Evolution du niveau des océans. Mer d`Aral

Olympiades de Physique - 2005
Le niveau baisse dit-on,
celui de la Mer d’Aral aussi !
mais pas celui des océans…
Elévation annuelle du niveau moyen
des océans = 2,8 +/- 0,4 mm/an
Alexandre BLIN
Mathieu BRUYEN
Jérémy VINCENT
Lycée Roosevelt - Reims
I ) Introduction
La Terre est ronde et la surface de la mer sur cette Terre ronde, que peut-on en dire ?
Surface sphérique
ou plane ?
Les satellites altimétriques permettent de ré pondre à cette question : ni sphérique, ni
plane, mais des bosses et des fosses... Simple, n’est-ce pas ?
Topographie dynamique de la surface des océans observée par le satellite TopexPoséïdon :
Comparaison du niveau des océans à une valeur moyenne établie à partir des mesures
effectuées depuis plus de 10 ans (échelle en cm).
II ) Les mesures altimétriques
Un satellite altimétrique émet des ondes radar en direction du sol. Ces ondes se
réfléchissent sur les surfaces rencontrées et le satellite capte ces ondes venues du sol.
A ) L’onde radar (RAdio Detecting And Ranging)
C’est une onde électromagnétique (signal sinusoïdal) dont le fréquence est comprise
entre 3.108 Hz et 1011 Hz. Comme toutes les ondes électromagnétiques, elle se propage en
ligne droite, à la vitesse de la lumière, 300000 km/s dans le vide, à une vitesse inférieure
1
dans certains milieux matériels et pas du tout dans d’autres. En altimétrie, la fréquence
utilisée est de 13,5 GHz.
B ) Principe des mesures altimétriques
Manipulation : Réflexion d’une onde ultrasonore
Emetteur
Récepteur
d
Signal incident issu de l’émetteur à l’instant t =0
En réalité, le rayon
incident et le rayon
réfléchi sont pratiquement
parallèles car l’émetteur
et le récepteur sont très
proches l’un de l’autre
donc on peut considérer
que la distance parcourue
durant l’intervalle ∆t est
égale à 2d.
t
Retard
t
Signal rétro -diffusé reçu avec un retard ∆t
Signal émis
Retard
Signal rétro -diffusé détecté
2
De l’expérience au principe de la mesure altimétrique
Formation d’un écho sur une mer « plate ».
Mais la mer est rarement plate, donc le signal dépend de la forme de la surface de la
mer.
Formation
d’un écho
sur une mer
agitée.
Signal émis et signal reçu
Signal reçu
Signal émis
∆t
Bruit de fond
∆t = intervalle de temps retenu pour
évaluer le temps écoulé ent re le début de
l’émission du signal et le retour de l’écho.
Premier contact
avec la surface :
sommet des vagues
Signal
dû au creux
des vagues
3
Détermination de la distance altimétrique
La distance altimétrique, Haltimétrique , est donnée par la relation suivante : la vitesse de la
lumière multipliée par la durée écoulée entre l’émission du signal et la réception de
l’ « écho » renvoyé divisée par 2.
Halt = c*∆t/2
C ) Des éléments de référence
Une donnée indispensable : la position du satellite sur son orbite
Connaître la position du satellite sur son orbite avec
exactitude est la tâche de la Division Orbitographie
des agences spatiales.
Pour ce faire, le satellite est équipé d’un récepteur
GPS, d’un récepteur DORIS et d’un réflecteur
laser.
Un satellite GPS envoie à intervalles réguliers des
messages indiquant sa position et l’heure à laquelle
le message est envoyé : à partir des données issues
de plusieurs satellites, le récepteur à bord calcule la
position du satellite.
Les balises du réseau DORIS, parfaitement
localisées, émettent des signaux de fréquence
définies que captent le récepteur de bord : à partir
de la mesure de la fréquence des signaux reçus, le
calculateur de bord, utilisant la théorie de l’effet
Doppler, en déduit la position du satellite.
Quand le satellite passe au dessus d’un émetteur laser, un faisceau laser est envoyé vers
le satellite. Ce faisceau est renvoyé vers le sol par le réflecteur laser et la station au sol
calcule la distance émetteur laser / satellite à partir des résultats obtenus.
Il faut cependant qu’existe un élément de référence : ce sera l’« ellipsoïde de référence ».
