## 2. UN BREF HISTORIQUE DE LA METHODE DE CENTRAGE

La première étape, "historique", remonte aux années 1970, période où les calculateurs ne permettaient pas de prendre en compte de très nombreux paramètres, sans un coût important en temps de calcul et une divergence certaine des solutions, même à très court terme (quelques jours). Au moins deux groupes se sont lancés dans cette méthode, qui allait très vite devenir une méthode combinée, avec une composante analytique et une autre numérique. Il s'agit des groupes du Goddard (Wagner, 1973) et du Groupe de Recherches en Géodésie Spatiale (GRGS) du CNES (travaux initiés par Georges Balmino et Nicole Borderies (Borderies, 1976)).

Ensuite, la méthode a trouvé quelques raffinements, numériques pour la plupart, rendus nécessaires en raison de la grande complexité de la partie analytique, eu égard à la précision des observations qui de plus, allait croissante. Il faut attendre la fin des années 1980 et le début des années 1990, avec les travaux de P. Exertier (Exertier, 1988) puis de G. Métris (Métris, 1991), pour atteindre une cohérence de la modélisation analytique qui permette des applications concrètes à un niveau de précision élevé, de l'ordre de 10⁻⁸ à quelques 10⁻⁹ en relatif. Ces applications sont traduites dans (Bruinsma, 2002).

Ces derniers travaux ont cependant été limités, pour des raisons analytiques profondes : les développements proposés dans (Métris et Exertier, 1995), en tant que premiers vrais développements analytiques à ordre élevé, utilisent les variables canoniques de Delaunay. Un tel choix limite au maximum la complexité de la moyennisation des équations mais ces variables sont singulières pour les faibles excentricités. Comme beaucoup de satellites sont lancés sur des orbites quasi-circulaires, il a été nécessaire de repenser l'intégralité de la méthode, et de l'exprimer en éléments non singuliers en excentricité (Deleflie, 2002). Dès lors, la méthode de centrage peut s'appliquer à toute une constellation de satellites géodésiques, sans être limitée aux satellites excentriques. Or, c'est là un critère fondamental afin de décorréler les coefficients du champ de gravité.

## 3. LA SPECIFICITE DE LA METHODE DE CENTRAGE

Pourquoi spécifique ? Parce qu'elle repose sur l'élimination de la variable rapide, et ce, à la fois dans le système des équations de la dynamique (définissant ainsi un modèle moyen), et dans les orbites ajustées sur les mesures (définissant là la notion d'éléments moyens observés).

### 3.1. L'ÉLIMINATION DE LA VARIABLE RAPIDE DES ÉQUATIONS DE LA DYNAMIQUE.

La méthode consiste à éliminer analytiquement la dépendance des équations du mouvement avec l'analgie moyenne du satellite. Cette élimination est effec-

tuée, quand c'est possible, dans un cadre hamiltonien, ou par quadratures numériques. Elle s'inspire de l'algorithme de (Deprit, 1969). Le résultat est un système différentiel moyen, déduit des équations osculatrices de la dynamique par transformation analytique. Ce système moyen est intégré numériquement, avec un pas d'intégration environ 100 à 1000 fois plus grand que celui utilisé dans les méthodes purement numériques. La méthode de centrage est ainsi qualifiée de semi-analytique. Voir Figure n° 1.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Fig. 1 :** Le mouvement osculateur est régi par des équations de la dynamique</figcaption></figure>

(les classiques équations de Gauss et de Lagrange) qui contiennent à la fois des longues et des courtes périodes. La théorie du mouvement moyen repose sur l'intégration numérique des équations moyennes de la dynamique, qui ne contiennent plus de courtes périodes. Elles sont obtenues par transformation analytique des équations osculatrices. Parallèlement, les courtes périodes doivent être éliminées des orbites osculatrices ajustées sur les mesures issues des différentes techniques de géodésie spatiale, de manière à disposer de quantités observées d'une nature comparable à celles qui sont modélisées.

Il est à noter qu'une telle approche nécessite de décrire le mouvement orbital à l'aide d'éléments orbitaux, et non pas à l'aide de positions et de vitesses, variables dont les amplitudes subissent au cours d'une révolution du satellite des variations très importantes.

Les orbites moyennes sont donc naturellement décrites en éléments orbitaux. La présence de singularités dans les équations de la dynamique exprimées à l'aide des éléments kepleriens limitait fortement les possibilités d'application, puisque ces équations contiennent explicitement des divisions par l'inclinaison et l'excentricité. Nous avons mis en évidence de grandes différences de comportement dynamique entre des orbites d'excentricités faibles différentes (Deleflie, 2002). Ces différences ont justifié les nouveaux développements de la méthode, maintenant formulée en éléments non singuliers en excentricité : dans CODIOR, le programme qui intègre les équations différentielles moyennes de la dynamique, les équations moyennes vérifiées par l'excentricité *e* et l'argument du périgée *ω* sont désormais remplacées par
celles vérifiées par les éléments $C = e \cos \omega$ et $S = e \sin \omega$. Pour éliminer réellement la singularité à tous les niveaux, il a fallu déterminer et programmer à nouveau l'ensemble des équations de la dynamique en éléments non singuliers en excentricité : problème des deux corps, sensibilités, équations du mouvement, élimination analytique de la variable rapide. Les tests de ces nouveaux développements montrent que la formulation en éléments non singuliers mène à des résidus plus petits que ceux obtenus avec les éléments kepleriens classiques dès lors que l'excentricité est plus petite que quelques $10^{-2}$.

## 3.2. L'ÉLIMINATION DE LA VARIABLE RAPIDE DES "OBSERVATIONS".

Il faut aussi pouvoir déduire, à partir des observations de géodésie spatiale (mesures de distances par exemple), des éléments moyens "observés". Pour cela, des arcs courts, ajustés sur ces données, sont construits par intégration numérique à l'aide de logiciels comme GINS, satellite par satellite. On obtient des orbites osculatrices qu'il faut filtrer pour éliminer toutes les courtes périodes. Ce filtrage des orbites osculatrices, dont le processus est décrit dans (Exertier, 1990), vise à obtenir des éléments moyens "observés" d'une nature comparable à ceux générés dans CODIOR. Il comporte une première étape analytique, basée sur une solution explicite des équations planétaires de Lagrange, solution exprimée en éléments non singuliers en excentricité (Deleflie et al., 2003c). Cette solution fournit une expression littérale des courtes périodes. Le filtrage comporte également une deuxième étape, numérique, qui est basée sur un produit de convolution (Goad, 1977). Elle permet de filtrer les courtes périodes résiduelles encore présentes dans le signal.

Les éléments moyens "observés" déduits de ce filtrage, en tant que véritables points dynamiques, constituent les observations de base sur lesquelles s'appuie la restitution d'orbites moyennes. Ils sont construits indépendamment de CODIOR, au sein du logiciel CANEL.

# 4. RESULTATS EN ORBITOGRAPHIE

La construction d'orbites moyennes sur le long terme est l'étape préalable à l'exploitation des arcs pour la géodénamique globale. Dans la Table n° 1 est résumé l'ensemble des calculs que nous avons effectués pour différents satellites. Pour chaque arc osculateur, construit en amont de CODIOR grâce aux techniques classiques de géodésie spatiale (télémétrie laser, GPS, DORIS), on déduit un élément moyen "observé". Un arc à longue période peut ensuite être ajusté sur l'ensemble de la période sur laquelle des observations sont disponibles.

Le niveau de précision sur l'arc long dépend évidemment de la complexité de la dynamique de l'orbite considérée. En particulier, il est d'autant meilleur que l'altitude du satellite est élevée: voir les colonnes 4 et 5 de la Table n° 1, où sont mis en relation les résidus obtenus sur le demi-grand axe et la décroissance correspondante due aux manœuvres (T/P) ou au freinage atmosphérique.

De la même manière que pour le calcul d'arcs osculateurs, le niveau de précision des orbites moyennes dépend également du nombre de paramètres correctifs utilisés pour compenser les défauts des modèles. Ceci est particulièrement vrai dans le cas des forces non gravitationnelles. Par exemple, la moyenne des résidus indiquée pour STARLETTE dans la Table n°1 a été obtenue en estimant 9 coefficients multiplicatifs de la force de freinage, coefficients répartis sur toute la durée de l'arc long qui s'étale sur un peu moins de deux périodes d'activité solaire (18 ans). En n'estimant qu'un seul coefficient de freinage, les résidus sont plus élevés, mais ils illustrent les limites du modèle de freinage utilisé, en particulier dans les périodes de forte activité solaire. La Figure n°2 présente ces mêmes résidus dans ce dernier cas, ce qui montre que la méthode permet aussi l'étude de la densité atmosphérique sur de grandes périodes de temps (Bruinsma, 2003). Le modèle d'atmosphère utilisé est DTM-94 (Berger et al., 1998).

L'orbite la plus basse pour laquelle un arc moyen a été calculé est celle de CHAMP, sur une période de 200 jours en 2001 (Deleflie et al., 2003a). Il apparaît que les modèles de forces non gravitationnelles sont encore per-

<table><caption>TABLE N°1 : RÉCAPITULATIF DES DONNÉES TRAITÉES DANS LE CADRE DE LA CONSTRUCTION D'ORBITES MOYENNES</caption><thead><tr><td>Satellite</td><td>Période couverte</td><td>Nombre d'arcs osculateurs (durée de chaque arc)</td><td>RMS sur le demi-grand axe de l'arc long</td><td>Décroissance du demi-grand axe sur la période</td></tr></thead><tbody><tr><td>LAGEOS-1</td><td>6/2/1980 à 12/12/2001</td><td>329 (24 jours)</td><td>10cm</td><td>10m</td></tr><tr><td>LAGEOS-2</td><td>8/12/1992 à 12/12/2001</td><td>138 (24 jours)</td><td>10cm</td><td>3m</td></tr><tr><td>STARLETTE</td><td>7/10/1983 à 18/3/2002</td><td>235 (24 jours)</td><td>1m</td><td>550m</td></tr><tr><td>STELLA</td><td>16/11/1993 à 2/11/2000</td><td>74 (30 jours)</td><td>84cm</td><td>270m</td></tr><tr><td>AJISAI</td><td>23/9/1986 à 25/11/2001</td><td>165 (24 jours)</td><td>28cm</td><td>310m</td></tr><tr><td>T/P</td><td>8/3/1994 à 4/5/2002</td><td>91 (30 jours)</td><td>2,4m</td><td>1m</td></tr><tr><td>CHAMP</td><td>25/5/2001 à 21/12/2001</td><td>30 (5jours)</td><td>31 m</td><td>17km</td></tr></tbody></table>
formants en moyenne : par rapport au modèle DTM-94, les 5 coefficients multiplicatifs de la force de freinage atmosphérique varient de 0,82 à 1,22. Une meilleure précision d'orbite a été obtenue grâce à l'utilisation des données accéléro-métriques de STAR (Perret al., 2001) : nous obtenons dans ce cas un résidu de 31 mètres sur le demi-grand axe au lieu de 40 mètres sinon. Sur ces 200 jours, seuls 20 paramètres empiriques ont été estimés, en plus des 6 éléments orbitaux de départ : sur chaque zone un biais et un facteur d'échelle le long des directions tangentielle et normale. C'est très peu par rapport à des méthodes entièrement numériques, mais une telle approche permet ainsi de caractériser le comportement "moyen" de l'accéléromètre.

Enfin, le calcul d'arcs longs permet d'étudier les caractéristiques générales des orbites. Nous avons par exemple remis en évidence le fait que les périgées de STELLA et de T/P ne circulent pas, mais librent entre deux angles limites (Deleflie, 2002).

## 5. RESULTATS EN GEODYNAMIQUE GLOBALE

L'utilisation des arcs longs permet surtout l'estimation d'un certain nombre de paramètres géodynamiques : partie statique du champ de gravité, effets annuels, semi-annuels voire interannuels. La Figure n°3 présente par exemple des valeurs globales (i.e. comprenant les variations temporelles) de J2 obtenues à partir d'arcs longs de LAGEOS-1 (ronds vides reliés entre eux) et LAGEOS-2 (carrés pleins) : deux points successifs sont séparés de six mois, et chaque arc a une durée d'un peu plus de trois ans. Sur des échelles de temps de 20 ans, certains des paramètres intervenant dans l'expression de variations temporelles de J2 peuvent être décorrélés, comme la variation séculaire de l'aplatissement dynamique et la marée à 18,6 ans. Dans (Deleflie et al., 2003b), l'étude est basée sur la recherche de signaux qui affectent le mouvement du nœud ascendant. Des résultats tout à fait encourageants ont été obtenus grâce à cette méthode, en particulier sur les termes séculaires ($\dot{J}_{2,3}$) et la marée à 18,6 ans. (Exertier et al., 1999) établit d'ailleurs, sur la base du mouvement moyen de LAGEOS-1, son amplitude à 1,64 cm.

On peut également citer l'utilisation de matrices normales issues de CODIOR pour la construction du modèle de champ de gravité GRIM5 (Biancale et al., 2000).

La pleine exploitation de la méthode de centrage pour l'ajustement de paramètres géodynamiques est à venir, dès que toutes les forces de surface auront été modélisées. Néanmoins, les premiers résultats cités précédemment sont fort encourageants, d'autant plus que les traubaux en cours utilisent des arcs moyens de plusieurs satellites, ce qui assure une bonne décorrélation des paramètres.

## 6. DEVELOPPEMENTS FUTURS

Le fonctionnement du programme CODIOR suivant deux modes complémentaires extrapolation et restitution d'orbites moyennes permet d'envisager la poursuite et le développement de la méthode dans les deux domaines liés à l'orbitographie à long terme : l'ajustement de paramètres géodynamiques, et l'analyse de missions spatiales. Le point commun à ces deux domaines est la recherche de signatures orbitales de phénomènes géodynamiques donnés.

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>**Fig. 2 : Les résidus sur le demi-grand axe de STARLETTE**

illustrent les erreurs de modélisation du freinage atmosphérique. Sur l'ensemble de la période considérée ci-dessous, un seul coefficient multiplicatif de la force de freinage atmosphérique a été ajusté. Il vaut 1,018145 et est stable au niveau de 10⁻⁶ en relatif entre deux itérations dans CODIOR.</figcaption></figure>

La qualité du modèle d'orbite moyenne permet désormais d'envisager la modélisation de phénomènes à l'origine de variations très faibles des paramètres décrivant le mouvement. On peut citer en particulier la prise en compte de résonances profondes dues au champ de gravité, avec des périodes qui peuvent atteindre plusieurs années, pour des amplitudes de quelques décimètres. Une telle modélisation pourrait déboucher sur une étude de sensibilité des orbites à ces zones de résonance, en particulier dans le cadre de GALILEO ou des missions altimétriques.

Autre exemple d'amélioration du modèle d'orbite moyenne : la compréhension fine de l'impact de perturbations instantanées sur le mouvement moyen : manœuvres orbitales, corrections d'attitude, poussées lentes et continues, ou fortes et rapides. Il s'agirait d'intégrer directement les accélérations moyennes générées par de telles perturbations, ce qui permettrait de réduire les résidus des orbites moyennes pour les satellites subissant des manœuvres (voir Figure n°4).

Un autre champ d'investigation pourrait venir compléter les types d'excentricités accessibles à la méthode. Les excentricités fortes, i.e. supérieures à 0.1, nécessitaient en effet des études d'un autre type. Toutes les étapes de la méthode devraient être analysées de nouveau : intégration numérique des équations du mouvement (quelle stabilité pour les algorithmes ?).

Voir par exemple (Emel'yanenko, 2002), formulation des forces moyennes (qui sont pour la plupart développées en puisances de l'excentricité), quel concept de freinage moyen (puisque le corps serait soumis au cours d'une même révolution à des densités atmosphériques largement différentes) ? Une telle réflexion devrait permettre de placer la méthode
dans un cadre planétaire, ce qui permettrait d'exploiter
dans CODIOR les données orbitales de missions autour
d'autres planètes du système solaire (Vénus, Mars).
Parmi les champs d'application de cette étape, figure
aussi la reconstruction explicite des orbites de certains
débris spatiaux. Le grand pas d'intégration utilisé dans
CODIOR rend en effet compatible l'analyse des trajec-
toires d'un grand nombre d'objets sur de longues péri-
des de temps avec un temps de calcul très raisonnable.
Voir (Moons, 1993) pour évoquer les points déjà abordés
dans ce domaine.

<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Fig. 3 : L' aplatissement dynamique J2 est l' opposé du coefficient C20 représenté dans cette figure.</figcaption></figure>

Le modèle utilisé pour la restitution d'arcs longs de LAGEOS-1 et LAGEOS-2 ne contenant aucune variation temporelle du champ de gravité, ce sont ici des valeurs globales de C₂₀ qui ont donc été estimées. On distingue en particulier la variation séculaire de ce coefficient, due en grande partie au rebond post-glaciaire. Des études récentes attribuent le changement de signe de cette variation observé depuis quelques années à une redistribution des masses océaniques, liée tout ou en partie au phénomène El Niño. Voir en particulier (Cazenave et Nerem, 2002), et (Cox et Chao, 2002).

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>**Fig. 4 :** Les résidus obtenus sur chaque satellite sont d'autant plus petits que le modèle de forces moyennes est complet : la non prise en compte des manœuvres subies par TOPEX/POSEIDON est clairement visible sur les résidus sur le demi-grand axe. Comparés à ceux obtenus pour AJISAI, ils sont d'un ordre de grandeur plus important, même si les altitudes des deux satellites et la durée de calcul des orbites moyennes sont comparables.</figcaption></figure>

7. CONCLUSION

Le concept de mouvement orbital moyen fait appel à
une chaîne de logiciels complémentaires, depuis le traî-
tement des données de géodésie spatiale (association des
logiciels GINS et CANEL) jusqu'à la restitution d'arcs
moyens (dans CODIOR). Appliqué aux satellites
LAGEOS et STARLETTE, ce concept a déjà mené à des
résultats géodynamiques très pertinents, malgré la diffi-
culté de mise en œuvre de la méthode semi-analytique
et face à des solutions entièrement numériques. Les tra-
vaux en cours, qui exploitent les équations normales
obtenues avec toute la constellation de satellites géodé-
siques, vont permettre de décorréler les paramètres sta-
tiques du champ de gravité et les variations spatio-tem-
porelles à grandes longueurs d'onde. Ces travaux concer-
nent LAGEOS-1, LAGEOS-2, STARLETTE, STELLA, AJI-
SAI, TOPEX/POSEIDON, et pourront être étendus à de
nombreux autres satellites.

D'autre part, il apparaît que le programme CODIOR est
parfaitement adapté à l'analyse de missions spatiales sur
de grandes périodes de temps. Ceci est particulièrement
vrai dans le cas de missions d'altitudes élevées, comme
la future constellation GALILEO.

Les développements menés depuis plus de vingt ans maintenant, ainsi que ceux à venir, renforcent la place de l'exploitation du mouvement moyen pour la géodynamique et l'analyse de mission. Le programme CODIOR, à travers son approche semi-analytique se révèle être, au moins en partie, une alternative aux approches dites "tout numérique". Les deux sont assurément complémentaires.

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# Modélisation du champ de gravité terrestre et nouvelles missions

EARTH GRAVITY FIELD MODELING AND NEW MISSIONS

R. BIANCALE, G. BALMINO, J.M. LEMOINE, J.C. MARTY, F. PEROSANZ, N. VALES
(GRGS, CNES, Toulouse)

P. EXERTIER, G. METRIS, F. BARLIER, J. NICOLAS, O. LAURAIN
(GRGS, OCA-CERGA, Grasse)

## INTRODUCTION/RÉSUMÉ

La période écoulée a vu l'achèvement des calculs de modèles globaux du potentiel de gravitation terrestre par inversion des perturbations orbitales de satellites (géodésiques à finalité variée, ou non dédiés), calculs qui ont culminé dans la production des modèles GRIM5 avec une solution purement "satellites", et une solution combinée incluant des informations de surface (mesures de pesanteur, géoide marin dérivé de l'altimétrie satellitaire).

