La salinité de surface de la mer à partir de l`espace

La salinité de surface de
la mer à partir de l’espace
Un point de vue canadien
La salinité de surface de la mer à partir de
l’espace:
Un point de vue canadien
Un rapport préparé
par
B. J. Topliss1, J.F.R. Gower2,
J.A. Helbig3, A. W. Isenor1, and I. Rubinstein4
pour
L’Agence Spatiale Canadienne
Le programme d’applications terrestres et
environnementales
Mars 2002
1
Institut océanographique de Bedford, Pêches et Océans Canada
Institut des sciences de la mer, Pêches et Océans Canada
3
Centre des pêches de l’Atlantique nord-ouest, Pêches et Océans Canada
4
Université York/CRESTech
2
ii
_______________________
Quatre rapports ont été exécutés sur commande en 2001 portant sur divers aspects de la
télédétection de la salinité de surface de la mer à partir de l’espace (Borstad et Horniak,
2001; Rubinstein 2001; Seibert, 2001; et Simms, 2001). Un contrat (MPO numéro
F6093-1-JAH01) a été donné à E.L. Simms et A. Simms afin de compiler ces rapports
pour produire l’avant-projet du rapport actuel.
iii
Résumé
Dans le cadre de son programme d’applications terrestres et environnementales, l’Agence
Spatiale Canadienne a fourni une aide financière aux auteurs de ce rapport pour leur
permettre d’étudier le développement de la télédétection de la salinité de surface de la
mer (SSM) à partir de l’espace. Les buts généraux de ce projet sont de préciser les
intérêts canadiens qui se rapportent aux diverses propositions relatives aux satellites qui
mesurent la salinité, d'identifier les avantages potentiels pour le Canada, et de favoriser la
participation canadienne dans tous les aspects de la surveillance de la SSM. Les objectifs
particuliers visent à fournir le contexte scientifique nécessaire pour permettre aux
canadiens d’anticiper et donc de participer à la planification de la télédétection de la
salinité et d'identifier des possibilités de collaboration et de faciliter la participation de
l’industrie canadienne au programme spatial canadien. Ce premier rapport vise à passer
en revue les développements récents en télédétection de la salinité et de placer ces
développements dans un contexte canadien. De cette manière, un certain nombre de
questions sont abordées, incluant :
• Quelle est la signification de la télédétection de routine de la SSM dans le cadre
de la gestion canadienne de la science et des ressources ?
• Quelles questions particulières doivent être abordées vis-à-vis la télédétection de
la SSM dans les eaux canadiennes, qui sont généralement froides, sont alimentées
par l'écoulement d'estuaire de faible salinité et sont parfois couvertes de glace ?
• Qu’est ce que le Canada peut contribuer à la communauté scientifique dans le
domaine de l’océanographie physique/biologique et de télédétection ?
La salinité et la température de l’océan ont été mesurées dès les premières campagnes
océanographiques de recherche et ce sont les deux variables physiques les plus
fondamentales de l’océanographie qui décrivent l’état de l’océan. Au cours des 30
dernières années, la température de surface de la mer (TSM) a été mesurée d’une manière
opérationnelle à partir de l’espace sans aucune capacité concomitante de mesurer la
salinité de surface de la mer (SSM). Ceci est une lacune critique parce qu’il n’existe
aucune donnée de salinité pour approximativement 40% des régions de 1° de latitude par
1° de longitude qui constituent la surface de l’océan du globe.
La capacité de mesurer la SSM à partir de l'espace existe maintenant. En fait, les
propositions pour un satellite à micro-onde passif sont actuellement devant ESA et
NOAA avec le but de surveiller la SSM et/ou sa contrepartie terrestre, l'humidité du sol
(SM). Ces propositions prévoient un lancement en 2006.
D’un point de vue océanographique, la salinité est importante parce que :
• Avec la température, elle détermine la densité de l'eau et est donc intimement liée
à la circulation horizontale de l'océan.
• Elle détermine la profondeur à laquelle l'eau, qui est refroidie en surface l’hiver,
peut descendre vers le fond. C'est-à-dire, c'est une composante importante de la
circulation thermohaline et est donc directement liée à la dynamique du climat de
la terre.
iv
•
•
•
À cause de son effet sur la densité, elle contrôle partiellement la stabilité de la
couche supérieure mélangée de l'océan. Ceci a des conséquences physiques et
écologiques importantes.
Elle est un des déterminants principaux de l'environnement où vivent les poissons
et toute autre faune et flore marine.
Elle module l'interaction air-mer y compris l'échange de gaz et de chaleur.
Dans le cadre des applications, la salinité de surface de la mer est importante pour un
grand nombre de secteurs y compris:
• la dynamique et la prévision du climat,
• la modélisation océan-atmosphère à l’échelle globale,
• la modélisation océan-atmosphère à l’échelle régionale,
• la gestion des pêches, et
• le monitorage environnemental.
Des anomalies de salinité de surface à long terme et sur grande surface, ayant des effets
significatifs sur la circulation océanique, le climat et la pêche, ont été observées dans
l’Atlantique Nord. Les observations de la "Grande Anomalie de Salinité (GAS)", qui a eu
lieu entre 1965 et 1980, ont été surtout mesurées dans le cadre du programme des navires
météo, qui a été abandonné depuis. Des événements semblables sont probablement non
détectés aujourd’hui dans l’Atlantique Nord et dans d’autres bassins océaniques, qui ont
toujours été moins surveillés. Les missions satellitaires proposées fournissent une bonne
correspondance avec les échelles d’espace et de temps de la GAS.
La mesure de la SSM à partir de l’espace devrait fournir des avantages significatifs au
Canada. D'un point de vue scientifique, elle devrait fournir des renseignements
importants aux études du climat, en termes de données qui pourraient être assimilées dans
des modèles numériques et aussi pour fournir des observations dans les régions où,
historiquement, la couverture de données est médiocre. Des considérations similaires
s'appliquent aussi à la modélisation régionale. Du même coup, les avantages s'accroîtront
dans les secteurs de la gestion des pêches et du monitorage environnemental puisque les
travailleurs pourront avoir accès aux données à l'année longue, ce qui n’était pas possible
auparavant. Ceci permettra, par exemple, d’obtenir de meilleures estimations de la
profondeur de la couche mélangée qui est importante dans les modèles écologiques. De
même, les travailleurs pourront mieux mesurer la distribution de l'eau douce due au débit
des estuaires.
Les signaux de la salinité de surface de la mer dans les eaux canadiennes sont forts,
spatialement en termes des gradients horizontaux et temporellement à des échelles de
temps saisonnières et interannuelles. Par conséquent, le Canada devrait pouvoir exploiter
de façon utile la SSM mesurée à partir de l’espace. La précision des capteurs satellitaires
proposés est d’à peu près 0.4 unités de salinité pratique (usp) pour un pixel, observation à
une seule passe et d’à peu près 0.1 usp pour les résultats standardisés (200 km et 10 jours)
produits en calculant la moyenne spatiale et temporelle des données. La variation de
salinité d’un côté à l’autre des plates-formes continentales de l’Atlantique et du Pacifique
au Canada est d’au moins 1 usp, une valeur qui est au moins deux fois plus grande que la
v
plus grande des erreurs prévues. Dans le même ordre d’idée, l'amplitude du cycle
saisonnier excède 1 usp dans un grand nombre de régions. Les variations d’une année à
l’autre sont généralement plus petites, mais excèdent souvent 0.5 usp.
La télédétection de la salinité exploite la dépendance relativement faible de l'émissivité
de l'eau de mer sur la salinité aux fréquences de micro-onde (bande-L). À ces fréquences,
l'atmosphère est essentiellement transparente, de sorte que la contamination
atmosphérique du signal est minimale. Cependant, une erreur significative peut être
introduite par le rayonnement galactique reflété et la lumière du soleil aussi bien que par
des changements dans l'émissivité apparente dus à la rugosité et à la mousse de la surface
de mer. La température de surface de la mer doit également être connue, parce que
l'émissivité dépend de la température.
Il y a deux problèmes d'importance particulière au Canada associés avec la télédétection
de la SSM, l’eau froide et la glace. L’émissivité ne varie pas avec la salinité autant en eau
froide qu’en eau plus chaude, ce qui réduit alors la sensibilité de la sonde. Dans le même
ordre d’idée, puisque la glace a une signature micro-onde qui est différente de celle de
l’eau de mer, les pixels qui sont partiellement couverts de glace présenteront un défi
informatique. D'autre part, la communauté scientifique canadienne a une expérience
considérable avec ces questions et est particulièrement bien préparée pour les aborder.
vi
Table des matières
RÉSUMÉ..................................................................................................................................................... IV
LISTE DES FIGURES............................................................................................................................... IX
LISTE DES TABLEAUX .........................................................................................................................XII
1.0
1.1
2.0
INTRODUCTION.......................................................................................................................... 1
POURQUOI LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER? ........................................................................ 2
TÉLÉDÉTECTION DE LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER..................................... 5
2.1
ÉMISSION MICRO-ONDE PROVENANT DE L’OCÉAN ........................................................................ 5
2.2
RADIOMÉTRIE MICRO-ONDE PASSIVE ........................................................................................... 8
2.2.1
Considérations environnementales qui ont un effet sur TB ................................................... 10
2.2.1.1
2.2.1.2
2.2.1.3
Contributions spatiales et solaires .............................................................................................. 10
Interactions atmosphériques....................................................................................................... 10
Effets de l’état de la mer: vagues, vagues déferlantes et écume ................................................. 13
2.3
REVUE DES EXPÉRIENCES SPATIALES ET AÉROPORTÉES ............................................................. 15
2.3.1
La télédétection de la salinité de surface de la mer au Canada ........................................... 15
2.3.2
Expériences spatiales............................................................................................................ 16
2.3.3
Expériences aéroportées....................................................................................................... 17
2.4
SYSTÈMES PROPOSÉS POUR MESURER LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER............................... 19
3.0
BANQUES DE DONNÉES DE SALINITÉ ............................................................................... 21
3.1
BANQUES GLOBALES DE DONNÉES ............................................................................................. 22
3.1.1
Le centre national de données océanographiques des États-Unis........................................ 22
3.1.1.1
3.1.1.2
3.1.1.3
3.1.1.4
3.1.1.5
Banque de données de profils océanographiques en ligne ......................................................... 23
Banque mondiale de données océaniques 1998 Version2 (WOD98) ........................................ 23
Atlas des océans du monde 1998 (WOA98) ............................................................................. 23
Atlas des océans du monde 1998 (WOA98F) ........................................................................... 25
Atlas des océans du monde 1994 (LEVITUS94) ...................................................................... 27
3.1.2
Service des données sur le milieu marin (SDMM)................................................................ 31
3.2
BANQUES RÉGIONALES CANADIENNES DE DONNÉES................................................................... 33
3.2.1
Région atlantique.................................................................................................................. 33
3.2.2
Région pacifique ................................................................................................................... 35
4.0
LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER DANS LES EAUX CANADIENNES .............. 37
4.1
DISTRIBUTIONS SPATIALES DE LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER .......................................... 37
4.1.1
Atlantique Nord Ouest .......................................................................................................... 37
4.1.2
Pacifique Nord Est................................................................................................................ 41
4.2
DISTRIBUTION TEMPORELLE DE LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER........................................ 43
4.2.1
Atlantique Nord Ouest .......................................................................................................... 43
4.2.2
Pacifique Nord Est................................................................................................................ 49
4.2.2.1
4.2.2.2
Stations de phare ........................................................................................................................ 49
Station Papa ............................................................................................................................... 52
5.0
BESOINS SCIENTIFIQUES ...................................................................................................... 56
6.0
APPLICATIONS EN COURS DE LA SALINITÉ DE SURFACE DE LA MER.................. 57
6.1
RESSOURCES DES PÊCHES AU CANADA ...................................................................................... 57
6.1.1
Côte ouest ............................................................................................................................. 57
6.2
PROPRIÉTÉS OPTIQUES DE L’EAU ................................................................................................ 57
7.0
EFFETS DE LA GLACE DE MER SUR LA TÉLÉDÉTECTION DE LA SSM................... 61
vii
7.1
CARACTÉRISTIQUES RADIOMÉTRIQUES EN BANDE-L DE LA GLACE DE MER ............................... 62
7.1.1
Saumure................................................................................................................................ 62
7.1.2
Glace de première année et glace pluriannuelle .................................................................. 62
7.1.3
Bassins d’eau de fonte sur la glace consolidée .................................................................... 65
7.2
EFFETS DE LA GLACE SUR LE CHAMP DE VUE .............................................................................. 65
8.0
MOT DE LA FIN ......................................................................................................................... 67
9.0
RÉFÉRENCES............................................................................................................................. 69
9.1
9.2
9.3
RÉFÉRENCES CITÉES ................................................................................................................... 69
SITES WEB D’INTÉRÊT ................................................................................................................ 72
CORRESPONDANCE..................................................................................................................... 74
viii
Liste des figures
Figure 1. Les termes ∂ρ/∂T et ∂ρ/∂S en fonction de T et S. Les lignes continues
représentent les lignes de densité constante. Les lignes discontinues représentent les
courbes de niveau de ∂ρ/∂T ou de ∂ρ/∂S. ................................................................... 4
Figure 2. Profils horizontaux de la température de surface, salinité de surface, densité de
surface et des changements de densité causés par les changements en T et S entre les
stations du transect Bonavista en novembre 2001. La variable σt ≈(ρ - 1015)/1000.
La figure 1 indique que la densité est presque indépendante de la température à
basse température........................................................................................................ 4
Figure 3. Facteur de perte diélectrique de l’eau de mer et de l’eau pure en fonction de la
fréquence, pour T=0°C et 20°C (Ulaby et al., 1986).................................................. 7
Figure 4. Variation spectrale de la sensibilité de la salinité à T=293K ou 20°C (Ulaby et
al., 1986). .................................................................................................................... 7
Figure 5. Variation entre la température de brillance et la salinité pour des températures
calculées avec le modèle de Klein et Swift (1977). .................................................... 8
Figure 6. Coefficients d'atténuation des nuages aqueux en fonction de la température.
(Ulaby et.al, 1986). ................................................................................................... 12
Figure 7. Coefficients d'atténuation des nuages glacés en fonction de la température.
(Ulaby et.al, 1986). ................................................................................................... 12
Figure 8. Température de brillance en fonction de la vitesse du vent de surface, pour une
salinité de surface de 36 usp et une température de surface de 5°C. X indique la
polarisation HH tandis que o indique VV. Paramètres de Hollinger et Lo (1981)... 14
Figure 9. Température de brillance du niveau supérieur de l’atmosphère en fonction de la
salinité de surface pour une vitesse de vent de 10m/s et une température de surface
de 5°C, à 1.4 GHz. X indique la polarisation HH tandis que o indique VV. Modèle
Goodberlet-Swift…................................................................................................... 14
Figure 10. Profil vertical de salinité à une station au large des îles de la Reine Charlotte
le 1 juillet 1997 ......................................................................................................... 24
Figure 11. Moyenne globale annuelle de la salinité de surface (EPS), provenant de la
banque de données WOA98F ................................................................................... 24
Figure 12. Moyenne annuelle hivernale de la salinité de surface (EPS), provenant de la
banque de données WOA98F. .................................................................................. 26
Figure 13. Moyenne annuelle de la salinité de surface (EPS) dans l’océan Pacifique,
provenant de la banque de données WOA98F.......................................................... 26
Figure 14. Moyenne globale à long terme de la salinité de surface (usp) provenant de
LEVITUS94.............................................................................................................. 29
Figure 15. Moyenne globale de la salinité de surface (usp) entre janvier et mars
provenant de LEVITUS94. ....................................................................................... 29
Figure 16. Moyenne annuelle de la salinité de surface dans l’océan Pacifique, provenant
de LEVITUS94. ........................................................................................................ 30
Figure 17. Moyenne annuelle de la salinité de surface dans le golfe de l’Alaska
provenant de LEVITUS94. ....................................................................................... 30
ix
Figure 18. Emplacements des profils de température et de salinité pour l’océan à
l’échelle globale, acquis par SSDM en 1998. L’échelle de couleur indique le nombre
d’observations. .......................................................................................................... 32
Figure 19. La distribution et le nombre d’échantillons de salinité de surface archivés
dans l’Atlas informatisé de l'Atlantique du Nord-Ouest……………………………33
Figure 20. La distribution et le nombre d’échantillons recueillis en mai entre 1900 et
1997........................................................................................................................... 34
Figure 21. Carte de la côte de la Colombie-Britannique montrant l’emplacement des
stations de phare........................................................................................................ 35
Figure 22. Emplacements géographiques généraux des stations le long de la ligne P .... 36
Figure 23. Cycle annuel de la salinité de surface depuis 1956 jusqu'à aujourd’hui ........ 36
Figure 24. Moyenne de salinité sur toutes les années provenant de l’Atlas informatisé de
l'Atlantique du Nord-Ouest. ...................................................................................... 38
Figure 25. Distribution horizontale de la salinité de surface au-dessus des Grands Bancs
de Terre-Neuve et de la partie nord-est de la plate-forme de Terre-Neuve entre août
et novembre 2000. (Figure provenant de E.B. Colbourne, Centre des pêches de
l'Atlantique nord-ouest, MPO).................................................................................. 39
Figure 26. Distribution horizontale des anomalies de salinité de surface au-dessus
des Grands Bancs de Terre-Neuve et du nord-est de la plate-forme de Terre-Neuve entre
août et novembre 2000. (Figure provenant de E.B. Colbourne, Centre des pêches de
l'Atlantique nord-ouest, MPO).................................................................................. 40
Figure 27. Le détroit de Georgie et les îles Gulf; données de salinité et de chlorophylle
recueillies par un traversier le 23 mars 2001. ........................................................... 42
Figure 28. Profil horizontal de salinité provenant du navire de recherche
océanographique “Tully”, février 2001. ................................................................... 42
Figure 29. Profils horizontaux de la côte nord-ouest de l’île de Vancouver, en 1979..... 43
Figure 30. Stations où le cycle saisonnier de la SSM a été calculé. ................................ 45
Figure 31. Panneau supérieur: Le cycle saisonnier de la salinité de surface à la station 27.