L’ellipsoïde de référence, c’est la surface d’un ellipsoïde de révolution dont la forme suit
au mieux la surface des océans, ainsi la surface moyenne de la mer ne s’écarte jamais
plus d’environ – 60 m et + 100 m par rapport à l’ellipsoïde de référence choisi pour les
mesures altimétriques océanographiques (pour d’autres applications, d’autres
ellipsoïdes peuvent être choisis).
Cette référence sera utilisée dans des opérations de calibration du système altimétrique,
et ce, afin de comparer par rapport à une même référence mathématique (il n'y a pas
d'erreurs de modélisation dans l'ellipsoïde, ce qui n'est pas le cas des autres surfaces de
référence) des données issues de sys tèmes indépendants.
Les techniques utilisées pour la détermination de l’orbite du satellite sont indépendantes
des techniques utilisées pour les mesures altimétriques.
Une deuxième donnée indispensable : une référence pour le niveau de la mer
Il faut aus si un élément de référence pour le niveau de la mer : c’est le géoïde qui
correspond à la surface libre que prendrait l’océan en l’absence de mouvements des
eaux. C’est une surface équipotentielle du champ de gravité terrestre.
4
Groenland
Amérique
du Nord
Europe
Afrique
Amérique
du Sud
Ci-dessus, à gauche, le géoïde utilisé en altimétrie et à droite, un gros plan du géoïde
dans l’Atlantique : on observe en particulier la différence du niveau de référence le long
de la dorsale océanique.
En effet, le relief sous -marin a
une influence directe sur le
niveau de la mer. Ci-contre, un
schéma simplifié permet de
modéliser cette influence : un
volcan sous -marin de 1000 m de
haut entraîne une anomalie de
surface de 1,6 m.
Le calcul de l'impact local maximal sur le géoïde (c’est-à-dire la valeur de l'attraction
gravitationnelle due au volcan relativement à celle de la terre) a été effectué en se
plaçant dans le cas simple d'une terre sphérique, les caractéristiques de volcan étant
données - Densité du volcan : 5000 kg m-3 - Hauteur du volcan : 1000 m - Rayon de la
base : 1000 m - Profondeur de l'océan : 8000 m.
Cependant, si on utilise plusieurs années de
données, ce qui est maintenant réalisable avec
une très grande précision, on obtient une carte
représentative de la topographie moyenne (par
rapport à l'ellipsoïde). On peut également en
déduire une carte de topographie moyenne,
mais cette fois-ci par rapport au géoïde. On
peut donc étudier la hauteur de la mer par
rapport à une surface moyenne altimétrique,
qui pourra être reliée ensuite au géoïde.
Australie
5
D ) Détermination de la hauteur de la topographie dynamique :
La topographie dynamique correspond à la différence existant entre le niveau du géoïde
et le niveau réel de la mer.
Haltimétrie
(donnée
par le calculateur
altimétrique
embarqué)
Horbite
(déterminée
par le service
Orbitographie
au sol)
Hgéoïde
(donnée
par l’analyse
de la gravité
terrestre)
En observant le schéma ci-dessus, on pourrait penser que la hauteur Htopographie dynamique
sera donnée par la relation suivante :
Htopographie dynamique = Horbite - Haltimétrie - Hgéoïde
Eh bien non, car, dans cette vision simpliste, n’interviennent pas les diverses corrections
nécessaires à l’approche de la valeur réelle :
•
•
Des corrections de propagation, visant à trouver la distance altimétrique sans
erreur (corrections d’atmosphère, de vapeur d’eau, d’ionosphère).
Des corrections gravimétriques, visant à retrancher des variations de hauteur de
l’océan toutes les composantes qui ne sont pas liées à un phénomène de
circulation mais sont des effets permanents connus, effets purement océaniques,
couplage entre océan et atmosphère et effets purement géophysiques (correction
de marée océanique, effet de charge, marée terrestre, marée polaire, effet de
baromètre inverse).
Correction ionosphérique
L'ionosphère est une partie très peu dense de l'atmosphère terrestre située entre 70 et
2000 km où sont présents des électrons libres issus de l'ionisation des atomes par le
rayonnement solaire. La plus forte concentration d'électrons libres se situe vers 400 km
6
d'altitude. Le retard produit par l'ionosphère dépend de la fréquence du signal et cette
propriété est utilisée pour déterminer le contenu total en électrons libres (CET).