Le lancement du satellite allemand CHAMP en juillet 2000 - la première des trois missions prévues dans la décennie pour améliorer notre connaissance du champ de gravitation terrestre à des fins géophysiques, océanographiques et géodésiques, a conduit à la détermination d'une nouvelle série de modèles de ce champ (EIGEN: European Improved Gravity model of the Earth by New techniques). Grâce à l'orbite quasi-polaire basse (460 km à ~300 km en fin de vie), à la mesure des forces de surface par micro-accélérométrie, et au suivi continu de la trajectoire par la constellation GPS, la résolution atteignable est de 200 km environ et la précision devrait être homogène – ce qui n'est pas le cas des modèles (GRIM-1 à 5) des trois décennies précédentes, obtenus par le mélange de diverses techniques de mesure. Une année entière fut consacrée à comprendre et résoudre les difficultés rencontrées sur la mesure, par l'accéléromètre français STAR (fabriqué par l' Office National d'Etudes et de Recherches Aérospatiales, ONERA), de la composante radiale des forces de surface, année au cours de laquelle un premier modèle (EIGEN1), fut produit avec seulement 90 jours de données. Une seconde solution, EIGEN2, fut calculée et publiée en 2002, dont la qualité – démontrée par de nombreux tests, est équivalente ou supérieure à celle des meilleurs modèles passés (pour l'instant pour les grandes et moyennes longueurs d'onde, jusqu'à ~500 km). Les traitements systématiques, partagés entre le GeoForschung Zentrum, GFZ (Potsdam, Allemagne) et l'équipe du Centre Nationale d'Etudes Spatiales, CNES (Division de Géodésie Spatiale) du Groupe de Recherches de Géodésie Spatiale français, GRGS (dans la lignée d'une longue coopération entre ces deux groupes), s'étaleront sur toute la durée de vie du satellite - aujourd'hui estimée à 6 ans au moins, et viendront appuyer l'exploitation de la mission suivante

GRACE (mission USA-Allemagne avec deux satellites co-orbitant proches), lancée en mars 2002 et dont l'objectif principal est le suivi (sur quatre à cinq ans) des variations temporelles du champ. Les données de GRACE (mesures GPS pour l'orbite précise de chaque satellite, mesures accélérométriques, mesures de distance inter-satellites, données d'attitude) ne sont cependant pas encore disponibles: les problèmes rencontrés sur l'un et l'autre des satellites, ainsi que la décision d'implanter à bord un nouveau système d'extraction de la mesure inter-satellites (mesure radar en bandes K et Ka, susceptible de fournir une distance de précision micrométrique) retardent encore de plusieurs mois la distribution officielle de ces données. Le GRGS a mis à profit ce délai pour mettre en place dans ses logiciels de géodésie spatiale (détermination d'orbite précise et calcul de modèles du géopotentiel en harmoniques sphériques) les algorithmes nécessaires au traitement des données de GRACE.

En parallèle, des travaux préparatoires (méthodologiques, algorithmiques et informatiques), ont démarré dans plusieurs équipes européennes (dont la Division de Géodésie Spatiale du CNES) pour permettre les traitements scientifiques de la troisième mission GOCE, de l'Agence Spatiale Européenne, ESA (lancement aujourd'hui prévu début 2006). Le but est, à l'horizon 2008, de restituer le champ de gravité global avec une précision supérieure d'un à deux ordres de grandeurs à celle des modèles actuels (y compris ce que l'on attend des modèles EIGEN), et ce pour toutes les longueurs d'onde jusqu'à 100 km (voire mieux). Un consortium européen (EGG-C: European GOCE Gravity Consortium) a été mis en place; il aura la responsabilité, vis-à-vis de l'ESA (qui apportera un financement partiel), de l'ensemble des traitements de niveau 2 (production d'un modèle "labellisé" de champ de gravité). En France, la communauté concernée des géosciences va être animée et certaines actions coordonnées à partir d'une structure légère, FROG (French Resources Organisation for GOCE) mise en place et pilotée par la Délégation à l'Observation de la Terre à la Direction des Programmes du CNES, et ce avec la participation de l'Institut de Physique du Globe de Paris, IPGP (où FROG est implantée) et du GRGS.
GRIM5

Les modèles GRIM5 ont clos avec le XXᵉ siècle la série GRIM des modèles franco-allemands de champ de gravité de la Terre. Le modèle GRIM5-S1, issu uniquement des données de suivi des satellites, et le modèle GRIM5-C1, issu des mêmes données combinées avec les données de surfaces moyennées altimétriques et gravimétriques, ont été soumis à publication dans JRL et sont parus fin 2000. Ces modèles ont servi de base pour les traitements sur CHAMP réalisés au GFZ et au GRGS. En outre, ils ont été proposés comme "standard" pour les calculs d'orbite opérationnels des satellites Jason et Envisat dans l'attente des modèles améliorés avec CHAMP, puis GRACE. La qualité de ces modèles s'avère excellente pour la restitution des orbites. C'est pourquoi le modèle GRIM5-C1 a d'ores et déjà été choisi par l'ESA pour les calculs opérationnels des orbites du satellite Envisat.

Dès 2000, des essais de version GRIM5-S2 ont été tentés par l'ajout de plus de données de suivi de satellites, mais surtout par la prise en compte des variations temporelles du terme d'aplatissement $C_{20}$. Ainsi, en prémises aux modèles incorporant les données de CHAMP puis GRACE dont les spécifications autorisent la détection des variations temporelles de coefficients représentatifs des plus grandes longueurs d'onde, une version préliminaire GRIM5-S2 a été restituée en tenant compte des variations séculaires, annuelles et semi-annuelles du terme $C_{20}$. Sur cette base, le dernier modèle en préparation, EIGEN-2S, présente désormais des variations décadaires du coefficient $C_{20}$ obtenues avec de légères contraintes de continuité (cf. Figure 1). Il est à noter le changement de pente de 1998 à 2001 probablement dû à des effets océaniques.

<table><caption>TABLEAU COMPARATIF DES PRÉCISIONS DE RESTITUTIONS D'ORBITES POUR DIFFÉRENTS SATELLITES</caption><thead><tr><th rowspan="2">SATELLITE</th><th rowspan="2"></th><th colspan="3">GRAVITY FIELD MODEL</th></tr><tr><th>GRIM5-S1</th><th>GRIM5-C1</th><th>EIGEN-1S</th><th>EIGEN-2S</th></tr></thead><tbody><tr><td>CHAMP</td><td>Phase :</td><td>19.8 cm</td><td>10.4 cm</td><td>1.2 cm</td><td>0.8 cm</td></tr><tr><td>independent SLR :</td><td></td><td>95 cm</td><td>62 cm</td><td>11 cm</td><td>7 cm</td></tr><tr><td>GFZ-1</td><td></td><td>20 cm</td><td>30 cm</td><td>21 cm</td><td>20 cm</td></tr><tr><td>STARLETTE</td><td></td><td>3.0 cm</td><td>2.9 cm</td><td>3.0 cm</td><td>3.0 cm</td></tr><tr><td>STELLA</td><td></td><td>2.5 cm</td><td>2.5 cm</td><td>2.9 cm</td><td>3.0 cm</td></tr><tr><td>LAGEOS-1</td><td></td><td>2.0 cm</td><td>2.0 cm</td><td>2.0 cm</td><td>2.0 cm</td></tr><tr><td>LAGEOS-2</td><td></td><td>1.8 cm</td><td>1.8 cm</td><td>1.7 cm</td><td>1.7 cm</td></tr><tr><td rowspan="3">TOPEX</td><td>SLR</td><td>2.5 cm</td><td>-</td><td>2.5 cm</td><td>-</td></tr><tr><td>DOPPLER</td><td>0.53 cm/s</td><td>-</td><td>0.53 cm/s</td><td>-</td></tr><tr><td>X-OVERS</td><td>6.6 cm</td><td>-</td><td>6.7 cm</td><td>-</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Fig. 1 : évolution temporelle du terme $C_{20}$ du modèle EIGEN-S2</figcaption></figure>
## DE GRIM À EIGEN

Les nouvelles versions des modèles de champ de gravité
franco-allemands (GRGS/GFZ) incorporent désormais les
données (GPS et accélérométriques) du satellite CHAMP.
Lancé le 15 juillet 2000 par une fusée russe COSMOS, ce
satellite allemand placé à 460 km d'altitude est porteur,
en ce qui concerne les instruments de géodésie, d'un
récepteur GPS, de réflecteurs laser et d'un accéléromètre
STAR/ONERA. Les différentes simulations réalisées pend
ant la phase de préparation de la mission ont montré que
nous pouvions espérer une amélioration d'un facteur 4 sur
la précision des modèles de champ de gravité jusqu'à
500 km de longueur d'onde environ.

A cette occasion, et pour mettre en exergue l'apport des
nouvelles missions spatiales dédiées à l'étude du champ
de gravité, cette nouvelle série porte le nom : EIGEN,
acronyme de "European Improved Gravity Earth model by
New techniques". Trois mois de données de la mission
CHAMP, entre août 2000 et janvier 2001 ont permis dès
2001 une amélioration sensible du premier modèle de
cette nouvelle série : EIGEN-1S. Ce modèle "satellites
seuls" réduit d'un facteur 2 les écarts par rapport à un
modèle combiné avec des données de surface (gravimé-
triques et altimétriques), tel EGM96, entre les degrés har-
moniques 5 et 40, c'est à dire pour les longueurs d'onde
comprises entre 8000 et 1000 km. Il a été présenté à
l'Assemblée d'Automne de l'AGU et est disponible à la
communauté par Internet (sous http://op.gfz-potsdam.de).
Il s'en est suivi une version EIGEN-2S, en 2002, qui a
bénéficié d'une amélioration des standards du calcul
d'orbite, d'un nouveau prétraitement des données accé-
lérométriques STAR, et surtout de 4 nouveaux mois de
données, fin 2001, lorsque l'altitude du satellite a appro-
ché les 400km, l'objectif demeurant un traitement com-
plet de la mission pour l'étude notamment des variations
temporelles du champ. Depuis le satellite a été remonté
par deux fois d'une dizaine de kilomètres pour parfaire
l'autre volet de la mission qui est le champ magnétique et
assurer en outre sa durée de vie prévue de 5 ans.

Les améliorations apportées par CHAMP se distinguent
principalement au niveau du géoïde qui a gagné en réso-
lution (cf. Figure 2), et précision aux grandes longueurs
d'onde (cf. Figure 3) jusqu'à une résolution de 500 km.
(degré 40 des harmoniques sphériques). Elles se consta-
tent également dans la propagation de l'erreur radiale
d'orbite, par exemple à l'altitude du satellite Envisat (cf.
Figure 4) Cependant, les modèles EIGEN n'améliorent que
très partiellement les calculs d'orbite d'autres satellites,
comme cela se constate sur les résidus des mesures de
suivi de certains satellites géodésiques (cf. Table 1). Sans
doute la part d'erreur dûe aux autres modèles de force est-
elle plus substantielle.

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Fig. 2 : comparaison des puissances spectrales (converties en hauteur de géoïde) des modèles EIGEN et GRIM5.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Fig. 3 : comparaison des erreurs cumulées sur le géoïde des modèles EIGEN et GRIM5 par rapport à EGM96.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Fig. 4 : comparaison de la part des erreurs radiales d'orbite à l'altitude d'Envisat (777 km) dues aux modèles EIGEN et GRIM5.</figcaption></figure>
Il est à noter que le traitement des données de CHAMP s'avère très coûteux en temps de calcul. C'est une caractéristique des nouvelles missions qui utilisent le système de suivi GPS. D'une part le nombre de mesures devient considérable du fait de la couverture continue d'au moins 4 satellites GPS à la fois et d'autre part le nombre de coefficients ajustés du potentiel terrestre (et donc d'inconnues du système inverse) augmente du fait de la basse altitude des orbites. Dans l'attente de nouveaux moyens informatiques, il a été difficile de traiter de nombreux mois de mesure, fait qui a renforcé la coopération avec le GFZ dans un but de préparation et de partage des exploitations. A titre d'exemple, le calcul d'une équation normale correspondant à un champ de gravité développé au degré 140 en fonctions harmoniques sphériques prend dorénavant 2h30 CPU sur le nouvel IBM du CNES alors qu'il prenait 10h CPU sur le CRAY jusque fin 2002.

## L'ACCÉLÉROMÈTRE STAR, INSTRUMENT DE LA MISSION CHAMP

Dès l'allumage de l'accéléromètre STAR à bord de CHAMP, le 20 juillet 2000, son comportement a été scruté et analysé par l'équipe du Département de Géodésie Terrestre et Planétaire (Division de Géodésie du CNES, membre du GRGS) qui avait la responsabilité de l'étalonnage pendant la phase d'évaluation des instruments de CHAMP, phase qui s'est étalée jusqu'à 9 mois après le lancement. STAR est un accéléromètre ultra sensible qui délivre les accélérations linéaires dans les 3 directions du repère satellite (radial, tangential, normal) ainsi que les accélérations angulaires (roulis, lacet, tangage). La précision de l'instrument est de l'ordre de $3 \times 10^{-8} \text{ m/s}^2/\text{Hz}^{1/2}$ en radial et $3 \times 10^{-9} \text{ m/s}^2/\text{Hz}^{1/2}$ dans les autres directions sur une plage de $10^{-1} \text{ Hz}$ à $10^{-4} \text{ Hz}$.

Cependant, plusieurs problèmes ont été détectés, comme une dérive de l'accélération radiale et une dépendance hors spécification à la température. Il s'avère en outre que l'instrument est très sensible à l'environnement satellitaire (mécanique ou électrique): les vibrations du mât du satellite générées par les manœuvres d'attitude produisent des signaux parasites et de nombreux pics d'accélération paraissent liés à des variations thermiques des panneaux du satellite ou au déclenchement des thermostats à bord. Une analyse exhaustive des signaux accélérométriques a donc été réalisée, conduisant à un processus de filtrage pour une utilisation des données en calcul d'orbite. Le comportement des mesures dans l'axe radial a été modélisé par les comparaisons aux modèles de forces non gravitationnelles utilisés dans le calcul de l'orbite grâce aux données laser et GPS. Dix jours de mesures GPS ont été délivrés par le GFZ dans un premier temps, sur lesquels nous avons mis à niveau les logiciels de pré-traitement et le traitement des mesures GPS. Un effort d'automatisation des exploitations a été fait pour pouvoir traiter rapidement les données. Un premier essai de modélisation du champ de gravité sur les premiers 10 jours de données GPS disponibles avait montré une amélioration sensible de la qualité des orbites restituées, les résidus lasers passant du mètre au décimètre.

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Fig. 5 : exemple de données STAR comparées aux modèles d'accélérations non gravitationnelles sur une journée.</figcaption></figure>

Cette phase post-lancement s'est étalée officiellement jusqu'à la revue finale (juin 2001), où l'activité et les résultats obtenus ont été présentés à nos partenaires. Il est apparu que la bonne interprétation des mesures accélérométriques, compte tenu en particulier des problèmes détectés sur une électrode, requérait des études approfondies. Des travaux complémentaires ont donc été effectués, non seulement par le GRGS mais aussi par l'ONERA et le CNES qui a mis en place un groupe d'expertise sur l'accéléromètre. Fin 2001, une solution aux anomalies de la voie X3 semblait trouvée. Restait à la valider en calcul d'orbite et du champ de gravité.

La chronologie le l'activité a été la suivante :

* juin 2001 : fin de la "commissioning phase": les conclusions essentielles des 10 mois d'activité sur l'évaluation et l'étalonnage des mesures accélérométriques sont les suivantes:

* l'instrument assure une continuité de fonctionnement remarquable et des performances de stabilité et de résolution meilleures que les précifications pour 2 des 3 composantes de mesure d'accélérations de translation,

* 3 mesures d'accélération (une translation et deux rotations) ont un comportement anormal (dérive, sensibilité thermique) qui met en cause le bon fonctionnement de la paire d'électrode (dénommée X3) de l'accéléromètre (la seule commune à ces 3 mesures),

* des formes de signaux inattendues et pour certaines inexpliquées (sauts, pics, oscillations...) affectent les données,
* l'estimation a postériori des paramètres d'éta-
lonnage de l'instrument s'avère nettement plus
complexe que prévue. Les données accéléro-
métriques deviennent accessibles aux diffé-
rents investigateurs scientifiques déclarés.

■ Juillet 2001 : les activités d'étalonnage en vol de l'in-
strument et les premiers résultats d'orbitographie préci-
se sont présentés (Bruinsma et Biancale, 2001 ;
Biancale et al., 2001).

■ Septembre - décembre 2001 : poursuite des études d'a-
nalyse du comportement de l'accéléromètre. Les deux
points critiques restent le dysfonctionnement de l'élec-
trode X3 et l'existence de nombreux sauts du niveau
moyen du signal. Ces études contribuent au rapport
d'une commission d'expertise mise en place par le
CNES.

■ Novembre 2001 : l'ONERA livre ses conclusions de l'a-
nalyse du comportement défaillant de l'électrode X3 de
l'accéléromètre dans un rapport interne. La panne d'un
amplificateur connecté à l'une des deux électrodes de
la paire X3 est retenue parmi différentes hypothèses.
Une nouvelle combinaison des tensions aux bornes des
5 autres couples électrodes est proposée pour corriger
le défaut de l'instrument. Elle simplifie l'étalonnage de
la voie radiale et résorbe le phénomène de dérive ainsi
que l'effet de sensibilité thermique (cf. figure 5).

■ Décembre 2001 : l'apport de l'accéléromètre à la res-
titution dynamique de l'orbite de CHAMP et à l'amé-
lioration du modèle de champ de gravité de la Terre est
démontré et présenté à la réunion d'automne de
l'American Geophysical Union. Une première version
d'un modèle global de champ de gravité de la Terre
incluant les données du satellite CHAMP est réalisée.

L'année 2002 marque la fin des activités "projet" du CNES et le début de la phase d'exploitation scientifique des données. En particulier, la chaîne "archivage, pré-traitement, traitement et analyse (surveillance)" des données accélérométriques fonctionne dorénavant de façon automatisée et routinière.

La poursuite des études des "points ouverts" identifiés par
la "Commission d'expertise des anomalies sur les mesu-
res de l'accéléromètre STAR du satellite CHAMP" fin 2001
a permis un certain nombre d'avancées sur la compré-
hension de l'instrument (correction du signal "radial",
détection des sauts, équation d'étalonnage...). Ces résul-
tats on fait l'objet d'une présentation et d'une publication
dans les actes du "CHAMP Science meeting" à Potsdam
(Janvier 2002) ainsi que d'une présentation à l'Assemblée
de l'EGS (Avril 2002).

MODÉLISATION DE LA THERMOSPHÈRE :
MODÈLE DTM

En marge du champ de gravité, l'instrument STAR délivre
une information quasi directement utilisable en vue de la
modélisation de la thermosphère terrestre. En effet, les
caractéristiques orbitales (une orbite quasi polaire et cir-
culaire à une altitude descendant de 460 km à 250 km en
une période nominale de 5 ans pendant laquelle l'activité

solaire passe de son maximum à son minimum) rendent
la mission CHAMP très intéressante pour des études sur la
haute atmosphère.

Les données accélérométriques sur une année de la mis-
sion ont été analysées et une procédure, dont le coeur
consiste à soustraire les effets des pressions de radiation,
a été mise en place pour calculer la densité atmosphé-
rique. Cette procédure, qui consiste à extraire la partie
frottement de l'observation prétraitée de STAR et ensuite
à dériver la densité de cette quantité, a été développée
dans le cadre d'un projet fin d'étude en 2001, puis appli-
quée pour analyser et confronter l'information fournie par
l'accéléromètre par rapport au modèle DTM2000 dévelop-
pé parallèlement sur la base d'anciennes missions,
telles celles embarquant des spectromètres de masse
(Dynamic Explorer) ou des interféromètres (WINDII/UARS),
et utilisant l'indice Mgll d'activité solaire. Un nouveau
modèle de thermosphère intégrant les données accéléro-
métriques et les avancées de DTM2000 est attendu en 2003.

GRACE

Le couple de satellites GRACE a été mis sur orbite le 17
mars 2002 depuis la base de Plesestek. Positionnés face à
face à 500 km d'altitude sur une orbite polaire, les deux
satellites jumeaux pourvus comme CHAMP d'un accélé-
romètre (toutefois 10 fois plus sensible), d'un récepteur
GPS et de coins de cube laser se suivent à environ 200 km
de distance. La particularité du système réside dans la
mesure extrêmement précise (à 10 micromètres près),
mais relative, réalisée continûment entre les 2 satellites
par ondes électromagnétiques croisées en bandes K et Ka
(respectivement 24 et 32 GHz). La phase d'étalonnage des
instruments n'étant pas terminée en 2002, peu de don-
nées ont été disponibles. Néanmoins, les logiciels de traî-
tement ont été modifiés pour prendre en compte les
caractéristiques de GRACE, et des comparaisons avec le
GFZ (co-PI de la mission avec le groupe Center of Space
Research, CSR, Texas, USA) menées de façon à ce que les
traitements puissent débuter dès la mise à disposition des
données.

GOCE

Cette mission (Gravity field and Ocean Circulation
Explorer) fera suite à GRACE dont elle est complémentai-
re. Le GRGS aura un rôle important dans le traitement des
données et la détermination d'un nouveau modèle de
champ de gravité à haute résolution (100 km, voire
mieux), dans le cadre du consortium européen (EGG-C)
monté par G. Balmino en 2000 et établi officiellement en
2001. Ce rôle consiste en la responsabilité, partagée avec
le GFZ, de l'ensemble des calculs par la méthode dite
"directe" (par opposition à des approches semi-analy-
tiques qui seront entreprises par d'autres équipes du
consortium).

