Le niveau baisse dit-on,

celui de la Mer d’Aral aussi !

mais pas celui des océans…

Elévation annuelle du niveau moyen des océans = 2,8 +/- 0,4 mm/an

Alexandre BLIN Mathieu BRUYEN Jérémy VINCENT Lycée Roosevelt - Reims

Olympiades de Physique - 2005

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I ) Introduction La Terre est ronde et la surface de la mer sur cette Terre ronde, que peut-on en dire ? Les satellites altimétriques permettent de répondre à cette question : ni sphérique, ni plane, mais des bosses et des fosses... Simple, n’est-ce pas ? II ) Les mesures altimétriques Un satellite altimétrique émet des ondes radar en direction du sol. Ces ondes se réfléchissent sur les surfaces rencontrées et le satellite capte ces ondes venues du sol.

A ) L’onde radar (RAdio Detecting And Ranging)

C’est une onde électromagnétique (signal sinusoïdal) dont le fréquence est comprise entre 3.108 Hz et 1011 Hz. Comme toutes les ondes électromagnétiques, elle se propage en ligne droite, à la vitesse de la lumière, 300000 km/s dans le vide, à une vitesse inférieure

Surface sphérique ou plane ?

Topographie dynamique de la surface des océans observée par le satellite Topex-Poséïdon : Comparaison du niveau des océans à une valeur moyenne établie à partir des mesures effectuées depuis plus de 10 ans (échelle en cm).

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dans certains milieux matériels et pas du tout dans d’autres. En altimétrie, la fréquence utilisée est de 13,5 GHz.

B ) Principe des mesures altimétriques Manipulation : Réflexion d’une onde ultrasonore

Emetteur

Récepteur

t

t

Signal incident issu de l’émetteur à l’instant t =0

Signal rétro-diffusé reçu avec un retard ∆t

Retard

En réalité, le rayon incident et le rayon réfléchi sont pratiquementparallèles car l’émetteur et le récepteur sont très proches l’un de l’autre donc on peut considérer que la distance parcourue durant l’intervalle ∆t est égale à 2d.

d

Signal émis

Signal rétro-diffusé détecté

Retard

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De l’expérience au principe de la mesure altimétrique

Mais la mer est rarement plate, donc le signal dépend de la forme de la surface de la mer.

Signal émis et signal reçu

Formation d’un écho sur une mer agitée.

Signal reçu

Bruit de fond Premier contact avec la surface :

sommet des vagues

Signal dû au creux des vagues

∆t

∆t = intervalle de temps retenu pour évaluer le temps écoulé entre le début de l’émission du signal et le retour de l’écho.

Formation d’un écho sur une mer « plate ».

Signal émis

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Détermination de la distance altimétrique

La distance altimétrique, Haltimétrique, est donnée par la relation suivante : la vitesse de la lumière multipliée par la durée écoulée entre l’émission du signal et la réception de l’ « écho » renvoyé divisée par 2.

Halt = c*∆t/2

C ) Des éléments de référence Une donnée indispensable : la position du satellite sur son orbite Connaître la position du satellite sur son orbite avec exactitude est la tâche de la Division Orbitographie des agences spatiales. Pour ce faire, le satellite est équipé d’un récepteur GPS, d’un récepteur DORIS et d’un réflecteur laser. Un satellite GPS envoie à intervalles réguliers des messages indiquant sa position et l’heure à laquelle le message est envoyé : à partir des données issues de plusieurs satellites, le récepteur à bord calcule la position du satellite. Les balises du réseau DORIS, parfaitement localisées, émettent des signaux de fréquence définies que captent le récepteur de bord : à partir de la mesure de la fréquence des signaux reçus, le calculateur de bord, utilisant la théorie de l’effet Doppler, en déduit la position du satellite. Quand le satellite passe au dessus d’un émetteur laser, un faisceau laser est envoyé vers le satellite. Ce faisceau est renvoyé vers le sol par le réflecteur laser et la station au sol calcule la distance émetteur laser / satellite à partir des résultats obtenus. Il faut cependant qu’existe un élément de référence : ce sera l’« ellipsoïde de référence ». L’ellipsoïde de référence, c’est la surface d’un ellipsoïde de révolution dont la forme suit au mieux la surface des océans, ainsi la surface moyenne de la mer ne s’écarte jamais plus d’environ – 60 m et + 100 m par rapport à l’ellipsoïde de référence choisi pour les mesures altimétriques océanographiques (pour d’autres applications, d’autres ellipsoïdes peuvent être choisis). Cette référence sera utilisée dans des opérations de calibration du système altimétrique, et ce, afin de comparer par rapport à une même référence mathématique (il n'y a pas d'erreurs de modélisation dans l'ellipsoïde, ce qui n'est pas le cas des autres surfaces de référence) des données issues de sys tèmes indépendants. Les techniques utilisées pour la détermination de l’orbite du satellite sont indépendantes des techniques utilisées pour les mesures altimétriques. Une deuxième donnée indispensable : une référence pour le niveau de la mer

