la mer et celui-ci donne le signal absolu de topographie dynamique. La figure 2 compare ce que l'on estime à partir du premier cycle de données de T-P avec ce que l'on peut déduire des données hydrologiques de l'Atlas assemblé par S. Levitus. On reconnaît les bosses de 50 à150 cm d'amplitude, calées près des frontières ouest de chaque bassin océanique, et autour desquelles tournent les grands courants anticycloniques subtropicaux comme le Gulf Stream. On repère aussi la dénivellation de plus d'un mètre de hauteur qui contourne le continent Antarctique, et le long de laquelle coule le courant Antarctique Circumpolaire.
Qualitativement, l'accord entre les deux cartes est remarquable. Certaines des différences, comme le petit fossé d'environ 15 cm situé vers 10° N dans l'océan Atlantique tropical correspondent à des fluctuations saisonnières bien connues. Dans certaines zones (surtout dans l'hémisphère sud), les données océanographiques sont trop rares pour que la comparaison soit significative. Malheureusement, le géoide reste encore trop mal connu pour la plupart des besoins de l'Océanographie: sa précision est de l'ordre de 50 cm pour les grandes longueurs d'ondes (de plus de 2 000 km), et encore moins bonne pour les plus courtes longueurs d'ondes. Cependant, par différence entre les traces répétitives du satellite, on peut observer avec une grande précision les variations du niveau de la mer et des courants: c'est ce qui est important pour les études du climat et du changement global.

Les marées océaniques
L'orbite a été choisie de façon à séparer au mieux le signal des marées océaniques de celui des courants. Par effet stroboscopique entre la période de répétitivité de l'orbite du satellite (9,916 jours) et celles des marées, les différentes ondes de marées apparaissent comme autant de signaux de basses fréquences. Par exemple, l'onde lunaire semi-diurne M2 apparaît à une fréquence de 62 jours. En fait, T-P constitue le meilleur système d'observation des marées jamais disponible. Les modèles dynamiques actuels, ajustés à ces nouvelles observations, atteignent une précision de l'ordre de 2,5 cm (écart-ype par rapport à un ensemble d'environ 80 stations marégraphiques réparties sur tout l'océan). C'est une amélioration considérable, d'un facteur 2 à 4, par rapport aux modèles antérieurs.

Géographie des variations du niveau de la mer
Une fois soustraits les effets des marées, la principale source de variation du niveau de la mer est la réponse à la pression atmosphérique; qualitativement, le niveau de la mer s'enfonce de 1 cm quand la pression s'élève de 1 millibar. On appelle ce type de réponse, l'effet baromètre inverse. On pourrait s'attendre à observer des écarts à cet effet parce que l'océan ne peut suivre les fluctuations rapides de l'atmosphère. Le niveau de la mer et les courants varient pour bien d'autres raisons. La figure 3 montre la géographie des variations du niveau de la mer. Leur amplitude peut être très faible (moins de 4 cm; cela témoigne de la grande précision des données), ou dépasser 30 cm dans les régions de courants intenses comme le Gulf Stream ou le courant Antarctique Circumpolaire. Cette carte avait déjà été obtenue à partir des données du satellite GEOSAT, car elle traduit surtout les fluctuations des courants (échelles de l'ordre de 200 km) faciles à extraire des données. Cependant, la carte déduite des données de T-P est plus précise et permet de mieux échantillonner les fluctuations rapides des grands courants. D'autre part, la précision de ces données permet d'observer les signaux de grandes longueurs d'onde, qui sont de très faible amplitude, et qu'on filtrait auparavant en traitant les données des satellites moins précis.

Variations saisonnières du niveau de la mer
Le signal de grande longueur d'onde le plus important est lié au stockage saisonnier de chaleur par l'océan de surface. La figure 4 montre quatre cartes mensuelles du niveau de la mer, par rapport à la moyenne de la première année d'observations.

Dans l'hémisphère nord, le niveau est le plus bas en mars, quand l'océan est le plus froid, tandis qu'il est le plus élevé en septembre, quand il est le plus chaud et le plus dilaté. L'amplitude du signal est maximale et atteint 30 cm dans les régions du Gulf Stream et du Kuroshio car ces courants échangent de grandes quantités de chaleur avec l'atmosphère.

Dans l'hémisphère sud, les variations saisonnières sont nettement plus faibles. En fait, on peut vérifier que cette différence hémisphérique est essentiellement explicable par la plus grande surface d'océan dans l'hémisphère sud. Cela suggère qu'en 1993, la quantité de chaleur stockée saisonnièrement par l'océan a été approximativement égale dans les deux hémisphères, mais répartie sur une plus grande surface dans l'hémisphère sud. La dilatation de chaque mètre carré d'océan sud aura donc été moitié moindre. Cette variation saisonnière faible est en bon accord avec celle que l'on peut calculer à partir des données climatologiques, mais son évolution saisonnière est légèrement différente (figure 5) : vers 40°N, le niveau de la mer est resté très bas jusqu'en avril 1993, ce que ne montre pas la climatologie. Il est trop tôt pour savoir si cet effet est exceptionnel (traduisant une variabilité interannuelle de l'océan Atlantique), et s'il a pu avoir un impact sur le climat.