GOCE est développé par l'ESA, et la phase B a été condui-
te en 2001-2002. Cette phase a consisté essentiellement
en des études approfondies du satellite (plate-forme et
sous-systèmes, en particulier la compensation de traînée
et la reconstitution fine de l'attitude) et des instruments (en
particulier le gradiomètre), par un consortium industriel
avec ALENIA Spazio (Italie) comme maître d'œuvre. Le
lancement est pour l'instant prévu début 2006, un glisse-
ment certain s'étant opéré du fait de retard de démarrage
des études industrielles et par suite de difficultés estimées
.et programmées) de réalisation de certaines composan-
tes du système.

Les activités de l'équipe impliquée dans GOCE ont consis-
té en :

■ Participation aux travaux de définition des tâches prévues du consortium, dans le cadre de l'étude "Pre-EGGc" pilotée par l'ESA : établissement préliminaire des standards de traitements, définition de la base de données et de produits, aide au prétraitement (et raffinements envisageables), orbites précises, calculs de modèles de champ (par quatre classes de méthodes - y compris les solutions régionales), évaluations des solutions, interface avec les études scientifiques aval ; un certain nombre de documents techniques ont été rédigés (e.g. documents sur les standards, sur la base de données-produits, architecture générale des logiciels, plan de développement, plan de validation des logiciels...).

■ Achèvement et tests des algorithmes de calcul du teneur gradient de gravité pour toutes les forces conservatrices (champ statique, marées solides et océaniques, attraction gravitationnelle atmosphérique, autres variations temporelles du champ). Ces algorithmes ont été développés extérieurement au logiciel GINS (Géodésie par Intégrations Numériques Simultanées) et ont conduit à des tests croisés complets. Des simulations progressivement de plus en plus réalistes sont prévues d'ici au lancement.

■ Analyse des problèmes de filtrage des équations d'observations de gradients de gravité, liées à la bande passante de l'instrument gradiomètre. Des essais avec des filtres récursifs ont été effectués sur les observations ; reste à adapter ces algorithmes dans le logiciel GINS et pour les dérivées partielles des observations également.

■ Participation au "Mission Advisory Group" de GOCE dont le rôle est de suivre les développements programmatiques et industriels et de préparation scientifique (travaux de EGG-C, incitation des communautés concernées par l'utilisation des modèles de géopotentiel), et de conseiller l'ESA dans ces domaines.

CONCLUSION

Après la production, en coopération franco-allemande, de
modèles globaux "classiques" du champ de gravité ter-
restre, dont les solutions GRIM 5 sont en quelque sorte l'a-
boutissement, on peut dire que ce domaine d'activités est
entré dans une nouvelle ère, avec des missions dédiées à
la cartographie spatio-temporelle du champ. Ces missions
mettent enfin en œuvre, grâce aux avancées technolo-
giques dans le domaine spatial, quatre principes fonda-
mentaux, reconnus depuis longtemps, pour la détermina-
tion de meilleurs modèles globaux : altitude la plus basse

possible du (des) satellite(s), suivi continu de la trajectoi-
re, mesure directe des forces non conservatrices, accrois-
sement de la résolution atteignable par différentiation (e.g.
mesures de variations de distance entre deux satellites
proches l'un de l'autre, mesures de gradients de gravité).
Les équipes françaises sont au cœur de ces avancées. La
première de ces missions, CHAMP, est précurseur des sui-
vantes par la réalisation des trois premiers principes pré-
cités, avec son altitude (actuelle) de 400 km environ, le
suivi par GPS et l'accéléromètre français STAR. Les résul-
tats déjà obtenus (modèles EIGEN 1,2), toujours en coopé-
ration avec le groupe allemand GFZ, sont remarquables
pour la connaissance des grandes variations latérales du
géopotentiel, et laissent augurer des progrès significatifs
compte tenu de la durée de vie estimée du satellite. La
seconde mission, GRACE, met en œuvre, et en outre (par
rapport à CHAMP) deux satellites co-orbitant proches
munis d'accéléromètres encore plus sensibles (Super-
STAR); elle promet, par la mesure de distance inter-satel-
lites extrêmement précise, des possibilités de suivre les
variations temporelles du champ de gravité (liées aux
redistributions de masses) avec grande finesse (jusqu'à l'é-
chelle de 300 km). Le GRGS s'est préparé au traitement
des données de cette mission. Enfin ces mêmes équipes
se préparent, dans le cadre d'un consortium européen, à
l'utilisation des données de la troisième mission dédiée,
GOCE, qui devrait être lancée par l'ESA en 2006 (sur une
orbite d'altitude 250 km) ; le niveau de difficultés à sur-
monter est très grand (compréhension fine du système
satellite-gradiomètre et des mesures, complexité numé-
rique du problème inverse) mais nous profiterons de l'ex-
périence acquise avec CHAMP et GRACE.

PUBLICATIONS

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# Vers une orbitographie centimétrique des satellites océanographiques

TOWARDS A CENTIMETRICAL ORBITOGRAPHY FOR OCEANOGRAPHICAL SATELLITES

P. EXERTIER<fnref n="1" />, J. NICOLAS<fnref n="1" />, P. BONNEFOND<fnref n="1" />, P. WILLIS<fnref n="2" />,
J.P. BERTHIAS<fnref n="3" />, O. LAURAIN<fnref n="1" />, and F. BARLIER<fnref n="1" />

## ABSTRACT

The results obtained in the sea surface topography at the planetary scale are more and more precise thanks to radar altimetry technique over the oceans. To a large extent, they are based on extremely accurate orbit determination as well as on progress of radar technology. To get valuable results over long periods of time, the orbit quality has to be controlled on a permanent basis in a very stable geometric reference frame. If we look back over the past 25-year, the radial orbital accuracy has decreased from about 1 m for GEOS-3 satellite in 1975-1978 to 2-3 cm for TOPEX/Poseidon (T/P) in 2000 and 6 cm for ERS-2. All these progresses have clearly generated new prospects in oceanography. However, a dedicated effort is always required to maintain and to improve such a performance over very long terms. Two different approaches have to be simultaneously considered in order to compute and to control altimeter satellite orbit determination: the first one is based on a global orbit determination (dynamic or reduced-dynamic method), the second one is based on short-arc technique to improve and to control locally a global orbit determined by a "global coverage" tracking technique, such as DORIS or GPS. In the global orbit determination, it is also possible to combine the orbital tracking satellite data by different ways and to compare the results between the different orbit determinations by overlapping techniques on the radial component. All these methods have been used and by this way, a validation of a global orbit and an orbit quality control had been performed at the level of 2-3 cm for T/P orbit, at the level of 1-2 cm in the case of Jason-1 and at the level of about 4 cm for ENVISAT. The Satellite Laser Ranging (SLR) technique has proven to be very efficient to track altimeter satellites (notably) either to determine accurately their orbit when no other data were available (ERS-1, Geosat-Follow-On) or to control the orbit quality when many other tracking data were available. In the orbit determination, the errors induced by

the station coordinates or by the gravity field (e.g. geographically correlated errors) or by non-gravitational forces also have to be estimated in time and space for oceanographic missions. The non-gravitational forces play comparatively a more important role. The current missions proved that the standard deviation estimate or the rms of satellite tracking data is a good way to perform analysis of error sources and finally to confirm the validation of precise orbits. We give results and estimates from different authors, for different satellites and for different periods.

In this effort of orbit calibration and validation, it is of great importance to emphasize the role of dedicated sites as set up in Corsica at Ajaccio and Senetosa Cape or at Harvest in California to apply in the best possible conditions the "short arc technique" in a quasi-geometric mode, by using local laser tracking data. This makes precisely possible not only the validation of orbits, but also the altimeter calibration.

Herein, we present different results of these orbit determinations and their validation. Concerning the orbit of Jason-1, the best orbit has been obtained in using simultaneously GPS and DORIS data in the "reduced dynamic mode".

## 1. INTRODUCTION

L'altimétrie spatiale permet de mesurer, à chaque instant, la distance entre le satellite et la surface marine à l'aide d'un radar altimètre embarqué pointé au nadir. Si l'on veut pouvoir déduire des mesures la topographie instantee de la surface de l'océan dans un repère de référence terrestre (géocentrique), le satellite doit être repéré par rapport à ce référentiel. Les progrès accomplis dans la mesure des grandeurs utiles en océanographie spatiale, comme le niveau de la mer à différentes échelles de temps et d'espace, reposent sur la maîtrise de plusieurs métrologies et en premier lieu la métrologie de l'orbite, elle-

<footnote n="1">¹Observatoire de la Côte d'Azur, départ. CERGA,
av. Copernic, 06130 Grasse</footnote>

<footnote n="2">²IGN, 2, av. Pasteur, 94160 Saint-Mandé</footnote>

<footnote n="3">³CNES, 18 av. Edouard Belin, 31401 Toulouse Cedex 4</footnote>
même fondée sur la maîtrise de plusieurs facteurs :

* la connaissance du champ de gravité de la Terre et des forces non-gravitationnelles gouvernant le mouvement du satellite,

* le repérage des stations de poursuite dans un référentiel homogène de la meilleure qualité possible, en pratique les solutions de l'ITRF,

* l'amélioration des techniques de poursuite de satellites (mesures de distances par la télémétrie laser ou de différences de distances entre la Terre et le satellite par les systèmes DORIS et PRARE, ou encore mesures GPS directement entre la constellation et le satellite à positionner).

Ces dernières années, la géodésie spatiale a progressé sur l'ensemble de ces facteurs. De plus, les missions altimétriques se sont équipées de l'instrumentation nécessaire pour la combinaison de différentes techniques de poursuite (comme DORIS, GPS et la télémétrie laser sur JASON-1), chaque technique ayant sa spécificité, ses biais, ses dérives temporelles, son spectre d'erreur. Car c'est bien la combinaison de ces techniques qui est susceptible d'apporter la meilleure exactitude sur la position du satellite, ce qui permet aujourd'hui d'atteindre une orbitographie quasi centimétrique des satellites océanographiques. Sur le plan du long terme, à plus de dix ans, il faut pouvoir combiner les observations de plusieurs missions spatiales successives, avec parfois des données plus anciennes. C'est là un enjeu très important pour l'océanographie, à savoir celui de l'observation et du suivi du niveau moyen des mers au niveau du mm/an, voire mieux, sur plusieurs décennies. Dans ce but, depuis plus de dix ans, plusieurs missions spatiales ont été programmées. Les techniques de poursuite et les méthodes de traitement de leurs mesures ont fortement contribué à améliorer la détermination d'orbite précise. Enfin, la qualité des modèles et des repères de référence n'a cessé de croître. Le système altimétrique est aujourd'hui en mesure de produire des résultats tout à fait novateurs et pertinents par rapport à la problématique des changements globaux de la planète.

Cet article présente l'évolution de la qualité des orbites (essentiellement la composante radiale, i.e. l'altitude) des satellites océanographiques au cours des quatre dernières années. Il met en évidence les travaux développés et leurs limites, afin de dégager les efforts à mener dans l'avenir pour atteindre un niveau de précision encore meilleur et pour pérenniser l'ensemble.

## 2. ENJEUX OCEANOGRAPHIQUES D'UNE ORBITOGRAPHIE CENTIMÉTRIQUE

### 2.1. ENJEUX OCÉANOGRAPHIQUES

L'océan et l'atmosphère jouent un rôle majeur en climatologie et en météorologie, comme nous pouvons l'expérimenter au quotidien. L'océan, qui recouvre plus de 70 % de la surface de la planète, est un stabilisateur du climat mondial. Il existe un couplage physique entre l'atmosphère et les océans. Le rôle géochimique des océans doit aussi être souligné dans l'équilibre de la composition de l'atmosphère en raison notamment de ses immenses capacités

d'absorption, comme le gaz carbonique d'origine anthropique. Les mécanismes d'interaction océanatmosphère, bien que très complexes, sont donc essentiels à connaître et à découvrir.

En moyennant sur un intervalle de temps donné la surface topographique mesurée et en corrigeant au mieux les divers effets océaniques, on obtient une surface moyenne des océans sur cet intervalle de temps. Cette surface contient le signal du géoïde marin et celui de la topographie dynamique (les courants). L'étude de la topographie des océans donne accès à la circulation océanique, aux marées et au relief sous-marin. Mais il est alors tout à fait essentiel de connaître très précisément le géoïde avec une résolution spatiale très importante (voir le défi de la futur mission GOCE de l'Agence Spatiale Européenne, Woodworth et al., 1998). Cela nécessite aussi de séparer ces différentes contributions d'autres effets, comme ceux de la pression atmosphérique et des vents ou ceux des courants de profondeur non mesurables depuis les satellites. Enfin, tout ceci nécessite de disposer de modèles, que la communauté s'attache aussi à développer.

Une autre application des études d'océanographie concerne l'évolution du niveau moyen des mers qu'il faut mesurer le plus précisément possible. Ces variations résultent de modifications de diverses composantes du système climatique à différentes échelles. Les mesures de ces variations ont de forts impacts au niveau écologique pour l'étude de l'impact de l'actuel réchauffement climatique de la planète. En outre, on observe des différences très significatives dans les variations temporelles du niveau moyen d'une région océanique à une autre. De larges phénomènes transitoires peuvent également être mis en évidence dans les mesures altimétriques, comme El Niño, la propagation des ondes de Rossby ou les tourbillons de moyenne échelle.

Pour atteindre des effets dont la variabilité relative est de l'ordre de quelques mm/an, de longues séries temporelles d'observations précises (centimétriques) et en continu sont nécessaires. Ceci est dorénavant possible grâce aux missions altimétriques.

Par exemple, le satellite TOPEX/Poséidon (T/P) a permis de détecter une évolution du niveau global des océans d'environ 2,5 mm/an entre 1993 et 2000, principalement causée par leur expansion thermique (Cabanes et al., 2001). En parallèle, les mesures de T/P ont permis pour la première fois de cartographier les variations géographiques de cette dérive du niveau global. L'évolution des mers quasi-fermées, comme la Méditerranée (Cazenave et al., 2002), est également concernée par ces études en raison de ses implications climatiques régionales importantes (Bonnefond et al., 1995; Larnicol et al., 1995; Ayoub, 1997; Cazenave et al., 1999). Enfin, l'altimétrie radar joue certes un rôle central dans notre connaissance des océans, mais il faut aussi noter l'apport de très nombreuses mesures in situ (marégraphes, bouées, etc.) qui sont faites et continueront d'être faites, et les efforts menés avec succès sur la modélisation numérique du comportement dynamique des océans (marées, forças, etc.).

Par une meilleure compréhension des mécanismes de l'océan global, ces études permettent aujourd'hui de réaliser
ser des prédictions océaniques comme on le fait pour la météorologie (programme français MERCATOR) (voir le site Internet AVISO du CNES : www.jason.oceanobs.com)

## 2.2. MISSIONS ALTIMÉTRIQUES, LES RAISONS DE LEUR SUCCÈS

Depuis la mission américaine SEASAT (1978), les programmes d'altimétrie spatiale ont connu un essor considérable, en raison de l'intérêt porté aux résultats de la recherche en océanographie et des liens avec la météorologie et la climatologie (température, courants océaniques, instabilités comme El Niño, etc.). Les résultats des missions altimétriques plus récentes, comme T/P (1992) et ERS (1991 puis 1995), fondés sur des données beaucoup plus nombreuses, plus précises, homogènes et très complémentaires, ont bouleversé notre connaissance du système océan. Les missions actuelles, JASON-1 (2001) et ENVISAT (2002), de par la continuité de leurs mesures avec celles des précédentes missions, apporteront bien évidemment un complément d'information capital pour la compréhension fine des océans et de leur interaction avec l'atmosphère, tous deux garants de la stabilité climatique de la planète. Aujourd'hui, l'enjeu de ces nouvelles missions d'océanographie spatiale est de mesurer les variations relatives du niveau moyen global des océans avec une précision meilleure que le millimètre par an. La qualité des orbites est prépondérante dans toute analyse, sur le plan du court terme (quelques révolutions) comme sur le plan du long terme (plusieurs années), afin de réduire le plus possible la propagation des erreurs d'orbite sur l'estimation du niveau des océans et de ses variations. La connaissance imparfaite de l'orbite des satellites océanographiques a longtemps limité l'exploitation des données altimétriques au niveau de plusieurs centimètres et au-delà (Table 1).

<caption>TABLE 1 : 25 ANNÉES DE MISSIONS ALTIMÉTRIQUES :</caption>

Érreur radiale d'orbite prévue, précision de l'altimètre radar et erreur radiale d'orbite obtenue effectivement (et plus récemment avec de nouveaux modèles) en centimètres ; de (Cheney, 1995 ; Barlier et Lefèbvre, 2001). Laser comme système de poursuite unique (**), ou pas (*).

<table><thead><tr><th></th><th>SLR</th><th>dates</th><th>Exp. Rad.<br>Orb. Err.</th><th>Altim<br>precis.</th><th>Radial<br>Orb. Err.</th></tr></thead><tbody><tr><td>GEOS-3</td><td>*</td><td>75-78</td><td>200</td><td>15</td><td>100</td></tr><tr><td>Seasat</td><td>*</td><td>78</td><td>200</td><td>9</td><td>75 (20)</td></tr><tr><td>Geosat</td><td></td><td>85-89</td><td>100</td><td>7</td><td>40 (15)</td></tr><tr><td>ERS-1</td><td>**</td><td>91-00</td><td>20</td><td>4</td><td>20 (3-4)</td></tr><tr><td>T/P</td><td>*</td><td>92-</td><td>12-13</td><td>3-4</td><td>4 (2-3)</td></tr><tr><td>GFO</td><td>**</td><td>98-</td><td>5</td><td>4</td><td>10-15</td></tr><tr><td>ERS-2</td><td>*</td><td>95-</td><td>15</td><td>4</td><td>6</td></tr><tr><td>Jason-1</td><td>*</td><td>2001-</td><td>&lt;4</td><td>(2.5)</td><td>obj. : 1</td></tr><tr><td>EnviSat</td><td>*</td><td>2002-</td><td>10</td><td>3-4</td><td>obj. : 3</td></tr></tbody></table>

La méconnaissance du champ de gravité a été le premier facteur limitant. Cependant, avec les progrès obtenus grâce aux modèles récents comme GRIM5 et EGM96 (Biancale et al., 2000 ; Tapley et al., 1996), les erreurs

dans le calcul des forces non gravitationnelles (pression de radiation solaire directe, albédo terrestre, freinage atmosphérique, effets thermiques sur le satellite) ont peu à peu joué un rôle plus important (Table 2). Mais là aussi, une nette diminution des erreurs d'orbite a été obtenue grâce à l'introduction, plus ou moins systématique dans les modèles non gravitationnels, de coefficients d'accélération empirique et/ou stochastique à caractère "pseudo-modélélateur" (Crétaux et al., 1994). Ces coefficients sont en effet estimés avec une erreur d'autant moins grande que les données sont plus nombreuses et bien réparties le long de la trajectoire (Barotto and Berthias, 1996). C'est la raison pour laquelle il est capital pour une mission altimétrique de se doter d'une ou de plusieurs techniques spatiales de poursuite à caractère permanent, comme seules les techniques radio-électriques peuvent le permettre : DORIS ou PRARE depuis le sol (réseau mondial de balises ou de stations) et/ou GPS depuis l'espace (constellation de satellites). Toutes les missions altimétriques qui ont eu des panes sur ces derniers systèmes, ont vu leur performance systématiquement dégradée principalement à cause d'un calcul d'orbite alors moins exact. Dans ces cas, c'est la technique de poursuite par télémétrie laser (Satellite Laser Ranging, SLR) qui peut être le dernier recours à la détermination d'orbite. Il faut noter de plus que de nouveaux systèmes de géodésie spatiale pourront être embarqués dans l'avenir : GLONASS (Willis et al, 1999 ; Willis 2001) ou GALILEO. Il est fort probable que l'utilisation combinée de ces nouveaux systèmes (tout au moins GALILEO) permettra d'améliorer encore la précision et l'intégrité des résultats d'orbitographie.

La mesure altimétrique doit aussi être corrigée des effets d'un certain nombre de paramètres physiques. L'onde radar a en effet une vitesse de propagation qui dépend du milieu traversé, notamment de l'ionosphère et de la troposphère (composantes sèche et humide). Le processus de réflexion de l'onde sur l'océan est aussi très complexe et dépend tant de la hauteur des vagues que de la force du vent à la surface de l'eau, facteurs qui modifient les propriétés de réflectivité. Afin d'obtenir le maximum de bénéfices scientifiques des missions spatiales d'océanographie, il faut tenir compte au mieux des différentes sources d'erreur concernant l'estimation des délais de propagation des ondes radar dans l'ionosphère et la troposphère, le biais d'état de mer, sans oublier les erreurs instrumentales. Il est donc indispensable d'étalonner soigneusement et régulièrement les altimètres radar. Pour chaque mission, on a ainsi développé des sites d'étalonnage (Francis, 1992 ; Mitchum, 1994 ; Christensen et al., 1994 ; Ménard et al., 1994). Sur le plan du long terme et afin d'éviter une dérive du système altimétrique au niveau du mm/an, à savoir une dérive de tous les instruments et/ou modèles mis en jeu dans la mesure, la notion de contrôle permanent a pris une importance considérable, notamment au cours de la mission T/P. Des campagnes d'étalonnage et de validation, communément appelées CAL/VAL, sont réalisées aujourd'hui, de façon permanente, en quelques points particuliers du globe (Harvest Californie, en Corse et un site en préparation en Tasmanie) où sont co-localisées plusieurs techniques (marégraphes, DORIS, télémétrie laser, GPS, radiomètres).
Ce genre d'expérience doit si possible se maintenir sur la
durée afin de pérenniser la précision de l'ensemble
(Haines and Ménard, 2000), et d'assurer le passage d'une
mission à une autre sans produire de décalage sensible
entre les différentes séries temporelles de mesures.