(Voir Figure 25 pour l’emplacement). Les barres verticales dénotent la variabilité
autour de la moyenne à long terme. Panneau inférieur: Les anomalies de salinité de
surface en août à la station 27. Les anomalies sont calculées relatives à la moyenne
entre 1971 et 2000..................................................................................................... 46
Figure 32. Salinité de surface à la station océanographique météorologique Bravo dans
l'Atlantique Nord....................................................................................................... 48
Figure 33. Le trajet de la Grande anomalie de salinité (provenant de Belkin, et al.,
1998)….. ................................................................................................................... 48
Figure 34. Détroit de Georgie, cycles annuels de la moyenne mensuelle de salinité. ..... 50
Figure 35. Pointe Amphitrite, cycle annuel de la moyenne mensuelle de salinité. ......... 50
Figure 36. Île Langara, cycle annuel de la moyenne mensuelle de salinité..................... 50
Figure 37. Pointe Amphitrite, moyenne mensuelle des anomalies de salinité de surface.
................................................................................................................................... 51
Figure 38. Île Langara, moyenne mensuelle des anomalies de salinité de surface......... 51
Figure 39. Salinité de surface près de la station Papa entre 1956 et 1996....................... 53
Figure 40. Cycle annuel de la salinité de surface à la station Papa provenant des données
de la figure 39. .......................................................................................................... 53
x
Figure 41. Anomalies résiduelles des données de salinité de surface à la station Papa,
entre 1956 et 1996..................................................................................................... 54
Figure 42. Anomalies mensuelles de salinité de surface à la station Papa, entre 1980 et
2000........................................................................................................................... 54
Figure 43. Indice d'oscillation australe entre 1979 et 1998. ............................................ 55
Figure 44. Anomalie de salinité de surface à la station Papa, où la tendance temporelle a
été éliminée, tracée avec l’indice d'oscillation australe. ........................................... 55
Figure 45. Lien entre la concentration de matière organique dissoute (DO350) et la
salinité de surface dans le bassin de Barkley, avril 1987.......................................... 59
Figure 46. Correlation entre Gelboff (DO400) et la salinité de surface de la mer dans la
rivière Atchafalaya, mars 2001. ................................................................................ 59
Figure 47. Cartes de la distribution de la salinité de surface de la mer estimée à partir des
données de couleur de l’eau SeaWiFs acquises le 24 février, 1999. ........................ 60
Figure 48. Salinité de la saumure dans la glace de mer en fonction de la température
négative. (Ulaby et al., 1986).................................................................................... 63
Figure 49. Constante diélectrique de la saumure liquide en fonction de la fréquence .... 63
Figure 50. Profondeur de pénétration calculée pour la glace pure et pour la glace de
première année et la glace pluriannuelle. (Ulaby et al., 1986). ................................ 64
Figure 51. Évolution de la température de brillance à partir de l’eau libre jusqu'à une
épaisseur de glace de 15 cm. Angle nadir=50°. Juste avant la 20ième heure, les
valeurs supérieures de brillance sont atteintes lorsque la glace est optiquement
épaisse, avec la bande-L la glace était alors de 4 à 5 cm d’épaisseur (Grenfell et al.,
1998). ........................................................................................................................ 65
Figure 52. Température de brillance en bande-L en fonction de l’épaisseur de glace
(Ulaby et al., 1986, paramètres de glace de mer utilisés pour la simulation; modèle
CRESTech de simulation de radiomètre). ................................................................ 66
Figure 53. Simulation de la température de brillance en bande-L pour un océan couvert
de glace, en tenant pour acquis que la fraction océanique peut avoir une salinité
variable...................................................................................................................... 66
xi
Liste des tableaux
Tableau 1. Contribution typique de la température de brillance à partir de l’espace et de
l’atmosphère, pour les observations nadir. (Blume et al., 1978). ............................. 11
Tableau 2. Radiomètres micro-onde aéroportés et leurs caractéristiques........................ 17
Tableau 3. Déploiements aéroportés qui ont utilisé des capteurs passifs en bande-L et
bande-S. .................................................................................................................... 18
Tableau 4. Résumé des activités et des publications liées aux missions spatiales en
télédétection micro-onde passive pour mesurer la salinité de surface de la mer. ..... 20
Tableau 5. Spécifications techniques et de performance des missions satellitaires de
radiométrie passive en cours. Sources: site web HYDROS - HYDROS; AQUARIUS
- Koblinsky et al. (2001); SMOS - Kerr (1998)........................................................ 21
Tableau 6. Résultats de recherche pour les profils océanographiques dans le Pacifique
nord-est entre 1980 et 2000....................................................................................... 27
Tableau 7. Exemple de données de la moyenne annuelle de salinité (usp) provenant de
LEVITUS94.............................................................................................................. 28
Tableau 8. Statistiques des données de salinité de surface de la mer .............................. 43
Tableau 9. Statistiques de séries temporelles pour certaines stations du littoral est
canadien. ................................................................................................................... 44
Tableau 10. Statistiques de séries temporelles pour trois stations de phare en ColombieBritannique et Station Papa....................................................................................... 49
Tableau 11. Aperçu des besoins scientifiques pour l’étude des modèles de circulation de
surface. ...................................................................................................................... 56
xii
1.0
Introduction
La salinité et la température de l’océan ont été mesurées dès les premières campagnes
océanographiques de recherche du 19ième siècle et ce sont les deux variables physiques les
plus fondamentales de l’océanographie qui décrivent l’état de l’océan. Au cours des 30
dernières années, la température de surface de la mer (TSM) a été mesurée d’une manière
opérationnelle à partir de l’espace sans aucune capacité concomitante de mesurer la
salinité de surface de la mer (SSM). Ceci est une lacune critique. En effet, la SSM (ainsi
que la salinité sous-marine) n’a jamais été observée pour 42% de l'océan mondial (par
référence à la surface et une grille d’observation de 1° de latitude par 1° de longitude) et a
été observée moins de quatre fois au cours des 125 dernières années pour 88% de l’océan
mondial. (Levitus et al., 1998).
Par contre, la possibilité de mesurer la SSM avec les radiomètres à micro-onde passif en
bande-L est bien connue et a été démontrée au cours des années 70s et 80s dans des
expériences aéroportées et spatiales (Skylab). En fait, les propositions pour un satellite à
micro-onde passif sont devant ESA et NOAA avec le but de mesurer la SSM et/ou sa
contrepartie terrestre, l'humidité du sol (SM). Ces propositions prévoient un lancement en
2006.
Dans le cadre de son programme d’applications terrestres et environnementales, l’Agence
Spatiale Canadienne a fourni une aide financière aux auteurs de ce rapport pour leur
permettre d’étudier le développement de la télédétection de la salinité de surface de la
mer (SSM) à partir de l’espace. Les buts généraux de ce projet visent à préciser les
intérêts canadiens qui se rapportent aux diverses propositions relatives aux satellites qui
mesurent la salinité et à identifier et à promouvoir toutes les possibilités de participation
et bénéfices pour le Canada dans le contexte de la mesure de la salinité à partir de
l’espace. Les objectifs particuliers sont de fournir le contexte scientifique nécessaire pour
permettre aux canadiens de participer à la planification des systèmes de sonde de salinité
et d'identifier des possibilités de collaboration et de faciliter la participation de l’industrie
canadienne au programme spatial canadien. Ce premier rapport vise à passer en revue les
développements récents en télédétection de la salinité et de placer ces développements
dans un contexte canadien. De cette manière, un certain nombre de questions sont
abordées, incluant:
• Quelle est l’importance de la télédétection régulière de la SSM dans le cadre de la
gestion canadienne de la science et des ressources ?
• Quelles questions particulières doivent être abordées vis-à-vis la télédétection de
la SSM dans les eaux canadiennes, qui sont généralement froides, sont alimentées
par l'écoulement d'estuaire de faible salinité et sont parfois couvertes de glace ?
• Qu’est ce que le Canada peut contribuer à la communauté scientifique dans le
domaine de l’océanographie physique/biologique et de télédétection ?
Dans le cadre de ce document, il est utile de diviser l’océan en deux zones : zone côtière
et zone au large des côtes. Dans la zone atlantique canadienne, la zone côtière est définie
de façon pratique comme la zone entre la côte et la pente continentale, couvrant une
1
distance de 100 à 400 km. Dans le Pacifique, où la plate-forme continentale est étroite, la
zone côtière est définie comme étant cette région dans laquelle les effets de l’écoulement
des grands fleuves (par exemple le Fraser et la Colombie) sont significatifs, i.e. jusqu’à
environ 200 km de la côte. Presque toute la documentation existante appuyant les
missions satellitaires de salinité se rapporte aux régions au large des côtes et sur les
processus océanographiques en eaux profondes incluant le climat.
1.1
Pourquoi la salinité de surface de la mer ?
D’un point de vue océanographique, la salinité est importante parce que :
• Avec la température, elle détermine la densité de l'eau et est donc intimement liée
à la circulation horizontale de l'océan.
• Elle détermine la profondeur à laquelle l'eau, refroidie en surface au cours de
l’hiver, peut descendre vers le fond. C'est-à-dire, c'est une composante importante
de la circulation thermohaline et est donc directement liée à la dynamique du
climat de la terre.
• À cause de son effet sur la densité, elle contrôle partiellement la stabilité de la
couche supérieure mélangée de l'océan. Ceci a des conséquences physiques et
écologiques importantes.
• Elle est un des déterminants principaux de l'environnement où vivent les poissons
et toute autre faune et flore marine.
• Elle module l'interaction air-mer y compris l'échange de gaz et de chaleur.
Nous allons maintenant examiner ces points en détail.
La densité de l’eau de mer est un paramètre important pour au moins trois raisons.
Premièrement, les variations horizontales de densité produisent des courants océaniques.
Deuxièmement, la distribution verticale de la densité détermine la stabilité verticale de
l’océan et contrôle l’effet du forçage du vent et du réchauffement et refroidissement à la
surface de la mer sur les eaux sous-marines. Troisièmement, la distribution verticale de la
densité détermine aussi la profondeur à laquelle la convection due au refroidissement
peut se produire.
La densité de l’eau de mer est déterminée par la température et la salinité en fonction de
l’équation d’état. Dans la zone tempérée au large des côtes (approximativement de 50° à
l’équateur), la température est de loin la plus importante variable. Cependant la salinité
est significative et peut même être plus importante que la température dans les eaux
côtières qui ont de forts débits d’eau douce ou dans les eaux froides. Ces conditions sont
typiques des eaux canadiennes et n’ont pas été souvent discutées dans les documents qui
appuient les missions satellitaires de la SSM.
Pour mettre en évidence l’effet de la salinité sur la densité, examinez la figure 1 qui
montre que la densité (ρ) dépend à la fois de la température (T) et de la salinité (S) et ce
en fonction de T et S. À basse température, ρ est presque indépendant de T ; par contre
∂ρ/∂S ne dépend que faiblement de la température.
2
La figure 2 souligne l’importance de la salinité. Voici un exemple de la zone atlantique
canadienne. Les 3 panneaux supérieurs montrent les profils horizontaux de la
température, salinité et densité de surface [variable σt ≈ (ρ - 1015)/1000] mesurés en
novembre 2001 le long du transect Bonavista (réferez à la figure 25 pour l’emplacement).
Le panneau d’en bas montre le changement de densité entre les stations dû aux
changements respectifs de température et de salinité. Il est évident que la salinité joue un
rôle important dans la détermination du gradient horizontal de densité et donc dans le
forçage de la circulation horizontale au-dessus la plate-forme.
Par l’entremise de son effet sur la densité, la salinité de surface détermine aussi
indirectement la profondeur de convection pénétrante en hautes latitudes. En automne et
en hiver, quand les eaux de surface se refroidissent jusqu’au point d’être quasi-gelées, la
salinité contrôle la densité finale et détermine donc la profondeur à laquelle elle
s’enfoncera. À ce titre, la SSM joue un rôle indispensable dans la formation des masses
d’eau intermédiaires et profondes de l’océan qui alimentent la bande transporteuse
thermohaline; la SSM est alors directement liée au cycle climatique. Dans l'Atlantique
Nord sub-polaire, les variations interannuelles de la SSM modulent la circulation
thermohaline, et les intrusions d’eau de faible salinité peuvent empêcher la formation de
l'eau profonde (voir la discussion de la grande anomalie de salinité dans la section 4.2.1).
Du même coup, la salinité est un des déterminants principaux de l’écosystème où vivent
les poissons et autres espèces marines, et elle est identifiée comme facteur significatif
dans la gestion des pêches et la prévision des stocks. Également, les variations annuelles
et interannuelles de salinité de la mer représentent des variables importantes dans les
modèles de prévision de la productivité de l’océan, particulièrement car elles affectent la
profondeur et la stabilité de la couche mélangée de surface. Le cycle annuel de la
productivité primaire dans la plupart des eaux canadiennes est directement lié à l’apport
de nutriments de l’eau plus profonde vers la couche mélangée généralement pauvre en
nutriments. Si la salinité est relativement faible, la couche mélangée sera plus stable, et
l’apport de nutriments peut être partiellement bloqué, ce qui peut réduire la productivité
ou retarder le début de l’efflorescence du phytoplancton au printemps et en automne.
Finalement, la salinité joue un rôle potentiellement important en terme de l'échange des
gaz à l’interface air-mer. Dans l'océan tropical, la forte précipitation peut créer des
bassins d’eau relativement douce qui augmentent localement la stabilité de la couche
supérieure et causent des taux de transfert de gaz significativement réduits à travers la
pycnocline (i.e. la base de la couche mélangée). De même, les modèles atmosphériques
de circulation utilisés actuellement dans les études climatiques à l’échelle globale et
régionale ignorent l'influence de la salinité sur la pression de vapeur de saturation de l'eau
de mer. Cependant, le SSM peut avoir une influence mesurable sur le gradient d'humidité
de surface spécifique, affectant alors les taux d'évaporation calculés.
3
Figure 1. Les termes ∂ρ/∂T et ∂ρ/∂S en fonction de T et S. Les lignes continues
représentent les lignes de densité constante.Les lignes discontinues représentent les
courbes de niveau de ∂ρ/∂T ou de ∂ρ/∂S.
Figure 2. Profils horizontaux de la température de surface, salinité de surface, densité de
surface et des changements de densité causés par les changements en T et S entre les
stations du transect Bonavista en novembre 2001. La variable σt ≈(ρ - 1015)/1000. La
figure 1 indique que la densité est presque indépendante de la température à basse
température.
4
2.0
Télédétection de la salinité de surface de la mer
Cette section présente les principes de la télédétection de la salinité de surface de la mer.
En particulier, les expériences aéroportées et spatiales portant sur la récupération des
données de salinité de surface de la mer sont inclues. Des renseignements actuellement
disponibles au sujet de la conception et de l’état des missions de salinité de surface de la
mer proposées sont aussi présentés.
2.1
Émission micro-onde provenant de l’océan
Toute matière émet un rayonnement électromagnétique causé par le mouvement aléatoire
d’origine thermique des atomes. Un corps noir est un objet qui absorbe et émet
parfaitement le rayonnement électromagnétique à toutes les fréquences. La loi de Planck
qui définit la brillance spectrale Bνbb (Wm-2sr-1Hz-1) émise par un corps noir est :
Bνbb =2hν3c-2[1/(ehν/kT-1)]
où
h est la constante de Planck (6.63 x 10 -34 J s),
ν est la fréquence (Hz),
k est la constante de Boltzmann (1.38 x 10-23 J K-1),
T est la température absolue (K), et
c est la vitesse de la lumière (3 x 10 8 m s-1).
(1)
La plupart du temps, la région micro-onde est définie par l’intervalle entre environ 1 et
300 GHz (ce qui correspond aux longueurs d’onde entre 20 et 0.1 cm). Les fréquences
micro-onde de l’océan sont de T > 270 K et donc hν << kT. Dans le domaine de
fréquence qui nous intéresse, la loi de Planck peut être approximée par la formule de
Rayleigh-Jeans (Kraus, 1966) :
Bνbb =2ν2kc-2T
(2)
Cette approximation est utile parce qu’elle nous permet d’exprimer le signal mesuré par
un radiomètre en terme de la température physique de la scène observée.
Cependant, la plupart des objets naturels ne sont pas des corps noir parfaits. Le rapport
entre la brillance spectrale d’un objet et celle d’un corps noir à la même température
définit l’émissivité ε de ce corps :
ε = Bν/ Bνbb
(3)
L’émissivité dépend des propriétés diélectriques de la surface, de la composition, de la
forme de l’objet et de la rugosité de la surface. Pour des "corps gris", la température de
brillance TB est définie par :
5
Bν= ε Bνbb = 2ν2kc-2TB
(4)
Notez que TB est toujours inférieure à la température physique de l’objet.