Il faut aussi un élément de référence pour le niveau de la mer : c’est le géoïde qui correspond à la surface libre que prendrait l’océan en l’absence de mouvements des eaux. C’est une surface équipotentielle du champ de gravité terrestre.

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Ci-dessus, à gauche, le géoïde utilisé en altimétrie et à droite, un gros plan du géoïde dans l’Atlantique : on observe en particulier la différence du niveau de référence le long de la dorsale océanique.

En effet, le relief sous -marin a une influence directe sur le niveau de la mer. Ci-contre, un schéma simplifié permet de modéliser cette influence : un volcan sous-marin de 1000 m de haut entraîne une anomalie de surface de 1,6 m.

Le calcul de l'impact local maximal sur le géoïde (c’est-à-dire la valeur de l'attraction gravitationnelle due au volcan relativement à celle de la terre) a été effectué en se plaçant dans le cas simple d'une terre sphérique, les caractéristiques de volcan étant données - Densité du volcan : 5000 kg m-3 - Hauteur du volcan : 1000 m - Rayon de la base : 1000 m - Profondeur de l'océan : 8000 m.

Cependant, si on utilise plusieurs années de données, ce qui est maintenant réalisable avec une très grande précision, on obtient une carte représentative de la topographie moyenne (par rapport à l'ellipsoïde). On peut également en déduire une carte de topographie moyenne, mais cette fois-ci par rapport au géoïde. On peut donc étudier la hauteur de la mer par rapport à une surface moyenne altimétrique, qui pourra être reliée ensuite au géoïde.

Australie

Afrique

Groenland

Europe Amérique du Nord

Amérique du Sud

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D ) Détermination de la hauteur de la topographie dynamique : La topographie dynamique correspond à la différence existant entre le niveau du géoïde et le niveau réel de la mer. En observant le schéma ci-dessus, on pourrait penser que la hauteur Htopographie dynamique sera donnée par la relation suivante : Htopographie dynamique = Horbite - Haltimétrie - Hgéoïde Eh bien non, car, dans cette vision simpliste, n’interviennent pas les diverses corrections nécessaires à l’approche de la valeur réelle :

• Des corrections de propagation, visant à trouver la distance altimétrique sans erreur (corrections d’atmosphère, de vapeur d’eau, d’ionosphère).

• Des corrections gravimétriques, visant à retrancher des variations de hauteur de l’océan toutes les composantes qui ne sont pas liées à un phénomène de circulation mais sont des effets permanents connus, effets purement océaniques, couplage entre océan et atmosphère et effets purement géophysiques (correction de marée océanique, effet de charge, marée terrestre, marée polaire, effet de baromètre inverse).

Correction ionosphérique

L'ionosphère est une partie très peu dense de l'atmosphère terrestre située entre 70 et 2000 km où sont présents des électrons libres issus de l'ionisation des atomes par le rayonnement solaire. La plus forte concentration d'électrons libres se situe vers 400 km

Haltimétrie (donnée

par le calculateur altimétrique embarqué)

Hgéoïde (donnée

par l’analyse de la gravité

terrestre)

Horbite (déterminée par le service Orbitographie

au sol)

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d'altitude. Le retard produit par l'ionosphère dépend de la fréquence du signal et cette propriété est utilisée pour déterminer le contenu total en électrons libres (CET). L'altimètre américain sur TOPEX/POSEIDON émet à deux fréquences et en mesurant l'écart entre les deux fréquences reçues, on peut déterminer le CET et donc la correction à effectuer. Dans le cas de l'altimètre français, on se sert de cette propriété pour estimer le CET à partir de l'analyse des signaux émis par les balises d'orbitographie DORIS (bi-fréquence) reçus par le satellite. L'amplitude de cette correction varie de 1 à 20 cm.

