Détermination de l’albédo de surface d’un glacier par télédétection (Chapitres 3 et 4)

tion (Chapitres 3 et 4)

Comme nous l’avons montré dans la partie précédente, l’hypothèse lambertienne conduit à des erreurs non négligeables lors de la détermination de l’albédo par télédétection et nous avons proposé des coefficients permettant de prendre en compte l’anisotropie du rayonnement réfléchi par la neige. Ceci nous permet d’établir une méthode de détermination de l’albédo de surface d’un glacier par télédétection.

Les variations spatiales et temporelles de l’albédo de surface d’un glacier sont, en effet, élevées. La surface évolue ainsi de la neige fraiche (0.9) à la glace recouverte de débris (0.15). La télédétection terrestre ou spatiale s’avère donc être un outil précieux pour l’étude de ces variations.

Toutefois, l’utilisation de la télédétection pour la détermination de l’albédo en régions montagneuses se heurte à quelques difficultés liées à la forte variabilité topographique et aux propriétés radiatives des surfaces observées.

– La forte variabilité topographique induit des réflexions multiples qui contribuent de manière non négli- geable au rayonnement incident.

– Les mesures par télédétection sont directionnelles au sens où le capteur ne mesure l’intensité réfléchie que dans une seule direction. Or le rayonnement réfléchi par la neige ou la glace est anisotrope. Le passage d’une mesure directionnelle à une valeur hémisphérique, qui nous intéresse dans le cadre d’une étude énergétique, n’est donc pas immédiat.

– Enfin, les mesures par télédétection sont spectralement discrètes. Dans le cadre des études de bilan d’énergie, c’est la valeur sur l’ensemble du spectre solaire qui nous intéresse. C’est pourquoi il est néces- saire de mettre au point une méthode de conversion bandes étroites à bande large.

Nous avons proposé une solution à ces différentes problématiques et développé une méthode de détermi- nation de l’albédo d’un glacier à partir de données de télédétection. Cette méthode prend en compte, par un calcul itératif, les réflexions multiples en terrain accidenté (Sirguey, 2009a). L’anisotropie du rayonnement de la glace et de la neige est corrigée à l’aide des mesures de réflectance bi-directionnelle présentées dans le chapitre 2. Enfin, la conversion bandes étroites à bande large est effectuée grâce au modèle de transfert radiatif DISORT à l’aide duquel nous avons construit une base de données d’albédo spectral pour différents types de neige et de glace (Stamnes et al., 1988).

La méthode développée est de part sa construction, applicable à différents types de capteurs. Contraire- ment à d’autres méthodes existantes, elle permet de prendre en compte l’état atmosphérique à la date de la mesure.

Dans ce travail, nous avons développé le traitement des photographies terrestres visibles et proche- infrarouges et celui des données de l’imageur MODIS. Les deux types de données sélectionnées possèdent des avantages et des inconvénients. Pour les photographies terrestres, la résolution est élevée (10 m) mais seulement six bandes spectrales sont disponibles sur une partie limitée du spectre solaire. Pour les images MODIS, la résolution spatiale est moyenne (250 m), mais l’information spectrale est répartie sur une grande partie du spectre solaire et représente mieux les deux domaines de variations de l’albédo spectral de la neige. La méthode a alors été testée pendant deux étés (2008 et 2009) sur le glacier de Saint Sorlin (Massif des Grandes Rousses, France). Les résultats sont comparés à des mesures d’albédo large bande effectuées sur le terrain en deux points du glacier. Les cartes d’albédo issues de MODIS et des photographies terrestres sont également intercomparées. La précision de la méthode est évaluée à ±10% sur l’estimation de l’albédo large-bande. Pour les images MODIS, la méthode de conversion spectrale développée dans cette étude est comparée à d’autres méthodes existantes (Greuell & Oerlemans, 2004). La précision sur la valeur d’albédo obtenue est meilleure pour notre méthode. Les principales sources d’erreur identifiées sont liées au géoréfé- rencement des images, à la résolution spatiale du modèle numérique de terrain utilisé et à l’éventuelle non détection des nuages hauts.

La méthode développée a été, ensuite, utilisée pour le traitement de dix années d’images MODIS sur le glacier de Saint Sorlin (2000-2010). Notre étude a montré que :

– En zone d’ablation, aucune tendance décroissante de l’albédo n’est observée durant cette décennie. Oerlemans et al. (2009) observent une décroissance de 0.32 à 0.15 pour la période de 2001 à 2006 sur le glacier du Morteratsch (Suisse). Ils attribuent cette décroissance à la déposition croissante de poussières en provenance des moraines latérales, qui prennent une importance croissante avec le recul glaciaire. Si cette tendance n’est pas observée sur Saint Sorlin, c’est parce que le front de ce glacier est relativement large par rapport à la superficie du glacier et que les moraines latérales sont peu développées.

– La valeur minimale de la moyenne de l’albédo sur l’ensemble du glacier, i.e. l’albédo moyenné sur l’ensemble du glacier le jour où la ligne de neige est très proche de la ligne d’équilibre, présente sur dix ans une forte corrélation avec la valeur du bilan de masse spécifique annuel (r2 _{= 0.95). Cette}

corrélation s’explique physiquement par le fait que la valeur minimale de l’albédo moyen contient, entre autres informations, l’importance respective de la zone d’ablation et de la zone d’accumulation.

Le développement de ces méthodes basées sur des données de télédétection spatiale disponibles sur une large étendue géométrique ouvre de larges perspectives. D’une part, ces méthodes peuvent être appliquées sans modification à d’autres glaciers. Ceci permettrait de savoir si les conclusions établies pour notre glacier d’étude sont valables pour d’autres glaciers. La forte corrélation entre le bilan de masse annuel spécifique et l’albédo moyen minimal permettrait la mise en place d’une nouvelle méthode de reconstruction du bilan annuel spécifique d’un glacier tempéré à partir d’images satellitales.

D’autre part, la méthode développée est parfaitement utilisable pour d’autres imageurs multispectraux (visible et infrarouge) comme MERIS ou LANDSAT. La méthode de conversion bandes-étroites à bande large utilisée laisse libre de choix du domaine spectral pour lequel on veut connaître l’albédo. Elle n’a été validée que sur l’intégralité du spectre solaire, une validation spectrale serait nécessaire et pourrait ouvrir d’autres perspectives. Ainsi, le principe de la méthode laisse entrevoir la possibilité de développement sur la même base d’algorithmes de détermination d’autres propriétés physiques du manteau neigeux, à condition que ces propriétés soient déterminantes sur la valeur de l’albédo spectral. On pourra travailler par exemple sur la détermination de la surface spécifique ou de la quantité d’impuretés. Ce dernier développement nécessiterait

par contre, le raffinement de la base de données d’albédo spectraux et des coefficients correcteurs pour la BRDF.