Télécharger le fichier original (Mémoire de fin d’études)

L’altimétrie spatiale : principe et missions

Principe de la mesure altimétrique

Le principe de mesure d’un altimètre est basé sur le temps que met une onde radar, émise vers la surface de l’océan, pour revenir vers l’instrument émetteur. Plu-sieurs paramètres atmosphériques et de surface entrent en jeu durant ce laps de temps.
L’altimètre à bord du satellite envoie une onde radar au nadir sous la forme d’une pulsation vers la surface de la Terre, avant d’y ˆetre réfléchit vers l’instrument. La mesure du temps que met l’onde pour effectuer un aller-retour permet d’obtenir la distance entre le satellite et la surface de l’océan, appelée distance altimétrique. L’estimation de la hauteur du niveau de la mer nécessite encore la connaissance de la position exacte du satellite sur son orbite (soit, l’altitude du satellite) par rapport à une référence, appelée l’ellipso¨ıde de référence, qui correspond `a la surface de la planète Terre en supposant que son champ de gravité soit constant partout. C’est la différence entre l’altitude du satellite et la distance altimétrique qui définit la hauteur du niveau de la mer, aussi appelée SSH 3. Nous retrouvons dans la SSH :
— la composante fixe du géo¨ıde, définie à partir de l’ellipso¨ıde de référence ;
— et la topographie dynamique de l’océan, distance entre le géo¨ıde et la surface océanique.
Le schéma de la figure 1.3 illustre les différents paramètres entrant en jeu dans le calcul de la hauteur du niveau de la mer par l’altimétrie.
Lors de l’émission de l’onde radar par l’altimètre, celle-ci rencontre différentes sources de perturbations qui doivent ˆetre prises en compte dans le calcul de la dis-tance altimétrique, et par conséquent dans l’estimation de la SSH. Le signal émis dans l’atmosphère est réfract´ par l’effet les différentes couches de la ionosphère et des gaz secs et humides présents dans l’atmosphère, ce qui induit une sur-estimation de la distance altimétrique. Par ailleurs, l’onde radar interagit avec la surface océanique lors de sa réflexion et l’intensit´ de son interaction dépend de la rugosité de surface (caractérisée selon l’intensit´ et la période des vagues générées par le vent). Par construction, la réponse du signal de l’onde radar est différente selon sa réflexion sur un creux ou une crˆete de la vague (le flux d’énergie réfléchit est maximal sur un creux, et minimal sur une crˆete). Il est donc nécessaire de connaˆıtre l’état de surface afin de pouvoir prendre en compte son impact sur la distance altimétrique et corriger l’estimation de la SSH. Enfin, d’autres facteurs viennent perturber le signal de l’onde radar, tels que la dynamique des marées. Des erreurs intrinsèques à l’instrument s’ajoutent également aux corrections à effectuer pour définir la distance altimétrique réelle.