La détection des variations dans les températures de brillance des corps à la même
température physique nous permet de différencier entre les types de matériaux tels que
l’eau douce et salée ou les surfaces de terre et d’océan.
En considérant la température de brillance de l’eau de mer, l’émissivité varie avec la
salinité, la température et la texture de surface (rugosité, présence d’écume). Une surface
lisse d’océan peut être représentée par un demi-espace plat infini. D’après cette
approximation, l’émissivité est calculée par :
εH,V = 1 – RH,V
(5)
Ici les indices inférieurs H et V indiquent la polarisation horizontale ou verticale du
rayonnement tandis que RH,V sont les coefficients de réflexion Fresnel :
RH = {[cosθ i-(ε-sin2θi)1/2 ] / [cosθ i +(ε-sin2θ i ) 1/2 ]}2, et
(6)
RH = {[εcosθ i-(ε-sin2θ i)1/2 ] / [εcosθ i +(ε-sin2θ i)1/2 ]}2 ,
(7)
où:
ε est la constante diélectrique complexe (dans ce cas, de l’eau de mer), et
θI est l’angle d’incidence.
L’équation de Debye (1929) assure la précision de ε,
ε = ε ∞+(εs ε∞)/(1+iωτ)-iσ/ωε0
= [ε ∞+(εs ε∞)/(1+ω2τ2)] –i [σ/ωε0 + (εs ε∞ ωτ)/(1+ω2τ2)]
(8)
où
ω= 2πν est la fréquence en radian,
ε∞ est la constante diélectrique à fréquence infinie,
εs est la constante diélectrique statique,
τ est le temps de relaxation,
σ est la conductivité ionique, et
ε0 est la permitivité du vide.
On peut voir que la partie imaginaire de la constante diélectrique complexe contient un
terme directement proportionnel à la conductivité et par conséquent dépend fortement de
la salinité. Cependant, le rapport est effectivement plus complexe parce que εs, σ et τ sont
fonction de la température et de la salinité. Pour des valeurs données de salinité et de
température, l'émissivité de l'eau de mer peut être calculée en utilisant le modèle de Klein
et Swift (1977). La figure 3 met en évidence que la perte diélectrique de l’eau de mer et
6
de l’eau pure sont presque identiques aux fréquences au-dessus de 5 GHz à une
température de surface de 0°C, et au-dessus de 11 GHz à une température de surface de
40°C. La figure 4 montre que la température de brillance pour le rayonnement polarisé
verticalement est significativement plus sensible aux variations de salinité que pour le
rayonnement polarisé horizontalement. La figure 5 montre la dépendance de la
température de brillance sur la salinité pour différentes températures et pour deux
fréquences (bande-L à 1.43 GHz et bande-S à 2.65 GHz). La dépendance est
essentiellement linéaire et est clairement beaucoup plus grande à plus basse fréquence.
Partant de ces considérations, Ulaby et al. (1986) ont conclu que le rayonnement
verticalement polarisé aux fréquences de moins de 5 GHz est la meilleure méthode à
utiliser pour la télédétection de la salinité.
Figure 3. Facteur de perte diélectrique de l’eau de mer et de l’eau pure en fonction de la
fréquence, pour T=0°C et 20°C (Ulaby et al., 1986).
Figure 4. Variation spectrale de la sensibilité à la salinité à T=293K ou 20°C (Ulaby et
al., 1986).
7
Figure 5 : Variation entre la température de brillance et la salinité pour des températures,
calculée avec le modèle de Klein et Swift (1977).
2.2
Radiométrie micro-onde passive
Les radiomètres sont des instruments qui mesurent l’énergie électromagnétique d’origine
thermique. Un radiomètre typique est composé de 3 parties :
1) un sous-système d’antenne recevant la radiation,
2) un sous système électronique dont la fonction est de détecter et d’amplifier le
signal reçu dans la bande de fréquence spécifique, et
8
3) un sous-système de contrôle et de traitement de données pour enregistrer et
traiter les données radiométriques.
L’efficacité des radiomètres micro-ondes est mesurée en fonction de leur sensibilité aux
différentes longueurs d’ondes, stabilité du gain, précision absolue de l’étalonnage,
résolution angulaire, rendement du faisceau et stabilité de la vitesse de rotation propre de
l’instrument. Les propriétés d’un radiomètre à micro-onde passive comprennent la
résolution angulaire (9) et la résolution spatiale (10).
Θr ≈λ/L
(9)
r = zΘr = λz/L
où:
(10)
Θ est la résolution angulaire,
λ est la longueur d’onde,
L est la longueur d’antenne,
r est la résolution spatiale, et
z est l’altitude au-dessus du niveau de la mer.
Un radiomètre spatial pointé vers l’océan mesure un champ de rayonnement qui
comprend l’énergie micro-onde émise par l’océan, l’énergie émise par l’atmosphère et
l’énergie réfléchie par la surface de la mer. Pour une mer calme, l’équation du transfert
radiatif qui décrit le champ de rayonnement peut être donnée approximativement par :
TB(θ) = ε t(θ) Ts + sec(θ) ∫0h TA(z) α(z) t(z,h,θ) dz
+ (1- ε) t(θ) sec(θ) ∫0h TA (z) α(z) t(θ,0,z) dz + (1 - ε) t2(θ) Text
(11)
où
θ est l’angle de prise de vue dans le plan vertical;
t(a,b,θ) = exp{- sec(θ) ∫ab α(s) ds} est la transmittance atmosphérique entre
la hauteur a et la hauteur b;
t(θ) = t(0,h,θ) est la transmittance atmosphérique totale entre la surface de
la mer et le satellite;
α(z) est l’atténuation atmosphérique dû à l’absorption et la diffusion;
(1 - ε) est la réflectance de surface de la mer;
TB est la température de brillance mesurée par le radiomètre;
TA(z) est la température de l’atmosphère en fonction de l’altitude;
Ts est la température de surface de la mer; et
Text est le rayonnement extérieur à partir de l’espace.
Les termes respectifs de (11) représentent le rayonnement émis par l’océan et atténué par
l’absorption atmosphérique et la diffusion, le rayonnement remontant l’atmosphère, le
rayonnement atmosphérique reflété par la surface de la mer et le rayonnement extérieur
reflété par la surface de la mer et atténué en descendant et en remontant.
9
La température de brillance extérieure est composée de contributions parvenant du fond
cosmique isotopique, du rayonnement galactique et du soleil,
Text = Tcos + Tgal + Tsun.
(12)
Afin d’extraire la température de brillance de surface de la mer, et donc d’estimer la
salinité de surface de la mer, il est nécessaire de prendre compte des autres contributions
à TB. C’est une tâche complexe qui nécessite des modèles pour les diverses composantes.
La validation des ces modèles de simulation est critique parce que les capteurs spatiaux
fournissent des observations pour des régions et des conditions météorologiques qui ne
peuvent pas être vérifiées par des prélèvements aéroportés. Les données spatiales
existantes devraient être utilisées pour extraire des informations au sujet des variables
telles que l’intensité de la précipitation et la vitesse du vent, pour ensuite prendre en
compte l’effet de ces variables sur les estimations de la salinité de surface de la mer.
2.2.1 Considérations environnementales qui ont un effet sur TB
2.2.1.1
Contributions spatiales et solaires
Le terme de rayonnement cosmique de (12) est isotopique et est représenté par une
température de brillance constante de 2.7K (tableau 1). Comme elle est constante, elle ne
modifie pas la précision des mesures.
Le terme de rayonnement galactique de (12) est originaire de notre galaxie et est le plus
fort dans la direction de la Voie Lactée. Sa magnitude est entre 0.8 et 16°K entre le pôle
galactique et le centre. Pour les estimations du bilan dans le calcul de la température de
brillance, la valeur moyenne du bruit galactique est généralement fixée à 0.98°K. Les
contributions du bruit galactique peut être minimisées en choisissant une orbite
satellitaire appropriée ou en mesurant les contributions du bruit galactique et corrigeant
ainsi les mesures du radiomètre.
Le terme de lueur du soleil de (12) peut dominer le rayonnement remontant de la surface
de l’océan et devrait donc être évité en utilisant une orbite bien choisie (e.g. synchrone
avec le soleil du matin). Cependant, quand la surface de la mer est rugueuse, la lumière
du soleil est dispersée dans toutes les directions. Ceci signale la nécessité d’une orbite
d’aube ou de crépuscule.
2.2.1.2
Interactions atmosphériques
Le rayonnement micro-onde est atténué par l’absorption et la dispersion quand il se
propage dans l’atmosphère et son plan de polarisation tourne durant son interaction avec
l’ionosphère. L’absorption et la dispersion prennent place surtout dans la basse
atmosphère (troposphère) et sont dues principalement à l’oxygène, à la vapeur d’eau et
10
aux gouttes d’eau. La concentration en oxygène de l’atmosphère est approximativement
constante et le coefficient d’absorption est connu, donc c’est relativement facile de
corriger ces effets. D’autre part, la vapeur d’eau est présente dans l’atmosphère en
quantité très variable. Heureusement, l’absorption par la vapeur de l’eau est négligeable
aux fréquences en bande-L.
Il est plus difficile de corriger les effets de la dispersion par les gouttes d’eau. Les
données parvenant des observations en bande-L sont limitées surtout parce que les
prélèvements aéroportés sont effectués quand les conditions météorologiques sont
favorables. Pour les fréquences en bande-L, la théorie de Rayleigh peut être utilisée pour
calculer la dispersion due aux nuages et aux hydrométéores. La figure 6 et la figure 7
montrent les coefficients d’atténuation pour plusieurs valeurs de température des nuages
associées respectivement aux nuages d’eau et de glace.
Tableau 1 . Contribution typique de la température de brillance à partir de l’espace et de
l’atmosphère, pour les observations nadir. (Blume et al., 1978).
Source des contributions à la température de
T2.65GHz (K)
T1.43GHz (K)
brillance
Fond cosmique, TCOS
2.7
2.7
Rayonnement galactique, TGAL
0.2
1.0
Température atmosphérique descendante, TDN
2.2
2.1
Corrections - rendement du faisceau
0.4
0.14
Corrections - vitesse du vent (rugosité de la surface)
1.1
0
0.0091
0.008
5.2
4.2
-
-
Opacité atmosphérique totale
Correction typique totale
Soleil (pas encore determinée)
Le plan de polarisation du signal émis d’une cible dans le champ de vue d’un radiomètre
subira une rotation par effet Faraday avant d’atteindre le radiomètre. Le degré de rotation
dépend des positions de l’objet émettant et du radiomètre, ainsi que de l’orientation du
champ magnétique de la Terre. L’amplitude de la rotation est estimée à 8.7° à une
fréquence de 1.4 GHz (Hollinger and Lo, 1981 ; Skou, 2001).
11
Figure 6. Coefficients d’atténuation des nuages aqueux en fonction de la température.
(Ulaby et al., 1986).
Figure 7. Coefficients d’atténuation des nuages glacés en fonction de la température.
(Ulaby et al., 1986).
12
2.2.1.3
Effets de l’état de la mer: Vagues, vagues déferlantes et écume
L’émissivité d’une surface lisse d’océan peut être calculée à partir de (5) – (8) en utilisant
des équations additionnelles pour εs,τ, et σ. Pour une surface agitée par le vent, on doit
utiliser des rapports évalués de manière empirique. De plus, l’émissivité de l’écume à la
surface devient plus importante lorsque la vitesse du vent est plus de 7 m s-1.
La figure 8 présente les résultats de la modélisation du niveau supérieur de l’atmosphère
pour la température de brillance en bande-L en fonction de la vitesse du vent de surface,
basée sur les paramètres de Hollinger and Lo, (1981).
La figure 9 présente la simulation Goodberlet-Swift de la température de brillance du
niveau supérieur de l’atmosphère en fonction de la salinité de surface pour une vitesse de
vent de 10 m s-1 et une température de surface de 5°C, à 1.4 GHz. Des observations
simultanées faites avec un capteur optique, sensible aux moutons, aux bandes et taches
d’écume sont nécessaires pour corriger les effets du vent. Une autre solution est d’utiliser
un système de radiomètre bi-fréquence qui permet d’enlever les effets du vent. Les
capteurs spatiaux actuels tels que SSM/I, RADARSAT et ERS-SAR peuvent aussi être
utilisés pour corriger les effets du vent.
Un modèle d’émissivité d’écume de surface de la mer a été mis en place par Stogryn et
Cardone (Ulaby et al., 1986). Des observations aéroportées ont été utilisées afin de
dériver des équations qui déterminent le rapport entre la fraction de la couverture
d’écume de surface de la mer et la vitesse du vent de surface de la mer. Cependant, ces
équations n’ont pas été validées.
Le Centre virtuel de salinité océanique satellitaire (CVSOS ; dont les membres de
l’exécutif sont les auteurs de ce rapport) sont en train de développer un modèle de
simulation pour la température de brillance en bande-L fondé sur les codes de calcul de
transfert radiatif développés par Hollinger (1971) et modifiés par Rubenstein (1996). Les
effets des conditions météorologiques telles que la rugosité de surface de la mer due au
vent et à l’écume, ainsi que la précipitation seront représentés par certains modules du
modèle de simulation. Le modèle de simulation sera utilisé pour établir l’incertitude de la
salinité de surface de la mer causée par les erreurs dans les données de la température de
surface de la mer. De plus, les propriétés de réflectance de surface de la mer seront
utilisées pour calculer la lueur du soleil et la contribution galactique à la radiance TOA.
Le modèle de simulation comprendra les quatre modules suivants :
•
•
L’initialisation d’un scénario permet l’utilisateur de choisir les conditions
météorologiques et les conditions d’état de surface. Les variables et leur gamme
de variabilité sont spécifiées. Par exemple, l’utilisateur aura le choix de
sélectionner la température de l’air, la température de surface, la vitesse du vent et
la direction du vent. La fraction d’écume sera calculée à partir des informations de
vitesse de vent.
Le sous-programme réflectance spéculaire calculera la constante diélectrique pour
une salinité et une température donnée selon le modèle de Klein et Swift (1977).
13
•
•
Le module de la réflectance spéculaire calculera aussi les coefficients de
réflectivité horizontaux et verticaux de Fresnel.
Le module de rugosité de surface et d’écume estimera les effets de la rugosité en
utilisant un modèle à deux échelles, et la contribution d’émission de l’écume de
surface de la mer.
Le module TSKY prendra compte des effets atmosphériques, spatiales et solaires.
Il comprend les estimations des contributions galactiques, des effets de la lueur du
soleil, d’atténuation atmosphérique et de la température de brillance de
l’atmosphère.
Figure 8. Température de brillance en fonction de la vitesse du vent de surface, pour une
salinité de surface de 36 usp et une température de surface de 5°C. X indique la
polarisation HH tandis que o indique VV. Paramètres de Hollinger et Lo.
Figure 9. Température de brillance du niveau supérieur de l’atmosphère en fonction de la
salinité de surface pour une vitesse de vent de 10m/s et une température de surface de
5°C, à 1.4 GHz. X indique la polarisation HH tandis que o indique VV. Modèle
Goodberlet-Swift.
14
2.3
Revue des expériences spatiales et aéroportées
La télédétection à micro-ondes a d’abord été utilisée dans les années 1930 par les
radioastronomes pour observer et mesurer les sources extraterrestres d’énergie
électromagnétique. À la fin des années 1950, des radiomètres enregistrant dans le
domaine des longueurs d’onde de 4.3 cm (6.98 GHz) ont été conçus pour mesurer la
température solaire et l’atténuation atmosphérique. Ils étaient également utilisés pour
observer des cibles terrestres telles que l’herbe, l’asphalte, et l’eau. (Straiton et al., 1958).
2.3.1 La télédétection de la salinité de surface de la mer au Canada
Au Canada, les universités, les agences gouvernementales et le secteur privé effectuent de
la recherche et du développement sur la télédétection de la salinité de surface de la mer.
Actuellement, trois universités canadiennes accueillent des groupes de recherche en
télédétection micro-onde passive. Les propriétés de la glace de mer et de la neige sont
étudiées à l’Université du Manitoba et à l’Université de Sherbrooke. Les applications de
la mesure de l’humidité du sol sont en cours de développement à l’Université de Guelph
et à l’Université de Sherbrooke.
L’Université de Guelph a formé, avec le Centre de recherche et de technologie spatiale et
le Département d’Agriculture, un groupe de recherche pour appuyer le développement de
l’algorithme d’humidité du sol de RADARSAT. Les données de ces projets comprenaient
des mesures in situ prises sur des sites agricoles de l’Ontario avec un radiomètre sur rail
en bande-L et avec un système radar en bande-L et en bande-C. Un prélèvement aérien a
été fait afin de tester les capacités des capteurs micro-ondes à grande échelle. Ceci
comprenait le déploiement du radiomètre à fréquence discrète, SLFMR, par-dessus les
champs agricoles de l’Ontario et du Québec. L’imageur à balayage compact aéroporté,
enregistrant dans le domaine de la lumière visible et proche infrarouge, était aussi monté
sur l’avion. Ceci a permit au groupe de recherche de tester la synergie entre les capteurs
micro-ondes et les capteurs optiques et d’évaluer les effets des différents types de
surfaces terrestres sur les observations micro-ondes passives. Une analyse de données a
indiqué que la récupération des données d’humidité du sol peut être faite en utilisant la
radiométrie en bande-L. Ces résultats ont été publiés par Xu et al. (1998). De plus, des
expériences "dry-down" ont été conduites à l’Université de Guelph durant l’été de 1999.
