Les mesures satellitaires prétendent mesurer l’élévation du niveau de la mer avec une précision millimétrique. Or La précision des radars altimétriques s’exprime en centimètres [1]. Comment dans ces conditions parvient-on à mesurer un taux d’élévation du niveau de la mer de 3,4 mm par an sur la période 1993-2015 ? Selon la NASA, c’est en moyennant les quelques centaines de milliers de mesures collectées pendant des cycles de dix jours [2] que le niveau moyen de la mer peut être mesuré avec une précision de quelques millimètres. Il est légitime de se poser la question de la fiabilité de ces retraitements de données aboutissant à une précision de quelques millimètres sur une période de 22 années. La question est d’autant plus pertinente que les sources d’erreurs sont potentiellement nombreuses et qu’une erreur instrumentale des radars embarqués sur les satellites qui a conduit à surestimer de 1,5 mm par an la vitesse d’élévation de la mer de 1993 à 1998, vient d’être révélée au grand public (Le Monde du 27 avril 2017).
1. L’altimétrie satellitaire, principes
On mesure le temps de retour d’une onde radio émise verticalement par un radar embarqué sur le satellite. L’écho de chaque impulsion permet de déterminer la distance entre le satellite et le niveau de la mer.
La figure ci-dessus illustre le principe de la mesure :
Hs est l’altitude du satellite au dessus de « l’ellipsoïde de référence »,
Ha distance « altimétrique » mesurée par le radar s’obtient par la relation :
2 Ha = C T (où T est le temps d’aller-retour du signal radar et C est la vitesse de la lumière)
On en déduit la valeur relative Hm du niveau de la mer, par la relation :
Hm = Hs – Ha – Hg
où Hg est l’écart entre le géoïde[3] et l’ellipsoïde[4] de référence par rapport auquel est repéré le satellite.
Crédit aviso (http://www.aviso.oceanobs.com/fr/altimetrie/principe/principe-de-base/index.html)
Les principes étant posés, la mise en œuvre de cette technique et l’exploitation des mesures soulèvent de grandes difficultés :
Une résolution de 1 cm exigerait un impulsion de 0,3 nanosecondes (soit une largeur de bande supérieure à 3 GHtz) ce qui est impossible; en pratique donc, le radar du satellite envoie une succession d’impulsions brèves (1000) et enregistre les signaux reçus en écho après réflexion des ondes incidentes sur la surface de la mer.
Pour déterminer la variation du niveau de la mer avec une précision au centimètre, l’orbite du satellite Jason -2 qui gravite à une altitude de 1336 kms doit ainsi être connue avec une précision au moins équivalente soit inférieure au centimètre.
Le signal du radar n’a pas l’étroitesse d’un rayon laser : il quitte le radar avec un écartement qui grandit avec la distance parcourue. Dans sa course de 1 336 km le faisceau « illumine » un cercle d’océan de 2 à plus de 10 kms en fonction de l’état de la mer et de la hauteur des vagues.
Crédit : www.coastalt.eu
Plus la mer est forte, plus le diamètre de l’empreinte est grand : 2 kms par mer calme, 5,5 kms avec des vagues de 3 mètres, 11,7 kms avec des vagues de 15 mètres.
Ajoutons à cela le fait que la couverture géographique des mesures n’est pas de 100%: en effet, le plan de l’orbite du satellite étant incliné de 66 degrés sur le plan équatorial, les zones océaniques au nord de 66°N ou au sud -66°S ne sont pas couvertes. D’autre part, les mesures ne peuvent pas être faites lorsque des terres (où de la glace) se trouvent dans l’empreinte du satellite car celles ci renverraient des échos qui fausseraient les résultats. Les zones situées dans un rayon de 3 à 5 kilomètres des côtes, d’îles et même d’atolls ne sont donc pas couvertes.
2. De multiples corrections sont apportées lors de l’exploitation des données
A la correction des erreurs instrumentales s’ajoute celle de biais externes : état de la mer, de l’atmosphère, marées, correction géoïdale, rebond isostatique à l’aide de modèles dont certains sont reconnus comme frustres.
2.1 L’état de la mer
Les vagues produisent des irrégularités dans la durée de retour de l’onde écho. Il en résulte des fluctuations du signal d’écho : les creux de vague tendent à focaliser le faisceau tandis que les crêtes tendent à disperser le signal ; ainsi par exemple un creux de 1mètre provoque un retard 6,7 nano seconde. Selon le CNES la précision du modèle de correction d’état de la mer demeure limitée : pour une hauteur de vagues de 2 mètres, le biais est d’environ 10 cm, et l’erreur reconnue dans la correction de ce biais est « approximativement » de 1à 2 cm.