Correction de troposphère sèche

La présence de la troposphère (la partie de l'atmosphère contenant principalement des molécules de diazote N2 et de dioxygène O2) introduit un retard dans la transmission du signal équivalent à environ 2,30 m en terme de distance (ce retard dépend de la quantité d'air traversé qui fluctue en fonction de la pression atmosphérique). On ne dispose pas d'instrument embarqué pour estimer la pression atmosphérique à la verticale du satellite, mais elle est fournie par des modèles météorologiques qui produisent des données de qualité suffisante. Correction de troposphère humide

La présence d'eau sous diverses formes a une influence valant jusqu'à 30 cm sur la distance altimétrique. C'est sous les tropiques où l'air est saturé en humidité et où les précipitations sont fréquentes que cet effet est le plus important. La correction de troposphère humide dépend donc du contenu en vapeur d'eau, en eau sous forme de gouttelettes et en eau précipitante. Ces données sont mesurées par un radiomètre placé à bord du satellite. Un radiomètre est un instrument passif (au sens où il n'émet pas de signal) observant les températures de brillance (le signal émis par tout corps soumis au rayonnement lumineux et qui est fonction des caractéristiques de ce corps) à 3 fréquences différentes (18, 23 et 34 GHz). La combinaison de ces 3 observations donne une information sur le contenu en eau de l'atmosphère. Marée océanique

La marée océanique est un phénomène de déplacement des masses d'eau sous l'action gravitationnelle du Soleil et de la Lune. Celle-ci se traduit par une variation du niveau de la mer et par l'apparition de courants de marée sous forme de signaux ayant pour période des combinaisons des périodes orbitales et de rotation de la Terre, du Soleil et de la Lune. Les signaux les plus importants correspondent à des périodes de 12 et 24 heures. L'amplitude des marées est d'environ 2 m au milieu des océans, mais peut dépasser 10 m près des côtes (13.50 m dans la baie du Mont Saint Michel). Marée solide

La marée solide est une déformation de la croûte terrestre due aux même causes que la marée océanique mais s'appliquant à la partie solide de la Terre et non aux masses liquides constituant les océans. Toutefois, elle provoque le déplacement vertical des mers

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et des océans avec les mêmes caractéristiques périodiques que la marée océanique. Son ordre de grandeur est d'environ 50 cm, et elle est connue avec une précision meilleure que le centimètre. Marée d'effet de charge

La marée d'effet de charge est une conséquence des marées océaniques : la différence de charge des masses d'eau sur les fonds marins due à la marée océanique se traduit par un déplacement vertical (réponse "élastique") de l'écorce terrestre de quelques centimètres.

Marée polaire

La forme ellipsoïdale de la Terre est due à sa rotation propre à une période d'une journée, l'axe de l'ellipsoïde se confondant avec l'axe de rotation. Or celui-ci n'est pas fixe dans le temps et son orientation spatiale bouge. Ceci se traduit par un déplacement vertical de la surface de la Terre par rapport à l'ellipsoïde de référence utilisé en altimétrie qui, lui, possède une orientation fixe dans le temps (correspondant à un axe de rotation moyen). La marée polaire varie avec une amplitude de 2 cm maximum sur des durées de plusieurs mois liées au rythme de modification des paramètres de la rotation terrestre.