Malheureusement, due aux limitations de financement, la recherche sur la radiométrie en
bande-L à l’Université de Guelph a été abandonnée.
Environnement Canada possède et fait fonctionner plusieurs radiomètres à très basses et
hautes fréquences qui sont utilisés pour des campagnes in situ et aéroportées. Les
radiomètres aux fréquences de 1.4 GHz et de 5 GHz ont été récemment acquis et les
essais d’étalonnage ne sont pas encore terminés. D’autres senseurs enregistrent dans le
domaine de fréquence entre 18 et 90 GHz et sont utilisés pour étudier les nuages, la glace
de mer et la neige. Bien que la plupart de ces capteurs aient été acquis il y a entre 6 et 10
ans, en raison des problèmes d’étalonnage ou d’autres problèmes techniques, peu de
renseignements sur l’analyse des observations ont été publiés.
15
Une évaluation des publications liées à l’état des applications de la radiométrie pour la
surveillance de la salinité de l’océan indique qu’il existe seulement des versions
préliminaires des algorithmes d’extractions. Aussi, ces versions préliminaires sont
spécifiques à leurs études respectives. Une méthode consistante d’obtenir des dérivations
précises de la salinité de surface de l’océan doit être mise au point pour tester et évaluer
la capacité des capteurs en bande-L. C’est un sujet de recherche d’intérêt particulier pour
les réseaux d’université canadienne tels que le Geomatics for Informed Decisions
Network (GEOIDE), ainsi que pour les centres individuels de recherche.
Plusieurs groupes industriels visent le développement de capteurs et la conception
d’antenne hyperfréquence. Par exemple, EMS construit une antenne en bande-L à
ouverture synthétique et ComDev développe des capteurs spatiaux de communication à
liaison descendante et à liaison montante. En plus, plusieurs agences canadiennes
gouvernementales et privées se concentrent sur la construction et la mise en œuvre de
stations de réception (par exemple, MDA, CCRS), le développement de méthodes pour le
traitement du signal (par exemple, MDA, AUG Signals, RSI) et la planification de remise
efficace de données à l’utilisateur (par exemple, CCRS, RSI, MEDS).
2.3.2 Expériences spatiales
En 1962, le Mariner 2 a transporté le premier instrument micro-onde passive de l’espace.
Durant cette mission, des données furent enregistrées avec un radiomètre à deux canaux
aux longueurs d’onde de 1.35 cm (2.22 GHz) et de 1.9 cm (1.58 GHz). En 1968 et 1970,
des observations de la Terre avec micro-onde passive ont été prises par quatre
radiomètres sur les satellites russes Cosmos. En 1973 et 1974, un radiomètre à 1.4 GHz a
été monté sur le Skylab-4 des Etats-Unis (Lerner and Hollinger, 1977). L’acquisition des
données Cosmos n’a duré que quelques jours et ne fut pas suffisante pour évaluer la
sensibilité du radiomètre aux variations de la température et de la salinité de surface de la
mer. Des mesures radiométriques à partir de Skylab ont fourni des données confirmant la
dépendance théorique de la température de brillance sur la température et la salinité de la
surface de mer à la fréquence de 1.4 GHz.
En 1978, une équipe de scientifiques américains a préparé un rapport décrivant les
applications potentielles des systèmes spatiaux à micro-onde passive. L’équipe a
recommandé le développement d’un radiomètre imageur passif multi-fréquence sensible
entre 1.4 et 185 GHz. Ce radiomètre aurait une résolution spatiale d’environ 5 km, un
cycle orbital complet de 6 à 12 heures et une antenne de 3 à 4 m.
Actuellement, aucun des radiomètres spatiaux à micro-onde passive n'a une antenne plus
grande que 2 m, limitant ainsi les applications à une résolution de 100 km (longueur
d’onde de 21 cm). Les capteurs fonctionnant dans la gamme de fréquence entre 19 et 150
GHz permettent la surveillance des variables océaniques et atmosphériques incluant la
vitesse du vent à la surface de l’océan, la température de surface de la mer, le type et la
concentration de la couverture de glace, la densité de gouttes d’eau et la vapeur d’eau
atmosphérique et des profils de la température atmosphérique. Une des applications
terrestres d’intérêt pour les groupes d’utilisateurs est la surveillance de l’accumulation et
16
de la diminution de neige. Les activités les plus récentes de recherche et de
développement dans le domaine de l’application de la radiométrie micro-onde visent la
mesure des taux de précipitation, la salinité de surface de l’océan et l’humidité du sol.
2.3.3 Expériences aéroportées
Les observations aéroportées sont la source primaire des données utilisées dans
l’évaluation du potentiel des radiomètres à micro-onde passive pour l’estimation de la
salinité de surface de la mer. Les expériences ont débuté au commencement des années
1970. (Thomann 1973, 1976 ; Armand et al., 1979). Plus récemment, des expériences
aéroportées continuent à différentes installations de recherche situées à l’Université de
Massachusetts à Amherst, aux laboratoires GSFC et JPL de NASA, ainsi qu’aux
laboratoires navals de recherche (tableau 2).
Présentement, il n’y a que quelques capteurs aéroportés de salinité qui soient utilisés ou
développés pour les mesures de salinité. La plupart des applications ont été élaborées au
cours des 7 dernières années (tableau 3), commençant avec le radiomètre micro-onde à
balayage à basse fréquence (SLFMR) en service dans les régions de la Baie de
Chesapeake et de la Baie de Delaware. La mission de SLFMR en 1996 a fait partie de
l’expérience "Chesapeake Outflow Plume" sous l’égide de NOAA et NRL (Goodberlet et
al., 1997), et a produit la première carte de la salinité de surface de la mer (Lagerloef,
1998 ; Miller et al., 1998).
.Le SLFMR a aussi survolé le Port Charleston, Caroline du Sud et la zone côtière voisine.
Miller (2000) a produit une carte de salinité du port Charleston à une résolution de 2 km
avec des transects de salinité pour les eaux côtières au nord et au sud de Charleston. Les
données de salinité récupérées demandent à être vérifiées avec des données in situ.
Tableau 2. Radiomètres micro-onde aéroportés et leurs caractéristiques.
Instrument
ESTAR
SLFMR
PALS
Univ. de Massachusetts
Quadrant Engineering
JPL-NASA
Configuration du radiomètre à tableau aminci à
système
balayage électronique
Balayage à barrettes
-
Région d’intérêt
Courant du Golfe
côtier, Courant du Golfe
Divers sites
Spécifications
techniques
d’intérêt
Imagerie utilisant des
techniques de classe ouverture
synthétique;
Radiomètre 2-canaux à
corrélation connecté à 2
antennes mobiles montées sur
un positionneur et fonctionnant
comme un interféromètre à 2
éléments
3 faisceaux polarisés V
Passif et actif
3 faisceaux polarisés H
radiomètre à fréquence
Bande-L et
discrète utilisé par NOAA et bande-S
NRL (Miller et al., 1998)
Développeur
GSFC-NASA
17
Tableau 3. Déploiements aéroportés qui ont utilisé des capteurs passifs en bande-L et
bande-S.
Capteur
Régions survolées
ESTAR
Courant du Golfe
PALS
1999 Expérience des Grandes Plaines du Sud (SGP99)
2001 Expériences d’humidité du sol
SLFMR
Baie de Chesapeake et Baie de Delaware
Port Charleston
STAR-Light
Planifié pour l’étude d’hydrologie des surfaces terrestres
de l’Arctique.
Radiomètres
en bande-L
et bande-C
Océan Arctique à partir de Thulé, Groenland
Date
1999
juillet 1999
en cours
avril 1994
1 novembre
1996
2003-2004
juillet 2000.
En 1999, des données de salinité et des données simultanées in situ ont été obtenues à
l’aide du radiomètre aéroporté ESTAR. Howden et LeVine présentent les résultats
préliminaires de ces prélèvements dans Lagerloef (2000).
PALS, un capteur actif/passif aéroporté à bande-L/S a été utilisé durant des vols d’essai
pour mesurer la salinité de surface. Les données parvenant de PALS et les données
parvenant des routes de navire ont été enregistrées le même jour (malgré qu’elles ont été
enregistrées à une distance de 10 km). Les résultats de cette expérience sont présentés
dans Lagerloef (1998).
Plusieurs publications rendant compte des expériences aéroportées pour mesurer la
salinité de surface de la mer n’incluent pas les algorithmes d’extraction. Alors, étant
donné les informations fournies, il doit être présumé qu’une procédure basée sur une
table de recherche ou qu’un ensemble d’équations de régression ont été utilisés. Les
températures de surface de mer sont toujours mesurées au cours de ces prélèvements et
des valeurs théoriques sont utilisées pour tenir compte des contributions atmosphériques
et des effets de la vitesse du vent. Ceci veut dire que la salinité de surface de la mer peut
être dérivée en fonction de la température de brillance et de la température de surface de
la mer. Cependant, un radiomètre bi-fréquence (1.4 GHz et 2.65 GHz) éliminera la
nécessité d’avoir des données simultanées de la température de surface, parce que les
équations théoriques ou empiriques peuvent être utilisées pour dériver les valeurs de la
salinité de surface (Blume et al., 1978).
Des expériences en pleine mer ont été limitées au courant du Golfe, où NASA a déployé
l'ESTAR et le SLFMR en 1999. Le courant du Golfe représente une région de choix pour
l'essai de la télédétection de la salinité de surface de mer, ceci parce que la variation de
salinité peut excéder 20 usp sur une distance d'environ 300 kilomètres, entre les baies
18
côtières et la mer de Sargasso. Pour l'expérience en 1999, un avion P3 de NASA a
survolé les eaux de la plate-forme continentale, les eaux de la pente continentale et le
courant du Golfe, mesurant la température de brillance à 1.4 GHz avec ESTAR et
SLFMR. De plus, l’avion C130 de NASA portait des radiomètres prototype en bande-L et
en bande-S construits par JPL. Les mesures aéroportées ont été validées en utilisant des
mesures in situ parvenant des navires R/V Cape Henlopen, M/V Oleander, et trois
dériveurs de surface. L’aéronef a aussi transporté un pyromètre pour mesurer la
température de surface de la mer et un diffusiomètre pour mesurer la vitesse du vent. Les
résultats de ces expériences n'ont pas encore été présentés.
2.4
Systèmes proposés pour mesurer la salinité de surface de la mer
Les résultats des expériences aéroportées les plus récentes avec ESTAR et SLFMR sont
encourageants en ce qui concerne le potentiel pour les mesures spatiales. En effet, les
expériences aéroportées indiquent que les mesures de la SSM à partir de l'espace
pourraient approcher une précision de 0.1 usp en calculant la moyenne pour un mois à
une résolution de 300 km. Ce niveau de précision serait utile pour les études du climat.
Les résultats aéroportés encourageants ont incité les américains et les européens à
planifier des programmes afin de mesurer la salinité à partir de l’espace. Actuellement, le
concept spatial est favorisé par les programmes HydroSphere et Aquarius aux Etats-Unis
et par la mission d'humidité du sol et de salinité de l'océan (SMOS) en Europe. SMOS est
à une étape de développement plus avancée avec une mission prévue pour un lancement
de satellite en 2006.
L'instrumentation liée à ces programmes spatiaux est également en cours de
développement. Aux Etats-Unis, deux nouveaux instruments ont reçu un financement de
NASA. Le premier système, OSIRIS, a été développé par JPL. OSIRIS est un système de
grande antenne à treillis métallique qui vise à atteindre la mesure la plus précise possible
de la SSM. Le système fonctionne avec un module de balayage conique, utilise des
radiomètres en bande-L et en bande-S et enregistre les signaux polarisés H et V. De plus,
un système de radar en bande-L est conçu pour enregistrer concurremment l'énergie
rétrodiffusée par la surface. Cette dernière composante est censée collectionner des
données pour la correction des effets du vent et de l’état de la mer. Les études de la Préphase A se poursuivent avec le programme "Instrument Incubator" de NASA
Le deuxième plan de conception d'instrument (pas encore nommé) sera mis en œuvre par
le GSFC. Ce plan prévoit un système d'ouverture bidimensionnel pour mesurer l’humidité
du sol et la salinité de surface de la mer.
Une vaste quantité d'information sur les avances les plus récentes en télédétection de la
salinité de surface de la mer à partir de l’espace est régulièrement assemblée dans des
rapports d'atelier du groupe de travail de la salinité de la glace de mer (SSIWG). Le
mandat de ce groupe de recherche est d’évaluer le mérite scientifique et la praticabilité
technique de mesurer la salinité de surface de la mer en utilisant une plateforme de
19
télédétection spatiale. En 1998, le premier atelier de SSIWG a établi des directives pour
le développement des avenues de recherche (Lagerloef, 1998).
Le deuxième atelier de SSIWG a visé la définition des besoins scientifiques pour mesurer
la salinité de surface de la mer. Également, l'atelier a décrit l'appui technique disponible
pour la collection de données in situ de salinité (Lagerloef, 1999). Le troisième rapport
d'atelier (Lagerloef, 2000) fournit un aperçu des diverses expériences de collecte de
données in situ de salinité entreprises en 1999 et conclut avec une série de besoins
scientifiques.
Actuellement, les activités de recherche sont dirigées vers l’amélioration de la conception
d’antenne et des mécanismes de balayage. Aussi, la planification des missions
satellitaires continue aux centres de recherche aux États-Unis et en Europe (voir le
tableau 4). Aquarius est le programme de NASA le plus récent visant la télédétection de
la salinité de surface de la mer.
Tableau 4. Résumé des activités et des publications liées aux missions spatiales en
télédétection micro-onde passive pour mesurer la salinité de surface de la mer.
Année
Promoteur (s) ou
Auteur
Activité
2005
ESA
Lancement planifié de la mission SMOS.
2001
projet-pilote de
l’ASE
CASA planifie d’avoir un modèle démonstrateur complet de
MIRAS.
2001, 28 fev.
NASA Conférence
scientifique en
océanographie.
La mission Aquarius – La salinité de surface de la mer à partir
de l’espace. Conférence présentée par C. Koblinsky, NASAGSFC.
2000, déc.
JPL/NASA
Développement d’une proposition présentée au programme Earth
System Science Pathfinder de NASA par HydroSphere.
2000, nov.
Njoku et al., 2000
Article publié : A large-Antenna Microwave RadiometerScatterometer Concept for Ocean Salinity and Soil Moisture
Sensing.
2000, mars
SSIWG
Rapport du 3ième atelier de travail; Lagerloef, 2000.
1999, juillet
USDA ARS
Lab. Hydrologie
Rapport par T.J. Jackson (1999) : NASA Post-2002 Land Surface
Hydrology Mission: Soil Moisture Research Mission (EX-4)
1999, juin
SSIWG
Rapport du 2ième atelier de travail; Lagerloef, 1999.
1999, juin
ASE et CNES
MIRAS-SMOS phase A étude approuvée par l’ASE
1999, mai 15
ASE
Rapport par NERSC : Study of Critical Requirements for Ocean
Salinity Retrieval using a Low Frequency Microwave
Radiometer. (ESA report 98-S30)
1998, déc.
SSIWG
Rapport du 1ier atelier de travail; Lagerloef, 1998.
1998, nov.
ASE and CNES
Mission spatiale SMOS proposée à l’ASE
1998
U. of Michigan,
NASA-GSFC, -LRC,
et autres.
La mission spatiale HYDROSTAR rejetée par le programme
ESSP de NASA
20
HYDROS
AQUARIUS
SMOS
2006
2006
SSM et
humidité du sol
Agence spatiale
européenne et
le Centre
National
d’Études
Spatiales
2006
3 années
2 années
3 années
Orbite
Hélio-synchrone
à 670 km; noeud
ascendant à
0600 heure
locale; intervalle
de survol de 3
jours
Hélio-synchrone, noeud
ascendant à 0600 heure
locale intervalle de survol
de 8 jours
Héliosynchrone à
755 km; noeud
ascendant à
0600 heure
local; intervalle
de survol de 3
jours
Instruments
radiomètre en
bande-L; radar
en bande-L
radiomètre en bande-L;
diffusiomètre en bande-L
Interféromètre
2D en bande-L
Fréquence du
radiomètre
1.4 GHz
1.4 GHz
1.4 GHz
Application
Humidité du sol
Agence
Université de
Michigan et le
Goddard Space
Flight Centre
Lancement prévu
Durée de vie
prévue
Polarisation du
radiomètre
H, V
À balayage
Type d’antenne
conique
parabolique
Angle d’incidence constant 40°
Largeur de
900-1000
fauchée (km)
Résolution spatiale
40
(km)
Erreur parvenant
d’une seule
observation (usp)
SSM
23.3°, 33.7°, 41.7°
H-H et V-V
((mode de
transpolarisatio
n optionnel)
Réseau aminci,
Synthèse en 2
dimensions
15 - 50°
250
620 to 1050
70-90
35 to 50
0.43 à la latitude moyenne
1.2 en mer
chaude
H-H et V-V
parabolique
Tableau 5. Spécifications techniques et de performance des missions satellitaires de
radiométrie passive en cours. Sources : site web HYDROS - HYDROS; AQUARIUS Koblinsky et al. (2001); SMOS - Kerr (1998).
21
3.0
Banques de données de salinité
L’importance de la salinité dans le cadre océanographique a été établie dans les sections
précédentes. Cependant, les données disponibles de salinité doivent aussi être considérées
pour mettre en contexte les signaux de salinité de la mer d’importance au Canada. Aussi,
la contribution potentielle des mesures satellitaires de salinité aux archives mondiales de
données devrait être établie pour dénoter l’importance de telles mesures.