## 2.3. GÉODÉSIE SPATIALE EN RÉPONSE AUX BESOINS DES MISSIONS OCÉANOGRAPHIQUES

La qualité croissante de l'orbite du satellite T/P entre 1992 et 1996 (Table 2), jusqu'à 2-3 cm à la fin des années 90 pour la composante radiale et environ 6 cm pour les composantes tangentielle et normale (Lemoine et al., 1998), et l'amélioration induite de l'orbite des satellites ERS (Le Traon and Ogor, 1998), constituent une véritable avancée. Il est vrai que ces résultats sont surtout le reflet de la très bonne couverture de l'orbite des satellites altimétriques par le système DORIS sur T/P (Nouël et al., 1994), et le système PRARE sur ERS-2 (Andersen et al., 1999).

Le système DORIS, initialement lancé sur SPOT-2 (1990), a rapidement prouvé une grande efficacité, tant sur le plan de la poursuite d'orbite que sur celui du positionnement permanent des balises au sol (Crétaux et al., 1998). Son utilisation à bord de T/P, en tant que technique de poursuite opérationnelle associée à la télémétrie laser, a de plus démontré une grande fiabilité dans le temps, malgré la nécessité de passer sur l'instrument de rechange à partir de fin 1999. Au cours des années 90, les applications de ce système (lancesements de T/P, SPOT-3 et -4) ont eu une progression telle qu'à la fin de cette décennie cette technique fonctionne en réseau mondial, conduit dans le cadre d'une experience pilote (Tavernier et al., 2002) qui doit aboutir à terme à un service international, l'IDS (International DORIS Service). Il faut noter de plus que DORIS, de par sa conception originale, permet de calculer des orbites à bord du satellite (Jayles, 2001).

En comparaison à DORIS, le réseau des stations laser est moins bien distribué géographiquement. De plus, il n'est pas exactement reproductible dans le temps compte tenu

des conditions météorologiques changeantes. De ces limitations de la couverture spatio-temporelle laser découlent les difficultés rencontrées dans le calcul d'orbite, en particulier à 800 km soit une altitude plus basse que pour T/P : par exemples (Table 2), sur Starlette ou encore au démarrage de missions comme ERS-1 ou GFO (Table 1) pour lesquelles l'erreur d'orbite atteignait environ 20 cm (Scharroo et al., 1992). Mais ce qu'il faut avant tout retenir de la contribution de la télémétrie laser à la dynamique orbitale, au cours des années 90, est l'apport de mesures de distance de plus en plus exactes, notamment à haute élévation au-dessus de l'horizon où l'incertitude liée aux corrections de propagation atmosphérique est la moins importante. Ces données (à caractère absolu) ont ainsi permis d'obtenir une validation (Table 2) et une grande maîtrise du bilan de l'erreur radiale des orbites des satellites altimétriques (Tapley et al., 1996; Scharroo and Visser, 1998). La télémétrie laser, technique également constituée en réseau, et en service à partir de 1998 (International Laser Ranging Service, ILRS), a atteint une précision de mesure de distance d'un niveau sub-centimétrique pour environ 30% des instruments laser dans le monde (ILRS, 2001). Il faut aussi noter que toutes les stations du réseau laser international ont respecté le jeu des priorités d'observations définies par l'ILRS sur ERS, T/P, puis GFO et enfin sur JASON-1 et ENVISAT, ce qui représente plus de 10 ans d'efforts.

Enfin, il faut noter la très bonne performance de la technique GPS pour la détermination d'orbite précise, performance démontrée sur la mission T/P au niveau de 1-2 cm (Bertiger et al., 1994), puis largement confirmée sur JASON-1 à un niveau encore meilleur (voir plus loin). Il faut préciser aussi que les méthodes d'estimation purement numérique de la trajectoire (dites "reduced-dynamic") ont beaucoup contribué à ce succès croissant, la couverture exceptionnelle de l'orbite par les mesures GPS permettant de s'affranchir de nombreuses sources d'incertitudes présentes dans les calculs de dynamique orbitale classique.

<caption>TABLE 2 : ESTIMATIONS, BILANS D'ERREUR ET RÉSIDUS LASER (UNITÉS EN MM) ESTIMÉS ET/OU PRÉVUS POUR LES ORBITES DE TOPEX/POSÉIDON DE LA CLASSE JGM-2, PUIS JGM-3, DE JASON-1 (PRÉVU ET FUTUR), ET DE STARLETTE (NIVEAU EGM96, OU GRIM5);</caption>

d'après les réf. indiquées et (Lemoine et al., 1998; Schwintzer et al., 1998), and J.P. Berthias (CNES, communication privée 1999). Les résidus DORIS sont en mm/s.

<table><thead><tr><th>Bilan</th><th>T/P &lt; 95</th><th>T/P &gt; 95</th><th>References</th><th>Jason-1</th><th>Jason (futur)</th><th>Starlette</th></tr></thead><tbody><tr><td>Err. d'orbite</td><td>30-40</td><td>28</td><td></td><td>15</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Rés. DORIS (rms)</td><td></td><td>0.47</td><td>Willis et al., 03</td><td>0,38</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Rés. laser (rms)</td><td>40-50</td><td>35-40</td><td>Tapley et al., 96</td><td></td><td></td><td>35-45</td></tr><tr><td>Champ</td><td>22</td><td>9</td><td>Marshall et al., 95</td><td>5</td><td>4</td><td>25-30</td></tr><tr><td>Marées</td><td>12-15</td><td>7</td><td>id.</td><td>5</td><td>4</td><td>10</td></tr><tr><td>Var. tempor.</td><td>10</td><td>10</td><td></td><td>5</td><td>4</td><td>10</td></tr><tr><td>Press rad.</td><td>15-20</td><td>15-20</td><td>Tapley et al., 94</td><td>10</td><td>5</td><td>5-10</td></tr><tr><td>Freinage</td><td>10-15</td><td>10</td><td>Barotto & Berthias, 96</td><td>5</td><td>4</td><td>15</td></tr><tr><td>Coord. stat.</td><td>10</td><td>10</td><td>Tapley et al., 94</td><td>10</td><td>5</td><td>10</td></tr><tr><td>Mesures</td><td></td><td></td><td>id.</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>attitude</td><td>2-3</td><td>2-3</td><td></td><td></td><td>1-2</td><td></td></tr><tr><td>réflecteurs</td><td>3-4</td><td>3-4</td><td>Schwartz, 90</td><td></td><td>1-2</td><td>1</td></tr><tr><td>atmosphère</td><td>3-4</td><td>3-4</td><td>id.</td><td>3-4</td><td>2-3</td><td>3-4</td></tr><tr><td>err./system. las.</td><td>5</td><td>5</td><td></td><td>5</td><td>5</td><td>5</td></tr><tr><td>Total (rss)</td><td>33-40</td><td>25-30</td><td></td><td>15-18</td><td>10-12</td><td>35-40</td></tr><tr><td>References</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>AVISO, 98</td><td>Biancale et al., 00</td></tr></tbody></table>
Aujourd'hui, une nouvelle génération d'instruments a été développée, en particulier pour les missions JASON-1 et ENVISAT. Concernant DORIS, les mesures du nouvel instrument, plus léger, moins volumineux et moins consommateur, sont moins bruitées qu'avec celui de T/P (0,1 mm/s par rapport à 0,3), et le récepteur maintenant bi-canal permet de recevoir simultanément les émissions de deux balises au sol et donc d'acquérir plus de mesures (environ 50 %). De son côté, le panneau de rétro-réflecteurs laser, largement plus petit et donc limitant au maximum les problèmes de signature de satellite, contrairement à celui de T/P, constitue également une amélioration importante pour la détermination d'orbite précise. Enfin concernant GPS, le nouvel instrument (TRSR) permet d'acquérir simultanément jusqu'à 12 satellites grâce à une technologie avancée.

Les performances de ces systèmes de poursuite alliées à une amélioration récente des modèles orbitographiques et du repère de référence terrestre international ITRF (International Terrestrial Reference Frame) (Altamimi et al, 2002) permettent aujourd'hui d'obtenir des éphémérides, dans le cas de JASON-1 (Table 2), d'une exactitude de 1-2 cm pour la composante radiale et environ 3 cm pour les composantes tangentielle et normale. L'effet de la qualité du système de référence terrestre via la précision des coordonnées des stations de poursuite a été caractérisé par des études récentes (Morel, 2002 ; Morel et al, 2002). En outre pour JASON-1, en comparaison à T/P, la forme a été largement modifiée (panneaux solaires symétriques, corps plus petit, etc.). En revanche, avec une masse 4 fois plus faible, le rapport surface sur masse est a priori plus favorable sur T/P, vis-à-vis des effets des forces non-gravitationalles.

### 3. CRITÈRES DE QUALITÉ. PRINCIPE DE VÉRIFICATION DES ORBITES

Parallèlement à la détermination opérationnelle des orbites par la méthode dynamique (rôle du CNES et de la NASA), des activités d'évaluation et d'analyse d'erreurs ont pris un nouvel essor dans la communauté de géodésie spatiale. Cela est dû à la nécessité d'évaluer les produits de base de l'océanographie spatiale, l'orbite et le repère de référence terrestre, à un niveau de précision de l'ordre de 1 cm. Dans le domaine de la validation d'orbite, les données laser ont permis d'établir des points de contrôles locaux, voire régionaux, de l'erreur d'orbite à ce niveau de précision (Bonnefond et al., 1995). Mais il faut toutefois ajouter que cela est sans commune mesure avec la couverture exceptionnelle fournie par les données GPS. Compte tenu du caractère très différent des erreurs d'orbite rencontrées dans les différents types d'approche (dynamique, géométrique et "reduced-dynamic"), la comparaison des différentes solutions a permis de fournir une mesure spatio-temporelle fiable (notion d'erreur géographiquement corrélée) de l'erreur radiale des orbites opérationnelles (Yunck et al., 1994 ; Marshall et al., 1995 ; Bonnefond et al., 1999). Ces travaux de compréhension détaillée des erreurs (spectres, corrélations, biais géographiques, etc.) sont nécessaires tant sur le plan de la validation

stricte que sur celui du suivi à long terme des performances des missions. Du fait de l'augmentation des performances, ils prennent une part toujours plus importante dans l'activité d'analyse.

Les outils de vérification d'orbite sont traditionnellement séparés en deux catégories : les tests internes et les tests externes. Les tests internes, en phase de production des orbites, ne nécessitent pas de données supplémentaires autres que celles utilisées pour la détermination d'orbite. Cependant, ils ne permettent pas de détecter des erreurs systématiques, d'où la nécessité d'utiliser des tests externes. Ces derniers sont basés sur des données non utilisées par la production des orbites ou sur des orbites produites indépendamment de celles à vérifier. Ces tests sont très puissants pour la détection des erreurs systématiques et des tendances à long terme. De plus, des tests réalisés avec les données altimétriques elles-mêmes permettent d'évaluer la qualité d'une manière cohérente avec les utilisations océanographiques. Selon les orbites considérées, un même jeu de données sera considéré soit comme un test interne soit comme un test externe. A titre d'illustration, la Table 3 indique la liste des tests prévus et réalisés pour la validation des orbites de JASON-1.

### 4. ACTUELLEMENT, QUELLE PRÉCISION ?

Durant une période de 8 mois en 2002 (soit environ 20 cycles), les orbites des satellites T/P et JASON-1 ont été phasées ("tandem mode") dans le même plan orbital. Il étaient séparés d'une minute de manière à assurer la continuité de l'observation des océans depuis 1992, et à créer une période de validation et d'étalonnage sans précedent. Ensuite, à partir du mois d'août, la trace de l'orbite de T/P a été décalée d'environ 150 km, permettant ainsi de couvrir, avec JASON-1, une grille de données altimétriques deux fois plus dense qu'auparavant.

Les différents travaux menés tant au CNES, qu'à la NASA (GSFC et JPL), à l'Université d'Austin au Texas, à l'IGN ou au CERGA (OCA-CNRS, Grasse, France) ont été présentés, en 2002, aux deux "Science Working Team" de Biarritz et de la Nouvelle Orléans, dans le cadre de la période de validation de la mission JASON-1. Les orbites MOE (Medium Orbit Ephemeris) et POE (Precise Orbit Ephemeris) de T/P et de JASON-1, calculées par le CNES et le NASA/GSFC à partir d'une combinaison DORIS-laser, ont été analysées continûment depuis le début de la mission. Très schématiquement, les résultats montrent une erreur radiale d'orbite au niveau de 1 à 2 cm pour JASON-1, selon les solutions, et une amélioration de 20 % des résidus DORIS par rapport à T/P, dont l'orbite conserve une erreur radiale d'environ 2-3 cm (Table 2). Concernant la télémétrie laser, le biais moyen de 3 cm observé en Europe sur T/P, à cause de la signature de la couronne de rétro-réflecteurs et de la technologie des stations laser en matière de photodiodes (C-SPAD), est passé à quelques mm sur JASON-1. Ce dernier résultat est par ailleurs confirmé par une analyse des données des mêmes stations laser sur les satellites géodynamiques LAGEOS-1 et -2, montrant également l'absence de biais significatif dans les mesures (Nicolas et al., 2002). Enfin, concernant les orbites GPS de JASON-1, les
recouvrements montrent une précision radiale (interne) d'environ 0,7 cm (Haines et al., 2002), précision encore meilleure en utilisant simultanément les mesures GPS et DORIS (Willis et al., 2003). Cette dernière amélioration est confirmée par la donnée, externe aux solutions, des mesures laser dont les résidus passent à 1,5 cm en moyenne avec la solution mixte GPS-DORIS. D'une manière générale, il semble que les orbites DORIS-laser soient moins précises que les solutions DORIS-GPS qui montrent une meilleure stabilité de la composante radiale de l'orbite (Fig. 1).

Les logiciels de calcul d'orbites ont été développés afin de prendre en compte les mesures de 2 nouveaux satellites DORIS (ENVISAT et SPOT-5). Les modèles physiques ont pu être testés sur des données réelles dès leur mise à disposition par l'ESA (European Space Agency) et le CNES. La précision d'orbite du satellite ENVISAT, par ailleurs également équipé de rétro-réflecteurs laser, s'établit actuellement à 4,1 cm. Cette performance doit être soulignée comme tout à fait exceptionnelle si l'on en juge par l'altit

tude du satellite (800 km comme ERS) et ses caractéristiques de surface et de masse.

Le CERGA participe à la validation des orbites des satellites océanographiques à partir d'une technique géométrique appliquée aux données de télémétrie laser d'un réseau dense de stations (Europe et Etats-Unis, schématiquement). Cette méthode géométrique dite "d'arcs courts" a fourni une validation d'orbite au niveau de 1 cm dans le cadre de la mission T/P (Bonnefond et al., 1995). Elle est utilisée pour les nouvelles missions océanographiques JASON-1 et ENVISAT pendant leur phase de validation, mais également afin d'effectuer un suivi à long terme. Dans ce but, un site Internet mis à jour régulièrement, fournit les résultats en temps quasi réel de la validation des orbites de T/P et de JASON-1 par la méthode d'arcs courts : http://grasse.obs-azur.fr/cerga/gmc/calval. Depuis le début de la mission JASON-1, il est possible d'utiliser ce site pour évaluer un cycle d'orbite donné ou les résultats sur la totalité des missions. Le repère de référence de base utilisé est l'ITRF2000.

<caption>TABLE 3 : PRINCIPAUX TESTS DE VÉRIFICATION DES ORBITES DE JASON-1 (MÉNARD AND HAINES, 2001).</caption>

MOE désigne les orbites provisoires construites à partir des données DORIS, et POE désigne les orbites précises laser+DORIS, ces deux types de solutions étant obtenues par la dynamique classique.

<table><thead><tr><td>TEST</td><td>DESCRIPTION</td><td>UTILISATION</td><td>REMARQUES</td></tr></thead><tbody><tr><td>analyse des résidus des données</td><td>- distribution statistique des résidus<br/>- distribution temporelle des résidus (analyse spectrale)</td><td>après chaque étape de détermination d'orbite MOE et POE</td><td></td></tr><tr><td>interprétation des résidus des données</td><td>décomposition des résidus en biais en temps et en distance et analyse des fluctuations et tendance de ces biais</td><td>partie de la vérification de la qualité finale des orbites MOE et POE</td><td>portée limitée car application d'un rejet aux biais pendant l'élimination des données</td></tr><tr><td>résidus des mesures laser à haute élvation</td><td>Mesures laser exactes proches duzenith de la distance station-satellite fournissant ainsi une bonne estimation de l'altitude du satellite</td><td>partie de vérification de la qualité finale des POE</td><td></td></tr><tr><td>inter-comparaison des orbites mono-technique</td><td>- utilisation indépendante des données DORIS et GPS pour produire les orbites qui sont alors comparées pour évaluer les erreurs systématiques<br/>- calcul des résidus laser pour les 2 orbites pour évaluer la cohérence des trois types de données</td><td>- partie du processus de production des POE<br/>- validation des MOE après livraison</td><td>biais systématique entre les différents types de données dus à des incohérences des systèmes de référence qui peuvent submerger ces tests</td></tr><tr><td>recouvrements</td><td>comparaisons d'orbites calculées pour la même période de temps en utilisant différents jeux de données :<br/>- recouvrement entre des orbites successives (comparaison sur quelques heures en commun),<br/>- recouvrement entre un arc de 10 jours et un arc plus court (dans ce cas toutes les données de l'arc court sont communes aux 2 orbites),<br/>- recouvrement entre des orbites calculées sur la même période de temps en séparant les données en 2 sous-ensembles indépendants, - etc.</td><td></td><td>- bonne évaluation de la qualité d'orbite<br/>- les recouvrements avec les orbites "reduced-dynamic" qui contiennent des données en commun ne fournissent pas d'information car les orbites suivent de très près les données</td></tr><tr><td>résidus des données altimétriques aux points de croisement</td><td>calcul des résidus des mesures altimétriques aux points de croisement</td><td>- partie de vérification de la qualité finale des POE<br/>- validation des MOE après livraison</td><td>le signal résiduel dû aux erreurs du modèle de marées et à la variabilité océanique est tellement fort que ce test ne fournit pas une bonne estimation de l'erreur d'orbite. Cependant, il est utile pour évaluer la qualité relative des différentes orbites</td></tr><tr><td>comparaison entre les orbites</td><td>comparaison d'orbites calculées par différents groupes avec différentes configurations et/ou différents logiciels</td><td>vérification poussée des POE uniquement</td><td>UT/CSR calculera ses propres orbites et les comparera avec le produit officiel</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>**Fig. 1 :** Résidus d'orbite radiale sur JASON-1 suivant les techniques de poursuite utilisées, en combinaison ou non, et suivant les méthodes de calcul d'orbite (méthodes dynamique ou numérique).</figcaption></figure>

Ce site Internet indique également les résultats de l'étalonnage de l'altimètre, résultats basés sur les campagnes de validation et d'étalonnage effectuées en Corse depuis 1998 par le CERGA, le CNES et l'IGN. Ce site d'étalonnage comprend :

* la base aéronavale d'Aspretto près d'Ajaccio où se situent un récepteur GPS ainsi qu'un marégraphe permanents, et où ont lieux les campagnes d'observations de la Station Laser Ultra Mobile (Nicolas et al., 2000),

* le cap de Senetosa (à 40 km au sud) où se situent 3 marégraphes permanents, une station météorologique, des points de référence GPS,

* des mesures du niveau de la mer sont réalisées tous les 10 jours avec une bouée GPS à 10 km des côtes sous la trace du satellite (pour les passages d'étalonnage).

L'étalonnage des altimètres radar embarqués est un point crucial dans le cas des missions T/P et JASON-1, puisqu'il permet de rattacher les deux séries d'observations par des mesures fiables. Ces deux satellites ayant été placés sur une orbite identique, leurs passages au-dessus de la Station Laser Ultra Mobile (FTLRS), installée à Ajaccio entre janvier et septembre 2002, n'étaient séparés que de 70 secondes. L'orbite identique des deux satellites a permis de faire un étalonnage croisé des deux systèmes. Les valeurs des biais d'étalonnage de JASON-1 dépendent des orbites utilisées à l'échelle centimétrique en fonction des sites d'étalonnage (erreurs géographiquement corrélées). Par exemple, pour Sénétosa, la valeur obtenue à partir des orbites GPS reduced-dynamic (JPL) est plus forte de 1 cm que celle obtenue en utilisant l'orbite des IGDR (DORIS MOE), ce qui n'est pas le cas à Harvest. En revanche, l'utilisation des orbites GPS reduced-dynamic montre une meilleure cohérence entre les sites et réduit la dispersion. Il en est de même en utilisant les solutions arcs courts (11 mm) ou les orbites reduced-dynamic basées sur les

mesures DORIS et GPS (JPL/IGN). Ces résultats, qu'il faut encore confirmer aujourd'hui, montrent tout l'intérêt d'un contrôle permanent des solutions d'orbite des satellites océanographiques à partir de la technique laser appliquée sur un site dédié.