Les missions altimétriques

Depuis le milieu des années 80 avec le lancement du premier satellite Geosat (en 1985), l’altimétrie a bénéfici´ de nombreuses missions, fournissant des mesures de la topographie océanique de manière continue dans le temps et couvrant de plus en plus de surface.
Les années 1990 ont marqué le début de la continuité temporelle des mesures altimétriques, permettant ainsi d’évaluer l’évolution du niveau des océans et son impact climatique à long terme. Dans le cadre de l’observation de l’atmosphère et des océans, l’ESA lance sa première mission altimétrique ERS-1 en 1991, dont la continuité est assurée par les missions ERS-2 en 1995, puis Envisat en 2002 (Ben-veniste et al. (2001)). Les mesures sont aujourd’hui intégrées aux programmes in-ternationaux d’étude du climat (GOOS 4 et GODAE 5/Mercator. La constellation des satellites Sentinel (Sentinel-3A et B) et assurera la continuité des mesures de la mission Envisat (Malenovsk`y et al. (2012)). Sentinel-3A en est le premier et a eté mis en orbite en 2016. L’innovation technologique de son altimètre, par rapport aux missions précédentes, assure une résolution spatiale plus fine des mesures. En effet, contrairement à ses prédécesseurs fonctionnant en mode ”basse résolution”, typique de l’altimétrie conventionnelle (mode LRM 6), l’altimètre sur Sentinel-3A effectuera des mesures ”haute résolution”, en mode SAR 7, permettant d’avoir une description de la surface des océans à 300 m de résolution. Pour une description plus détaillée des deux modes de mesures altimétriques SAR et LRM, on pourra se référer `a Raney (1998) et Wingham et al. (2006).
Fruit d’une collaboration franco-américaine entre le CNES et la NASA, le satel-lite Topex-Poseidon a et´ mis en orbite en 1992. Cette mission, fondée sur la volonté de fournir une description de la circulation océanique à long terme en survolant 95% de la surface océanique en un cycle de 10 jours (Fu et al. (1994)), a perdur´ durant 13 ans. En plus de suivre l’évolution de la topographie des océans et son rˆole dans l’interaction océan-atmosphère, cette mission a permit d’établir les premières tendances de variation du niveau moyen des mers `a l’échelle globale (Larnicol et al. (1995), Ducet et al. (2000)). La série des Jasons assurera la continuité de cette mis-sion avec le lancement de Jason-1 en 2001 (Ménard et al. (2003)), Jason-2 en 2008 (Lambin et al. (2010)) et Jason-3 en 2015. La mission Jason-1 est démonstrative des évolutions technologiques et méthodologiques des instruments entre deux missions successives, tout en assurant la continuité et l’homogénéit´ de leurs mesures. En effet, elle bénéficie de nouvelles contraintes de réduction du poids et de la consommation des instruments, ainsi que du développement et de l’utilisation de méthodes inno-vantes de distribution des données en quasi-temps réel, dans le cadre de la mise en place de l’océanographie opérationnelle (Le Traon et al. (2015) ; Leben et al. (2002)).
Enfin, une collaboration franco-indienne permet la mise en orbite du satellite SARAL en 2012. La principale valeur ajoutée de cette mission provient des mesures en bande Ka de son altimètre AltiKa, d’une part. Habituellement à 13.5 GHz (en bande Ku), les mesures à 35.75 GHz fournissent une meilleure résolution spatiale (de 8 km de diamètre, contre 20 km pour les mesures Jason-2 et 15 km pour Envi-sat), permettant une observation plus fine de la hauteur des vagues, ainsi que des glaces, des zones cˆotières et des eaux continentales. Les apports et exigences de cette mission sont détaillés plus amplement par Verron et al. (2015).
Grˆace à l’évolution des instruments d’une part, et des méthodes d’estimation du positionnement du satellite sur son orbite d’autre part (Tapley et al. (1994) ; Scharroo and Visser (1998) ; Luthcke et al. (2003)), les mesures de la topogra-phie océanique bénéficient d’une précision de plus en plus fine. Les bilans d’er-reurs des mesures GDR 8, moyennés sur un intervalle de temps de 1 s, ont en ef-fet evolu´ de quelques centimètres pour la mission Geosat au centimètre aujour-d’hui. L’amélioration des connaissances de l’état de mer et de la transmission at-mosphérique ont également fortement contribué `a cette évolution de la précision des mesures. Le tableau 1.1 regroupe l’ensemble des missions altimétriques et les collaborations impliquées, leurs périodes de validité, ainsi que la précision des me-sures altimétriques correspondantes. Parmi elles, les missions futures sont également citées.
Dans le cadre des exigences actuelles en océanographie (définies par le GCOS 9, WMO (2011)), de futures missions altimétriques vont voir le jour dans les années qui suivent. Elles ont comme objectif commun de fournir des mesures de la topographie avec des échantillonnages plus fins en temps et en espace, afin de favoriser l’accès aux petites échelles et de réduire les incertitudes `a l’échelle régionale.
Dans ce but, de nouvelles technologies sont exploitées, telle que l’interférométrie radar `a fauchée dans le cas de l’altimètre de la future mission SWOT, dont l’objectif est double :
— sur le plan de l’océanographie : une description plus fine de la circulation océanique méso-échelle et sub-méso-échelles, notamment pour permettre la détection et le suivi des tourbillons océaniques et ainsi évaluer leur impact sur la circulation océanique globale. La technologie de mesures `a double fauchée permettra par exemple de couvrir beaucoup plus de surface océanique au cours d’un cycle, comme le montre la figure 1.4 ;
— sur le plan de l’hydrologie : le suivi du cycle de l’eau pour contribuer à la gestion durable des ressources en eau.
Dans la continuité de la mission Jason-3, le lancement de Jason-CS / Sentinel-6 est prévu en 2020, dans le cadre d’une collaboration entre l’ESA, EUMETSAT, l’Union Européenne, la NOAA, le CNES et la NASA (Scharroo et al. (2016)).
Etant principalement dédiée `a l’océanographie, en couvrant près de 95 % de la surface océanique (hors zones de glace), ses instruments sont similaires `a ceux de ses prédécesseurs. En revanche, leurs technologies évoluent afin de suivre l’évolution de la circulation océanique `a des échelles encore plus fines. L’altimètre Poséidon-4 de la mission Jason-CS travaillera notamment en mode interleaved, capable de fournir non-seulement des mesures moins bruitées et plus résolues grˆace au mode SAR, mais aussi de produire en simultané des mesures en mode LRM avec des performances similaires `a celles des missions de la série des Jason (assurant ainsi la continuité avec les missions passées ; Moreau (2017)).