3.1
Banques globales de données
Des banques globales de données contenant de l’information sur la salinité de surface de
la mer sont mises à jour par la Commission océanographique intergouvernementale
(COI). La COI, une composante de UNESCO, co-ordonne un réseau de centres de
données par l’intermédiaire de l’échange international de données océanographiques
(connu sous l’acronyme anglais IODE). IODE, composé de centres nationaux de données
provenant des pays membres des Nations Unis, distribue la responsabilité régionale ou la
responsabilité de type de données aux centres de données nationaux participants. De plus,
IODE maintient le réseau de Centres mondiaux de données, une des plus grandes
archives de données océaniques globales. Le Centre national de données
océanographiques des États-Unis et le Service des données sur le milieu marin (SDMM)
font partie du système IODE et sont particulièrement importants pour les données de
salinité.
Les centres nationaux de données des pays membres rassemblent des ensembles
nationaux de données océanographiques. Ces centres transfèrent alors l'ensemble de
données, en vertu des accords internationaux, aux centres de données du réseau IODE
selon les responsabilités nationales afin d’être intégrer au système IODE.
3.1.1 Le centre national de données océanographiques des États-Unis
Le centre national de données océanographiques des États-Unis (CNDO) est un de trois
centres de données environnementales de NOAA. Co-situé avec le Centre de données
mondiales-A, CNDO est un centre d’archivage et de diffusion pour les données globales
océaniques. Le laboratoire du climat océanique, une division de CNDO, est mandaté par
le programme "Climate and Global Change" de NOAA de maintenir des banques de
données océanographiques soumises à un contrôle de qualité. Les données incluent les
mesures historiques in situ de température, salinité, oxygène, phosphate, nitrate, silicate
et chlorophylle.
Les données du système IODE sont accessibles au public au moyen de diverses
méthodes. Sous l’égide du CNDO, les données sont disponibles en ligne et sur CD à
différents niveaux de traitement. En termes de données de salinité, les produits en ligne
appropriés du CNDO incluent la Banque de données de profils océanographiques. Les
produits CD appropriés incluent la Banque mondiale de données océaniques 1998, l'Atlas
22
des figures des océans du monde 1998, l'Atlas des océans du monde 1998 et l'Atlas des
océans du monde 1994 - LEVITUS94.
3.1.1.1
Banque de données de profils océanographiques en ligne
La banque de données de profils océanographiques est une interface pour localiser et
rechercher des données de profils océanographiques provenant du CNDO. Les demandes
d’information faites à cette banque de données se font en deux étapes :
• Rechercher et produire un inventaire des stations, et
• Tracer et récupérer les données de l’inventaire.
Le système permet à l'utilisateur de rechercher les stations océanographiques, de tracer
l’emplacement des stations et de tracer des graphiques 2D à partir d'un choix de 26
variables, emplacement géographique et temps. Toutes les variables peuvent être tracées
en tant que profils horizontaux ou verticaux. La recherche peut également être filtrée par
la méthode de prélèvement. Par exemple, le filtrage basé sur les échantillons de bouteille
ou sur des profils de Conductivité-Température-Profondeur (CTP). Les ensembles de
données assemblés peuvent être téléchargés en utilisant FTP.
Une session standard de demande de données à la banque de données de profil
océanographique consiste à :
1) accéder à la banque de données,
2) faire des listes du nombre de fichiers contenant des données de salinité,
3) tracer une carte de l’emplacement de la station, et
4) produire des profils verticaux.
Figure 10 illustre un schéma vertical extrait à partir de la banque globale de données de
profils océanographiques en ligne du CNDO pour la région des îles de la Reine Charlotte.
3.1.1.2
Banque mondiale de données océaniques 1998 Version2
(WOD98)
La banque mondiale de données océaniques 1998 version 2 (WOD98) est la banque de
données du CNDO qui contient des données brutes. Les fichiers disponibles sont
interrogés en utilisant des filtres basés sur le type de donnée, la période de temps ou
l’année requise.
3.1.1.3
Atlas des océans du monde 1998 (WOA98)
L’atlas des océans du monde 1998 (WOA98) est un ensemble de données qui consiste de
champs analysés. Les fichiers de données qui apparient le critère de sélection sont fournis
en format "gz compressed" pour en accélérer le téléchargement. Ce site compréhensif
permet de sélectionner les données de salinité selon:
• période de temps : annuelle, saisonnière où mensuelle,
23
•
•
grandeur de grille : 1 ou 5 degré, et
type d’analyse : distribution de données, moyenne climatologique définie de façon
objective, moyenne observée moins la moyenne analysée, écart-type de la moyenne
observée, erreur-type de la moyenne observée, ou la moyenne observée moins la
moyenne annuelle.
Figure 10. Profil vertical de salinité à une station au large des îles de la Reine Charlotte
le 1 juillet 1997.
Figure 11. Moyenne globale annuelle de la salinité de surface (EPS), provenant de la
banque de données WOA98F.
24
3.1.1.4
Atlas des océans du monde 1998 (WOA98F)
L’Atlas des figures des océans du monde 1998 (WOA98F) est une banque de données
consultable qui consiste de graphiques où les demandes d’information sont basées sur :
• période de temps : annuelle, saisonnière où mensuelle,
• région d’intérêt : globale ou régionale (Océan Atlantique, Pacifique ou Indien), et
• type d’analyse : distribution de données, moyenne climatologique définie de façon
objective, moyenne observée moins la moyenne analysée, écart-type de la moyenne
observée, erreur-type de la moyenne observée, ou la moyenne observée moins la
moyenne annuelle.
Les ensembles de données sont affichés en divers formats de couleur pleine ou de courbe.
Les courbes ont des intervalles fixés en fonction de la pleine gamme de salinité. La
banque de données WOA98F produit des images cartographiques globales avec une
résolution de 0.2 usp dans une gamme de salinité comprise entre 33.0 et 37.4 usp.
La figure 11 et la figure 12 présentent des exemples des images globales de cette banque
de données. La figure 11 montre la moyenne climatologique définie de façon objective de
la salinité de surface pour toutes les données annuelles disponibles, alors que la figure 12
montre la moyenne annuelle hivernale (entre janvier et mars) de la salinité de surface.
Des images cartographiques de la salinité régionale annuelle de surface peuvent être
obtenues à partir du WOA98F pour trois régions géographiques prédéfinies: les océans
Indien, Pacifique et Atlantique. La figure 13 présente un exemple de la moyenne annuelle
de la salinité de surface (ESP) dans l’océan Pacifique. Le CNDO maintient une banque
globale de données de profils océanographiques qui est interrogée par l’entremise de la
“Station Search Form”, au moyen de laquelle des limites de latitude et de longitude
définies par l'utilisateur sont employées pour choisir l'étendue géographique de
l'extraction et la représentation des données. Des données filtrées dans le temps sont
disponibles pour des périodes mensuelles ou annuelles en format MM/DD/YYYY. Une
recherche de la région entre 140° et 124°W, 55° et 46°N pour la période continue entre
01/01/1980 et 01/01/2000 a renvoyé le sommaire présenté dans le tableau 6.
25
Figure 12. Moyenne annuelle hivernale de la salinité de surface (EPS), provenant de la
banque de données WOA98F.
Figure 13. Moyenne annuelle de la salinité de surface (EPS) dans l’océan Pacifique,
provenant de la banque de données WOA98F.
26
Tableau 6. Résultats de recherche pour les profils océanographiques dans le Pacifique
nord-est entre 1980 et 2000.
Variable
Profils
TEMP (Température)
17600
SAL (Salinité)
17688
DOXY (Oxygène dissous)
1293
PHOS (Phosphate inorganique)
101
SLCA (Silicate)
95
NTRA (Nitrate)
44
CHPL (Chlorophylle)
1722
NTRI (Nitrite)
44
TPHS (Phosphore total)
2
AMON (Ammonium)
5
LGT$ (Transmissivité de la lumière)
1671
NTRZ (concentration en nitrite + nitrate)
BEAC ()
1672
LBSC ()
1780
Alias du fichier
C100 C100 (Données des stations
océaniques (NANSEN))
F022 (CTP/STP, À haute résolution)
3.1.1.5
57
Profils
Station
5011
1729
24854
12427
L303 (CTP)
13909
3532
Total
43774
17688
Atlas des océans du monde 1994 (LEVITUS94)
L’atlas des océans du monde 1994 (LEVITUS94) est un atlas qui contient des variables
océaniques importantes analysées de façon objective et est une excellente ressource qui
semble fournir les données de salinité les plus détaillées. Il comporte des données
d’archive multi-source entre les années 1900 et 1992. Les données globales ou régionales
sont présentées sous forme tabulaire ou graphique.
Le tableau 7 donne un exemple de la moyenne annuelle de salinité. Les options
graphiques incluent la couleur, courbe et dessins au trait. Ces formes sont utiles pour fin
d'illustration, mais elles montrent les courbes à très faible résolution. Des sommaires
filtrés dans le temps peuvent être obtenus en accédant le site web à partir de trois points
séparés :
27
ANNUEL - LEVITUS94 ANNUEL
MENSUEL - LEVITUS94 MENSUEL
SAISONIER - LEVITUS94 SAISONNIER
Trois caractéristiques uniques d’affichage permettent à l‘utilisateur d’adapter son schéma
de données :
• fenêtres géographiques, qui peuvent être employées comme filtres permettant
l’utilisateur de faire un zoom sur le centre d'intérêt,
• gammes sélectionnables de salinité, qui permettent d’afficher seulement les
données parvenant de la région d'intérêt, et
• option de dessin de ligne, qui est unique et très utile pour l'affichage d'un profil de
salinité le long des lignes générales de latitude ou de longitude.
La figure 14 et la figure 15 sont des exemples de cartes annuelles et saisonnières de
salinité. Les graphiques en couleur sont instructifs du fait que les régions avec une forte
variabilité de salinité sont facilement mises en évidence. La résolution de la courbe de
salinité dépend de la gamme de salinité sélectionnée, car les courbes sont affichées avec
seulement 10 intervalles. Par exemple, si l'utilisateur choisit une gamme de salinité entre
32 et 34 usp, chaque ligne de courbe représentera un intervalle de 0.2 usp. Les rapports de
cartes régionales annuelles de la SSM à partir de LEVITUS94 sont disponibles pour des
régions géographiques variables, dont les étendues sont définies par des limites de
latitude et de longitude choisies par l'utilisateur. Des exemples pour l'océan Pacifique et
le golfe de l'Alaska sont présentés dans la figure 16 et la figure 17.
Tableau 7. Exemple de données de la moyenne annuelle de salinité (usp) provenant de
LEVITUS94.
28
Salinité [u.s.p.]
Figure 14. Moyenne globale à long terme de la salinité de surface (usp) provenant de
LEVITUS94.
<
Salinité [u.s.p.]
>
Figure 15. Moyenne globale de la salinité de surface (usp) entre janvier et mars
provenant de LEVITUS94.
29
Figure 16. Moyenne annuelle de la salinité de surface (usp) dans l’océan Pacifique,
provenant de LEVITUS94.
Figure 17. Moyenne annuelle de la salinité de surface (usp) dans le golfe de l’Alaska
provenant de LEVITUS94.
30
3.1.2 Service des données sur le milieu marin (SDMM)
SDMM est le Centre national canadien de données océanographiques et fait partie du
Ministère des Pêches et des Océans (MPO). Son mandat est :
1) d’archiver les données océaniques recueillies par le MPO ainsi que celles
obtenues dans le cadre des programmes nationaux et internationaux effectués dans
les zones océaniques situées à proximité du Canada, et
2) de diffuser les données et d’offrir des produits et des services de données en
respectant les politiques du Ministère
Dans le cadre du système IODE, le SDMM fait office de centre responsable pour les
données thermiques de l’océan supérieur. Dans ce cadre, SDMM collectionne et exploite
les données de température et de salinité de l’océan supérieur à l’échelle du globe dans le
cadre du programme conjoint international du Projet profil de la température et de la
salinité à l’échelle du globe (connu sous l’acronyme anglas GTSPP) (voir
www.nodc.noaa.gov/GTSPP/gtspp-home.html). Le but principal de ce projet est de
recueillir toutes les données pertinentes à l’océan supérieur et de maintenir les banques de
données nécessaires pour appuyer ce processus.
Le SDMM acquiert les données par l'intermédiaire de deux flux distincts de données. Le
premier, nommé le flux de données en temps réel, utilise le système global de
télécommunication (GTS) pour fournir des profils réduits (ou à plus basse résolution) de
données à de nombreux clients comprenant le SDMM. Le SDMM contrôle la qualité des
données en temps réel et les archive dans leur cadre de gestion de bout en bout. Sur une
base annuelle, le SDMM acquiert approximativement 60,000 profils océanographiques
des océans du monde par l'intermédiaire du GTS. Comme contribuant au système IODE,
le SDMM expédie les données acquises de profil au Centre de données mondiales-A trois
fois par semaine.
La banque de données en temps réel (située à www.nodc.noaa.goc/GTSPP/gtspp-rt.html)
contient les mesures océaniques globales de la température et de la salinité qui sont
régulièrement collectionnées par des observateurs à bord des navires ou par des
instruments automatisés tels que des bouées. La banque de données permet à l'opérateur
de sélectionner un mois et de :
1) voir le sommaire du fichier de données,
2) voir le schéma de l’emplacement (typiquement itinéraires de bateau), et
3) télécharger l'ensemble de données en format de fichier ASCII du SDMM.
Les ensembles de données en temps réel provenant du GTSPP fournissent des données
mensuelles de janvier 2000 jusqu’au présent.
Toutes les données en temps réel sont acquises par le SDMM sous forme de profils ou
"messages" (par exemple points d'inflexion du profil) réduits. Le message en temps réel
peut être relié seulement à un profil de température ou à un profil de température-salinité
(TS). La figure 18 montre le nombre de profils de TS recueillis en temps réel par le
31
SDMM en 1998, au-dessus de l'océan global. Le manque général de données au-dessus
de l'océan global est évident.
SDMM reçoit aussi les profils de données à plein pouvoir de résolution 1 à 4 années
après le flux en temps réel. Ceci constitue le flux de données en mode différé (une
résolution plus haute). À la réception, SDMM contrôle la qualité de l'ensemble de
données et mets à jour la banque de données de bout en bout avec l'ensemble de données
le plus courant et le plus complet.
Dans le cadre du système GTSPP, l'ensemble de données mis à jour devient une partie de
la banque de données “Best Copy”. Cette banque de données est assemblée pour fournir
l'ensemble de données le plus complet sans duplication (voir www.nodc.noaa.gov/GTSPP
/gtspp-bc.html). Des profils en temps réel sont contenus dans le fichier si les profils à plus
haute résolution et de mode différée n'ont pas été remplacés par les centres collaborateurs
de données. Les dossiers disponibles sont arrangés en segments trimestriels. Le GTSPP a
incorporé les drapeaux du centre scientifique de la World Ocean Circulation Experiment
(WOCE) Upper Ocean Thermal (UOT)), et continue donc la coopération entre les
programmes de science et la communauté de la gestion des données.
Les données sont disponibles au téléchargement, mais le seul produit graphique
disponible est celui des routes de navire. Les fichiers sont généralement fournis par les
navires auxiliaires occasionnels et couvrent donc les routes principales de l'Océan
Pacifique, Atlantique et Indien. La banque de données "Best Copy" est complète et ne
peut pas être filtrée en ligne. Donc, le client doit extraire des variables spécifiques telles
que la salinité de surface. De plus, les fichiers de données sont disponibles seulement
pour des périodes trimestrielles.
Figure 18. Emplacements des profils de température et de salinité pour l’océan à
l’échelle globale, acquis par SSDM en 1998. L’échelle de couleur indique le nombre
d’observations.
32
3.2
Banques régionales canadiennes de données
3.2.1 Région atlantique
La banque de données climatiques à l’institut océanographique de Bedford (IOB) se
compose d’ensembles de données historiques de bouteille et de CTP qui ont été recueillis
en utilisant les procédures normales de la qualité de contrôle (Petrie et al., 1996). Les
données compilées pendant l'hiver et l'été sont utilisées pour calculer les moyennes de
température, de salinité et de densité. Ces données sont interpolées sur une grille afin de
les fournir en format utile pour la modélisation numérique et pour les études de
processus.
L’IOB maintient également l’Atlas informatisé de l'Atlantique du Nord-Ouest
(Yashayaev 1999a et b). Cet atlas contient toutes les données disponibles de températuresalinité entre 1900 et 1997 et inclut des données de l’archive du SDMM, des données
russes prélevées dans le cadre du programme "SECTIONS", des données des archives de
l’IOB y inclus des données provenant des croisières WOCE qui n’ont jamais été publiées,
ainsi que des données contribuées par des collaborateurs, et provenant de WOA98F. La
plupart (90%) des données utilisées dans l'atlas proviennent des prélèvements de
bouteille, tandis que les données restantes ont été rassemblées ces dernières années avec
l'équipement moderne tel que des sondes de CTP et des courantomètres.
Les données de la version existante de l'atlas ont passé l'étape initiale de contrôle.
Quelques profils incorrects et données bruitées existent, mais ceux-ci affectent seulement
les statistiques dans les régions où le prélèvement est limité. Des demandes simples
permettent à l’utilisateur de visualiser la distribution des données, d’afficher des courbes
de salinité et de produire des séries temporelles pour un point ou une région.