## 5. CONCLUSION

La combinaison des différentes techniques et la comparison des solutions (orbites), travaux menés dans le cadre de la période de validation des missions altimétriques, assurent une meilleure qualité des orbites. Les progrès dans les différentes techniques de poursuite de géodésie spatiale réalisés ces dernières années permettent donc peu à peu de relever le défi d'une orbite centimétrique, de la détermination du niveau moyen des océans à quelques millimètres près et d'assurer ainsi une mesure de l'évolution décennale du niveau moyen des océans avec une précision de l'ordre de quelques dixièmes de mm/an. Les éphémérides de JASON-1 sont déjà d'une qualité meilleure que celles de T/P, avec une composante radiale à environ 1,5 cm. Ces éphémérides sont produites à partir de l'utilisation conjointe des données DORIS et de télé-métrie laser. En outre, l'utilisation des mesures GPS seules ou des combinaisons GPS-DORIS, en association à la méthode numérique appelée "reduced-dynamic" de détermination d'orbite, apportent une amélioration supplémentaire.

Les progrès accomplis en trajectographie des satellites altimétriques sont évidents et permettent aujourd'hui de partir d'une erreur radiale centimétrique. Ces progrès reposent tant sur les nouveaux systèmes de poursuite que sur les nouveaux modèles des forces agissant sur le satellite. Parmi ces forces, aujourd'hui les forces non-gravitationnelles soulèvent plus de difficultés que les forces gravitationnelles. La combinaison de plusieurs techniques indépendantes de poursuite des satellites, DORIS, GPS, la télémétrie laser est essentielle pour détecter les bais relatifs entre chaque solution et/ou chaque technique. Au niveau de précision atteint maintenant, un effort permanent de contrôle et de validation des orbites est indispensable sur le très long terme.

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# Géodésie dans les Terres Australes et Antarctiques Françaises (TAAF) - Mesures absolues de Pesanteur, Positionnement Doris et GPS, Marégraphes. Présentation, premiers résultats et perspectives

GEODESY IN THE FRENCH SUB-ANTARCTIC AND ANTARCTIC TERRITORIES - ABSOLUTE GRAVITY MEASUREMENTS, POSITIONING SYSTEMS (DORIS & GPS), TIDE GAUGES. STATE OF THE ART, FIRST RESULTS AND FUTURE.

M. AMALVICT

IPGS/EOST 5 rue René Descartes Strasbourg
mamalvict@eost.u-strasbg.fr

## ABSTRACT

### GENERAL PRESENTATION

The French sub-Antarctic and Antarctic Territories consist of four scientific bases depicted in Figure n°1. Three are located on islands in the Indian Ocean (Port aux Français (49°21'10" S and 70°13'03"E) on the Kerguelen Island, Alfred Faure (46°25'51"S and 51°51'52"E) in the Crozet archipelago and Martin de Viviès (37°41'05"S and 77°31'55"E) on the Amsterdam island); the fourth base, Dumont d'Urville (66°40' S et 140°00' E), is located in the Terre Adélie territory, in Antarctica, (see IPEV website).

### POSITIONING SYSTEMS

One can find in Table n°1 the geodetic equipment operating in the different stations.

#### TIDE GAUGES

They belong to the Rosame Network (Sub Antarctic and Antarctic Network for the Sea Level Observation). At each station there is a costal tide gauge (Figure n°2) and at Crozet and Saint Paul there is in addition an off shore gauge; they are dedicated to i) the study of the oceanic tides, ii) a validation of the satellite altimetry, iii) the observation of the Antarctic Circumpolar Current, iv) the observation of secular variations of the sea level.

#### DORIS

Doris system, elaborated in France, enables the precise localisation of ground stations via the precise determination of satellites' orbits, using Doppler effect. Among other goals of Doris, one can find i) Terrestrial Reference Systems, ii) monitoring of seismic or volcanic zones, etc., iii) study of the global Earth gravity field.

#### GPS GLOBAL POSITIONING SYSTEM

The first satellite of the constellation was launched in 1978. Permanent stations are installed at two stations (see Table n°1).

### ABSOLUTE GRAVITY MEASUREMENTS

Program of absolute gravity measurements (IPEV, French Polar Institute).

Gravity Observatory in Strasbourg is responsible for a five year program, supported by the French Polar Institute, of absolute gravity (AG) measurements in the four stations. Such AG measurements are still seldom in that part of the world, and positioning techniques are much more precise for horizontal displacements than for vertical ones. It is then worth to add physical geodesy data to the geometrical positioning data. The instrument which is used is a ballistic gravimeter FG5.

### MEASUREMENTS DURING THE 1999-2000 SUMMER CAMPAIGN

During the first campaign, two measurements were performed, we present here a brief report, a more detailed can be found in Amalvict et al., 2001a and Hinderer et al., 2002.

#### Dumont d'Urville 2000

□ absolute measurements

The absolute gravimeter FG5#206 was operating in 'shelter' (Figure n°3).

Measurements took place from 26 February to 2 March 2000 during 118 hours, corresponding to 472 sets and 11800 drops.

After the standard corrections (vertical gradient, polar motion, atmospheric pressure, solid and oceanic tides), the gravity at the ground level is:
$$g = 982387174.2 \pm 11.1 \mu\text{Gal}$$

The standard deviation is quite high, due to the meteorological conditions during the experiment.

□ gravity links

Some gravity ties, performed with a relative gravimeter Scintrex CG3-M, between the absolute point and some remarkable points (tide gauge, secondary site, and continent) are presented in Table n°3.
## Hobart 2000

### ☐ calibration line

The absolute measurement site is on Mount Pleasant, near Hobart, and has been occupied in 1996 by a Japanese team. We repeated this measurement at the end of the cruise back from Antarctica. A gravity link with the Hobart tide gauge (in the port), lead to a calibration line DdU - Hobart which will be useful for marine gravimetrists.

$$g(DdU)-g(Hobart) = 1.949\ 5166 \pm 30\ 10^{-8} \text{ Gals}$$

## MEASUREMENTS DURING THE 2000-2001 SUMMER CAMPAIGN

During the second campaign, two AG measurements were performed, which are summarised in the following; for more details see Amalvict et al., 2001b.

### Kerguelen 2001

#### ☐ absolute measurements

The gravimeter was operating on a pillar in shelter #32. Measurements took place from 12 to 17 January 2001 during 114 hours, corresponding to 105 sets and 9555 drops.

After the standard corrections, the gravity at the ground level is:

$$g = 981061041,1 \pm 5,0 \ \mu\text{Gal}$$

Like in Dumont d'Urville, but in a smaller way, the standard error is due to the proximity of the ocean.

#### ☐ gravity links and continuous relative measurements

Some gravity ties, performed with a relative gravimeter Scintrex CG3-M, between the absolute point and some remarkable points (tide gauge and geodetic bench mark) are presented in Table n°4. A relative gravimeter Scintrex-CG3 M belonging to La Rochelle University, has continuously recorded the gravity variations during two months from January 2001. The tidal analysis was, due to the meteorological and oceanic reasons, quite noisy.

### La Réunion 2001

The FG5 gravimeter operated in the MeteoFrance buiding from 28 December 2000 to 2 January 2001 (94 hours, 92 sets, 8372 drops).

After the standard corrections the gravity at the ground level is:

$$g = 978919406.7 \pm 5.3 \ \mu\text{Gal}$$

#### ☐ calibration line

The difference between the two AG measurements is:

### PAF (Kerguelen) - Le Port (La Réunion) :

$$g_K - g_R = 2141634.4 \pm 10.3 \ \mu\text{Gals}$$

## FORTHCOMING MEASUREMENTS

2002-2003 summer campaign: first AG measurement in Crozet and as many measurements as the schedule of the ship will allow; plus two measurements in La Réunion Island.

2003-2004 summer campaign according to what the schedule of the ship will allow.

2004-2005 summer campaign repetition of AG measurements at DdU and Hobart.

At that time all the stations in sub-Antarctic Territories will have been visited for AG measurements at least once, and the DdU station twice.

## RESULTS AND MODELS

One of the main interests of these measurements is the study of the post glacial rebound in Antarctica and the monitoring of the mean sea level. For such goals it is very difficult to distinguish the origin of the different components, and the collocation of techniques (geometrical positioning and physical geodesy) can help to separate the effects. In her thesis, M.N. Bouin (Bouin, 1999) has obtained, from GPS data, a vertical velocity in DdU as large as 1 cm/year. On the other hand, DORIS observations are in favour of a – 0.7 mm/year slight subsidence (Soudarin et al., 1999). The second AG measurement should help to choose between the two determinations, indeed a 5 cm displacement as predicted by GPS (which corresponds roughly to 15 µGal in the free air gradient) should be detected, even with a large standard deviation for the AG measurement. The vertical velocity should be almost zero at Kerguelen (Bouin, 1999) and the 2003 repetition of the AG measurement will add confidence or not to this observation. For a comparison, one can think to the study by Larson & van Dam (2000) which shows similar conclusions coming from GPS and AG measurements in Greenland, or a study in Spitzbergen (Hinderer et al., 2001).

## CONCLUSIONS

We have shown how the collocation of different techniques leads to complementary information and is almost compulsory, especially in regions of high geodynamical interest but difficult access and working conditions, like are the TAAF.

We have seen the importance of repeated AG data to decide between the GPS and DORIS results.

We can also look for a help to the decision between different scenarios of prediction of vertical displacements in Antarctica (James and Ivins, 1997); ranging between 10 mm/year and 20 mm/year.
# PRÉSENTATION GÉNÉRALE DES T.A.A.F.

Les Terres Australes et Antarctiques Françaises forment un Territoire d'Outre Mer (TOM) et sont le siège de bases scientifiques. Trois se trouvent dans l'Océan Indien, respectivement sur les îles Kerguelen, Crozet et Amsterdam (plus l'îlot Saint-Paul) ; la quatrième se situe en Terre Adélie, secteur "français" de l'Antarctique. Il est prévu d'ouvrir en 2005 une base franco-italienne Concordia (Dôme C), située sur le continent à 1000 km de Dumont d'Urville (Figure n°1). Les bases fonctionnent avec des scientifiques et du personnel chargé de la logistique et de l'aspect technique de la vie en circuit plus ou moins clos, tout au long de l'année depuis un peu plus de cinquante ans. Des observations scientifiques y sont menées en continu, dans des domaines tels que la biologie, la botanique, l'étude des animaux marins, des oiseaux, mais les sciences de la Terre et de l'univers sont également un des grands thèmes d'étude sur ces bases.

Les bases de Port aux Français (PAF, occupée depuis depuis 1951) sur l'île principale de l'archipel des Kerguelen, de Alfred Faure (occupée depuis 1964) sur l'île de la Possession de l'archipel Crozet et de Saint Martin de Viviès (occupée depuis 1950) sur l'île d'Amsterdam (ou Saint Paul) sont ravitaillées (en personnel, vivres, matériel de tous ordres) par le "Marion Dufresne II", à partir de l'île de La Réunion; les traversées durent de 6 à 16 jours selon les rotations du navire. La base de Dumont d'Urville (DdU, occupée depuis 1958), en Terre Adélie, est reliée en 5 ou 6 jours par des rotations de l' "Astrolabe" au port de Hobart, en Tasmanie, au sud de l'Australie.

Les coordonnées géographiques respectives des bases sont : PAF 49°21'10" S et 70°13'03"E, Alfred Faure 46°25'51"S et 51°51'52"E, Martin-de-Viviès 37°41'05"S et 77°31'55"E et DdU 66°40'S et 140°00'E. Le nombre des hivernants varie de 15 à Crozet et Amsterdam, jusqu'à 30 à DdU et 60 à Kerguelen, alors que pendant les campagnes d'été les bases accueillent de 40 à 120 personnes (cf site IPEV).

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Fig. 1 – Situation des différentes bases françaises, dans l'Océan Indien et l'Antarctique (site IPEV).</figcaption></figure>

# TECHNIQUES DE POSITIONNEMENT (MAREGRAPHES, DORIS, GPS)

Les bases des TAAF sont équipées depuis plusieurs années déjà de marégraphes, de récepteurs GPS permanents et de balises DORIS ; on trouvera ci-dessous (Table n° 1) les équipements présents sur les différentes bases. Ces diverses techniques sont soit des techniques de positionnement précis (DORIS et GPS), soit des mesures du niveau relatif de l'océan et de la terre.

<table><caption>TABLE 1 – ÉQUIPEMENTS GÉODÉSIQUES DANS LES BASES DES TAAF (SITE IGN/DORIS)</caption><thead><tr><th></th><th>DdU</th><th>Kerguelen</th><th>Crozet</th><th>Amsterdam</th></tr></thead><tbody><tr><td>GPS</td><td>X</td><td>X</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Doris</td><td>X</td><td>X</td><td></td><td>X</td></tr><tr><td>Marégraphe</td><td>X</td><td>X</td><td>X</td><td>X (Saint-Paul)</td></tr></tbody></table>

## Marégraphes

Les quatre marégraphes font partie du réseau Rosame (Réseau d'Observation SubAntarctique et Antarctique du Niveau de la Mer) qui est lui-même intégré à un réseau de stations situées de part et d'autre du Courant Circumpolaire Antarctique (CCA). Les différentes stations sont maintenues, outre la France, par le Royaume Uni, l'Australie et le Japon. Sur chaque base des TAAF, on trouve une station marégraphique côtière (Figure n°2) ; à Crozet et à Saint Paul se trouve également une station de plateau, mouillée au large, et qui permet de faire le lien entre la mesure côtière et les observations au large.

Les données sont acquises à un rythme horaire depuis plusieurs années. Le diagramme ci-dessous (Table n°2, qui provient du site du réseau Rosame) rend compte des périodes d'acquisition sur plus d'une décennie (mise à jour août 2002).

Ces stations permettent i) une étude des marées océaniques, ii) une validation des observations d'altimétrie satellitaire, iii) le suivi du CCA, IV) l'observation des variations séculaires du niveau de la mer.

<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>TABLE 2 - PÉRIODES D'ACQUISITION DES DONNÉES DU RÉSEAU ROSAME (SITE ROSAME)</figcaption></figure>

## DORIS

Le système DORIS (Détermination d'Orbite et Radiopositionnement Intégrés par Satellite) est un système mis au point en France ; la localisation précise des stations au sol se fait à partir de la détermination précise des orbites des satellites, en s'appuyant sur l'effet Doppler.

Le système DORIS se compose d'un réseau de stations émettrices permanentes, réparties à la surface de la Terre (Figure n°2), de récepteurs installés à bord de plusieurs
satellites, de stations dites "de localisation", de position
inconnue a priori, et d'un centre de réception et de traite-
ment des données recueillies par les récepteurs embarqués.
Parmi les applications de DORIS, on trouve i) l'apport aux
systèmes de référence terrestre ITRF de l'IERS
(International Earth Rotation Service), ii) le positionnement
et plus particulièrement le suivi des déformations des
zones à risques tels que les glissements de terrain ou les
zones sismiques ou volcaniques, etc., facilité par l'auto-
matisation des balises, iii) l'étude du champ de gravité glo-
bal de la Terre par un apport à la connaissance précise de
l'orbite des satellites.

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Marégraphe à Kerguelen (site Rosame)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Balise DORIS à Amsterdam (site Doris)</figcaption></figure>

Fig. 2 – Exemples de marégraphe et de balise
DORIS installés dans les TAAF.

GPS

Global Positioning System C'est le système de position-
nement par satellite à l'échelle du globe. Le lancement du
premier satellite a eu lieu en 1978.

Des stations permanentes sont installées dans deux des
bases, l'avantage par rapport à des campagnes étant de
permettre d'atteindre assez rapidement la précision néces-
saire à l'observation de phénomènes tectoniques.

Cependant, la précision sur les déplacements horizontaux
est bien supérieure à celle sur les déplacements verticaux.

MESURES ABSOLUES DE LA PESANTEUR

PROGRAMME DE MESURES ABSOLUES DE PESANTEUR (IPEV,
INSTITUT POLAIRE FRANÇAIS PAUL ÉMILE VICTOR)

L'observatoire gravimétrique de Strasbourg est responsa-
ble d'un programme pluriannuel (cinq ans) de mesures
absolues de la pesanteur dans les TAAF, les bases doivent
être visitées dans l'ordre suivant: DdU, Kerguelen, Crozet,

Amsterdam, DdU (répétition en Terre Adélie en fin de pro-
gramme).

Les mesures absolues de pesanteur sont encore très peu
nombreuses dans la région des îles sub-antarctiques et en
Antarctique. L'un des buts de ce projet était de minimiser
cette lacune. D'autre part les techniques de positionne-
ment se révèlent beaucoup moins précises dans la déter-
mination des déplacements verticaux que dans celle des
déplacements horizontaux. Il est donc bon de pouvoir
ajouter à ces observations de positionnement géomé-
trique, des observations physiques.

L'instrument utilisé est un gravimètre absolu de type FG5,
outil national rattaché à l'Observatoire Gravimétrique de
Strasbourg - J9. C'est un gravimètre balistique basé sur le
principe du suivi de la chute d'un objet dans une chamb-
re à l'intérieur de laquelle le vide a été fait. Un interféro-
mètre et une horloge très précis permettent de mesurer la
position de l'objet au cours de sa chute, ainsi que le
temps, conduisant ainsi à la détermination de la valeur de
la pesanteur.

MESURES DURANT LA CAMPAGNE D'ÉTÉ 1999-2000

La première campagne du programme a conduit à deux
mesures absolues de pesanteur, l'une à Dumont d'Urville
et l'autre à Hobart, en Tasmanie, port de départ de
l'Astrolabe, ce dernier point faisant partie du réseau
IAGBN (Boedecker G. and Flury J., 1994). Nous décri-
vons, ci-dessous, brièvement les mesures, mais on trou-
vera une discussion plus complète des mesures et des
résultats dans (Amalvict et al., 2001a ; Hinderer et al.,
2002).

Dumont d'Urville 2000

☐ mesure absolue

Le gravimètre absolu FG5#206 était installé dans un
"shelter" spécialement installé sur un pilier coulé sur la
roche (Figure n°3).

Les mesures ont eu lieu du 26 février au 2 mars 2000
pour une durée totale de l'expérience de 118 heures,
soit 472 séries et 11800 chutes.

Après avoir effectué les corrections "standard" (prise en
compte du gradient vertical, du mouvement du pôle de
rotation terrestre, de la pression atmosphérique, des
marées terrestres et des marées océaniques), on trouve
la valeur de la pesanteur, au sol :

$$
g = 982387174,2 \pm 11,1 \, \mu\text{Gal}
$$

La valeur assez forte de l'erreur s'explique par les condi-
tions météorologiques (fort vent, agitation de la mer
située à proximité) qui ont régné pendant toute la durée
de l'expérience et ont engendré un "bruit" important.
<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Fig. 3 – Le gravimètre absolu FG5#206, en mesure à Dumont d'Urville.</figcaption></figure>

### ☐ rattachements

Afin que la valeur précédente puisse être plus commodément utilisée en vue d'une comparaison avec les observations du marégraphe ou pour servir à une ligne d'étalonnage pour les gravimètres marins, nous avons établi des liens gravimétriques à l'aide d'un gravimètre de terrain Scintrex CG3M, entre le point absolu (PA) et certains points remarquables (PR). Les points entre lesquels ont été effectués les rattachements gravimétriques ont par ailleurs été très précisément nivelés en décembre 1999 par une équipe du SHOM. L'un de ces points (Cap Prud'homme) se trouve sur le continent et non plus sur l'île des Pétrels qui abrite la base.

<table><caption>TABLE 3 – NIVELLEMENTS ET RATTACHEMENTS GRAVIMÉTRIQUES EN TERRE ADÉLIE ENTRE LE “POINT GRAVI ABSOLUE” ET LES DIFFÉRENTS EMPLACEMENTS.</caption><thead><tr><th></th><th>nivellement<br>(m)</th><th>différence<br>de pesanteur<br>(milliGal)</th></tr></thead><tbody><tr><td>marégraphe</td><td>-32,582</td><td>-6,475</td></tr><tr><td>site secondaire</td><td>-32,031</td><td>-5,691</td></tr><tr><td>Cap Prud'homme</td><td>-32,90</td><td>-8,157</td></tr></tbody></table>

L'erreur est de quelques µGals pour les mesures de pesanteur, et inférieure au cm pour les nivellements.