ENSO 1993
Le niveau des océans tropicaux répond principalement aux fluctuations des vents alizés, mais les perturbations de l'océan tropical se propagent avec leur dynamique propre. On voit ainsi qu'une élévation dépassant 15 cm se propage vers l'est le long de l'équateur à partir du cycle 9 (11 au 21 décembre 1992) jusqu'au cycle 14 (30 janvier au 8 février 1993). En réalité ce signal correspond à une succession de 2 ondes de Kelvin dont la première est interrompue vers 140° Ouest et se dissipe sous forme d'un dipôle d'onde de Rossby (figure 6 ). Simultanément, le niveau de la mer s'élève près des côtes du Pérou. Cela traduit une baisse d'intensité des vents alizés, et correspond à une extension vers l'est des eaux très chaudes stockées à l'ouest de l'Océan Pacifique. A partir du cycle 14, le niveau de la mer se relève en se propageant vers l'ouest, le signal étant plus intense de part et d'autre de l'équateur. Cela traduit un renforcement progressif des vents. En parallèle, un creux apparaît vers 7°N, qui s'intensifie et se propage vers l'Ouest au cours du printemps. Il s'accompagne d'une intensification du contre-courant Nord-Equatorial, qui coule vers l'ouest entre l'équateur et 7°N. De tels effets se produisent chaque année, mais pas avec cette intensité: les signaux observés ici sont la trace du phénomène ENSO (El Niño-Southern Oscillation) de 1993. Depuis, T-P a permis de suivre l'évolution de cet ENSO au cours de l'année 1994. La finesse des observations de T-P va permettre de mieux saisir les relations entre les trois océans tropicaux ainsi qu'entre ceux-ci et les gyres sub-tropicaux.

Niveau moyen de la mer
La figure 7 montre les variations du niveau moyen de la mer pour les 700 premiers jours de données de T-P: on peut obtenir une valeur indépendante pour chaque cycle de 10 jours. Elles présentent un écart type de 0.6 cm, ce qui est déjà remarquable. En fait, la répartition des points suggère un petit signal saisonnier de 0,6 cm d'amplitude. Ces variations sont très petites et peuvent être a priori explicables par diverses erreurs de mesures. Il se peut aussi qu'on voit là un signal réel, qui sera peut-être confirmé par les données à venir.
Avec une telle précision, la détection de la montée moyenne annuelle du niveau des mers, qui est de l'ordre de 1,5 mm par an, pourrait être observable par T-P après quelques années de mesures.

Conclusion
L'observation simultannée du vent (à l'aide du diffusiomètre de ERS 1), de la température de surface (par radiométrie) et de la circulation (par altimétrie) survient avec l'accumulation des données in situ de WOCE et de TOGA, et avec l'émergence de modèles globaux à résolution mésoéchelle ainsi que des modèles couplés océan-atmosphère. Il va donc être possible de comparer partout les observations de courant par T-P, dont certaines seront sûrement inattendues, avec leur simulation réaliste. Cela n'avait encore jamais été possible.

TOPEIX-POSEIDON est une mission franco-américaine réalisée conjointement par le CNES et la NASA.
Le satellite d'environ 2,5 tonnes, lancé depuis Kourou par Ariane fonctionne depuis 1 an avec des performances jamais atteintes, deux à trois fois meilleures que prévues: la topographie moyenne mensuelle à l'échelle d'un bassin océanique est ainsi connue avec une précision de 2 cm.
Les deux radars altimètres embarqués fonctionnent avec une précision de 2 à 3 cm. L'altimètre POSEIDON du CNES, compact, léger et peu consommateur d'énergie fournit des mesures comparables à celles de l'altimètre de la NASA et préfigure les instruments futurs. La précision exceptionnelle du calcul de son orbite (erreur radiale inférieure à 5 cm) est obtenu grâce aux trois systèmes d'orbitographie dont le système DORIS, conçu par le CNES. DORIS est basé sur la mesure du décalage Doppler de fréquences ultrastables, émises par une cinquantaine de balises, réparties sur toute la Terre, dont la position est connue avec une précision de quelques cm.
La mission est entrée en Janvier 1993 dans sa phase opérationnelle de 3 à 5 ans. En France, les premiers résultats ont été exploités par les chercheurs du CNRS, du SHOM, des Universités, de l'ORSTOM, de l'IFREMER, de Météo-France et les ingénieurs du CLS.
Un tel système pourra permettre d'étudier des phénomènes tels que: variations séculaires du niveau de la mer, circulation à grande échelle, anomalies climatiques, tourbillons, géoïde marin, marées, vagues et topographie des calottes polaires.

Contact :
Jean-François Minster
CRGS
UMR39 (CNES-CNRS)
18 av Edouard Belin
31055 TOULOUSE Cedex



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