La photogrammétrie appliquée aux glaciers et aux glaces enterrées

La photogrammétrie est une technique permettant de créer un modèle 3D à partir d’images en 2D. Cette méthode s’est fortement démocratisée en raison du faible coût de l’équipement nécessaire, si on la compare avec d’autres méthodes de créations de modèle 3D comme le LiDAR (Remondino & El-Hakim, 2006). Le couplage d’un appareil photo à un drone permet d’obtenir une technique alliant simplicité d’utilisation, la flexibilité du drone et faible coût. Cette technique a déjà été utilisée à plusieurs reprises en mettant en oeuvre des drones à voilures fixes. Immerzeel et al. (2014) ont utilisé un « Swinglet CAM » de SenseFly pour réaliser deux modèles 3D entre mai et octobre 2013 du glacier rocheux qui s’est formé dans la partie inférieure du glacier de Lirung, au Népal. Ils analysent que la perte de masse du glacier rocheux est faible sur cet intervalle de temps et est principalement due à l’épaisse couche de débris qui isole la glace. De plus, la vélocité du glacier rocheux est faible car celui-ci s’est séparé de la zone d’accumulation du glacier. Ryan et al. (2015) ont fait voler un « Skywalker X8 » afin de réaliser des prises de photos d’un glacier au Groenland.

Deux séances de vols ont été réalisés les 1 et 2 juillet 2013 et le 23 août 2013. Leur méthode leur a permis de couvrir jusqu’à 5 km² de glacier et de mesurer les déformations de la glace entre ces deux dates grâce à la création de DEMs (Digital Elevation Models). D’autre part, Kraaijenbrink et al. (2018) ont mené une étude où ils mesurent la température à la surface d’un glacier rocheux à l’aide d’un « eBee » de SenseFly équipé d’un capteur thermique infrarouge et en dressent une carte. Cependant cette technique ne permet pas d’obtenir la température absolue de la surface du glacier rocheux. L’ajout de contrôle au sol permettant de connaitre la température et l’émissivité permet d’augmenter la précision de la carte. De plus, la température de surface en haute altitude peut drastiquement varier en un court laps de temps ce qui la rend très hétérogène. Finalement, Yordanov et al. (2019) utilisent un drone et la photogrammétrie pour étudier des effondrements au niveau de langues glacières. Ils comparent les DEMs et les différences d’élévations absolues sur plusieurs années avec des images prises par des satellites pour suivre l’évolution de ces effondrements.

Principe de l’InSAR

L’InSAR est une technique d’imagerie radar permettant de mesurer les déformations d’une surface. Rosen et al. (2000) expliquent que le radar va émettre un signal qui va être réfléchi par la zone ciblée et l’écho sera réceptionné par une autre antenne. Dans notre cas, il s’agira d’un satellite qui portera le capteur et ciblera la Terre. On obtient alors une phase qui est associée à l’altitude du pixel mesurée par le radar. Le satellite va ainsi balayer toute la surface de la zone ciblée pour y relever la phase de tous les pixels. Le satellite va réitérer ce procédé à chaque passage, fournissant ainsi des fichiers regroupant la phase correspondant à chaque pixel pour la date de passage. De plus, le satellite relèvera la cohérence du pixel, comprise entre 0 et 1, et qui est un indicateur de la qualité du pixel. Braun & Veci (2020) affirment qu’un indicateur supérieur à 0.6 est commun pour les zones urbaines et les terres agricoles et est synonyme de bonne qualité. En revanche, un indicateur inférieur à 0.3 est commun aux zones boisées et est synonyme de mauvaise qualité. Une cohérence de trop mauvaise qualité peut signifier que certaines étapes du traitement pourraient fournir des données erronées.

En combinant deux images il est possible de retrouver la déformation subie par la surface de la zone entre les dates des prises de mesures satellite (Braun & Veci, 2020). Cette technique se nomme l’InSAR différentiel (DInSAR). Cependant, si le temps entre les deux prises d’images est trop important, il est fréquent d’observer une chute de cohérence appelée cohérence temporelle (Tomás et al., 2014). Cela est d’autant plus important dans les zones boisées ou agricoles. Les cartes créées affichent une précision sur l’axe vertical de l’ordre du centimètre voire du millimètre (Lu, 2007). Une fois les cartes de déformations obtenues pour plusieurs dates successives, on peut alors les cumuler afin de créer des séries temporelles de données et ainsi suivre l’évolution moyenne de la zone d’étude sur une période donnée (Hooper, Bekaert, Spaans, & Arikan, 2012). Cela permet également d’avoir accès à la vitesse moyenne des déplacements de la zone d’étude.