### Hobart 2000

Une station de mesure absolue de la pesanteur faisant partie du réseau IAGBN (Boedecker G. and Flury J., 1994), se trouve à Hobart. Il nous a paru opportun de profiter de la présence de l'instrument dans ce lieu, pour répéter la mesure faite par une équipe japonaise en 1996.

### ☐ ligne d'étalonnage

Le point de mesure absolue en Tasmanie se trouve sur le Mount Pleasant, il a été rattaché au marégraphe qui se trouve dans le port de Hobart, conduisant à la valeur suivante pour la ligne DdU – Hobart, qui pourra être utilisée par les gravimétriciens marins :

$$ \text{Dumont - Hobart (marégaphe):} \\ g(\text{DdU}) - g(\text{Hobart}) = 1,949\,5166 \pm 30\,10^{-8} \text{ Gals} $$

### MESURES DURANT LA CAMPAGNE D'ÉTÉ 2000-2001

La deuxième campagne de mesures a conduit à une mesure à La Réunion, avant embarquement sur le Marion Dufresne, et une mesure à la base de Port aux Français, sur l'archipel des Kerguelen. On trouvera les détails de l'expérience chez Amalvict et al., 2001b.

### Kerguelen 2001

#### ☐ mesure absolue

Le gravimètre a été installé sur le pilier du shelter #32 construit dans le passé pour des mesures d'astronomie ; malheureusement, ce bâtiment est destiné à être démo- li dans un très proche avenir, ce qui pose la question de la pérennité de la mesure. Les mesures ont été effec- tuées de 12 au 17 janvier 2001, soit un total de 114 heures, 105 séries et 9555 chutes. Les données brutes ont été traitées selon la procédure habituelle.

La valeur finale obtenue pour la pesanteur au sol est :

$$ g = 981061041,1 \pm 5,0 \, \mu\text{Gal} $$

Comme à Dumont d'Urville, mais dans une moindre mesure, les mesures sont bruitées à cause de la proxi- mité de l'océan.

#### ☐ rattachements

Des rattachements gravimétriques ont été faits avec le marégraphe et avec un repère géodésique situé près de l'Église Notre-Dame des Vents. On trouve dans la Table n°4 les écarts gravimétriques. Les rattachements par nivellement entre ces points et le point absolu sont pré- vus au cours de la campagne d'été 2002-2003.

<table><caption>TABLE 4 - RATTACHEMENTS GRAVIMÉTRIQUES, ÉTABLIS LE 16 JANVIER 2001 AVEC UN GRAVIMÈTRE RELATIF SCINTREX-CG3 M</caption><thead><tr><th>Emplacement</th><th>PA - 'emplacement'</th></tr></thead><tbody><tr><td>marégraphe</td><td>1903 ± 46 µGal</td></tr><tr><td>Notre-Dame des Vents</td><td>+ 1631 ± 11 µGal</td></tr></tbody></table>

#### ☐ mesures relatives continues

Un gravimètre relatif Scintrex-CG3 M prêté par N. Florsch et M. Llubes de l'Université de La Rochelle, a été installé en station pour un enregistrement continu de plus de deux mois des variations de la pesanteur. Une analyse de marée a ainsi pu être obtenue ; mal- heureusement, le fort "bruit", déjà observé lors des mesures absolues, n'a pas permis une détermination très fine des ondes.

### La Réunion 2001

Le gravimètre a été installé dans les locaux de MeteoFrance, dans la ville Le Port. Les enregistrements ont
duré du 28 décembre 2000 au 2 janvier 2001, soit un
total de 94 heures, 92 séries et 8372 chutes retenues. Les
données brutes ont été traitées selon la procédure stan-
dard (prise en compte du gradient vertical, du mouvement
du pôle de rotation terrestre, de la pression atmosphé-
rique, des marées terrestres et des marées océaniques).
La valeur finale obtenue pour la pesanteur au sol est :

$$
g = 978919406,7 \pm 5,3 \mu\text{Gal}
$$

<table><caption>TABLE 5 - RATTACHEMENTS GRAVIMÉTRIQUES,
ÉTABLIS EN JANVIER 2001 AVEC UN GRAVIMÈTRE
RELATIF SCINTREX-CG3 M</caption>
  <thead>
    <tr>
      <th>Emplacement</th>
      <th>PA - 'emplacement'</th>
    </tr>
  </thead>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Port aux Galets</td>
      <td>1936 ± 6 μGal</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>marégraphe</td>
      <td>649 ± 6 μGal</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>quai d'amarrage<br>du Marion Dufresne</td>
      <td>2051 ± 9 μGal</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>

☐ ligne d'étalonnage
L'écart entre les deux valeurs à Kerguelen et au Port est :
PAF (Kerguelen) – Le Port (La Réunion) :

$$
g_K - g_R = 2141634,4 \pm 10,3 \mu\text{Gals}
$$

MESURES FUTURES

A l'heure actuelle, le programme comporte encore trois
campagnes de mesures :

Durant la campagne d'été 2002-2003 doit avoir lieu la pre-
mière mesure à Crozet, au point choisi en 2001. De plus,
si la durée des escales le permet nous répéterons la mesu-
re à Kerguelen au point 2001, ferons une mesure au futur
point de référence ; et nous ferons également la première
mesure à Amsterdam au point choisi en 2001. Enfin, à l'is-
sue de la mission dans les bases sub-antarctiques la répéti-
tion du point de mesure à La Réunion est prévue ainsi que
l'établissement d'une nouvelle station. En complément des
mesures absolues, un gravimètre relatif Scintrex-CG3 M
sera installé en mars 2003 pour une durée de six mois, afin
d'améliorer l'analyse de marée de 2001.

Durant la campagne d'été 2003-2004 le programme pré-
voit une mesure à Amsterdam, ainsi que toutes les répéti-
tions possibles, y compris La Réunion.

Durant la campagne d'été 2004-2005 la répétition des
mesures à Dumont d'Urville, au point de mesure de l'an-
née 2000, ainsi qu'à Hobart sont prévues.

Les trois bases sub-Antarctiques auront alors été mesurées
au moins une fois et la base de Terre Adélie aura été mesu-
rée à cinq ans d'intervalle.

RESULTATS ET MODELES

L'un des apports majeurs de cet ensemble de mesures et
observations dans les régions sub-Antarctique et
Antarctique est son apport à l'étude du rebond post-gla-
ciaire de l'Antarctique et le suivi du niveau moyen des
mers. En effet, on observe de manière globale une faible
augmentation du niveau de la mer. Or, il est difficile de

savoir si l'on a réellement affaire à une augmentation du
niveau de la mer ou d'un enfoncement du continent. Les
mesures de positionnement (par GPS et/ou DORIS) doi-
vent permettre de lever cette ambiguïté. De plus si il y a
déplacement vertical du sol continental, ceci doit se tra-
duire par une variation de la valeur absolue de la pesan-
teur. On voit donc comment les diverses techniques se
combinent et permettent (en principe) de lever certaines
incertitudes quant à l'interprétation des observations.
L'importance (pour ne pas dire la nécessité) de la co-loca-
lisation de différentes techniques est de plus en plus lar-
gement reconnue.

Ainsi M.N. Bouin a-t-elle montré dans sa thèse que les
observations GPS à DdU conduisent à une vitesse de relè-
vement vertical de plus de 1 cm/an, ce qui est une valeur
très grande (Bouin, 1999). Mais d'autre part les mesures
DORIS semblent indiquer une faible subsidence de
- 0,7 mm/an (Soudarin et al., 1999). La réoccupation du
site de mesure absolue est donc de première importance.
Car si l'on admet un facteur de conversion entre variation
de gravité et déplacement vertical égal à 3 µGal/cm (gra-
dient à l'air libre), un déplacement de 5cm en 5 ans tel
que le prévoit le GPS devrait conduire à une variation de
15 µGal de la valeur de la pesanteur. Une telle variation
ne pourra pas passer inaperçue, même si l'imprécision sur
la mesure de pesanteur est grande. Par contre, la variation
devidrait être beaucoup plus faible, et de sens opposé, selon
le déplacement prévu par DORIS. D'autre part, l'étude
des signaux Doris à Dumont d'Urville montre pour le
déplacement vertical une période six mois qui présente
de plus un grand déphasage par rapport au déplacement
prédit (Mangiarotti et al., 2001). A titre comparatif, on peut
noter dans la même étude que l'amplitude est légèrement
plus grande à Syowa (base japonaise en Antarctique) et
que les observations coïncident parfaitement avec les pré-
dictions. En ce qui concerne Kerguelen, la vitesse vertica-
le serait quasiment nulle d'après les observations GPS
(Bouin, 1999). L'étude de Soudarin et al., 1999 est plus
ancienne et est basée sur les données de cinq années
(1993-1997), mais elle quantifie les amplitudes des dépla-
cements verticaux : - 0,7 ± 0,8 mm en Terre Adélie,
- 12,5 ± 1,1 mm à l'île d'Amsterdam, - 2,2 ± 1,4 mm à
l'île de La Réunion, et 0,2 ± 0,6 mm à Syowa. On cons-
tate que le déplacement est beaucoup plus important à
Amsterdam qu'aux autres stations. A titre de comparaison
avec des études de rebond post-glaciaire dans l'hé-
misphère nord, on peut citer l'étude de Larson & van Dam
(2000) qui montre le bon accord entre mesures GPS et
mesures absolues de pesanteur faites au Groenland, ou
l'étude menée au Spitzberg (Hinderer et al., 2001).

CONCLUSIONS

Nous avons montré l'importance qu'il y a, de façon géné-
rale, à faire des mesures en co-localisation, et en particu-
lier dans les TAAF qui sont un site présentant un grand
intérêt géodynamique, et dans lequel les données sont
encore peu nombreuses et difficiles à acquérir.

Nous avons également vu l'importance de la répétition
des mesures absolues de pesanteur, qui par la nature
complémentaire des informations qu'elles apportent, four-
nissent des contraintes pour départager les observations
contradictoires GPS/DORIS.

On peut enfin attendre que ces mesures permettent de
mieux départager les différents modèles de prédiction des
mouvements verticaux. Il existe en effet plusieurs modè-
les qui dépendent du scénario choisi pour décrire la
déglaciation de l'Antarctique et une prise en compte par la
visco-élasticité (James and Ivins, 1997). Selon les scénarios,
le soulèvement peut aller de 10 mm/an à 20 mm/an.

RÉFÉRENCES

Amalvict M., Hinderer J. & Luck B., 2001a First absolute gravity measurements at the French station Dumont d'Urville (Antarctica), IAG Symposia, vol. 123, M. Sideris (ed.), Gravity, Geoid and Geodynamics 2000, Springer Heidelberg, 373-377.

Amalvict M., Hinderer J., Boy J.P. and Luck B., 2001b, Gravity at Kerguelen (Indian Ocean): Absolute Gravity Measurements and Tidal Analysis from a relative gravimeter data, paper presented at the IAG General Scientific Assembly, Budapest, September 2001, (proceedings available on CD-Rom).

Boedecker G. and Flury J., 1994, International Absolute Gravity Base station Network IAGBN, Catalogue of stations and observations, edition 1994, IAG-IGC, Working Group 2 "World Gravity Standards", (prepared by).

Bouin M.-N., 1999, Traitement de données GPS en
Antarctique : Mouvements crustaux, rebond post-glaciaire
et systèmes de référence, thèse soutenue à Paris en 1999.

Hinderer J., Amalvict M. and Luck B., 2002, Premières mesures françaises de gravimétrie absolue dans les régions polaires Antarctique (Terre Adélie) et Arctique (Spitzberg), C.R. Geoscience 334, 819-826.

James T.S. and Ivins E.R., 1998, Predictions of Antarctic crustal motion driven by present-day ice sheet evolution and by isostatic memory of the last glacial maximum, JGR B, 103, n°3, 4993-5017.

Larson K.M. and van Dam T., 2000, Measuring postglacial rebound with GPS and absolute gravity, Geophysical Research Letters, 27, n°23, 3925-3928.

Mangiarotti S., Cazenave A., Soudarin L. and Crétaux J.F., 2001, Annual vertical crustal motions predicted from surface mass redistribution and observed by space geodesy, JGR B, 106, n°3, 4277-4291.

Soudarin L., Crétaux J.-F. and Cazenave A., 1999, Vertical crustal motions from the DORIS space-geodesy system, Geophysical Research Letters, 26, n°9, 1207-1210.

Vincent C., Valette J.J., Soudarin L., Crétaux JF, Legresy B., Rémy F. and Capra A., 2000, DORIS campaigns at Dome Concordia, Antarctica in 1993 and 1999-2000,
http://ids.cls.fr/html/report/doris_days_2000/vincent.pdf

http://www.ifremer.fr/ifrtp/pages/antarc.html

http://www.ifremer.fr/ifrtp/pages/subant.html

http://www.taaf.fr/

http://www.ign.fr/fr/Pl/activites/geodesie/DORIS/stations.html

http://www.obsmip.fr/omp/legos/francais/obs/rosame/rosame.htm

http://www.scar.org/

http://eost.u-strasbg.fr/obsgrav/Accueil.html
# Activités de l'IRD en Gravimétrie et en Géodésie

## ACTIVITIES OF THE FRENCH INSTITUT DE RECHERCHE POUR LE DEVELOPPEMENT IN GRAVITY AND GEODESY

S. BONVALOT <fnref n="1" />,<fnref n="2" />, S. CALMANT <fnref n="1" />,³, G. GABADA <fnref n="1" />,<fnref n="2" />,
P. LEBELLEGARD <fnref n="1" />,<fnref n="4" />, D. REMY <fnref n="1" />,<fnref n="2" />

### ABSTRACT

The French "Institut de Recherche pour le Développement" (IRD) ex ORSTOM contributes through international cooperation programs in earth sciences to research activities in gravimetry and geodesy. These activities carried out with other research groups from France and other countries (especially in developing countries) were initiated few decades ago by systematic gravity field surveys or oceanographic cruises in west and central Africa, Indian ocean or south-west Pacific for studies of continental and oceanic lithosphere. More recently, these activities have been diversified by the use of space geodesy (GPS, DORIS) and imaging (radar altimetry, INSAR Interferometry) techniques and high resolution field gravimetry (relative and absolute gravity). They are performed in the frame of multi-disciplinary research programs focused on geodynamic studies at regional and global scale and on seismic or volcanic hazards mitigation and carried out as well in the French territory and south-west Pacific regions as in south American countries. The current research topics concern the studies of crustal deformations, vertical movements and mass transfer related with seismic or volcanic activities and the modelling of crustal structures. Measurement strategies, based on the colocation of complementary methods for positioning (GPS, DORIS), satellite altimetry, bathymetry, tide gauge, gravimetry (absolute, relative) and satellite imaging (SAR interferometry), are used to allow the acquisition of precise time series and surveys and to lead to more constrained geological models. Methodological developments in data acquisition and processing are also included for accuracy assessment of ground deformation or 4-D gravity measurements. IRD also contributes within these programs, to the acquisition of permanent or temporary observation networks and to the monitoring of active volcanic or seismic zones. Educational and teaching activities, mostly dedicated to young scientists or students from developing countries are also currently performed. Recent activities and results are described in this paper.

### INTRODUCTION

Dans le cadre de ses programmes de recherche en coopération en Sciences de la terre, l'IRD (Institut de Recherche pour le Développement, ex ORSTOM), conduit depuis plusieurs années, en collaboration avec de nombreux partenaires français et étrangers, des activités de recherches dans les domaines de la gravimétrie et de la géodésie. Certaines activités, comme la gravimétrie, ont débuté il y a plusieurs décennies, pour des études géologiques régionales ou des études lithosphériques sur divers chantiers géographiques sur le continent africain, l'océan indien ou le Sud-Ouest Pacifique. Elles se sont ensuite poursuivies et diversifiées, avec l'emploi de techniques complémentaires (gravimétrie, microgravimétrie, altimétrie satellitaire, géodésie GPS, interférométrie radar, etc.) et se sont orientées vers des recherches plus spécifiquement appliquées à des études de géodynamique et à l'étude des risques naturels. Les chantiers géographiques privilégiés sont alors devenus le Sud-Ouest Pacifique et l'Amérique latine, à la fois pour leur intérêt scientifique (laboratoires naturels pour l'étude de processus géodynamiques, sismiques ou volcaniques) et pour le renforcement du potentiel scientifique de pays du Sud, partenaires de ces recherches.

Les recherches actuelles sont développées au sein du Département Milieux et Environnement (DME) et sont pour l'essentiel appliquées à des études de géodynamique à l'échelle régionale et à l'évaluation de l'aléa sismique et volcanique dans les pays du Sud, dans le cadre de programmes de recherche pluridisciplinaires impliquant divers domaines de la géologie et de la géophysique (tectonique, volcanologie, sismologie, etc.). Les thématiques abordées portent plus particulièrement sur l'étude des déformations crustales (déplacements horizontaux et mouvements verticaux) ou des transferts de matière en liaison avec les activités sismiques ou volcaniques et sur la modélisation des structures crustales à différentes échelles. Au cours des dernières années, ces programmes ont ainsi été conduits majoritairement dans des zones tectoniques ou volcaniques actives, dans le Sud-Ouest Pacifique, dans les Andes (Équateur, Pérou, Chili) ou encoure sur le territoire français. Sur ces chantiers, des stratégies d'observations sur le moyen et le long terme sont mises en œuvre et donnent lieu à l'acquisition de données spatiales et de séries temporelles de haute résolution au sol (levés, réseaux permanents ou réitérés) et depuis l'espace (mesures satellitaires). Un effort est également réalisé pour

<footnote n="1">¹Institut de Recherche pour le Développement/</footnote>

<footnote n="2">²UR104 Chili / ³LEGOS Toulouse /</footnote>

<footnote n="4">⁴GEOSCIENCES Azur, Nouméa</footnote>
la co-localisation de mesures multi-techniques et la com-
binaison d'observations complémentaires de positionne-
ment (GPS, DORIS), d'altimétrie satellitaire, de bathymé-
trie, de marégraphes, de gravimétrie (relative et absolue)
et d'interférométrie radar afin de mieux contraindre les
modèles déduits des observations et mieux évaluer cer-
tains effets de site.

Toutes ces activités sont conduites en étroite collaboration
avec des institutions partenaires locales à l'étranger et de
nombreux autres laboratoires et organismes français éga-
lement spécialisés dans les domaines de la gravimétrie et
de la géodésie. Ces collaborations se traduisent aussi par
une participation et un soutien à plusieurs groupements de
recherche (GDR INSAR /STRAINSAR, AGRET, Géodésie-
Géophysique) ainsi qu'au Bureau Gravimétrique
International (BGI). Les programmes de recherche donnant
lieu à l'acquisition de données et à l'établissement de
réseaux gravimétriques et géodésiques de référence sur le
territoire national et dans des pays du Sud, la diffusion de
ces données auprès de la communauté scientifique est
assurée par divers organismes internationaux, dont le BGI.
Dans le cadre de ses activités, l'IRD contribue à l'acquisi-
tion de moyens d'observation mobiles ou permanents en
gravimétrie et en géodésie pour la réalisation de ses pro-
grammes de recherche et pour la constitution de parcs
d'instruments communs avec ses partenaires français :
parcs nationaux de GPS géodésiques, de gravimètres rela-
tifs (Scintrex) et absolus (FG5, A10). Une contribution est
aussi apportée en matière de développements méthodo-
logiques pour l'évaluation, la définition ou l'amélioration
de procédures d'acquisition, d'analyse et d'interprétation
des données.

APPLICATIONS A LA GEODYNAMIQUE
ET AU CYCLE SISMIQUE

ÉTUDE GÉODYNAMIQUE DU SUD-OUEST PACIFIQUE (GPS PERMANENT, MARÉGRAPHES)

Le Pacifique Sud-Ouest est une zone tectonique particu-
lière qui accommode le mouvement relatif entre les
plaques Pacifique et Australie par un ensemble de micro-
plaques. Ces micro-plaques sont regroupées dans les bas-
sins arrière-arc de Lau et Nord Fidjien, entre les subduc-
tions à vergence opposée des Tonga et des Nouvelles
Hébrides. La géodésie spatiale nous a fourni un complé-
ment essentiel aux données de géophysique marine pour
définir la cinématique des différentes plaques dans cette
région (Pelletier et al., 1998, Figure 1) et pour mettre en
évidence les plus importantes vitesses de convergence
jamais mesurées sur Terre (Bevis et al., 1995). L'équipe de
l'IRD à Nouméa a surtout mené des études focalisées sur
les archipels de Nouvelle Calédonie et de Vanuatu (ex
Nouvelles Hébrides). Cette équipe a bénéficié de l'accueil
d'un ingénieur IGN (D. Maillard) pendant 2 ans, ainsi que
de la participation active des personnels techniques des
centres IRD de Nouméa et Port Vila pour les campagnes
de mesure. Ces travaux ont mis en évidence (i) les varia-
tions spatiales de convergence le long de la zone de sub-
duction des Nouvelles Hébrides (Taylor et al., 1995 ;

Calmant et al., 1995) et (ii) la fragmentation de l'archipel
de Vanuatu sous l'effet de la subduction de rides, par
opposition à l'absence de déformation dans l'archipel de
Nouvelle Calédonie malgré l'interaction de la Ride des
Loyauté avec la marge chevauchante du Bassin Nord
Fidjien (Calmant et al., 2003). L'arc de Vanuatu est une
région à très forte sismicité. Les données de géodésie spa-
tiale, ayant enregistré les déplacements co-sismiques de
plusieurs séismes majeurs, ont contribué à une meilleure
modélisation de ces évènements dans une région pauvre
en équipements sismologiques (Calmant et al., 1997 ;
Calmant et al., 2000 ; Regnier et al., 2003). Ce chantier a
été l'occasion de tester les capacités du système DORIS,
initialement conçu pour des objectifs d'orbitographie, à
suivre des mouvements tectoniques par la mise en œuvre
de balises DORIS autonomes de 1993 à 1997 (Calmant et
al., 2000).