Les corrections altimétriques

Une étape importante pour l’estimation du niveau de la mer à partir des me-sures altimétriques est la correction de la distance altimétrique des diverses per-turbations atmosphériques, de la surface, et instrumentales. Plusieurs facteurs de nature différente contribuent de manière plus ou moins importante à retarder le si-gnal entre l’émission initiale de l’onde radar et son retour vers l’altimètre. Il est donc indispensable d’isoler la contribution de chaque elément afin de minimiser l’erreur commise sur l’estimation finale du niveau des océans. On catégorise les différentes corrections selon leur nature (voir le tableau récapitulatif 1.2).
On distingue en premier lieu les corrections instrumentales, directement liées à l’altimètre. De l’ordre de quelques centimètres, elles concernent notamment les er-reurs liées aux dérives de datation des horloges internes de l’altimètre.
Les corrections de surface interviennent du fait de la réflexion de l’onde radar sur la surface océanique. Elles sont dues au biais d’état de mer et à l’effet du ba-romètre inverse. Le biais d’état de mer est dˆu à la réflexion hétérogène de l’onde radar à la surface de l’océan, de par la présence de vagues au sein de son empreinte au sol, les creux réfléchissant plus de signal que les bosses. Il est détermin´ par des algorithmes empiriques et varie de quelques dizaines de centimètres selon la hauteur des vagues. Par ailleurs, l’impact des variations de la pression atmosphérique sur la surface océanique est prise en compte par l’effet du baromètre inverse. Selon la pression atmosphérique, cette correction est de l’ordre d’une dizaine de centimètres.
Les corrections des marées incluent à la fois les marées océaniques (mouvement périodique des masses d’eau du fait des forces de gravitation du soleil et de la lune), les marées solides (élévation de la croˆute terrestre également dˆu à l’effet gravitation-nel entre le soleil et la lune) et polaires (dues aux variations de l’axe de rotation de la Terre). La correction due aux marées océaniques varient de 1 m en plein océan à 15-20 m près des cˆotes. Quand aux corrections des marées solides et polaires, elles sont de l’ordre de 50 cm et 2 cm, respectivement.
Enfin, l’atmosphère n’étant pas homogène, les corrections dues `a la propagation de l’onde radar dans les différentes couches de l’atmosphère sont également prises en compte `a cause du phénomène de réfraction. La présence d’électrons dans la ionosphère induit une correction ionosphérique, de l’ordre de quelques dizaines de centimètres. Les gaz et la vapeur d’eau des différentes couches atmosphériques im-pliquent la nécessit´ d’une correction troposphérique sèche et humide, variant de 2-3 mètres pour la correction troposphérique sèche et de 0 à 50 cm dans le cas de la correction troposphérique humide.
Une des applications phares de la topographie dynamique des océans réside dans l’estimation de la hauteur du niveau moyen des océans (MSL 17), une des variables clés du changement climatique. Celle-ci est estimée `a 3.4 mm/an sur la période de 1993 à 2008 (Ablain et al. (2009)), avec de fortes variations saisonnières, essentielle-ment gouvernées par les évènements ENSO (El NiNo Southern Oscilation). L’erreur associée est aujourd’hui estimée à +/-0.6 mm/an. Un bilan d’erreur de chacune de ces corrections sur l’estimation du MSL (Ablain et al. (2009)) met en évidence la contribution majoritaire de la correction troposphérique humide : pour une erreur de MSL de +/-0.6 mm/an entre 1993 et 2008, l’erreur due à la correction troposphérique humide est de +/- 0.3 mm/an (voir le tableau 1.2). Ainsi, indissociable des mesures altimétriques, et dans un soucis constant d’amélioration de la précision des mesures altimétriques, la correction troposphérique fait encore l’objet de nombreuses études.
Elle souffre en particulier d’un décalage croissant entre la résolution spatiale des mesures permettant de l’estimer (dépendante de la mission, au mieux de 10 km de diamètre dans la cas de la mission SARAL/AltiKa) et la résolution des mesures altimétriques, en constante évolution vers des précisions de plus en plus fines (les mesures SAR, déj`a opérées par les altimètres à bord de la mission Sentinel-3A et Cryosat, un satellite mission altimétrique dédiée `a l’observation des glaces polaires, fournissent des mesures jusqu’`a 300 m de résolution). Par ailleurs, la correction troposphérique humide dépendant directement du contenu en vapeur d’eau de l’at-mosphère, est très variable dans le temps et l’espace. Il est donc actuellement très difficile d’appréhender son comportement aux plus petites échelles et ainsi d’évaluer son impact sur les mesures altimétriques. Ces aspects incitent donc d’adapter `a la fois les instruments permettant de mesurer la correction troposphérique humide, et les algorithmes d’estimation.