Baromètre inverse

L'effet du "baromètre inverse" quant à lui désigne un phénomène d'interaction entre l'atmosphère et l'océan : on a constaté une variation du niveau de la mer directement liée aux variations de la pression atmosphérique. Plus l'atmosphère pèse sur l'océan (c’est-à-dire, plus la pression est forte) plus l'océan va s'enfoncer. Ainsi, de nombreuses expériences ont montré que la mer répond de façon quasi proportionnelle aux variations de pression : +1 hPa correspond à -1 cm de hauteur d'eau, d'où l'expression "baromètre inverse". La prise en compte de ce phénomène nécessite donc la connaissance de la pression atmosphérique sous la trace du satellite: celle-ci est déterminée avec une précision suffisante par des modèles météorologiques.

Paramètres Amplitude (Min/Max) Mesures altimétriques 1340/1355 km Mesures Orbite 1340/1355 km Ionosphère -15/0 cm Troposphère humide -240/-220 cm

Corrections de propagation (dues à la traversée de milieux différents du vide) Troposphère sèche -40/0 cm

Marée océanique -50/50 cm Effet de charge -1/2 cm Marée terrestre -5/1cm Marée polaire -3/3 cm

Corrections géophysiques (mouvements prévisibles)

Baromètre inverse -20/30 cm Toutes ces corrections donnent la relation suivante :

Htopographie dynamique = Horbite - Haltimétrie - Hgéoïde - (Hmarée océanique + Hmarée terrestre + Heffet de charge + Hmarée polaire – Hbaromètre inverse)

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Et voilà comment a été obtenue l’image de la mer bosselée présentée en introduction ! III ) Les satellites altimétriques Le premier satellite altimétrique, SEASAT (USA), a été lancé en 1978. Volant à 800 km d’altitude, il tomba en panne après 3 mois de fonctionnement, mais il a permis de découvrir les « bosses et les fosses » du niveau de la mer. Il fallut attendre 1985 pour que soit lancé un autre satellite altimétrique, placé aussi à 800 km d’altitude, GEOSAT (USA), qui a fonctionné jusqu’en 1990 . Depuis lors, des satellites spécialisés se sont succédés régulièrement :

• ERS-1 (ESA), lancé en juillet 1991, a été mis en sommeil en juin 1996 et définitivement arrêté en mars 2000 ; ERS-2 (ESA), lancé en avril 1995, a pris le relais mais peu de temps après son lancement, l’enregistreur de bord s’est montré défaillant et les données altimétriques ne sont reçues que lorsque le satellite est en vue des stations de réception de l’Agence Spatiale Européenne.

• Le satellite Topex/Poséidon lancé le 10 Août 1992, issu d'un partenariat entre la Nasa, l'agence spatiale américaine et le Cnes, l'agence spatiale française, a à bord deux radars altimètres et différents systèmes de localisation précise, dont le système Doris, et pose les fondations pour une surveillance des océans à long terme ("laboratoire spatial"). Tous les dix jours, le satellite nous fournit la topographie mondiale des océans, niveau de la mer mesurée avec une précision inégalée (la précision moyenne instantanée de l'estimation locale du niveau de l'océan est meilleure que 5 cm et la précision moyenne sur un mois meilleure que 2 cm grâce en partie au fait que son altitude de 1336 km est nettement supérieure à celle de ses prédécesseurs).

• Le satellite GFO (Geosat Follow-On), successeur de Geosat a été lancé le 10 février 1998 à 880 km d’altitude (USA).

Topographie dynamique de la surface des océans observée par le satellite Topex-Poséïdon : Comparaison du niveau des océans à une valeur moyenne établie à partir des mesures effectuées depuis plus de 10 ans (échelle en cm).

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• Jason-1, réalisé en partenariat entre le CNES et la NASA, a été lancé le 7 décembre 2001 à 1336 km d’altitude (il est de plus équipé d’un système permettant de déterminer le contenu en électrons de l’ionosphère).

• Le satellite Envisat (Environmental Satellite), successeur d'ERS-1 et 2, a été lancé sur une orbite à 800 km d’altitude. Dédié à l'étude de l'environnement, en particulier au suivi des changements climatiques, sa mission est d'observer l'atmosphère et la surface de la Terre. Construit par l'Esa , il a à bord une série d'instruments complémentaires (dont un altimètre radar, et le système d'orbitographie et de localisation précise, Doris) permettant d'observer le plus grand nombre de paramètres possibles.