L'altimètre américain sur TOPEX/POSEIDON émet à deux fréquences et en mesurant
l'écart entre les deux fréquences reçues, on peut déterminer le CET et donc la correction
à effectuer. Dans le cas de l'altimètre français, on se sert de cette propriété pour estimer
le CET à partir de l'analyse des signaux émis par les balises d'orbitographie DORIS (bifréquence) reçus par le satellite. L'amplitude de cette correction varie de 1 à 20 cm.
Correction de troposphère sèche
La présence de la troposphè re (la partie de l'atmosphère contenant principalement des
molécules de diazote N2 et de dioxygène O2 ) introduit un retard dans la transmission du
signal équivalent à environ 2,30 m en terme de distance (ce retard dépend de la quantité
d'air traversé qui fluctue en fonction de la pression atmosphérique).
On ne dispose pas d'instrument embarqué pour estimer la pression atmosphérique à la
verticale du satellite, mais elle est fournie par des modèles météorologiques qui
produisent des données de qualité suffisante.
Correction de troposphère humide
La présence d'eau sous diverses formes
a une influence valant jusqu'à 30 cm
sur la distance altimétrique. C'est sous
les tropiques où l'air est saturé en
humidité et où les précipitations sont
fréquentes que cet effet est le plus
important.
La
correction
de
troposphère humide dépend donc du
contenu en vapeur d'eau, en eau sous
forme de gouttelettes et en eau
précipitante.
Ces données sont mesurées par un radiomètre placé à bord du satellite. Un radiomètre
est un instrument passif (au sens où il n'émet pas de signal) observant les températures
de brillance (le signal émis par tout corps soumis au rayonnement lumineux et qui est
fonction des caractéristiques de ce corps) à 3 fréquences différentes (18, 23 et 34 GHz).
La combinaison de ces 3 observations donne une information sur le contenu en eau de
l'atmosphère.
Marée océanique
La marée océanique est un phénomène de déplacement des masses d'eau sous l'action
gravitationnelle du Soleil et de la Lune. Celle-ci se traduit par une variation du niveau
de la mer et par l'apparition de courants de marée sous forme de signaux ayant pour
période des combinaisons des périodes orbitales et de rotation de la Terre, du Soleil et de
la Lune. Les signaux les plus importants correspondent à des périodes de 12 et 24
heures. L'amplitude des marées est d'environ 2 m au milieu des océans, mais peut
dépasser 10 m près des côtes (13.50 m dans la baie du Mont Saint Michel).
Marée solide
La marée solide est une déformation de la croûte terrestre due aux même causes que la
marée océanique mais s'appliquant à la partie solide de la Terre et non aux masses
liquides constituant les océans. Toutefois, elle provoque le déplacement vertical des mers
7
et des océans avec les mêmes caractéristique s périodiques que la marée océanique. Son
ordre de grandeur est d'environ 50 cm, et elle est connue avec une précision meilleure
que le centimètre.
Marée d'effet de charge
La marée d'effet de charge est une conséquence des marées océaniques : la différence de
charge des masses d'eau sur les fonds marins due à la marée océanique se traduit par un
déplacement vertical (réponse "élastique") de l'écorce terrestre de quelques centimètres.
Marée polaire
La forme ellipsoïdale de la Terre est due à sa rotation propre à une période d'une
journée, l'axe de l'ellipsoïde se confondant avec l'axe de rotation. Or celui-ci n'est pas
fixe dans le temps et son orientation spatiale bouge. Ceci se traduit par un déplacement
vertical de la surface de la Terre par rapport à l'ellipsoïde de référence utilisé en
altimétrie qui, lui, possède une orientation fixe dans le temps (correspondant à un axe de
rotation moyen). La marée polaire varie avec une amplitude de 2 cm maximum sur des
durées de plusieurs mois liées au rythme de modification des paramètres de la rotation
terrestre.