La correction troposphérique humide

Les différentes sources de mesure

Lors de son passage dans la troposphère, l’onde radar est réfractée par la présence des différentes molécules de gaz, induisant un allongement de la distance parcourue le long de son trajet satellite-surface-satellite. La température, la pression, l’humidité et l’eau liquide nuageuse gouvernent l’intensit´ de cette réfraction (Liebe (1985)). Afin de détailler la contribution de chacun de ces paramètres au retard du signal altimétrique, nous reprenons la démarche de Fu and Cazenave (2000).
Pour un altimètre situé `a la distance R de la surface océanique, au nadir, la correction liée au retard de l’onde radar lors de son passage dans un milieu non-dispersif est exprimée en fonction de son indice de réfraction η par :
c Z T η − 1
ΔR = dt (1.1)
o`u c est la vitesse de la lumière et T est le temps mis par l’onde radar pour effectuer l’aller-retour entre l’altimètre et la surface de l’océan. La réfractivit´ du milieu étant définie par N = 106(η − 1), avec dz = ηc dt, la correction ΔR peut s’exprimer plus simplement par :
Z R
ΔR = 10−6 N(z)dz (1.2)
La réfractivit´ N varie selon le type de gaz que traverse l’onde radar : les gaz secs tels que l’ozone ou l’oxygène, n’ont pas le mˆeme effet sur la réfractivit´ que la vapeur d’eau ou de l’eau liquide nuageuse. On distingue ainsi la réfractivit´ des gaz secs, `a l’origine de la correction troposphérique sèche (ΔRdry), dont l’ordre de grandeur est précis´ dans le tableau 1.2 ; et la réfractivit´ de la vapeur d’eau et de l’eau liquide nuageuse, à l’origine de la correction troposphérique humide (ΔRvap,liq). Cette dernière fait l’objet de cette thèse.
La réfraction due `a l’eau liquide nuageuse est définie par : Nliq(z) = βliq.ρliq(z) (1.3)
o`u ρliq est la densit´ d’eau liquide nuageuse et βliq une constante, déterminée de manière empirique (βliq = 1.6 × 106 cm3/g), issue de Resch (1984). En reprenant l’équation 1.2 de la correction de la distance altimétrique en fonction de la réfractivit´ N(z), la part de l’eau liquide nuageuse s’exprime par : ΔRliq = 10−6 Nliq(z)dz = 1.6Lz (1.4) où Lz = R0R ρliq(z)dz est le contenu intégré en eau liquide nuageuse, de la surface au sommet de l’atmosphère. Dans l’hypothèse de conditions non-précipitantes, l’es-timation de Lz par mesures micro-ondes passives à différentes fréquences (Keihm and Ruf (1995) ; Wentz (1997)) résulte en une correction ΔRliq ne dépassant que rarement 1% de la part de la vapeur d’eau dans la correction troposphérique hu-mide totale. De ce fait, celle-ci sera exprimée dans la suite de cette thèse en terme de vapeur d’eau seulement. Nous l’appellerons DH par la suite.