IV ) Une extension des applications de l’altimétrie océanographique TOPEX-POSEÏDON et la Mer d’Aral

Une des traces du satellite TOPEX-POSEÏDON se situe sur la Mer d’Aral. A chaque passage du satellite, une série de mesures permet de trouver le niveau de la Mer d’Aral, ce qui donne une série de mesures tous les 10 jours depuis 1992.

GFO ERS-1 JASON-1 ENVISAT

Trace 107

Bathymétrie de la Mer d’Aral le long de la trace 107

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Images satellites de la Mer d’Aral L’évolution de la Mer d’Aral Sur ces différentes représentations, on constate la « disparition progressive » de la Mer d’Aral. Page suivante, est représentée l’évolution du niveau de cette mer obtenue à partir des données TOPEX-POSEÏDON.

1994 1964

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V ) Réalisation d’une maquette de la Mer d’Aral et « mesures altimétriques ». Les ingrédients nécessaires à la réalisation d’une Mer d’Aral

25 plaques de polystyrène expansé (1,20 m sur 2,50 m), 5 cutters, 8 tubes de colle acrylique (1/3 de litre chacun), 2 pistolets à colle, 4 pots de peinture acrylique, 4 pinceaux , 3 tubes de plastique souple, une pompe, 2 tiges de fer de 40 cm de long et 8 mm de diamètre, 2 cornières alu de 6 m de long, 1 plat alu de 6 m de long, 2 panneaux en plastique blanc, 10 m2 de toile, 8 pots de résine, 15 pinceaux …. et de l’énergie et de l’organisation…

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Les mesures altimétriques sur « notre » Mer d’Aral Nous utilisons un émetteur à ultrasons (baptisé « radar » au vu de son utilisation) et nous espérons faire aussi bien que TOPEX-POSEIDON. VI ) Les mesures de TOPEX-POSEIDON L’ensemble des données est traité sous EXCEL et permet d’obtenir des graphiques montrant l’évolution du niveau de surface de la Mer d’Aral. Le « radar » passant au-dessus de la maquette de la Mer d’Aral nous permettra de suivre l’évolution du niveau de l’eau dans « notre » Mer d’Aral (que l’on pourra faire varier entre les passages du « satellite-radar » bleu).

L’altimètre de TOPEX-POSEIDON paraît un peu plus complexe.

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Les résultats Les résultats sur plusieurs années consécutives

28000

29000

30000

31000

32000

33000

34000

35000

36000

37000

38000

39000

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19

Niveau de la Mer d’Aral (en mm)

Numéros des points de mesure le long de la trace 107

1992

2001

En effectuant les moyennes des résultats obtenus lors de chaque passage du satellite, on obtient la courbe ci-contre montrant la baisse régulière du niveau depuis 1992.

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VII ) La Mer d’Aral de nos jours Un exemple d’impact économique pour la région

Kazakstan Tadjikistan Uzbekistan Kyrgystan Turkménistan Total dans la région

Evolution des quantités de poissons pêchés dans les pays ayant la Mer d’Aral sur leur territoire (Kazakstan et Uzbékistan) et les pays traversés par les fleuves alimentant la Mer d’Aral, l’Amou-Daria et le Syr-Daria (la quantité pêchée en 1990 a été prise pour référence).

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VIII ) Pourquoi mesurer le niveau des océans ? L’élévation du niveau des mers semble devoir nous concerner directement ! 100 m, c’est peut-être beaucoup mais néanmoins le niveau des océans monte régulièrement… 2,8 mm, cela semble négligeable mais au bout d’un siècle, on obtient quand même une élévation du niveau de 28 cm !! (et l’élévation du niveau de la mer a été de 15 cm au 20ème siècle…) Quelles en sont les causes et comment réagir (en admettant que ce soit possible) ? Les mesures océanographiques couplées à des mesures atmosphériques permettent de modéliser les phénomènes observés, de réaliser diverses simulations et, on l’espère, de trouver des solutions pour que notre planète connaisse un développement durable.

L’Europe face à une montée du niveau des mers de 100 m

Elévation annuelle du niveau moyen des océans = 2,8 +/- 0,4 mm/an