Figure 19. La distribution et le nombre d’échantillons de salinité de surface archivés dans
l’Atlas informatisé de l'Atlantique du Nord-Ouest.
33
Figure 20. La distribution et le nombre d’échantillons recueillis en mai entre 1900 et
1997.
L'atlas couvre l'Atlantique Nord-Ouest comprenant le Golfe du Saint-Laurent, les Grands
Bancs, la plate-forme Scotian, et la baie de Fundy. Les images de distribution de données
ont une résolution de 0.5°x 0.5° de latitude et longitude.
La figure 19 illustre la distribution spatiale et le nombre d'échantillons pour toute la
période de collecte de données. La banque de données contient plus de 750,000
échantillons de bouteille et 82,000 fichiers de CTP. Les comptes de données les plus
élevés sont trouvés dans la baie de Fundy avec plus de 600 observations par unité de
superficie. La plate-forme Scotian a des comptes de plus de 500 par unité de superficie,
alors que les Grands Bancs montrent des comptes de 300 à 400 observations par unité de
superficie dans quelques endroits.
La figure 20 montre la distribution de données de surface en mai et mets en évidence
qu'une grande partie de la zone atlantique n’est pas abondamment prélevée. En fait, un
grand pourcentage de la région présentée n'a aucune observation de surface en mai pour
la période entière de 97 années.
34
3.2.2 Région pacifique
Trois banques de données maintenues par l'Institut des sciences de la mer (ISM) pour la
région du Pacifique sont importantes dans le cadre des études reliées à la salinité: la
banque de données des stations littorales de la Colombie-Britannique, la banque de
données de la ligne océanique P, et la banque de données de la station Papa.
La banque de données des stations littorales de la Colombie-Britannique contient les
données de la salinité de surface de la mer provenant des stations de phare de la
Colombie-Britannique. Les données, un certain nombre disponible depuis les années
1910, ont une précision rapportée de 0.1 usp. La figure 21 montre l’emplacement des
stations de phare le long de la côte de la Colombie-Britannique. Malheureusement, la
nature même de l'ensemble de données le place près de la rive et il n’est pas très utile
pour les études au large des côtes aux échelles comparables aux ensembles de données
satellitaires proposés.
La ligne P est une série de stations océanographiques exploitée par l’ISM. Elle a une
étendue d’approximativement 1500 km à partir de l’entrée du détroit de Juan de Fuca au
sud de l’île de Vancouver jusqu’à la station océanographique Papa qui est située à 50°N
145°O dans l’océan Pacifique. La figure 22 montre les 13 stations originales. En 1981 le
nombre de stations a augmenté jusqu'à 26. Les emplacements et l'histoire de la ligne P
sont également disponibles en ligne. L'ISM a archivé les données enregistrées à la station
Papa depuis 1956. Ces données incluent des profils CTP de la colonne d'eau.
La figure 23 montre le cycle annuel de la salinité de surface ; la moyenne a été calculée à
partir de toutes les données recueillies depuis 1956 jusqu’au présent le long de la ligne P.
La variation maximale de la salinité se produit à moins de 100 kilomètres de la côte et les
gradients sont plus forts pendant les mois pluvieux d'hiver.
Figure 21. Carte de la côte de la Colombie-Britannique montrant l’emplacement des
stations de phare.
35
Figure 22. Emplacements géographiques généraux des stations le long de la ligne P.
Figure 23. Cycle annuel de la salinité de surface depuis 1956 jusqu'à aujourd’hui.
36
4.0
La salinité de surface de la mer dans les eaux canadiennes
4.1
Distributions spatiales de la salinité de surface de la mer
4.1.1 Atlantique Nord Ouest
La figure 24 a été produite en utilisant des données obtenues à partir de l’Atlas
informatisé de l'Atlantique Nord-Ouest et montre la moyenne de salinité de toutes les
années pour l’Atlantique Nord. La moyenne de la SSM est de 32.48 usp avec un écarttype de 1.78 usp.
La figure 25 présente une vue plus locale et a été produite en utilisant des données
fournies par le SDMM. Elle montre la distribution horizontale de la salinité de surface audessus des Grands Bancs de Terre-Neuve. Plusieurs caractéristiques sont évidentes y
compris l'augmentation générale de la salinité loin de la terre vers la pleine mer. Audessus de la plate-forme continentale, la gamme de salinité s’étend de 31 à 33 usp. Si la
figure s’étendait jusqu’aux eaux plus profondes de la mer du Labrador, la salinité
augmenterait d’un autre 2 usp jusqu’à environ 35 usp. Cependant, la figure ne s’étend pas
plus loin parce que les données suffisantes pour la zone au-delà de la plate-forme
n'existent pas. Les données utilisées dans cette figure ont été rassemblées par le MPO
pendant une série de croisières océanographiques de recherche et d’évaluation annuelle
des ressources halieutiques qui ont pris place durant l’automne (août à novembre) et de
telles croisières ne se prolongent pas au-delà de l’isobathe de 2000 m.
L'océanographie de cette région est dominée en très grande partie par le courant du
Labrador, qui est alimenté par l'eau arctique s'écoulant de la Baie de Baffin et du détroit
d’Hudson ainsi que par le courant du Groenland Ouest. Le bras principal du courant du
Labrador est piégé le long de la pente continentale (600 à 2000 m) ; ce qui produit une
séparation entre les eaux de la plate-forme et les eaux plus chaudes et plus salines de la
mer du Labrador. Un bras intérieur et plus faible du courant du Labrador est bloqué le
long de la côte. Le ressaut de la salinité de surface à travers le bras extérieur d’une
largeur d’environ 80 km est environ de 0.5 usp, semblable à celui à travers le bras
intérieur d’une largeur d’environ 50 km.
La figure 26 montre la distribution horizontale des anomalies de salinité de surface en
automne 2000. Ce champ a été calculé en soustrayant la moyenne spatiale entre 1971 et
2000 du champ montré dans la figure 25. Malgré que certaines caractéristiques semblent
suspectes probablement parce que les données ont été recueillies au cours d’une période
de quatre mois, un certain nombre de caractéristiques, cohérentes dans l’espace et avec
des amplitudes aussi grandes que 0.75 usp, sont apparentes.
.
37
Figure 24. Moyenne de salinité sur toutes les années provenant de l’Atlas informatisé de
l'Atlantique du Nord-Ouest.
38
Figure 25. Distribution horizontale de la salinité de surface au-dessus des Grands Bancs
de Terre-Neuve et de la partie nord-est de la plate-forme de Terre-Neuve entre août et
novembre 2000. (Figure provenant de E.B. Colbourne, Centre des pêches de l'Atlantique
nord-ouest, MPO).
39
Figure 26. Distribution horizontale des anomalies de salinité de surface au-dessus des
Grands Bancs de Terre-Neuve et du nord-est de la plate-forme de Terre-Neuve entre août
et novembre 2000. (Figure provenant de E.B. Colbourne, Centre des pêches de
l'Atlantique nord-ouest, MPO).
40
4.1.2 Pacifique Nord Est
Le MPO utilise parfois les traversiers de la Colombie-Britannique pour recueillir des
mesures de salinité et de fluorescence chlorophyllienne in vivo. La figure 27 présente des
mesures de salinité (ligne épaisse, axe gauche) et de fluorescence chlorophyllienne (ligne
fine, axe droit) enregistrées par le traversier “Spirit of Vancouver Island”, durant son
voyage aller-retour entre la baie Swartz et Tsawwassen le 23 mars 2001. La distance
totale du profil représente le voyage aller-retour, avec le commencement et la fin
correspondant à la baie Swartz et le milieu correspondant aux environs de Tsawwassen.
Les deux baisses de salinité, visible sur la figure, correspondent au passage à travers le
panache saumâtre du fleuve Fraser, où des niveaux élevés de chlorophylle ont aussi été
enregistrés. Une petite tache d’eau haute en chlorophylle a été mesurée juste après avoir
laisser la baie Swartz, mais n'a pas été apparente au voyage de retour.
La figure 28 présente les valeurs de salinité enregistrées par le navire de recherche
océanographique Tully en février 2001, entre Victoria et le début de la ligne P.
L’enregistrement commence au sud de Victoria à 123.3° W, continue le long du détroit
de Juan de Fuca jusqu’à son entrée à 124.8° W, et traverse la plate-forme continentale
jusqu’à l’eau profonde à 126°W. La profondeur de l’eau des données parvenant du Tully
est d’environ 3 m. L’eau de surface plus douce à l’entrée du détroit de Juan de Fuca
montre une baisse de salinité d'environ 1 usp. L'eau douce à la limite de la plate-forme
continentale cause une baisse d'environ 0.7 usp.
Un autre exemple, beaucoup plus vieux, de profils horizontaux continus de la salinité de
surface vient d'un navire auxiliaire occasionnel dirigé en 1979 par Seakem Oceanography
(Borstad et al., 1980). La figure 29 montre les profils horizontaux de salinité, de
température, de fluorescence in vivo et de zooplancton, mesurés à partir d'une prise à 1 m
de profondeur. La plateforme pour la collecte de données était un remorqueur commercial
voyageant entre la baie Howe, au nord de Vancouver, et la baie Nootka sur la côte nordouest de l'île de Vancouver. Les enregistrements entre la baie Howe et la pointe Est
indiquent que l'eau est relativement douce, ce qui correspond au détroit de Géorgie. Entre
la pointe Est au-delà de la pointe Sheringham, le navire traversait l’eau froide, bien
mélangée et de haute salinité du détroit de Juan de Fuca. Le long de la côte sud-ouest de
l'île de Vancouver, au-delà de la pointe Carmanah, le navire a traversé une région ayant
une salinité légèrement plus faible. La salinité a augmenté vers le nord en passant le cap
Beale, l'île d'Amphitrite et l'île de Lennard. La salinité est légèrement inférieure et
constante au-delà de la pointe Estevan, jusqu'à ce qu'une diminution marquée se soit
produite comme le navire est entré la baie Nootka, à la fin de l’enregistrement.
Les valeurs de salinité avaient une tendance à changer concurremment avec les mesures
des trois autres variables biophysiques - température, fluorescence et zooplancton - quand
le navire traversait les différentes masses d'eau qui avaient des caractéristiques variables.
Notamment, les eaux douces dans le sud du détroit de Géorgie sont plus chaudes, ont une
fluorescence planctonique plus élevée et une plus grande abondance de zooplancton, que
les eaux de Juan de Fuca.
41
Figure 27. Le détroit de Georgie et les îles Gulf ; données de salinité et de chlorophylle
recueillies par un traversier le 23 mars 2001.
Figure 28.
Profil horizontal de salinité provenant du navire de recherche
océanographique “Tully”, février 2001.
42
Figure 29. Profils horizontaux de la côte nord-ouest de l’île de Vancouver, en 1979.
4.2
Distribution temporelle de la salinité de surface de la mer
Des séries chronologiques pour le littoral est canadien ont été extraites à partir des
données de l’Atlas informatisé de l'Atlantique du Nord-Ouest et sont présentées dans
cette section, ainsi que des séries chronologiques pour la région du Pacifique (les stations
de phare de la Colombie-Britannique et la station Papa).
4.2.1 Atlantique Nord Ouest
Seibert (2001) a calculé un certain nombre de statistiques de la SSM en utilisant des
données de l’Atlas informatisé de l'Atlantique du Nord-Ouest. Des moyennes mensuelles
basées sur tous les profils disponibles de la région géographique entre 42° et 70°N et 40°
et 68°W ont été calculées. Le tableau 8 présente les moyennes mensuelles et les écartstype de la salinité de surface de la mer ainsi que le nombre de stations.
Tableau 8. Statistiques des données de salinité de surface de la mer.
Jan
Moyenne(usp)
33.1
Fév Mars Avril
33.4
33.0
Mai
Juin
Juillet
Août
Sept Oct
Nov
Déc
Année
33.3
32.3
32.4
32.1
32.0
31.6
32.1
32.6
33.4
32.6
Écart-type
1.5
1.8
1.5
1.3
Nombre
2972 3836 6962 9666
d’échantillons
1.7
1.8
1.7
2.0
2.1
1.7
1.5
1.6
1.9
11319
12227
13720
11361 7422 7313 7699
2231
96728
43
Les données ont été analysées afin d’estimer le cycle saisonnier de la SSM (harmonique
annuelle) à sept différents endroits du littoral est canadien (figure 30). Le tableau 9
présente les résultats de ces analyses. La phase indique le nombre de jours après le 1
janvier où la SSM atteint son minimum. La moyenne quadratique totale (RMS) indique
l'écart-type de l’ensemble à chaque station tandis que la moyenne quadratique résiduelle
se rapporte à la variance inexpliquée par l'harmonique annuelle et inclut la variabilité à
haute fréquence et la variabilité interannuelle.
Le tableau indique que la variabilité interannuelle et à haute fréquence peut être entre 58
et 95% du signal total. Cependant, une recherche plus détaillée afin de séparer les masses
d'eau (y compris le déplacement des tourbillons) employant l'analyse typologique
(Yashayeav, 2000) indique que la variance est divisée à environ 50% entre le signal
saisonnier et interannuel pour la salinité près de la surface.
La figure 31 montre des informations semblables pour la station 27, qui est près de St.
John’s à Terre-Neuve (voir la figure 25 pour l’emplacement). Cette station a été prélevée
régulièrement depuis 1946. Le signal annuel moyen a une amplitude de presque 1.3 usp
(panneau supérieur), bien que les variations durant une seule année puissent être
beaucoup plus grandes. Les variations interannuelles sont considérablement plus petites
(panneau inférieur) avec un écart-type de 0.42 usp.
Tableau 9. Statistiques de séries temporelles pour certaines stations du littoral est
canadien.
Emplacement
Plate-forme
Golfe du St.
Scotian
Laurent ouest
Grands
Bancs
Plateau
Continental
du Labrador
Mer du
Labrador
Baie de
Baie de
Baffin Sud Baffin Nord
Latitude (°N)
44
47
47
57
56
67
70
Longitude (°W)
62
62
49
59
51
57
58
Nombre
d’échantillons
4843
1477
3107
521
2304
1120
276
Phase (jours)
265
237
237
-
258
304
254
Amplitude (usp)
0.30
1.33
0.49
0.42
0.20
0.74
0.88
0.64
1.05
0.46
0.86
0.24
0.82
0.63
0.59
0.85
0.35
0.84
0.20
0.66
0.61
Rapport A-à-R
0.5
1.6
1.4
0.5
1.0
1.2
1.4
Variance
inexpliquée par
l’harmonique
annuelle (%)
85
66
58
95
69
65
94
Moyenne
quadratique totale
(usp)
Moyenne
quadratique
résiduelle (usp)
44
Groenland
30
00
M
Labrador
100
2000M
Figure 30. Stations où le cycle saisonnier de la SSM a été calculé.
45
Figure 31. Panneau supérieur : Le cycle saisonnier de la salinité de surface à la station
27. (Voir figure 25 pour l’emplacement). Les barres verticales dénotent la variabilité
autour de la moyenne à long terme. Panneau inférieur : Les anomalies de salinité de
surface en août à la station 27. Les anomalies sont calculées relatives à la moyenne entre
1971 et 2000.
L'exemple le plus frappant de la variabilité interannuelle est fourni par la grande anomalie
de salinité (GAS ; Dickson et al., 1988) qui fut observable dans l'Atlantique Nord
d’environ 1969 jusqu’à 1982. Il est utile de discuter la GAS du point de vue des données
disponibles. Commençant en 1964, un effort international a été lancé afin de recueillir des
données météorologiques améliorées à partir des stations océaniques. La station
météorologique Bravo dans la mer du Labrador a été occupée entre 1964 et 1974, et la
figure 32 montre la salinité de surface recueillie là entre 1964 et 1974. Entre 1964 et
1967, le cycle annuel régulier est d'environ 0.3 usp de crête à crête (l'eau plus douce en
fin d'été due à la fonte de glace). Entre 1969 et 1972 une baisse significative d'environ 0.5
usp s'est produite, après quoi le cycle annuel a augmenté jusqu'à environ 0.5 usp. La
baisse correspond au passage de la GAS et représente un volume d'eau de surface jusqu'à
1 usp plus douce que la normale, d’environ 500 à 800 m d’épaisseur, et couvrant une
région d'environ 100,000 km carrés. La GSA a aussi été détectée au-dessus de la plate-
46
forme continentale canadienne ; son effet à la station 27 (figure 31) est évident au début
des années 70.
Cette anomalie a pu être tracée autour de la circulation subpolaire atlantique pendant plus
de 14 années à partir de son origine au nord d’Islande dans les années 60 jusqu'à son
retour vers la mer du Groenland en 1981-82. La figure 33 montre la trajectoire de la GAS
basée sur des données de Belkin et al. (1998). La grande anomalie de salinité aurait pu
avoir un impact profond sur la formation d'eau profonde et donc sur la variabilité
climatique, mais notre capacité à détecter de telles anomalies a diminué depuis la cession
des stations météorologiques océaniques.
47
Figure 32. Salinité de surface à la station océanographique météorologique Bravo dans
l’Atlantique Nord.
Figure 33. Le trajet de la Grande anomalie de salinité (provenant de Belkin, et al., 1998).
48
4.2.2 Pacifique Nord Est
4.2.2.1
Stations de phare
Des données parvenant de six stations situées dans le détroit de Géorgie sont montrées
dans la figure 34. Le minimum d'été à toutes les stations est dû à l'eau de fonte de la crue
nivale d'été du fleuve Fraser et d'autres rivières. Le minimum est plus bas en hiver dû aux
précipitations locales.