2.2 L’état de l’atmosphère
Le signal du radar ne se propage pas dans l’air de la même façon que dans le vide : dans la troposphère l’indice de propagation dépend des conditions de pression et de température, ainsi que de l’humidité; il est sensible à la présence des électrons libres dans l’ionosphère. Ces biais nécessitent une correction qui est de l’ordre de 1 à 10 cm. La correction de troposphère humide représente l’incertitude la plus importante (+/-0.3 mm/an) sur toute la période altimétrique.
2.3 La pression atmosphérique
Le niveau de la mer s’enfonce de 1 cm quand la pression s’élève de 1 millibar. C’est l’effet baromètre inverse.
2.4 Les corrections géoïdales
Le géoïde présente des ondulations (de -100 à + 60 Mètres) en fonction de la topographie dynamique de l’océan. L’écart entre le « géoïde » et l’ellipsoïde de référence n’est donc pas constant et dépend du lieu de la mesure par rapport auquel est repéré le satellite. Ces altérations sont corrigées par des modèles dits de correction géoïdale qui ont une bonne précision à de grandes échelles spatiales (>2000 kms), mais ne peuvent pas déterminer localement le géoïde avec la précision suffisante [5] : des erreurs de deux mètres peuvent ainsi être atteintes. C’est pourquoi on répète de nombreuses fois la mesure radar aux mêmes points de passage [2]du satellite et on détecte les variations relatives de cet écart par rapport à une valeur moyenne.
2.5 Les marées
La topographie de la surface océanique par rapport au géoïde, n’est accessible qu’après une très bonne correction des marées dont la contribution à la variabilité altimétrique est dominante, d’autant que cette correction doit prendre en compte un cycle de répétition astronomique des marées de 18.5 années. Les altimètres placés à bord de satellites repassent sur la même trace à des intervalles de temps régulier mais les mesures en un point donné ne sont disponibles qu’à des intervalles de temps supérieurs aux périodes fondamentales de la marée, ce qui en interdit l’analyse selon les méthodes classiques. Le manque d’informations temporelles en un point serait compensé, par l’abondance des informations spatiales[6].
2.6 La Correction du rebond isostatique
Le rebond isostatique se définit comme le soulèvement de masses terrestres consécutif à la déglaciation et plus précisément à la fonte des calottes glaciaires. Une correction doit donc être apportée pour tenir compte de ce rebond toujours en cours. Mais la correction est différente de celle appliquée aux marégraphes parce que les satellites mesurent le niveau de la mer par rapport au centre de masse de la terre, par opposition aux marégraphes qui la mesurent par rapport à la surface de la terre solide. Une correction de 0,3 mm par an est ajoutée à la vitesse de l’élévation du niveau de la mer observée par les altimètres de façon que l’estimation reflète le changement de volume des océans (Douglas et Peltier, 2002).
Crédit : Pierre-Yves Le Traon Ifremer
SSH (Sea surface Heignt) = Géoïde + topographie dynamique + « bruits » [7]
3. Des biais inter missions de plusieurs centimètres
La courbe d’élévation du niveau de la mer de l’ère satellitaire intègre des mesures des missions qui se sont succédées depuis 1993 (Topex/Poseidon et ses successeurs Jason 1et 2), ainsi que les données recueillies pendant les périodes de recouvrement des missions.
Or d’importants biais inter missions ont été détectés : R.S. NEREM [8](Université du Colorado) et ses collègues ont trouvé des écarts très importants entre les missions : 99.6 mm ± 1.3 mm entre TOPEX et Jason 1 de et de 75.3 mm ± 0.6 mm entre Jason-1 and Jason- 2, et cela bien que l’altimètre de Jason 2 soit l’exacte réplique de celui de Jason 1. Les auteurs avouent d’ailleurs n’avoir trouvé aucune correction expliquant ce biais de 75 mm entre deux altimètres identiques.
Biais inter missions
3.1 Les données Envisat ne sont pas cohérentes avec les données Jason
Un document CNES (Centre National d’Etudes Spatiales) intitulé « Cross calibration Envisat-Jason [9]» montre pour la période 2004-2010 une pente des données ENVISAT de 1,3 mm par an (contre 2,49 mm par an pour Jason).
Calibration Envisat-Jason (Source Aviso-Cnes)
Source : CNES/ESA
4.Les données brutes disponibles ne montrent pas (ou peu d’augmentation)
La comparaison des données brutes avec les données calibrées donne la mesure des corrections effectuées avec toutes les incertitudes s’y rattachant. En mai 1997, RS NEREM [10](University of Colorado) rapportait une élévation moyenne de 0,5 mm par an pour les trois premières années et demi (3,5 années) de la mission Topex/Poseidon (données brutes); après calibration (à l’aide des données de marégraphes) la hausse est réévaluée à +2,8 mm par an.
En juin 1997, le même auteur [11]après correction d’une erreur récemment découverte dans les mesures, estime l’élévation moyenne de 0,2 mm par an (données brutes); des comparaisons avec des mesures de marégraphes suggérant une dérive résiduelle des mesures satellitaires de −2.3±1.2 mm par an (l’origine de cette dérive restant selon l’auteur inconnue), le conduit à une évaluation après calibration de +2.1±1.3 mm, « en cohérence statistique avec les données des marégraphes sur une période de 50 ans ».