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Fig. 1 : Schéma cinématique des micros-plaques constituant les bassins arrière-arc de Lau et Nord Fidjien</figcaption></figure>

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Fig. 2 : Mesures GPS des mouvements relatifs au Bassin Nord Fidjien (WBNF) au sein des archipels de Vanuatu et de Nouvelle Calédonie.</figcaption></figure>

Les vitesses àVanuatu illustrent la segmentation de l'archipel, en
particulier le chevauchement de la partie centrale expulsée sur le
WBNF par la collision de la ride d'Entrecasteaux (DER) avec la marge
chevauchante à 15°S. Les vitesses en NC illustrent d'une part
l'absence de déformation au sein de cet archipel et d'autre part la
subduction rapide (~12cm/an) de la plaque Australienne dans la
partie sud de la fosse des Nouvelles Hébrides (Calmant et al., 2003).

<figure><img src="image_37.png" /></figure>
<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>**Fig. 3 : Déplacement co-sismique liés au séisme d'Ambrym, du 26 Nov 1999.**

On notera en particulier le déplacement de 36 cm vers l'Est à la pointe Ouest d'Ambrym (Régnier et al., 2003)</figcaption></figure>

Futuna a été secoué le 12 mars 1993 par un séisme de magnitude 6.4, dernier en date a avoir fait des victimes en territoire français. Sur financement PNRN, l'IRD conduit depuis lors un programme d'analyse du risque sismique a Futuna. La composante géodésique inclut l'installation d'un observatoire (Figure 5) comprenant une station DORIS (depuis fin 2000), une station GPS permanente (depuis mi 1998), un réseau d'une dizaine de sites ré-observés annuellement (depuis 1997) et un cheminement de nivellement sur la partie la plus déformée lors du dernier séisme. Cette étude a permis de caractériser le séisme de 1993 (Cabioch et al., 1999) et son environnement géodynamique (Pelletier et al., 2001). Plus particulièrement, le réseau géodésique a permis de constater que les déformations inter-sismiques de Futuna étaient très faibles (< mm/an), suggérant, avec les autres observations géophysiques et géologiques, une récurrence centennale pour de tels événements. A noter que ce réseau constitue aussi le premier réseau précis de géodésie sur cet archipel.

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>**Fig. 4 : Le projet MOTEVAS.**

Les marégraphes sont installés sous des haut-fonds, au nadir de traces altimétriques. Le mouvement vertical du marégraphe de Wusi (4 cm), déduit des enregistrements de hauteur de la mer à la suite du séisme d'octobre 2000 au centre de l'île, est cohérent avec la valeur mesurée à terre (5 cm).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>**Fig. 5 : Observatoire géodésique de Futuna (station DORIS au premier plan et GPS permanent au second plan).**</figcaption></figure>

Depuis 1999, l'IRD conduit enfin sur ce chantier une opération expérimentale de géodésie à terre et en mer associant marégraphes et altimétrie d'une part et GPS continu d'autre part. L'objectif de cette opération est de tester la capacité de tels systèmes métrologiques à séparer les mouvements crustaux et océaniques dans les observations de niveau des mers, objectif atteint dans l'exemple du séisme d'octobre 2000 (figure 4). Enfin, ce dispositif particulier permet un étonnage des altimètres embarqués sur les satellites ENVISAT (au banc Sabine) et JASON (au banc Wusi).

Les antennes sont fixées sur des mâts acier ancrés profondément dans la dalle de corail. Elles ont été rattachées entre elles, faisant de ce site un site important pour l'interconnexion des réseaux globaux GPS et DORIS. A l'instar de Wallis et Futuna, l'archipel de Polynésie française ne disposait pas de schéma géodésique suffisamment précis pour être utilisable à des fins d'étude de déformations de la plaque Pacifique ou de subsidence des îles par flexure de la lithosphère océanique. Un point 0 des îles de Polynésie Française (Figure 6) a été réalisé en octobre 2000 pour servir de référence à de futures missions dédiées à la subsidence des îles jeunes (Tahiti, Rurutu, Rapa). Dans l'optique cette fois d'une étude à terme de la rigidité de la plaque Pacifique à grande échelle, un point de référence a été installé et observé à Clipperton (janv. 2001).
<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>Fig. 6 : Réseau GPS de Polynésie Française</figcaption></figure>

## ÉTUDE DES MOUVEMENTS VERTICAUX DANS LES ANDES CENTRALES (GRAVIMÉTRIE ABSOLUE, GPS)

La marge continentale du Chili, conséquence de la subduction des plaques Nazca et Antarctique sous la plaque sud-américaine, est également une région particulièrement active au plan géodynamique. La convergence des plaques qui s'effectue avec une vitesse moyenne de 6 à 8 cm par an est à l'origine d'un important raccourcissement lithosphérique et de la formation des reliefs andins. Cette convergence est accommodée par des séismes de grande magnitude (supérieure à 8) comme en témoigne la sismicité historique enregistrée au Chili au cours du siècle dernier. Depuis plus de 10 ans, l'IRD conduit avec d'autres partenaires français et étrangers, des recherches appliquées à l'étude du risque sismique et à l'étude géodynamique de la chaîne andine dans plusieurs pays d'Amérique du Sud et notamment au Chili. Ces recherches ont donné lieu à l'installation de réseaux sismologiques permanents ou temporaires ainsi qu'à de nombreuses observations de terrain. Ces études, ainsi que la réitération de réseaux denses GPS, installés le long de cette marge au cours de cette dernière décennie par différents groupes (US, allemands et français) ont permis de mieux préciser la structure profonde de la marge ainsi que les caractéristiques de la déformation crustale liée à la convergence et au cycle sismique.

En 2002, nous avons entrepris une opération expérimentale exploitant la complémentarité des méthodes gravimétriques et géodésiques dans le but de parvenir à une meilleure quantification et modélisation des mouvements verticaux sur la marge continentale chilienne. Ce projet, initié dans le cadre du programme de coopération ECOS-Conycit (Dorbath et Comte, 2000) en collaboration avec le département de géophysique de l'Université du Chili, l'École et Observatoire des Sciences de la Terre (EOST) de Strasbourg et l'Institut de Physique du Globe de Paris

(IPGP), présente deux objectifs fondamentaux : d'une part une tentative de détermination des taux de sursection actuels des Andes centrales (réalisation des premières mesures de référence) et d'autre part l'estimation des mouvements verticaux associés à un séisme de grande magnitude attendu dans cette région au cours des prochaines années. Ces objectifs nécessitent une quantification la plus précise possible (quelques mm par an) des mouvements verticaux à des échelles de temps depuis l'instantané à quelques années, accessible sous certaines conditions par l'acquisition de séries temporelles de mesures GPS (réseaux répétés et permanents) et de mesures absolues de la pesanteur. Ces dernières, dont la précision (1 à 3 microGal avec un instrument de type FG5) est, contrairement aux mesures GPS, indépendante de la distance et des dénivelés entre les stations de mesure, sont en effet particulièrement adaptées à la définition de grands réseaux. En revanche, leur mise en œuvre est actuellement plus complexe et la sensibilité à des paramètres extérieurs peut rendre leur interprétation moins directe que pour le GPS. Notons que les conditions climatiques arides au nord Chili tendent a priori à minimiser d'éventuelles variations de pesanteur d'origine hydrologique.

Au cours de l'été 2002, nous avons ainsi réalisé une première campagne de mesures au Chili impliquant le gravimètre absolu FG5 français (n°206) ainsi que des observations simultanées GPS. Des mesures relatives, au moyen de gravimètres Scintrex, ont également été réalisées pour une détermination locale du gradient vertical de la pesanteur sur les sites de mesures. Des mesures ont ainsi été effectuées sur plusieurs réseaux implantés depuis la côte jusqu'à la cordillère dans les régions nord (au centre de la lacune sismique Antofagasta-Arica) et centre du Chili (régions de Santiago et de Concepcion), soit au total 11 nouvelles déterminations. Nous avons ici privilégié la réoccupation de sites de mesures géodésiques ou géophysiques permanents et disposant déjà d'infrastructures (piliers, abris) : observatoire de géodésie globale TIGO à Concepcion (VLBI, SLR, GPS, gravimètre supra-conducteur) ; centre d'études spatiales de Peldehue (GPS permanent du réseau IGS, DORIS, GEOSCOPE) ; observatoire astronomique de Santiago ; sites GPS réitérés ou permanents du réseau IPGP. Deux des quatre sites de gravimétrie absolue, existant au Chili et déterminés par la NIMA (National Imaging and Mapping Agency, USA) en 2000, ont également été réoccupés au cours de cette campagne. Enfin, certains sites, localisés hors des zones habitées ou ne disposant pas de conditions logistiques suffisantes, ont dû être équipés temporairement pour un fonctionnement autonome (énergie, isolation thermique) (figure 7a). Les résultats préliminaires de cette campagne (Bonvalot et al., 2002a) (figure 7b) montrent que la précision attendue des mesures FG5 sur ces réseaux semble avoir été atteinte (1 à 3 µGal rms sur des durées d'observation de 24 à 48 heures), malgré des conditions de mesure sensiblement différentes de celles pratiquées en laboratoire (aménagement des sites, opérations de montage et démontage fréquentes, déplacements inter-stations).
<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Fig. 7a : Gravimètre absolu FG5 (206) en fonctionnement autonome dans une zone désertique au nord Chili (2002)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>Fig. 7b : Exemple de séries de mesures relatives (Scintrex) et absolues (FG5) acquises lors de la campagne Chili, 2002 (enregistrements Scintrex présentés non corrigés de la surcharge océanique).</figcaption></figure>

Ces réseaux devraient être prochainement réitérés et densifiés au moyen du même instrument et d'un gravimètre absolu portable (micro-g A-10), en cours d'acquisition par l'IRD, l'IPGP et l'IGN. Ces réseaux gravimétriques et GPS conjoints contribuent par ailleurs à la définition de lignes d'étalonnage gravimétrique, au rattachement des systèmes de référence en Amérique du Sud et aux calculs de géoïde. Ils offrent par exemple les premières lignes d'étalonnage établies au Chili avec des variations de plus de 1000 mGal en altitude et en latitude sur des distances respectives d'environ 150 et 2000 km.

## APPLICATIONS A L'ETUDE DE L'ACTIVITE VOLCANIQUE

Les premières recherches conduites à l'IRD dans ce domaine ont débuté vers le début des années 90 par l'exploitation des méthodes de gravimétrie et de microgravimétrie, associées à des techniques de géodésie spatiale GPS, pour étudier les variations spatiales et temporelles de la pesanteur sur les volcans. Ces applications se sont développées consécutivement à l'apparition de nouveaux capteurs de mesure (micro-gravimètres Scintrex) et de moyens de positionnement rapide (GPS statique et cinématique).

Plus récemment, ces recherches ont été complétées par la mise en oeuvre de méthodes d'interférométrie radar afin d'accéder à une quantification plus fine des déformations de surface.

Le but de ces recherches, associées à des études géologiques et sismologiques, est (i) d'apporter des contraintes sur la structure (réservoirs magmatiques, zones de faiblesse structurale) ou la dynamique interne (déformations de surface et transferts de fluides en liaison avec des activités récentes) des systèmes volcaniques actifs et (ii) de contribuer à une meilleure évaluation de l'aléa volcanique et à l'implantation de réseaux de surveillance dans les pays du Sud. Nécessitant des données de terrain de haute résolution, proches de celles habituellement atteintes en laboratoire, ces recherches sont aussi accompagnées de développements méthodologiques afin d'améliorer les procédures d'acquisition et de traitement des données et en permettre une évaluation objective pour les modèles interprétatifs. Ces développements ont été réalisés en laboratoire ou sur des volcans pilotes bien documentés ou disposant de facilités logistiques (Réunion, Italie, Japon). Des applications à l'étude de volcans actifs en Amérique latine ou en Indonésie ont été menées dans le cadre de programmes d'études pluridisciplinaires et pour le transfert de connaissance vers des équipes étrangères.

## ÉTUDE DES VARIATIONS SPATIALES ET TEMPORELLES DE LA PESANTEUR SUR LES VOLCANS (GRAVIMÉTRIE, GPS)

Avec l'acquisition par l'IRD du premier micro-gravimètre à acquisition numérique en France (Scintrex CG-3M), nous nous sommes intéressés, conjointement avec le laboratoire de gravimétrie et géodynamique de l'IPGP, à une évaluation précise des réponses instrumentales et à l'amélioration du rapport signal/bruit des enregistrements gravimétriques.

<figure><img src="image_44.png" /><figcaption>Fig. 8 : Exemple de fonctions de transfert gravité-température déterminées sur plusieurs semaines pour 3 microgravimètres Scintrex CG-3M (Bonvalot et al., 1998a)</figcaption></figure>
Ces travaux ont par exemple permis de déterminer les fonctions de transfert à long terme entre les paramètres gravimétriques, inclinométriques et atmosphériques enregistrés (figure 8) et de quantifier les seuils de détection de la microgravimétrie différentielle (Jousset et al., 1995 ; Bonvalot et al., 1998a ; Bonvalot et al., 2001a).

Nous avons ainsi pu définir des protocoles d'acquisition et de traitement de séries temporelles discrètes et continues de gravimétrie qui ont ensuite été appliqués à l'étude de plusieurs édifices. Ces protocoles incluent l'utilisation simultanée d'au minimum deux gravimètres et le contrôle systématique des facteurs d'étalonnage sur des stations de référence situées sur des zones stables au voisinage des zones d'étude. Ces travaux ont montré qu'une précision de l'ordre de 5 à 10 microGal pouvait être atteinte au sein d'une même campagne pour la détermination de réseaux (après ajustement) sur les volcans. En fonction de divers facteurs (possibles effets de site au voisinage des stations de référence, comportement de la dérive instrumentale et des constantes d'étalonnage instrumental constatées sur le long terme), nous avons pu estimer à 15-30 µGal, le seuil effectif de détermination des signaux temporels détectables sur les volcans avec des gravimètres Scintrex. Une chaîne de traitement interactive de données gravimétriques Scintrex, mise au point pour ces recherches, a récemment été finalisée (Gabalda et al., 2003).

Parallèlement, plusieurs études conduites au cours des dernières années en collaboration avec d'autres équipes, ont permis d'apporter des contraintes sur la structure ou la dynamique interne de zones volcaniques actives : localisation de réservoirs magmatiques anciens ou actuels ; identification d'anciennes calderas ; contrôle structural sur l'activité récente ; détection de transferts de fluides magmatiques (Bonvalot et al., 1995 ; Deplus et al., 1995 ; Bonvalot, 1998b ; Deplus et al., 1998 ; Ballu et al., 1998). Des études sont actuellement en cours sur deux volcans explosifs andins au Pérou (Misti) et au Chili (Lascar).

Nos travaux sur le Piton de la Fournaise, en collaboration avec l'IPGP et l'Observatoire Volcanologique, ont par exemple donné lieu à la définition d'un premier réseau microgravimétrique et GPS conjoint d'une centaine de stations. Des réitérations annuelles de ce réseau ont démontré l'existence de variations temporelles de pesanteur à l'intérieur de l'enclos Fouqué au cours des dernières années. Un résultat notable est la mise en évidence de la signature gravimétrique de l'intrusion magmatique associée à l'éruption de Mars 1998 (figure 9). L'inversion des données, a permis d'interpréter cette signature comme celle d'un dyke associé à un transfert de masse vers la surface (travaux en cours de publication). Les résultats de cette étude sont cohérents avec ceux déduits des observations géologiques et des données de déformation par interférométrie radar acquises au cours d'une même période de temps (Massonnet et Sigmudsson, 2000).

Bien que de mise en œuvre relativement complexe, il est souligné que la méthode microgravimétrique associée au nivellement GPS de précision reste la seule méthode permettant de quantifier les variations de masse associées à de tels processus géodynamiques. Un gain significatif de

la précision et un allègement des procédures de mesure sur le terrain (contrôle de la dérive instrumentale des gravimètres relatifs) est attendu prochainement avec l'incorporation de mesures gravimétriques absolues sur les réseaux d'observation à l'aide d'instruments portables (type A10). En outre, nos travaux ont démontré les potentialités de la gravimétrie différentielle en continu (Bonvalot et al., 1998a) qui devrait permettre d'accéder à la dynamique des transferts de masse. Une première expérience de validation en milieu volcanique, d'une durée de plus de 6 mois, a été menée sur le Piton de la Fournaise (Bonvalot et al., 1998b).

<figure><img src="image_45.png" /><figcaption>**Fig. 9 : Signature microgravimétrique de l'intrusion magmatique de Mars 1998 sur le Piton de la Fournaise (valeurs en microGal corrigées des variations d'altitude mesurées par GPS)**</figcaption></figure>

## ÉTUDE DES DÉFORMATIONS VOLCANIQUES PAR INTERFÉROMÉTRIE RADAR (INSAR) ET GPS

Les études de déformations sur les volcans et la surveillance volcanologique bénéficient aujourd'hui des moyens d'observation spatiale comme ceux récemment apportés par l'interférométrie radar (voir par exemple Massonnet et Sigmundsson, 2000 ; Zebker et al., 2000). L'un des apports majeurs par rapport aux techniques classiques de surveillance (GPS, nivellement, inclinométrie, etc.) est de fournir une imagerie précise et complète du champ de déformation sans instrumentation préalable au sol. Ces méthodes offrent ainsi des possibilités sans précedent pour étudier des activités actuelles ou récentes (jusqu'en 1992, date de lancement des premiers satellites radar à synthèse d'ouverture) sur des objets peu ou pas instrumentés et sur lesquels des réseaux au sol peuvent difficilement être installés ou maintenus en raison de conditions d'accès difficiles ou dangereuses. Elles présentent donc un intérêt évident pour l'étude ou le suivi des
volcans explosifs, en particulier dans les pays en développement où les moyens de surveillance sont encore largement insuffisants.

Dans le cadre des programmes de coopération de l'IRD en Amérique latine, nous nous sommes focalisés sur quelques volcans parmi les plus actifs et les plus représentatifs du volcanisme andin (en Équateur, au Pérou et plus récemment au Chili) pour y conduire des études détaillées permettant d'évaluer l'apport et les limites de l'interférométrie radar pour l'étude du volcanisme explo蹄s dans ces régions. Ces études ont été développées en collaboration avec l'IPGP, l'Université de Clermont Ferrand, l'ENS Lyon ou l'Université de Savoie, à travers plusieurs projets subventionnés par l'INSU (PNRN), l'Agence Spatiale Européenne ou le Clirsen (Quito). Les objectifs visés sont : (i) de caractériser le type de déformations associées au volcanisme andésitique (notamment celles associées à l'évolution de dômes de lave), (ii) d'évaluer les potentialités de l'interférométrie radar pour le suivi de volcans actifs potentiellement dangereux, (iii) de fournir des mesures de référence (lignes de base) utiles à l'étude d'activités futures.

Nous avons ainsi étudié plusieurs activités récentes en exploitant des données radar ERS et JERS. Pour assurer un contrôle au sol des résultats interférométriques, nous avons implanté sur ces volcans des réseaux GPS (figures 10a et 10b) pour lesquels des stratégies d'observations statistics et cinématiques et des procédures de calcul précises (GAMIT/GLOBK) sont mises en œuvre. A noter qu'il s'agissait pour la plupart de ces volcans des premiers réseaux de mesures géodésiques.

Pichincha volcano GPS network (Ecuador)

<figure><img src="image_46.png" /><figcaption>Fig. 10b : réseau GPS sur le volcan Pichincha (Équateur)</figcaption></figure>

Ces travaux ont d'abord permis d'évaluer la décorrélation spatiale et temporelle des sites d'étude aux ondes radar permettant ainsi de localiser les zones géographiques où la méthode interférométrique est applicable pour le suivi de l'activité volcanique. C'est par exemple le cas de la zone sommitale active du volcan Pichincha (figure 11), qui pourrait ainsi être suivie par méthodes spatiales, a forti hori si les prochaines missions permettent une plus grande répétitivité des observations et une meilleure répétition d'orbites. Un résultat inattendu a été obtenu sur le volcan Cotopaxi, où les zones de Lahars semblent constituer de bons réflecteurs sur le long terme aux ondes radar (les glaci ers sommitaux restant incohérents) (Remy, 1999 ; Bonvalot et al., 2001b). Cette caractéristique pourrait per- mettre d'orienter le déploiement futur de réseaux de surveillance sur ce type de volcans afin d'optimiser la com- binaison des mesures au sol et des mesures satellitaires.