Le cycle annuel de la salinité à la station de phare de la pointe Amphitrite (figure 35), sur
la côte ouest de l'île de Vancouver, inclut les écarts-type des différentes moyennes
mensuelles autour de ce cycle. L'eau de surface près de la côte est encore rafraîchie par
l'écoulement terrestre. La salinité maximale d'été est attribuée à la remontée côtière de
l'eau saline plus profonde.
La station de l'île Langara est située à la limite nord des îles de la Reine Charlotte et est la
station la plus éloignée des décharges d'eau douce. Le cycle annuel de la salinité à la
station est affiché et inclut les écarts-type des différentes moyennes mensuelles (figure
36).
Les séries chronologiques de la baie Departure (non montré), de la pointe Amphitrite
(figure 37) et de l'île Langara (figure 38) ont été analysées afin d’extraire les moyennes
mensuelles d’anomalie de salinité de surface, qui sont exprimées en terme de la variation
quadratique après que le cycle annuel a été enlevé. Le tableau 10 récapitule les résultats
de ces analyses. Les figures montrent aussi les valeurs des anomalies pour la période
d'observation. L'emplacement des trois stations relatif à l’écoulement d’eau douce se
répercute dans les anomalies. Les anomalies les plus grandes sont centrées à la station de
la baie Departure, qui est dans le détroit de Géorgie, suivies par les stations de la pointe
Amphitrite et de l'île Langara.
Tableau 10. Statistiques de séries temporelles pour trois stations de phare en ColombieBritannique et Station Papa.
Station
Latitude (°N)
Departure
Amphitrite
Langara
Papa
49
49
54
50
124
125
133
145
23 to 27
28.5 to 31
31.9 to 32.1
32.2 to 33.0
Période (années)
100
60
60
40
Anomalies (psu)
1.8
1.0
0.2
0.1
Tendance (usp par année)
0
-0.007
-0.01
-0.005
Variation totale (usp/période)
0
0.4
0.6
0.2
Longitude (° W)
Gamme de salinité (usp)
49
Figure 34. Détroit de Georgie, cycles annuels de la moyenne mensuelle de salinité.
Figure 35. Pointe Amphitrite, cycle annuel de la moyenne mensuelle de salinité.
Figure 36. Île Langara, cycle annuel de la moyenne mensuelle de salinité.
50
Figure 37. Pointe Amphitrite, moyenne mensuelle des anomalies de salinité de surface.
Figure 38. Île Langara, moyenne mensuelle des anomalies de salinité de surface.
51
4.2.2.2
Station Papa
La salinité est un peu plus élevée (0.2 usp) à la station Papa qu'à la station Langara, mais
le cycle annuel est semblable. Il y a un cycle annuel et une tendance à la baisse d'environ
0.005 usp par année, se chiffrant à 0.2 usp au cours de la période (figure 39). Le cycle
annuel a été calculé à partir de deux harmoniques (annuelle et semestrielle) donnant une
variation totale de crête à crête de 0.15 usp (figure 40). Les données de la figure 39 ont
été retracées sur la figure 41 sans le cycle annuel pour montrer les anomalies résiduelles.
Les anomalies à la station Papa sont plus faibles que celles qui ont été observées aux trois
stations côtières et les valeurs individuelles annuelles de salinité sont d’environ 0.1 usp
autour de la moyenne à long terme. Des variations à court terme se produisant dans la
série chronologique peuvent être corrélées avec le passage des tourbillons d’échelle
moyenne. La salinité de surface atteint des niveaux plus élevés après que les orages
d'hiver ont transporté l'eau profonde et plus saline à la surface. De plus faibles valeurs de
salinité peuvent être associées à la pluie. Une cause plus probable pour la faible salinité à
la station Papa en été est l'advection de l'eau moins saline provenant de la côte de
l'Amérique du Nord. Les données semblent montrer une tendance statistiquement
significative de rafraîchissement, ce qui a été liée, dans ce cas, à une augmentation de la
stabilité des eaux de surface ayant des implications pour la productivité primaire à grande
échelle de la région (Freeland et al., 1997).
La série chronologique de la station Papa a été analysée afin d’évaluer l'incidence
d’événements EL Niño en 1982-1983 et 1997-1998. La figure 42 présente les anomalies
mensuelles de salinité de surface entre 1980 et 2000 ainsi que la ligne de tendance à long
terme basée sur les mesures enregistrées entre 1956 et 1999. Cette représentation des
anomalies de salinité n'indique pas les deux derniers événements EL Niño. Cependant, on
note que les mesures de salinité enregistrées à la station Papa ont été entre 0.1 et 0.2 usp
au-dessus de la ligne de tendance à long terme.
Une comparaison entre la série chronologique parvenant de la station Papa (figure 42) et
la variation de l’indice d'oscillation australe pour la même période (figure 43) suggère
une corrélation possible. Il y a trois anomalies négatives dans les deux séries
chronologiques, mais la première anomalie négative de salinité à Papa était environ une
année avant le minimum de l’IOA de 1982, alors que celles de 1987 et de 1992 ont plus
ou moins coïncidé avec les minima de l’indice d'oscillation australe. De 1983 à 1996,
l'anomalie de salinité à Papa et l’indice d'oscillation australe sont en très bon accord, mais
en 1997, l'anomalie de salinité à Papa a monté brusquement montrant la plus grande
anomalie positive de la période, alors que l’indice d'oscillation australe a diminué
fortement. Dans la figure 44, l'anomalie de salinité de surface à la station Papa, où la
tendance temporelle a été éliminée, est comparée à l’indice d'oscillation australe. Les
deux séries chronologiques indiquent des variations à des échelles de temps semblables,
menant aux périodes occasionnelles de corrélation étroite, mais aucune corrélation pour
de plus longs intervalles.
52
Figure 39. Salinité de surface près de la station Papa entre 1956 et 1996.
Figure 40. Cycle annuel de la salinité de surface à la station Papa provenant des données
de la figure 39.
53
Figure 41. Anomalies résiduelles des données de salinité de surface à la station Papa,
entre 1956 et 1996.
Figure 42. Anomalies mensuelles de salinité de surface à la station Papa, entre 1980 et
2000.
54
Figure 43. Indice d'oscillation australe entre 1979 et 1998.
Figure 44. Anomalie de salinité de surface à la station Papa, où la tendance temporelle a
été éliminée, tracée avec l’indice d'oscillation australe.
55
5.0
Besoins scientifiques
Le tableau 11 énumère un certain nombre de besoins scientifiques pour l’étude de la
salinité de surface de la mer qui ont été dérivés par quelques groupes (Lagerloef, 2000 ;
Schmitt, 1995; CESBIO) aussi bien que certains besoins scientifiques proposés par les
auteurs de ce rapport. Ces besoins sont fondés sur la résolution de certains processus
océaniques (par exemple la formation d'eau profonde) ou le monitorage d’une région
particulière de l'océan. Pour la plupart des buts, une précision de 0.1 usp est indiquée.
Cependant, les échelles spatiales et temporelles nécessaires diffèrent de manière
significative et sembleraient interdire l'utilisation des sondes satellitaires proposées pour
l'océan côtier. Cette question est discutée plus en détail dans la section 8.0. D'autre part,
on s’attend à des capteurs à plus haute résolution à mesure que la technologie s'améliore.
Tableau 11. Aperçu des besoins scientifiques pour l’étude des modèles de circulation de
surface.
Processus/But
Précision
(usp)
Résolution
spatiale
(km)
Résolution
temporelle
(jours)
Circulation thermohaline dans
l’Atlantique Nord
0.1
100
30
Ajustements halostérique
0.2
200
7
0.2
100
30
0.1
300
30
0.1
200
10
Gestion des pêches
0.1
≤ 50
45
Monitorage environnemental
(côtier)
0.1
10
5
Effets du flux de chaleur de la
couche barrière du Pacifique
tropical
Bilan du flux d’eau douce de
surface
Modélisation du climat à
l’échelle globale (GODAE)
56
6.0
Applications en cours de la salinité de surface de la mer
6.1
Ressources des pêches au Canada
6.1.1 Côte ouest
Des données de salinité de surface sont utilisées pour la prévision des stocks de pêche (Dr
Blackbourn, comm. pers.). Il a été mis en évidence que les niveaux de salinité sont liés à
la survie des saumons juvéniles dans les eaux littorales. Il a été spéculé que la salinité de
surface loin de la côte peut être liée à la migration, mais ce type de données n'a jamais été
disponible. Actuellement, les seules séries chronologiques disponibles sont celles
provenant des phares côtiers.
Les scientifiques qui font partie du groupe d’évaluation des stocks de pêche au MPO
déclarent que la salinité de surface est la variable physique la plus utilisée pour la
prévision des stocks au large de la côte de la Colombie-Britannique. Généralement, un
modèle de régression simple est utilisé pour prévoir la remontée des salmonidés, en
particulier au printemps. Ces études tendent à utiliser la salinité moyenne mensuelle
parvenant des phares (à proximité de la côte). De telles études peuvent être améliorées en
utilisant des données de surface de la salinité au large des côtes.
Les études indiquent qu'il existe une forte corrélation entre la salinité et les taux de
survies des saumons rouges (Oncorhynchus nerka) juvéniles de la baie Barkley. Le signal
de salinité est très faible, ce qui indique probablement le début de la transition
printanière, des plus grandes quantités de pluie ou un ajustement de l'écosystème côtier.
Une faible salinité peut également être le résultat d'un hiver doux et pluvieux ou un
événement ENSO, alors que la salinité côtière plus élevée pourrait être causée par des
hivers plus froids et secs.
Hyatt et al, (1990) et le MPO (1999) rapportent que les changements du climat océanique
provoquent des changements dans la structure de la communauté et dans la productivité
des écosystèmes côtiers et marins où les saumons rouges de la côte ouest de l'île de
Vancouver passent entre 1 et 3 années. Les conditions marines sont particulièrement
défavorables pour la survie juvénile pendant les années où les températures de la zone
côtière de l'océan sont élevées et les salinités sont faibles, parce que les prédateurs
migrateurs, y compris le merlu du Pacifique (Merluccius productus) et le maquereau
(Scomberomorus sierra), arrivent plus tôt et sont plus nombreux.
6.2
Propriétés optiques de l’eau
Les mesures des variables de la qualité de l'eau telles que la chlorophylle a, la matière
organique dissoute colorée ou la salinité de surface de la mer à partir des sondes
57
satellitaires auraient un grand intérêt pour les gestionnaires de ressource surveillant les
régions côtières. La contribution de la matière organique dissoute colorée à l'absorption
de la lumière bleue est connue, mais les algorithmes standards de couleur d’océan utilisés
pour estimer ces variables ne sont généralement pas très précis dans ces eaux dues à la
nature complexe du champ de lumière. Les mesures indépendantes de salinité par
l'intermédiaire de micro-onde passive pourraient aider à améliorer la récupération de la
chlorophylle a dans les eaux côtières de Cas 2. L'écoulement d'eau douce, dans plusieurs
régions côtières de la Colombie-Britannique, montre une forte absorption par les matières
organiques dissoutes (tannins, lignine et autres produits de la décomposition des déchets
végétaux) aux courtes longueurs d'onde. Ceci est particulièrement évident quand les eaux
des ruisseaux et des fleuves locaux sont souvent visiblement brunes.
La figure 45 illustre le rapport inverse entre la salinité et l'absorption de surface et la
concentration des matières organiques dissoutes déterminée en mesurant la densité
optique à 350 nm (DO350) des échantillons d'eau de surface filtré (Borstad, 1987). Ceuxci ont été recueillis en avril 1987 dans la baie Barkley sur la côte ouest de l'île de
Vancouver. Ceci suggère que l’eau douce parvenant des fleuves locaux, ainsi que peutêtre de l’effluent de l’usine à pâtes à l’entrée du chenal de Trevor, sont des sources
importantes de matière organique dissoute colorée. Les variations géographiques de
DO350 devraient être évidentes dans les images bleu-vert. Des valeurs de DO350 plus
élevées enregistrées aux stations 6, 8, 9 et 21 n'ont pas été expliquées d'une manière
satisfaisante, et elles pourraient être liées à une erreur de mesure de la part du laboratoire.
Un rapport inverse entre la matière organique dissoute colorée et la salinité est également
documenté pour la côte de la Floride (D’Sa, et al., en prép.) et pour le delta d'Atchafalaya
qui fait partie du système du fleuve Mississippi (figure 46). Plusieurs ensembles de
mesures recueillies dans les eaux côtières de la Floride indiquent que le mélange ou la
dilution est conservateur pour les propriétés optiques des matières dissoutes (Carder et
al., 1993; Blough et al., 1993; D’Sa et al., 2000a,b; Hu et al., 2000).
L’intercept de DO350=0 se produit à une salinité d’environ 34 usp pour la côte de la
Colombie-Britannique tandis que l’intercepte de DO400=0 se produit à 37 usp pour le
delta d'Atchafalaya. Ceci représente probablement la caractéristique de salinité des
océans du Pacifique Nord-Est et de l’Atlantique Nord, respectivement. Les pentes des
lignes de tendance moyenne, 0.0066 et 0.119 (m-1 psu-1), décrivent le coefficient
d'absorption de la lumière où la dernière valeur indique la concentration beaucoup plus
élevée de la matière organique dissoute dans les eaux douces du Mississippi.
De même, une corrélation élevée (r2=-0.85, n>7500) entre la matière organique dissoute
colorée et la salinité de surface de la mer de la marge continentale du nord-est du Golfe
du Mexique suggère que les cartes de distribution de la salinité de surface de la mer,
comme présentées dans la figure 47, peuvent être dérivées des données satellitaires de
couleur d’eau (Hu et al., 2000).
Des algorithmes basés sur les données SeaWiFS sont en développement, l'objectif étant
de récupérer des estimations réalistes et précises des distributions de chlorophylle a et des
58
matières organiques dissoutes colorées dans les eaux de la baie de Floride et sa plateforme. Un des algorithmes est utilisé pour la correction atmosphérique tandis que l'autre
est utilisé pour le calibrage bio-optique. Le comportement souvent conservateur de
mélange ou de la dilution dans les eaux côtières permet le calcul de la salinité à partir de
l'absorption de la matière organique dissoute colorée.
Figure 45. Lien entre la concentration de matière organique dissoute (DO350) et la
salinité de surface dans le bassin de Barkley, avril 1987.
Figure 46. Correlation entre Gelboff (DO400) et la salinité de surface de la mer dans la
rivière Atchafalaya, mars 2001.
59
Chlorophylle-a calculée à partir de la
correction atmosphérique de NAS A et
des algorithmes OC2.
CDOM provenant de
MODIS
Chlorophylle-a calculée à partir de la
correction d’eau turbide et des
algorithmes semi-analytiques de MODIS.
Estimation de la salinité calculée
de DO400
Figure 47. Cartes de la distribution de la salinité de surface de la mer estimée à partir des
données de couleur de l’eau SeaWiFs acquises le 24 février, 1999.
60
7.0
Effets de la glace de mer sur la télédétection de la SSM
La glace de mer se présente sous diverses formes et concentrations et ceci est une des
difficultés associées à la télédétection de la SSM dans les régions polaires. D’une façon
plus générale que les effets de la glace de mer, la télédétection de la SSM aux latitudes
élevées soulèvent quatre inquiétudes principales :
1) le faible rapport entre la température de brillance et la SSM aux basses
températures d’eau,
2) les effets de la glace sur la récupération de la SSM,
3) les anomalies de salinité dues à la glace fondante, et
4) la variabilité normale de la salinité de surface de la mer dans l’espace et le
temps.
Ce dernier point est de grande importance pour la compréhension et la surveillance des
événements à grande échelle telles que :
• la dissolution des plates-formes de glace de l’Antarctique ;
• les variations interannuelles de la salinité de surface de la mer dans les mers
nordiques qui sont utiles pour la prévision du climat à long terme et pour la
modélisation ;
• la surveillance des événements tels que la grande anomalie de salinité dans le nord
de l'Atlantique Nord (Dickson et al., 1988) ;
• l’oscillation de l'Atlantique Nord (Hurrel, 1995; site web AWI) ; et
• l’observation de la circulation thermohaline dans l'Atlantique Nord (Schmitt,
1998).
Il y deux raisons pour l'intérêt vis-à-vis la mesure de la SSM dans les régions couvertes
de glace de mer. Premièrement, la radiométrie à basse fréquence est attrayante, car elle
contribuerait à la connaissance des caractéristiques de la glace. Le SSIWG (Lagerloef,
1998) a suggéré que la cartographie de la glace à partir des données en bande-L pourrait :
1) différencier entre les étangs de fonte sur la glace consolidée et la mer libre en
combinaison avec des données radiométriques en bande-C, et
2) permettre l’estimation des concentrations de glace de mer pluriannuelle, qui
n'est pas actuellement possible avec les données à haute fréquence microonde.
Deuxièmement, des informations au sujet de la glace de mer sont nécessaires pour
évaluer son effet sur
1) la précision des données de la salinité de surface de la mer récupérées, et
2) les anomalies de salinité de surface de la mer résultant de la glace fondante.
Diverses organisations ont étudié les caractéristiques des anomalies de salinité reliées à la
glace de mer à partir des données transmises par des bouées. Cependant, les seules
sources documentaires au sujet de la mesure de la glace de mer à partir de la télédétection
passive en bande-L sont les rapports de l’expérience conjointe en dynamique de glace de
61
l’arctique (AIDJEX). Des modèles théoriques en bande-L ont été compilés par Ulaby et
al. (1986).