Nils-Axel Mörner [12]océanographe suédois (climato sceptique) affirme qu’après neutralisation des effets El Niño de 1997/1998, la pente d’augmentation du niveau de la mer apparaît plate ; il produit la courbe suivante :
Changement du niveau de la mer ( en mm) tels qu’enregistrés par TOPEX/POSEIDON entre Octobre 1992 et Avril 2000: données brutes avant filtrage ou moyenne glissante.
La courbe de Nils-Axel Mörner est la réplique d’une courbe archivée sur le site de John Daly [13](autre climato sceptique) qui présente les données brutes TOPEX/Poseidon (établies par le CNES) pour les cycles 011 au 276, soit d’octobre 1992 à avril 2000 :
Global MSL variation acc. to TOPEX/Poseidon satellites ( CNES onlin) MSL data for TOPEX-Poseidon cycle 276 (1993-2000)
5. Des marégraphes pour valider les mesures satellitaires.
Les mesures satellitaires sont calibrées à l’aide des marégraphes. Le CNES et la NASA font des vérifications « in situ » le long de la trajectoire du satellite (en Corse pour le CNES, sur une plate-forme pétrolière « off shore » pour la NASA à Harvest au large des côtes de Californie). Selon la NASA[14] toute incohérence inattendue entre le satellite et les mesures à terre sont attribuées à une erreur dans les mesures satellitaires.
Autrement dit, on utilise un système « bruité » pour corriger des données qui ne le sont pas moins.
Cet article a été rédigé à l’aide des sources suivantes :
- ENS de Lyon – Eduscol (http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/CSP-Jason-mesure-niveau-ocean.xml)
- OSTM Jason 2 products handbook (CNES – 13 mai 2015) http://www.ospo.noaa.gov/Products/documents/J2_handbook_v1-8_no_rev.pdf
- Satellite altimetry (Cours de Pierre-Yves Le Traon Ifremer, Brest FRANCE)
[1] . Les spécifications de Jason 2 indiquent un “budget” erreur de 3,5 centimètres à la fin de la phase de vérification des missions
[2] La période de rotation du satellite est de 112 minutes et à chaque tour sa trace verticale sur la surface terrestre est décalée de 315 km à l’équateur. Le satellite repasse sur le même point au sol au bout de 9,9156 jours.
[3] Le géoïde est le niveau théorique de la mer si elle était au repos : c’est la surface équipotentielle d’altitude nulle qui est celle qu’aurait l’ensemble des océans recouvrant la terre en l’absence de tout mouvement marin ou atmosphérique.
[4] L’ellipsoïde de référence définit un repère du référentiel terrestre : c’est un ellipsoïde de révolution autour de l’axe des pôles dont le centre correspond idéalement au centre de masse de la terre et de demi-axes égaux à 6378 km (rayon de l’équateur) et 6357 km (demi-petit-axe d’un méridien).
[5] Actuellement des estimations régionales de ces variations sont disponibles grâce à la mission GRACE, mais uniquement depuis 2002. Elles ne peuvent donc être utilisées pour calculer les pentes régionales et globale du MSL sur toute la période altimétrique. https://www.aviso.altimetry.fr/fr/donnees/produits/produits-indicateurs-oceaniques/niveau-moyen-des-mers/validation.html
[6] Selon le très officiel REFMAR (Réseaux de référence des observations marégraphiques) : http://refmar.shom.fr/fr/applications_maregraphiques/etalonnage-de-l-altimetrie-satellitale
[7] Satellite altimetry (Cours de Pierre-Yves Le Traon Ifremer, Brest FRANCE)
[8] Estimating Mean Sea Level Change from theTOPEX and Jason Altimeter Missions – Marine Geodesy 2010 http://www.science.earthjay.com/instruction/CR_eureka/2014_spring/FNR_66/activities/activity_08/nerem_etal_2010_SLR_topex_jason.pdf)
[9] CNES : http://www.aviso.altimetry.fr/fileadmin/documents/OSTST/2010/oral/19_Tuesday/Tuesday_afternoon/faugere.pdf
[10] Survey in Geophysics Characterization of Global Mean Sea Level variations observed by topex/Poseidon using empirical orthogonal fonctions (mai 1997) – (http://link.springer.com/article/10.1023%2FA%3A1006596211926#page-2)
[11] Geophysical research letter : Improved determination of global mean sea level variations using TOPEX/POSEIDON altimeter data (juin 1997) http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/97GL01288/full
[12] Nils-Axel Mörner : Estimating future sea level changes from past records in Global and planetary change (mai 2003)
[13] http://www.john-daly.com/ges/msl-rept.htm
[14] Jet Propulsion Laboratory de la NASA ( http://sealevel.jpl.nasa.gov/technology/)