Observation de l’état actuel des calottes polaires

Les calottes polaires antarctiques et groenlandaises sont des objets de grandes

dimen-sions soumis à des conditions climatiques difficiles limitant les observations de terrain.

Comme nous le verrons par la suite, la plupart des observations disponibles à l’échelle de

la calotte a pour origine les satellites.

Altitude de la surface

L’un des enjeux majeurs de l’observation des calottes polaires est la production de

modèles numériques de terrain (DEM pour Digital elevation models) consistant à

car-tographier au mieux la topographie de la surface de la calotte. Ces DEM sont pour la

plupart constituées de données obtenues par altimétrie radar satellitaire (ERS-1, Envisat,

SPOT, ...). Ces données peuvent être combinées avec des mesures satellites faites par

alti-métrie laser (ICESat) ou par photoclinoalti-métrie (AVHRR, voir [Scambos et Haran, 2002])

par exemple. Les résolutions des derniers DEM sont de l’ordre du kilomètre. Ces

don-nées étant cruciales pour la modélisation des calottes polaires, un effort est fait au niveau

international pour produire des bases de données incluant les DEM. Nous renvoyons à

[Bamber et al., 2009] (voir figure 1.5) ou [Fretwellet al., 2013] pour des exemples de DEM

en Antarctique et à [Bamberet al., 2013] pour un exemple de DEM au Groenland. Les

utilisations des DEM sont nombreuses, citons par exemple [Flament et al., 2013] évaluant

à l’aide de DEM la masse d’eau drainée à partir d’un lac sous-glaciaire.

Figure ^{1.5 – Cartographie de la surface dérivée du DEM de [Bamber et al., 2009]}

agré-geant des mesures par altimétrie radar (ERS-1) et des mesures par altimétrie laser

(ICE-Sat). La résolution de ce DEM est de 1 km.

1.4 Les observations disponibles 43

Les DEM peuvent être validés par comparaison avec des données radar acquises

par survol de la surface en avion. Les résultats estiment en général l’erreur commise

moyenne autour de 3 m (voir figure 1.6 pour une carte d’erreur estimée du DEM de

[Bamber et al., 2009]).

Figure ^{1.6 – Carte d’estimation des erreurs RMS du DEM de [Bamber et al., 2009]}

obtenue par régression basée sur des données radar par avion extraite de

[Griggs et Bamber, 2009]. La gamme d’erreur est de l’ordre de 1 m pour les ice-shelves

et entre 2 et 6 m majoritairement pour la glace posée. L’erreur RMS peut cependant

atteindre 130 m dans les régions montagneuses. Néanmoins, plus de 98 % de la surface

couverte par les données satellite a une erreur estimée inférieure à 20 m.

Vitesses de surface

Les observations dédiées à la dynamique de la glace et à sa traduction en surface se

développent à partir des années 1990 grâce notamment à l’apport d’images optiques mais

surtout de l’imagerie radar (interférométrie). Ainsi des jeux de données d’observations de

vitesses de surface ont pu au fil du temps être constitués à l’échelle de la calotte polaire

(voir [Rignot et al., 2011] pour l’Antarctique, cf. figure 1.7 et [Joughin et al., 2010] pour

le Groenland). Pour l’instant, les cartes de vitesses proposées sont des mosaïques, toutes

les régions n’ayant pas forcément été mesurées au même moment. Cependant, cet aspect

s’améliore et des instantanés de champs de vitesses à diverses époques commencent à

être disponible (voir [Joughinet al., 2010]). La résolution de ces jeux de données est de

à 10 m.an

⁻1

. En comparant l’amplitude de la vitesse et l’incertitude, nous voyons que

l’information est surtout pertinente vers les côtes.