Baromètre inverse
L'effet du "baromètre inverse" quant à lui désigne un phénomène d'interaction entre
l'atmosphère et l'océan : on a constaté une variation du niveau de la mer directement
liée aux variations de la pression atmosphérique. Plus l'atmosphère pèse sur l'océan
(c’est-à-dire, plus la pression est forte) plus l'océan va s'enfoncer. Ainsi, de nombreuses
expériences ont montré que la mer répond de façon quasi proportionnelle aux variations
de pression : +1 hPa correspond à -1 cm de hauteur d'eau, d'où l'expression "baromètre
inverse". La prise en compte de ce phénomène nécessite donc la connaissance de la
pression atmosphérique sous la trace du satellite: celle-ci est déterminée avec une
précision suffisante par des modèles météorologiques.
Paramètres
Mesures altimétriques
Mesures
Orbite
Corrections de propagation Ionosphère
(dues à la traversée de Troposphère humide
milieux différents du vide)
Troposphère sèche
Marée océanique
Effet de charge
Corrections
géophysiques
Marée terrestre
(mouvements prévisibles)
Marée polaire
Baromètre inverse
Amplitude (Min/Max)
1340/1355 km
1340/1355 km
-15/0 cm
-240/-220 cm
-40/0 cm
-50/50 cm
-1/2 cm
-5/1cm
-3/3 cm
-20/30 cm
Toutes ces corrections donnent la relation suivante :
Htopographie dynamique = Horbite - Haltimétrie - Hgéoïde - (Hmarée
Heffet de charge + Hmarée polaire – Hbaromètre inverse)
océanique
+ Hmarée
terrestre
+
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Et voilà comment a été obtenue l’image de la mer bosselée présentée en introduction !
Topographie dynamique de la surface des océans observée par le satellite TopexPoséïdon :
Comparaison du niveau des océans à une valeur moyenne établie à partir des mesures
effectuées depuis plus de 10 ans (échelle en cm).
III ) Les satellites altimétriques
Le premier satellite altimétrique, SEASAT (USA), a été lancé en 1978. Volant à 800 km
d’altitude, il tomba en panne après 3 mois de fonctionnement, mais il a permis de
découvrir les « bosses et les fosses » du niveau de la mer.
Il fallut attendre 1985 pour que soit lancé un autre satellite altimétrique, placé aussi à
800 km d’altitude, GEOSAT (USA), qui a fonctionné jusqu’en 1990 .
Depuis lors, des satellites spécialisés se sont succédés régulièrement :
• ERS-1 (ESA), lancé en juillet 1991, a été mis en sommeil en juin 1996 et
définitivement arrêté en mars 2000 ; ERS-2 (ESA), lancé en avril 1995, a pris le
relais mais peu de temps après son lancement, l’enregistreur de bord s’est
montré défaillant et les données altimétriques ne sont reçues que lorsque le
satellite est en vue des stations de réception de l’Agence Spatiale Européenne.
• Le satellite Topex/Poséidon lancé le 10 Août 1992, issu d'un partenariat entre la
Nasa, l'agence spatiale américaine et le Cnes, l'agence spatiale française, a à bord
deux radars altimètres et différents systèmes de localisation précise, dont le
système Doris, et pose les fondations pour une surveillance des océans à long
terme ("laboratoire spatial"). Tous les dix jours, le satellite nous fournit la
topographie mondiale des océans, niveau de la mer mesurée avec une précision
inégalée (la précision moyenne instantanée de l'estimation locale du niveau de
l'océan est meilleure que 5 cm et la précision moyenne sur un mois meilleure que
2 cm grâce en partie au fait que son altitude de 1336 km est nettement supérieure
à celle de ses prédécesseurs).
• Le satellite GFO (Geosat Follow-On), successeur de Geosat a été lancé le 10
février 1998 à 880 km d’altitude (USA).
9
•
•
Jason-1, réalisé en partenariat entre le CNES et la NASA, a été lancé le 7
décembre 2001 à 1336 km d’altitude (il est de plus équipé d’un système
permettant de déterminer le contenu en électrons de l’ionosphère).
Le satellite Envisat (Environmental Satellite), successeur d'ERS-1 et 2, a été lancé
sur une orbite à 800 km d’altitude. Dédié à l'étude de l'environnement, en
particulier au suivi des changements climatiques, sa mission est d'observer
l'atmosphère et la surface de la Terre. Construit par l'Esa , il a à bord une
série d'instruments complémentaires (dont un altimètre radar, et le système
d'orbitographie et de localisation précise, Doris) permettant d'observer le plus
grand nombre de paramètres possibles.