AIDJEX a visé l’étude des caractéristiques radiométriques micro-onde de la neige et de la
glace qui se trouvent entre 0.1 et 40 GHz (Vant et al., 1978; England, comm. pers.). Des
rapports AIDJEX ont été compilés par Vant et al. (1978), Campbell (1972), Edgerton
(1972), Ramseier (1972), et Weller (1972). Vant et al. (1978) a publié un rapport complet
des valeurs mesurées et modélisées des pertes et des permittivités diélectriques. Les
données ont été recueillies, en partie, par l’utilisation de la bande 1.4 GHz pour faire des
mesures au-dessus de trois emplacements de glace de première année ayant différentes
salinités (i.e. 5.1, 5.5 et 10.5 usp).
Une deuxième source de données comporte la recherche actuelle axée sur les données
rassemblées dans la région du Groenland. Comme rapporté au deuxième atelier de
SSWIG, un survol de l'océan Arctique à partir de Thulé, Groenland, était planifié pour
juillet 2000 utilisant le Wallops P-3. Gloersen (comm. pers.) a rapporté que les envolées
ont été effectuées dans la baie de Baffin en juillet 2000. Pendant cette mission, les
données radiométriques en bande-C et en bande-L ont été enregistrées au-dessus de la
glace de mer mince et couverte d’eau. L'investigateur principal pour ce projet, Dr D.
Cavalieri du Goddard Space Flight Center de NASA, entreprend l’analyse de ces
données.
7.1
Caractéristiques radiométriques en bande-L de la glace de mer
7.1.1 Saumure
Pour une gamme de température entre –10 et 0°C, la salinité de la saumure liquide (Sb)
est moins de 100 usp mais peut atteindre 250 usp aux températures inférieures à 10°C
(figure 48). À une fréquence de 1.4 GHz, la perte diélectrique de la saumure ayant une
salinité de 85.6 usp (figure 49) est trois fois plus haute que celle de l'eau de mer ayant une
salinité de 32.5 usp (figure 3) à la même température (-5°C pour la saumure et 0° pour
l'eau de mer) (Strogryn et Desargeant, 1985). Donc, on s'attend à ce que la saumure soit
un constituant important de l’analyse radiométrique de la glace de mer.
7.1.2 Glace de première année et glace pluriannuelle
La température de brillance de la glace de mer dépend de son épaisseur et de son âge. La
salinité de la glace de mer de première année peut varier de 5 à 15 usp, selon la
profondeur, l’âge et la température.
La glace mince de première année transmet l’énergie de la bande-L qui remonte de
l'interface glace-eau. La profondeur de pénétration de la glace plus épaisse de première
année varie de 20 à 80 cm, et celle de la glace pluriannuelle varie de 80 cm à 2 m. (figure
62
50). La profondeur de pénétration de la glace nouvellement formée (depuis 20 et 100
heures) est plus faible, de l'ordre de 5 cm (figure 51), ce qui explique les plus fortes pertes
diélectriques (i.e. pour de plus fortes salinités de la glace) de glace nouvellement formée.
Pendant le processus de croissance où l’eau ouverte se transforme en glace opaque, la
température de brillance mesurée augmente graduellement jusqu'à ce que la glace
devienne "optiquement épaisse" à l’énergie de la bande-L (figure 51).
Figure 48. Salinité de la saumure dans la glace de mer en fonction de la température
négative (Ulaby et al., 1986).
Figure 49. Constante diélectrique de la saumure liquide en fonction de la fréquence
(Ulaby et al., 1986).
63
Figure 50. Profondeur de pénétration calculée pour la glace pure et pour la glace de
première année et la glace pluriannuelle (Ulaby et al., 1986).
Afin de déterminer les propriétés diélectriques, on doit considérer la structure hétérogène
de la glace. Les caractéristiques diélectriques type Debye se rapportent aux salinités
(d'eau ou de glace) plus faibles que 40 usp. Cependant, étant donné les inclusions de
saumure dans la glace de mer, trois constantes diélectriques, Εi de glace, Εsi de glace de
mer, et Εb de saumure, doivent être utilisées. La forme et l'orientation des inclusions de
saumure en glace de mer peuvent changer, mais sont habituellement columnaires et
verticales (Tucker et al., 1992). L'orientation des inclusions de saumure est généralement
aléatoire dans la glace nouvellement formée et prend graduellement une orientation
verticale lors du vieillissement de la glace. Cependant, après quelque temps, la saumure
s’écoule vers les couches inférieures et la glace devient plus homogène et plus épaisse.
Il est difficile de prévoir la constante diélectrique complexe de glace parce qu'elle dépend
de la conductivité ionique de la glace. À son tour, ce paramètre est déterminé par
plusieurs facteurs comprenant la température de glace, le volume de saumure ainsi que la
forme, l'orientation, la taille et la longueur des poches de saumure (Hallikainen and
Winenbrenner, 1992; Vant et al. 1978). Les modèles de mélange comme celui de PolderVan Santen décrit par Ulaby et al. (1986), ont été utilisés par Hallikainen (1977) pour la
modélisation de la perte diélectrique de glace de mer (pour une salinité de glace de mer
de 8 usp) aux fréquences en dessous de 10 GHz. La figure 51 montre comment la
température de brillance de la glace nouvellement formée change avec le temps en raison
de ces effets combinés.
64
7.1.3 Bassins d’eau de fonte sur la glace consolidée
La salinité des bassins d’eau de fonte est de moins de 1 usp et si cette eau est recongelée,
elle peut exhiber une structure cristalline semblable à celle des bassins d'eau douce gelée
(Tucker et al., 1992). Les caractéristiques spectrales de l’eau de mer à faible salinité
indiquent que TB de l'eau parvenant des bassins d’eau de fonte, si elle était détectable,
serait plus haute que TB de la glace pluriannuelle qui est légèrement plus saline, où la
salinité est d’environ 1 usp. (Ulaby et al., 1986).
7.2
Effets de la glace sur le champ de vue
Des simulations numériques (figure 52 et figure 53) indiquent que l'incertitude vis-à-vis
les récupérations de la SSM augmentera considérablement si la glace de mer est présente
dans le champ de vue des sondes. Un changement de 0.5 usp dans la SSM correspond à
environ 0.1K dans TB, en utilisant une pente d'environ 0.2 K/usp à TSM=0 (figure 5). La
figure 51 indique que la glace de première année donne une valeur de TB d’environ 125 K
plus haute que celle d'eau de mer. Un nombre équivalent pour la glace pluriannuelle est
d’environ 110 K. Un radiomètre mesurera donc une augmentation de 0.1K pour TB quand
l'eau de mer dans son champ de vue contient soit 0.08% de glace de première année ou
0.09% de glace pluriannuelle. Ceci correspond à de très basses concentrations de glace,
cependant, pour un champ de vue typique de l'ordre de 50 km de largeur (tableau 5), une
seule banquise aurait à couvrir environ deux km2 pour causer cette erreur. Si non
corrigée, cette augmentation de TB correspond à une mesure de la SSM qui est 0.5 usp
trop basse (figure 5). Les cartes de glace à haute résolution produites en utilisant Radarsat
ou des sondes d'ERS SAR ou même des données de la couverture de glace de mer à faible
résolution dérivée de SSM/I pourraient être utilisées afin de séparer la contribution au
signal en bande-L provenant de la glace de mer et celle provenant de la surface libre de
glace.
Figure 51. Évolution de la température de brillance à partir de l’eau libre jusqu'à une
épaisseur de glace de 15cm. Angle nadir=50°. Juste avant la 20ième heure, les valeurs
supérieures de brillance sont atteintes lorsque la glace est optiquement épaisse, avec la
bande-L la glace était alors de 4 à 5 cm d’épaisseur (Grenfell et al., 1998).
65
Figure 52. Température de brillance en bande-L en fonction de l’épaisseur de glace
(Ulaby et al., 1986, paramètres de glace de mer utilisés pour la simulation ; modèle
CRESTech de simulation de radiomètre).
Figure 53. Simulation de la température de brillance en bande-L pour un océan couvert
de glace, en tenant pour acquis que la fraction océanique peut avoir une salinité variable.
66
8.0
Mot de la fin
La salinité de surface de la mer est une variable océanique importante dans le cadre de
plusieurs applications océanographiques et atmosphériques y compris :
•
la dynamique et la prévision du climat ;
•
la modélisation océan-atmosphère à l’échelle globale ;
•
la modélisation océan-atmosphère à l’échelle régionale ;
•
la gestion des pêches; et
•
le monitorage environnemental.
La capacité de mesurer la SSM à partir de l’espace existe maintenant, et au moins un
satellite équipé d’un capteur SSM devrait être lancé d'ici 2006. Les signaux de salinité de
surface de la mer dans les eaux canadiennes sont forts, en termes de gradients spatiaux et
aux échelles de temps saisonnières et interannuelles. Le Canada est donc bien placé pour
profiter d’une manière significative de la télédétection de la SSM.
Les promoteurs des satellites de SSM ont justifié leurs missions principalement en termes
d'applications en mer, en particulier celles liées au changement climatique. Celles-ci
incluent le forçage thermohalin dans l'Atlantique Nord et la dynamique équatoriale
comme ils sont liés au El Niño dans le bassin du Pacifique. En fait, l'équipe de SMOS
(CESBIO) déclare que l’application à la zone côtière, particulièrement pour la
modélisation opérationnelle où les données doivent être d’une échelle de temps de 10
jours, est probablement au-delà des possibilités technologiques actuellement proposées.
Ceci semblerait indiquer que l'application de la télédétection de la SSM est limitée à la
région au large des côtes, qui est aussi importante pour le Canada. Cependant, il n’est pas
certain que cette vue pessimiste soit justifiée dans le cadre des nombreuses applications
côtières identifiées précédemment dans ce rapport (par exemple, gestion des pêches).
Cette vue ne considère pas les synergies possibles avec les programmes d'observation in
situ existants comme le programme zonal de monitorage de la région nord-ouest de
l'Atlantique du MPO ou le projet Argo.
Étant donné que l’erreur prévue pour une seule passe et pour un pixel est grande, la
réalisation d’une précision spécifiée pour la SSM exigera faire la moyenne spatiale et/ou
temporelle des images. Par exemple, pour réaliser une précision de 0.1 usp, SMOS
calculera la moyenne des images sur 10 jours et sur une grille carrée de 200 km par 200
km (tableau 5). La réduction de l'incertitude obtenue en faisant la moyenne dépend de la
structure spatiale et temporelle des erreurs simples qui entachent une estimation de la
SSM. Si toutes les sources de bruit consistent en bruit blanc (i.e. si elles sont non
corrélées entre pixels et entre passes successives), l’erreur diminuera en fonction de la
racine carrée inverse de la moyenne du nombre de pixels. Cependant, un effort
additionnel significatif sera exigé afin de déterminer les structures d'erreur. Jusque-là, il
sera difficile de prévoir le succès d'appliquer la télédétection de la SSM.
Il y a deux problèmes d'importance particulière au Canada associés avec la télédétection
de la SSM, l’eau froide et la glace. L'émissivité de l'eau froide est plus faible que celle de
l’eau plus chaude, et des pixels partiellement remplis de glace peuvent empêcher la prise
67
de mesures utiles dans la zone atlantique pendant l'hiver et le printemps. D’autre part, la
communauté scientifique canadienne est particulièrement bien préparée pour aborder de
telles questions.
En termes de bénéfices potentiels d’importance au Canada, la mesure de la salinité de
surface de la mer à partir de plates-formes spatiales fournira des renseignements
importants aux études du climat. En particulier, le progrès sera significatif si des
observations de salinité sont fournies pour les régions nordiques où, historiquement, la
couverture de données est médiocre. Possiblement avec la participation du Service
canadien des glaces, une contribution canadienne à l'application de la radiométrie en
bande-L dans le cadre de la surveillance de la salinité pourrait inclure de façon réaliste
une étude sur les effets de la glace de mer. De plus, les avantages s'accroîtront dans les
secteurs de la gestion des pêches et du monitorage environnemental puisque les
travailleurs pourront avoir accès aux données à l'année longue, ce qui n’était pas possible
auparavant. Ceci permettra, par exemple, d’obtenir de meilleures estimations de la
profondeur de la couche mélangée qui est importante dans les modèles écologiques. De
même, les travailleurs pourront mieux mesurer la distribution de l'eau douce due au débit
des estuaires.
L'expertise canadienne dans le cadre des études océaniques à haute latitude est reconnue
par la communauté scientifique globale. Aussi, les contributions canadiennes aux
expériences spatiales existantes sont bien connues. Les entreprises canadiennes, les
universités et le gouvernement peuvent profiter d’une contribution significative à la
mesure satellitaire de salinité au-dessus de l'océan global.
68
9.0
Références
Cette section inclut des références citées dans le rapport, un ensemble de sites
web d’intérêt et la correspondance sur l’état de diverses activités de recherche.
9.1
Références citées
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9.2
Sites web d’intérêt
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http://www.awi-bremernaven.de/index.html
Banques de données
http://www.nodc.noaa.gov/General/salinity.html
http://www.nodc.noaa.gov/OC5/inv_all.html
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http://www.meds-sdmm.dfo-mpo.gc.ca/
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ESTAR
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72
GODAE
http://www.bom.gov.au/bmrc/ocean/GODAE/
HYDROS
http://hydros.gsfc.nasa.gov/
Kuiper Airborne Observatory Publications:
http://sofia.arc.nasa.gov/project/library/kao/pub72.html
Microwave Geophysics Group, University of Michigan:
http://www.eecs.umich.edu/grs/intro.html
MIRAS
http://www.estec.esa.nl/ap2000/abstracts/a00565.html
http://www.esa.int/est/prod/prod0157.htm
http://www.esa.int/est/prod/prod0662.htm
http://esapub.esrin.esa.it/bulletin/bullet92/b92marti.htm
PALS (Passive/Active L/S-band Airborne Sensor)
http://eis.jpl.nasa.gov/msh/mission+exp/pals.html
Projet ARGO
http://argo.jcommops.org/index.html
Salinity Sea Ice Working Group:
http://www.esr.org/
SLFMR (Scanning Low Frequency Microwave Radiometer)
http://www.csc.noaa.gov/crs/AECS/SLFMR/
SMOS et MIRAS
http://www.esa.int/export/esaLP/smos.html
http://www.cesbio.ups-tlse.fr/indexsmos.html
www.esa.int/export/esaLP/ESAQGA2VMOC_smos_0.html
SMOS et les missions AQUARIUS et HYDROS des États-Unis
www.knmi.nl/~meulenvd/esa/DOSTAG/ESA_PB-EO_2002_2.pdf
STAR-Light (Scanning Thinned Array Radiometer-Light)
http://www.eecs.umich.edu/grs/projects/starlight/index.html
73
9.3
Correspondance
Des chercheurs impliqués dans la mesure de la salinité de la glace de mer et de la surface
de la mer ont été contactés par courrier électronique. L'information obtenue est
principalement au sujet de l’état des déploiements aéroportés récents, et de la
disponibilité des données radiométriques de glace de mer à très basse fréquence.
From Dr. E.G. Njoku, JPL/NASA
Dear Ms. Simms:
I don't know of much work that has been carried out at 1.4 GHz in looking at sea
ice. There have not been many (if any) L-band airborne radiometer flights over ice. Seaice researchers who may be able to provide more information are Don Cavalieri or Joey
Comiso, both at Goddard Space Flight Center, or Frank Carsey at JPL.
Regards,
Eni Njoku
Eni G. Njoku
M/S 300-233, Jet Propulsion Laboratory
4800 Oak Grove Drive, Pasadena, CA 91109
Tel:(818) 354-3693; Fax:(818) 354-9476
E-mail: [email protected]
From T. England, University of Michigan
Dear Dr. Simms,
STAR-Light is an airborne radiometer we are currently building for use in the
Arctic. It won't be operational for 2-3 years. Our work in the arctic so far has been from
a tower over tundra and at the SSM/I frequencies of 19, 37, and 85 GHz. I wish I could
help with L-band data but I can't yet. Please ask again in a couple of years.
The cold regions folks at Goddard might have some L-band ice data. Also, I
vaguely remember that Edgerton at Aerojet looked at sea ice at L-band back in the late
'60's or early 70's. Their reports were all in the gray literature but well done. I would
look in my files for you but we recently moved them and they are not in a configuration
that I can reasonably access.
Sincerely,
Tony England
Microwave Geophysics Group
c/o Prof. A.W. England
University of Michigan
EECS Building Room 3120
74
1301 Beal Ave
Ann Arbor, MI 48109-2122
From Dr. Per Gloersen, NASA/GSFC
Dear Dr. Simms,
I have researched our compatriots at Wallops Flight Center on your behalf and
have uncovered the following: 1) The WFC P-3 was out of commission, but a Navy P-3
was obtained as a substitute, and flew some missions out of Thule in July 2000, carrying,
alternately, C- and L-band radiometers. 2) Dr. Don Cavalieri (cc'd on this message) was
the mission scientist. 3) Flights dedicated to studying thin and water-covered sea ice were
carried out in Baffin Bay only. There were no flights over the Arctic Ocean, to the best
of my knowledge. 4) Dr. Cavalieri has just received copies of the raw data, and is a long
way from making them available for distribution.
I hope this helps.
Sincerely,
Dr. Per Gloersen/Code 971
NASA/Goddard Space Flight Center
Greenbelt, MD 20771-0001
[email protected]
301-614-5710; FAX: 301-614-5644
75