Table des matières

1 Introduction 
1 Des besoins en altimétrie de plus en plus complexes
2 L’altimétrie spatiale : principe et missions
2.1 Principe de la mesure altimétrique
2.2 Les missions altimétriques
2.3 Les corrections altimétriques
3 La correction troposphérique humide
3.1 Les différentes sources de mesure
3.2 Les mesures radiométriques
3.2.1 Principe de la mesure
3.2.2 La température de brillance
3.2.3 Le transfert radiatif
3.2.4 Les différentes fréquences et leurs sensibilités
3.3 Les algorithmes actuels
3.3.1 Les algorithmes empiriques
3.3.2 Les algorithmes semi-empiriques
3.3.3 Les données d’entrée
3.3.4 Les limites
3.4 L’approche variationnelle uni-dimensionnelle (1D-Var)
2 L’approche variationnelle 1D pour la restitution de la correction troposhérique humide 
1 L’assimilation de données
2 La méthode 1D-Var : application `a l’estimation de la correction troposphérique humide
3 L’opérateur d’observation : le modèle de transfert radiatif
4 Le vecteur de contrˆole : les paramètres atmosphériques
4.1 Le modèle ECMWF
4.2 Le modèle AROME
5 Le vecteur d’observation : les températures de brillance
3 Apport de l’approche 1D-Var pour l’estimation de la correction troposphérique humide sur océan
1 Analyse de sensibilité et paramétrisation du 1D-Var
1.1 Sensibilité aux erreurs sur les profils d’ébauche
1.1.1 La résolution verticale des profils
1.1.2 Variabilité des profils d’ébauche
1.1.3 Construction d’un simulateur de radiomètre : les pseudomesures
1.1.4 étude de sensibilité aux erreurs sur les profils d’ébauche
1.2 Les températures de brillance
1.2.1 Le bruit instrumental
1.2.2 La correction de biais des températures de brillance
1.2.3 Les différentes fréquences
1.3 Conclusions : impact de l’ébauche et des observations sur l’erreur systématique du 1D-Var
1.4 Les matrices de covariances d’erreurs
1.4.1 Les erreurs d’observations
1.4.2 Les erreurs d’ébauche
2 Résumé de l’article soumis dans Journal of Atmospheric and Oceanic Technologies (AMS)
3 A 1D-Var Approach to Retrieve Wet Tropospheric Correction from Current and Future Altimetry Missions
3.1 Introduction
3.2 Data and methods
3.2.1 Microwave radiometer datasets
3.2.2 The 1D-Var approach
3.3 Evaluation of the 1D-Var retrievals using simulated data
3.3.1 Assimilation of ‘low frequency’ Pseudo-TBs
3.3.2 Assimilation of high frequency measurements
3.4 Impact of real observations on retrieved WTC
3.5 Discussions and conclusions
4 Apports de l’approche 1D-Var pour l’estimation de la correction troposphérique humide en régions cˆotières 
1 Résumé de l’article en préparation
2 A 1D-Var approach for Wet Tropospheric Correction estimation over coastal areas, for current and future altimetry missions
2.1 Introduction
2.2 Data and method
2.2.1 Atmospheric data and radiometer measurements
2.2.2 1D-Var settings
2.2.3 Dynamic estimation of land surface emissivity
2.3 1D-Var WTC estimation over coastal regions using ”pseudo-TB-observations”
2.3.1 Which surface emissivity over coastal areas ?
2.3.2 Performance assessment of the 1D-Var over coastal areas
2.4 Impact of actual measurements on coastal 1D-Var retrieved WTC
2.4.1 Use of atmospheric data from the global ECMWF model
2.4.1.1 Regional analysis
2.4.1.2 Global analysis
2.4.2 Use of atmospheric data from the AROME highresolution model
2.5 Discussion
2.6 Conclusions
3 Vers une exploitation plus fine des émissivités de surface sur les surfaces hétérogènes
5 Vers l’estimation de la correction troposphérique humide sur glace de mer : analyse des émissivités de surface 
1 Résumé de l’article publié dans Transactions of Geoscience and Remote Sensing, (IEEE)
2 Sea Ice Surface Emissivity at Microwave Frequencies : Impact of the Surface Assumptions and Potential Use for Sea Ice Extent and Type Classification
2.1 Introduction
2.2 Microwave emissivity estimation and sea ice products
2.2.1 Sea ice products
2.2.2 Retrieving AMSU surface emissivity using two surface assumptions
2.3 Analysis of estimated microwave emissivity
2.3.1 Specular versus Lambertian emissivities : variation with scan position
2.3.2 On the frequency dependence of the sea ice emissivities
2.4 Using microwave emissivities to separate open seas from sea ice regions
2.4.1 Emissivity estimates to separate sea ice and open sea regions
2.4.2 Arctic sea ice extent from microwave surface emissivities
2.5 Characterizing sea ice surface emissivity properties
2.5.1 FY ice
2.5.2 MY ice
2.5.3 Mixed ice
2.5.4 Towards Arctic sea ice characterization using a statistical clustering method
2.6 Summary and conclusions
3 Apports des résultats pour l’estimation de la correction troposphérique humide aux interfaces mer/glace de mer
6 Conclusions, perspectives 

Télécharger le rapport complet