Cotopaxi volcano GPS network (Ecuador)

<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>Fig. 10a : réseau GPS sur le volcan Cotopaxi (Équateur)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_48.png" /><figcaption>Fig. 11 : Exemple d'interférogrammes cohérents
sur la caldera et le dôme actif du Guagua-Pichincha
(Equateur). Sur ce secteur, la cohérence est maintenue
jusqu'à une période d'environ 6 mois.</figcaption></figure>
Nous avons également pu suivre la crise volcanique du Guagua-Pichincha qui a conduit à l'éruption paroxysma- le de septembre 1999. Les résultats des mesures de défor- mation (interférométrie et GPS) ont montré qu'il n'y avait pas eu de déplacements horizontaux ou verticaux de l'é- difice à grande longueur d'onde (Remy, 1999 ; Bonvalot et al., 2001 ; Mothes et al., 2000). Cette contrainte indi- querait que cet épisode n'a donc pas été accompagné de mouvements de fluides magmatiques ou d'importantes variations de pression dans la structure superficielle du volcan. Des changements morphologiques très localisés à l'intérieur de la caldera ont néanmoins pu être détectés par les mesures radar (Bonvalot et al., 2001b, 2002b ; Remy et al., 2002) sur une période couvrant l'éruption de 1999 qui a conduit à la destruction partielle du dôme actif (figure 12).

<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>**Fig. 12 :** *Variation temporelle d'amplitude radar observée le long d'un profil E-W à travers la caldera du Guagua-Pichincha et liée à un changement morphologique du dôme.*</figcaption></figure>

Ce résultat est encourageant pour le suivi de l'évolution des dômes andésitiques par méthodes spatiales (interférométrie ou radarclinométrie). On peut également noter que l'absence de déformation à grande longueur d'onde a également été constatée pour l'activité récente d'un autre volcan andésitique : le volcan Lascar au Chili (Pavez, 2001 ; Pavez et al., 2002 ; Pritchard et Simmons, 2002 ; Remy et al., 2002).

Ces recherches sont actuellement approfondies vers une
tentative de quantification des déformations sur des objets
de petite taille (ex : cratères, dômes, etc.). Un effort est en
cours vers l'amélioration des jeux de données (réduction
des effets de site ou d'effets troposphériques) et vers l'ob-
tention de MNT de haute résolution par l'utilisation de
techniques photogrammétriques et GPS. Ces développpe-
ments ont d'ailleurs pu être récemment testés avec succès
sur d'autres édifices (Vulcano, Sakurajima) dans le cadre
de collaborations avec l'Université de Bologne (Baldi et
al., 2000 ; Baldi et al., 2002) et le Geographical Institute
of Japan (Remy et al., 2001 ; Murakami et al., 2001).

AUTRES APPLICATIONS

ÉVALUATION DE LA GRAVIMÉTRIE 4-D POUR LA SURVEILLANCE DE RÉSERVOIRS DE GAZ NATURELS

En collaboration avec un partenaire industriel (TFE), l'IRD a conduit en 2000 une expérience de surveillance micro-gravimétrique et GPS d'un site de stockage de gaz souterrain. Cette expérience, menée sur financement INSU (PNRN) en collaboration avec le laboratoire de gravimétrie de l'IPGP et l'Université de Montpellier, avait pour but (i) de vérifier le caractère opérationnel de certains dispositifs de mesure différentielles prévus sur les volcans, (ii) d'adapter une méthode d'inversion gravimétrique à la modélisation de transferts de masse en sub-surface, (iii) de permettre une meilleure discrimination des signaux acquis (liés à des changements de contraintes et des fluctuations de nappe phréatique dans la structure induits par l'exploitation du site) dans un cas bien documenté : connaissance de la structure et des propriétés physiques du milieu (porosité, densité), des plannings d'injection et de page, etc. Elle avait aussi pour but d'évaluer les possibilités de la surveillance gravimétrique et géodésique pour l'étude de réservoir de gaz.

Sur ce site pilote, nous avons tenté d'acquérir des mesu-
res différentielles continues de microgravimétrie et de GPS
au cours d'un cycle complet d'exploitation du site (pro-
duction/re-injection). Des mesures réitérées ont également
été réalisées au cours de cette période. Les données acqui-
ses (en cours d'exploitation) ont déjà permis de mettre en
évidence des variations gravimétriques saisonnières de fai-
ble amplitude (inférieures à 60 microGal) cohérentes avec
les variations prédites par un modèle 3D élaboré à partir
des données géologiques (figures 13a, 13b) (Bonvalot,
2002). Cette expérience a aussi mis en évidence la néces-
sité de mieux fiabiliser les dispositifs de mesures Scintrex
pour des acquisitions continues. Elle confirme également
les potentialités de la surveillance microgravimétrique
pour le suivi de ce site.

<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>**Fig. 13a :** *Comparaison des anomalies microgravimétriques observées et calculées et au cours d'un cycle d'exploitation d'un réservoir de stockage de gaz souterrain.*</figcaption></figure>

COULEUR

<figure><img src="image_51.png" /></figure>

VOIR CAHIER
<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>**Fig. 13b : Exemple de variation gravimétrique temporelle de faible amplitude (inférieure à 0,06 mGal), détectée sur une période de 6 mois par des mesures Scintrex.**</figcaption></figure>

Ce signal observé sur des stations localisées au centre de la structure (fig. 13a) est lié à une variation de la nappe phréatique en réponse à une ré-alimentation du réservoir.

PARTICIPATION AUX CAMPAGNES D'INTER-COMPARAISON DE GRAVIMÉTRES ABSOLUS ET RELATIFS (BIPM)

Dans le cadre de nos activités, nous participons aux campagnes d'inter-comparaison de gravimètres relatifs et absolus (ICAG) coordonnées par le Bureau International des Poids et Mesures (BIPM) à Sèvres (Becker et al., 1995 ; Jousset et al., 1995). En 2001, nous avons contribué aux observations relatives effectuées sur les réseaux de stations absolues ainsi qu'aux déterminations des gradients verticaux de la pesanteur (Vitushkin et al., sous presse).

DÉVELOPPEMENT D'UNE CHAÎNE DE TRAITEMENT DE DONNÉES MICROGRAVIMÉTRIQUES (CG3TOOL)

Les corrections gravimétriques standard appliquées de manière automatique par les gravimètres Scintrex étant de précision insuffisante pour des applications de haute résolution, nous avons développé, au fil de nos recherches, un ensemble de procédures de traitement de données Scintrex. Ces procédures ont été regroupées dans une chaîne logicielle interactive (CG3TOOL) disponible pour station de travail et maintenant diffusée (Gabalda et al., 2003). Cette chaîne est notamment utilisée à l'IRD, à l'IPGP où à l'IGN pour l'exploitation de campagnes de mesures gravimétriques ou le pré-traitement de séries gravimétriques temporelles (figure 14).

<figure><img src="image_53.png" /><figcaption>**Fig. 14 : Interface du programme CG3TOOL**</figcaption></figure>

DÉVELOPPEMENT D'UNE CHAÎNE DE TRAITEMENT GPS AUTOMATISÉE (GPSTOOL)

Le chantier du Sud-Ouest Pacifique se caractérisait par une très forte probabilité de mouvements inter- co- et post- sis- miques. Il en a résulté qu'un réseau dense d'environ 50 stations a dû être réoccupé fréquemment pour pouvoir extraire ces signaux transitoires des séries temporelles. Pratiquement, cela nous a conduit à développer une chaî- ne de traitement automatisant au mieux les calculs GPS par le logiciel Bernese. Cette chaîne de traitement auto- matisé GPSTOOL, est actuellement opérationnelle sur deux sites, à Nouméa et à Bondy et sert aux calculs de 4 groupes scientifiques (géodésie marine, géophysique et volcanologie). Ponctuellement, elle permet de répondre dans des délais très brefs à des demandes de calculs pro- venant de partenaires extérieurs tels que les services topo- graphiques des pays d'intervention (Nouvelle Calédonie, Vanuatu).

CONTRIBUTION AUX BANQUES DE DONNEES GLOBALES

DONNÉES GRAVIMÉTRIQUES ET STATIONS DE RÉFÉRENCE

L'IRD contribue à la diffusion, auprès de la communauté internationale, des données gravimétriques terrestres ou marines acquises dans le cadre de ses programmes, via le BGI qui assure l'archivage et la diffusion de ces données. La contribution majeure dans ce domaine reste bien entendu l'ensemble des données acquises par les équipes de l'ORSTOM en Afrique francophone (près de 100000 points de mesure), qui font l'objet de demandes réguliè- res pour des études scientifiques ou privées (figure 15). Une contribution au réseau international de bases gravi- métriques absolues (IABGN) est prévue prochainement à la suite des nouveaux programmes d'observations en gra- vimétrie absolue.
<figure><img src="image_54.png" /></figure>

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>Fig. 15 : Base de données gravimétriques IRD/ORSTOM sur l'Afrique de l'Ouest et centrale.</figcaption></figure>

BATHYMÉTRIE GLOBALE

L'altimétrie satellitaire donne accès au géoide marin puisqu'il y est matérialisé par la surface permanente des océans. Les ondulations de ce géoide reflètent, aux courtes longueurs d'ondes, les contrastes de densité superficiels et en particulier l'interface eau-lithosphère que constitue le fond marin. Par inversion conjointe de l'ensemble des mesures d'altimétrie satellitaire et des sondages océanographiques, une carte globale du relief sous-marin (Figure 16) a été établie en collaboration avec le CNES (Calmant et al., 2002). Du fait de la méthode-même développée pour cette étude (Calmant, 1994), une carte d'incertitude est associée à la carte de valeurs, ce qui en fait un produit de base pour de nombreuses autres domaines scientifiques.

<figure><img src="image_56.png" /><figcaption>Fig. 16 : Topographie globale du relief sous-marin déduite de la combinaison de données d'altimétrie satellitaire et de sondages océanographiques.</figcaption></figure>

RÉSEAUX GPS PERMANENTS

Dans le Pacifique Sud Ouest, l'IRD est intervenu dans un contexte d'absence notable d'équipements géodésiques. Dans le cadre de ses programmes de recherches, l'IRD a participé au développement de réseaux de stations permanentes (3 stations en NC dont 2 IRD, 2 à Vanuatu gérée par l'IRD, 1 à Futuna). Ces stations ont une triple vocation : servir d'appui pour les mesures du programme scientifique, servir de référence pour les services topographiques partenaires et participer aux services internationaux (IGS, ITRF, APGRP). Une contribution aux réseaux d'observation permanents à semi-permanents est aussi prévue en Amérique latine.

ACTIONS DE FORMATION

Les activités présentées ici sont accompagnées d'actions de formation auprès d'étudiants français et étrangers participant à ces programmes. Certaines de ces formations (thèse, DEA) sont suivies au sein d'écoles doctorales avec lesquelles l'IRD collabore (IPGP, LEGOS, GeoSciences Azur). Plusieurs bourses de formation ou d'échanges scientifiques ont ainsi été accordées au cours des dernières années par le Département Soutien et Formation de l'IRD.

REMERCIEMENTS

Nous remercions de nombreux collègues qui ont collaboré aux travaux présentés ici ou soutenu ces recherches : IRD (Y. Albouy, F. Bondoux, J. Boulègue, JM. Boré, G. Cabioch, P. Charvis, JY. Collot, L. Dorbath, G. Hérail, G. Juste, JL. Laurent, C. Luro, J. Martinod, JP. Metaxian, B. Pelletier, R. Pillet, B. Pontoise, J. Recy, M. Regnier, P. Soler) ; Institut de Physique du Globe de Paris (J. Ammann, V. Ballu, F. Beauducel, P. Briole, O. Charade, JL. Cheminée, JB. De Chaballier, JC Delmond, C. Deplus, M. Diament, J. Dubois, MF. Esnoult, H. Robic, JC. Ruegg) ; EOST (J. Hinderer, B. Luck), Institut Géographique National (MN. Bouin, C. Boucher, M. Kasser, D. Maillard) ; Université de Clermont-Ferrand (JL. Froger, JF. Lenat, A. Finizola) ; Université de Savoie (P. Lesage, J. Vandemeulebrouck) ; TFE (D. Fourmaintreaux) ; Université de Montpellier (R. Bayer) ; BGI (G. Balma, G. Balmino, JP. Barriot, B. Langelier, S. Pecquerie, D. Toustou) ; BIPM (L. Vitushkin, Z. Jiang) ; BRGM (N. Debeglia) ; ENS Lyon (C. Delacourt), LEGOS Toulouse (A. Cazenave, L. Soudarin, JF. Creteaux) ; CLS (J-J. Valette) ; Université du Chili (D. Comte, D. Legrand, J. Campos) ; Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise (T. Staudacher, P. Catherine, P. Kowalski) ; Institut Géophysique du Pérou (O. Macedo) ; l'Ecole Polytechnique Nationale de Quito (P. Hall, P. Mothes) ; Service Topographique du Vanuatu (M. Kalsale Williams) ; BGN de Nouvelle Calédonie (J. Chatelier) ; Services Topographiques Provinciaux de Nouvelle Calédonie (S. Chailleux, J-P. Fong, L. & C. Foulonneau) ; les directeurs des Missions Océanographiques du Pacifique (antennes SHOM) de Nouméa et de Papeete ; Université de Polynésie Française (A. Bonneville,

<figure><img src="image_57.png" /></figure>
S. Clouard) ; Université d'Hawaii (M. Bevis, D. Phillips) ; Université d'Austin (F. Taylor) ; ainsi que P. Baldi, S. Bernardie, E. Calais, M. Ducarme, K. Feigl, N. Florsh, C. Ganino, Ph. Jousset, L. Longuevergne, M. Marsella, M. Murakami, A. Pavez, J. Stix, C. Vigny. Remerciements à Scintrex, Martec, Micro-g Solutions. Ces recherches ont bénéficié du soutien des Départements DME et DSF de l'IRD, de l'INSU (programmes PNRN, PNTS, PN Tectoscope-Positionnement), des Observatoires Volcanologiques de l'IPGP, de l'ESA, du CLIRSEN (Quito) et des GDR AGRET et INSAR.

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# Mouvements verticaux et gravimétrie absolue :
expérience de Brest (1998-2002)

VERTICAL MOVEMENT AND ABSOLUTE GRAVITY :
BREST EXPERIMENT (1998-2002)

M.F. LEQUENTREC-LALANCETTE¹, B. SIMON¹, M. AMALVICT², J. HINDERER²

¹SHOM, Brest/²EOST, Strasbourg

This paper presents the experiment of absolute gravimetry in Brest (France) which has been conducted since 1998. The tide gauge in Brest recorded sea level height for more than 100 years and is included in the GLOSS project of global sea level observing system. This long time recording allows to estimate a mean sea level variation of about 1.3 mm per year. This value can be corrected from the Post Glacial Rebound (PGR) effect and finally rises to 1.4 mm per year. To ensure the tide gauge records of the Brest observatory, a control of the vertical movements is needed. For that purpose, a permanent GPS was installed in 1999 which belongs now to the RGP (Permanent GPS stations) and the IGS (International GPS service). This type of co-localization is recommended by the ESEAS European project of sea level service. Some gravity absolute measurements have been done for 4 years to study different subjects as the oceanic loading estimation (ref 1) or the sea level rising. Even if the time delay between measurements emphasizes the under-sampling of absolute gravity measurements, some observations has been done. A global increase can be deduced from the three first gravity measurements (the fourth experiment of December 2002 showed technical and environmental recording problems). The high value of the variation (about 1.9 mgal per year) has to be interpreted as a sum of different effects and the seasonal signal will be studied in futur work. Moreover, some additional absolute gravity measurements are planned in the next years.

## LA VARIATION DU NIVEAU MOYEN DES MERS

Les enregistrements des marégraphes apportent une estimation intéressante de l'élévation globale du niveau moyen des mers. Pour contrôler et affiner les valeurs déduites des marégraphes, il est essentiel de pouvoir contrôler le mouvement vertical des marégraphes. Dans ce but des programmes sont mis en place au niveau national et international (sonel, RGP, ESEAS) pour promouvoir la co localisation des marégraphes avec des instruments tels que le GPS ou la gravimétrie absolue (Williams et al., 2001). Les variations de la pesanteur (g) peuvent être reliées à des variations de hauteur du sol. Celles ci,

moyennant un certain nombre de corrections de la mesure de g, conduisent à des estimations de mouvement au minimum de l'ordre de 1 mm/an (Williams et al, 2001).

<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>Fig. 1 : Niveaux moyens annuels à Brest</figcaption></figure>

## LA STATION DE BREST

La station de Brest est une station regroupant plusieurs instruments de mesure permanents : le marégraphe, un GPS permanent (réseau RGP) et des mesures de gravimétrie absolue réparties dans le temps (discontinu). La station de Brest contribue au réseau mondial de marégraphes GLOSS (Global Sea Level Observing System). Le marégraphe de Brest est le seul marégraphe français à posséder plus de 150 années de mesures continues.

<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>Fig. 2 : Pesanteur moyenne mesurée à Brest par le FG5#206</figcaption></figure>

Le niveau moyen annuel de la mer observé à Brest augmente approximativement de 1,3 mm/an par an depuis la fin du siècle dernier (Figure n° 1). Après correction de l'effet du rebond post glaciaire cette valeur est estimée à 1,4 mm/an (Douglas, 1991).
La poursuite des expériences de gravimétrie absolue sur Brest entamée en 1998 (Amalvict et al., 1999) concerne l'étude à plus longue période temporelle des variations de la pesanteur. Le gravimètre absolu utilisé au SHOM est le FG5#206 de conception américaine (Niebauer et al, 1995) et mis en œuvre par l'EOST (Ecole et Observatoire de Strasbourg - Hinderer, 2002). Les mesures absolues ont une précision de 1 à 2 mgal (Sasagawa et al., 1995). Ce qui permet pour certains sites de mesures des estimations de mouvements verticaux annuels proches du millimètre (Williams et al, 2001).

## LES RESULTATS

À Brest, quatre séries de mesures ont d'ores et déjà été acquises en 1998, 1999, 2001, et 2002. La qualité des enregistrements est variable car elle dépend en grande partie des conditions d'environnement (météo, océan) induisant des bruits sismiques sur la mesure du gravimètre. Les résultats (Figure n° 2) montrent une valeur de gravimétrie absolue variant d'une manière positive jusqu'en 2001 et une dernière valeur 2002 bien plus basse que les autres. Les premières mesures ne montraient pas d'instabilité particulière par comparaison avec l'ensemble des mesures réalisées avec le FG5#206 par l'équipe de l'EOST de Strasbourg (Amalvict M. et al., 2000). La dernière mesure peut être remise en cause à cause des problèmes matériels (problème de laser) ainsi que du bruit sismique important (du sans doute aux phénomènes océaniques comme la houle) et inhabituel observé le jour de la mesure.

Si on conserve les trois premières mesures, une variation d'environ 1.9 mgal/an est observée. En reprenant la valeur de proportionnalité évaluée à partir des caractéristiques physiques du manteau supérieur et proposée par Williams, 2001 (-0.2 mgal/mm), ceci conduirait à un taux de déplacement vertical très important de 9,5 mm/an. Cette valeur est bien supérieure à celle décrite pour d'autres ports européens, il semble qu'elle soit largement surestimée. Des biais dus aux variations saisonnières peuvent apparaître à cause du faible échantillonnage des mesures dans le temps.

L'interprétation de la série de mesures doit prendre en compte les effets saisonniers potentiels comme les variations de nappes phréatiques. Le problème à Brest est le caractère complexe de l'environnement hydrogéologique (aquifères discontinus). L'étude de ces aspects est en cours, en collaboration avec l'Université de Bretagne Occidentale.

Ces variations saisonnières seraient mieux étudiées si les mesures de gravimétrie absolue étaient plus fréquentes. Cependant la faible disponibilité du gravimètre absolu français ne permet pas d'envisager d'augmenter de manière significative les mesures à Brest.

## CONCLUSIONS

Les expériences de gravimétrie absolue peuvent apporter des renseignements intéressants et complémentaires aux mesures des GPS permanents sur les mouvements verticaux dans le but d'une meilleure évaluation des variations du niveau de la mer. L'exploitation de leurs résultats implique que certains phénomènes puissent être évalués et corrigés (phénomènes saisonniers et bruits océanographiques). Elles nécessitent des campagnes de mesures à long terme et un retour régulier des gravimètres sur les sites. Le site de Brest doit être considéré comme un site pilote par la communauté et un effort devrait être fait pour augmenter la fréquence des mesures absolues sur le site.

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