Figure^{1.7 – Carte de vitesses de surface issue de [Rignot et al., 2011] obtenue par}

inter-férométrie radar InSAR à l’aide des satellites ALOS PALSAR, RADARSAT-1/2, Envisat

ASAR et ERS-1/2. Les lignes noires épaisses délimitent les principaux bassins versants,

alors que les plus fines représentent le contour des lacs sous-glaciaires majeurs. La gamme

d’erreur commise sur les vitesses de surface est estimée entre 1 et 17 m.an

⁻1

. En

compa-rant l’amplitude de la vitesse et l’incertitude, nous voyons que l’information est surtout

pertinente vers les côtes.

Variations d’épaisseur ou d’altitude de surface

Les campagnes répétées de mesures d’altitude de surface acquises notamment par

les satellites ICESat et Envisat durant les années 2000 ont permis de souligner les

ten-dances temporelles des observations de la surface et des jeux de variations d’épaisseur

ou d’élévation de surface dS/dt ont pu être constitués (voir [Pritchard et al., 2009] pour

le Groenland et l’Antarctique, données ICESat et [Flament et Rémy, 2012] pour

l’An-tarctique, données Envisat, cf. figure 1.8). Notons aussi que [Flament et Rémy, 2012] sont

parvenus à construire une carte d’accélération de l’élevationd

²

S/dt

²

pour l’Antarctique de

l’Ouest qui subit actuellement des modifications dynamiques importantes dans le secteur

de la mer d’Amundsen.

1.4 Les observations disponibles 45

Figure ^{1.8 – Carte de changement d’élévation de surface dH/dt par altimétrie radar}

obtenue avec le satellite ENVISAT issue de [Flament et Rémy, 2012]. L’amincissement de

la calotte est prépondérant en périphérie de la calotte.

Épaisseur et interface socle-calotte

Jusqu’à présent, nous avons abordé les observations de la surface de la calotte grâce

aux capteurs radar et laser embarqués par satellite. Ceux-ci ont pour inconvénient de

ne pouvoir traiter que la surface ou la sub-surface d’une calotte. Il est possible de

pe-nétrer plus profondément dans la couche de glace en utilisant des radars à plus basse

fréquence. Cependant ces derniers ne sont pas embarqués dans les satellites mais placés à

bord d’avions chargés de survoler les zones choisies d’où une limitation des zones étudiées.

Ces campagnes d’écho radar ont notamment permis aux glaciologues de localiser plus

précisement l’interface socle-calotte aux endroits mesurés. Cependant elles ne couvrent

pas entièrement les calottes (voir figure 1.9 pour une carte de couverture des données

disponibles). Afin de fournir des DEM de socle rocheux, ces données ont été combinées

notamment avec des DEM d’altitude de surface par krigeage mais sans considération

pour les flux de glace (Bedmap2 pour l’Antarctique [Fretwell et al., 2013], cf. figure 1.10

et [Bamberet al., 2013] pour le Groenland).

Les erreurs commises estimées sont de l’ordre de 20 m aux points de mesure radar

jusqu’à plusieurs centaines de mètres pour les endroits les plus éloignés des points de

mesure (voir 1.11 pour la carte d’incertitude dans le cas Bedmap2).

Figure ^{1.9 – Couverture des données de localisaton de l’interface socle-calotte utilisées}

dans le projet Bedmap2 [Fretwell et al., 2013]. Les traits noirs indiquent les campagnes

de survol et les zones en rouge les régions les plus éloignées des campagnes de mesure.

Une autre quantité d’intérêt pour la modélisation des calottes polaires est la mesure

du glissement à la base. Cependant, les observations pour ces conditions sont très limitées.

En effet, il est quasiment impossible d’aller faire des mesures sous la glace, sauf dans de

rares points de forages profonds où le socle a été atteint. D’autre part, la nature du socle

n’est pas connue : s’agit-il de sédiments, de roche, de débris de roche ? La présence d’eau

liquide, déterminante pour le glissement, est aussi liée à des paramètres mal connus comme

le flux géothermique. Nous ne disposons donc d’aucune mesure pour la loi de frottement

et les coefficients associés.

Dans le document Assimilation de données pour l'initialisation et l'estimation de paramètres d'un modèle d'évolution de calotte polaire (Page 43-47)