GFO
ERS-1
JASON-1
ENVISAT
IV ) Une extension des applications de l’altimétrie océanographique
TOPEX-POSEÏDON et la Mer d’Aral
Une des traces du satellite TOPEX-POSEÏDON se situe sur la Mer d’Aral.
Trace 107
Bathymétrie de la Mer d’Aral le long de la trace 107
A chaque passage du satellite, une série de mesures permet de trouver le niveau de la
Mer d’Aral, ce qui donne une série de mesures tous les 10 jours depuis 1992.
10
Images satellites de la Mer d’Aral
1964
1994
L’évolution de la Mer d’Aral
Sur ces différentes représentations, on constate la « disparition progressive » de la Mer
d’Aral.
Page suivante, est représentée l’évolution du niveau de cette mer obtenue à partir des
données TOPEX-POSEÏDON.
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V ) Réalisation d’une maquette de la Mer d’Aral et « mesures
altimétriques ».
Les ingrédients nécessaires à la réalisation d’une Mer d’Aral
25 plaques de polystyrène expansé (1,20 m sur 2,50 m), 5 cutters, 8 tubes de colle
acrylique (1/3 de litre chacun), 2 pistolets à colle, 4 pots de peinture acrylique, 4
pinceaux , 3 tubes de plastique souple, une pompe, 2 tiges de fer de 40 cm de long et 8
mm de diamètre, 2 cornières alu de 6 m de long, 1 plat alu de 6 m de long, 2 panneaux en
plastique blanc, 10 m2 de toile, 8 pots de résine, 15 pinceaux …. et de l’énergie et de
l’organisation…
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Les mesures altimétriques sur « notre » Mer d’Aral
Nous utilisons un émetteur à ultrasons
(baptisé « radar » au vu de son
utilisation) et nous espérons faire aussi
bien que TOPEX-POSEIDON.
L’altimètre de TOPEX-POSEIDON
paraît un peu plus complexe.
VI ) Les mesures de TOPEX-POSEIDON
L’ensemble des données est traité sous EXCEL et permet d’obtenir des graphiques
montrant l’évolution du niveau de surface de la Mer d’Aral.
Le « radar » passant au-dessus de la maquette de la Mer d’Aral nous permettra de
suivre l’évolution du niveau de l’eau dans « notre » Mer d’Aral (que l’on pourra faire
varier entre les passages du « satellite-radar » bleu).
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Les résultats
Niveau de la Mer d’Aral (en mm)
39000
38000
37000
1992
36000
35000
34000
33000
32000
2001
31000
30000
29000
28000
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
Numéros des points de mesure le long de la trace 107
Les résultats sur plusieurs années consécutives
En effectuant les moyennes des
résultats obtenus lors de chaque
passage du satellite, on obtient
la courbe ci-contre montrant la
baisse régulière du niveau
depuis 1992.
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VII ) La Mer d’Aral de nos jours
Un exemple d’impact économique pour la région
Evolution des quantités de poissons pêchés dans les pays ayant la Mer d’Aral sur
leur territoire (Kazakstan et Uzbékistan) et les pays traversés par les fleuves
alimentant la Mer d’Aral, l’Amou-Daria et le Syr-Daria (la quantité pêchée en 1990
a été prise pour référence).
Kazakstan
Tadjikistan
Uzbekistan
Kyrgystan
Turkménistan
Total dans la région
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VIII ) Pourquoi mesurer le niveau des océans ?
L’élévation du niveau des mers semble devoir nous concerner directement !
L’Europe face à une montée du niveau des mers de 100 m
100 m, c’est peut-être beaucoup mais néanmoins le niveau des océans monte
régulièrement…
Elévation annuelle du niveau moyen
des océans = 2,8 +/- 0,4 mm/an
2,8 mm, cela semble négligeable mais au bout d’un siècle, on obtient quand même une élévation
du niveau de 28 cm !! (et l’élévation du niveau de la mer a été de 15 cm au 20ème siècle…)
Quelles en sont les causes et comment réagir (en admettant que ce soit
possible) ?
Les mesures océanographiques couplées à des mesures atmosphériques permettent de
modéliser les phénomènes observés, de réaliser diverses simulations et, on l’espère, de
trouver des solutions pour que notre planète connaisse un développement durable.
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