Site d’étude

Le sud-ouest du Yukon est une région subarctique pourvue de nombreux glaciers rocheux et autres structures formées à base de glace enfouie. Cette région est depuis longtemps une zone d’étude privilégiée des glaciologues car elle possède de nombreuses vallées glaciaires, notamment autour du Mont Logan, au sud-ouest du territoire (voir Figure 2.1). La région possède un climat continental avec une température moyenne de l’air oscillant entre -2 et -6°C et des précipitations totales annuelles entre 250 et 400mm (Chesnokova, Baraër, & Bouchard, 2020b). Selon Huss & Hock (2018), les bassins du sud-ouest du Yukon n’ont pas encore passé le « peak water », c’est-à-dire qu’ils n’ont pas encore passé le moment où ils relâcheront la plus grande quantité d’eau que leurs réserves sous forme de glace leur permettent. Plus récemment, une étude de Chesnokova, Baraër, Laperrière-Robillard, & Huh, (2020a) a nuancé cette affirmation en démontrant que, même si certains de ces glaciers n’avaient effectivement pas encore atteint leur « peak water », d’autres de la même région ont déjà dépassé et leurs contributions aux ressources en eau pourraient diminuer par un facteur allant de 3 à 5.

Les montagnes St. Elias-Wrangell couvrent une grande partie de la région du sud-ouest du Yukon. Elles sont recouvertes de près de 46 000 km² de glace, ce qui fait de cette zone l’un des plus grands territoires recouverts de glace en dehors de la zone polaire (Flowers, Copland, & Schoof, 2014). Même si cette région est connue pour ses glaciers de très grande taille, les glaciers de petite taille, moins de 2 km², constituent une part importante de la cryosphère alpine (Huss & Fischer, 2016) soit plus de 80% des glaciers des monts St. Elias (Chesnokova et al., 2020b). Le site de Shar Tǎgà’, notre zone d’étude (Figure 2.2), est situé dans une vallée glaciaire située à une trentaine de kilomètres à l’ouest du lac Kluane et est situé à l’intérieur du Parc National Kluane, sur le territoire traditionnel des Premières Nations de Kluane. Cette vallée est connue pour le nombre de ses glaciers rocheux. Certains forment un continuum glacier-glacier couvert de débris-glacier rocheux dont la morphologie a été étudiée en profondeur par l’équipe du professeur Johnson dans les années 70-80 (Johnson, 1978, 1980, 1983, 1986, 1992) puis revisités dans les années 90 par Evin, Fabre & Johnson (1997).

Le continuum glacier-glacier couvert de débris-glacier rocheux étudié mesure environ 3 km de long. Le glacier se situe dans la partie supérieure du continuum. Il est considéré comme polythermal et présente à la fois des caractéristiques de glacier tempéré dans sa partie basse, et des caractéristiques de glacier froid sur la partie haute. La partie froide du glacier est située à environ 2000 mètres d’altitude, avec une température de la glace en dessous du point de fusion alors que la partie chaude s’étend jusqu’àplus de 2400 mètres d’altitude, avec une température de glace proches du point de fusion. La partie recouverte de débris se forme environ 1 km en aval du point culminant du glacier. Cette zone évolue d’une couverture sporadique à une couverture épaisse où seules quelques surfaces glacées exposées apparaissent à la suite de glissements de terrain très localisés. La partie la plus basse du continuum est constituée d’un glacier rocheux qui a été décrit comme actif dans les années 70-80 (Johnson, 1980) mais dont la couverture végétale semble indiquer que les déformations plastiques furent très limitées dans un passé récent.

A noter que la zone du glacier recouverte de débris est très difficile à délimiter avec précision puisque la couche de débris apparait comme uniforme entre les parties basses des cônes d’avalanche et la partie haute du glacier. Par ailleurs cette zone peut aussi contenir des moraines à coeur de glace très difficiles à distinguer de la langue du glacier principal. Le terme générique glace enterrée sera donc utilisé pour décrire toute glace recouverte de débris dans cette étude. La zone de prise de mesures dans le cadre de cette étude mesure près de 16,000 m² et est indiquée en rouge sur la Figure 2.2. Elle est située à environ 1900 mètres d’altitude, et comprend un petit lac supraglaciaire d’environ 3000 m² dont le niveau est très variable selon les conditions climatiques. Le reste de la zone est constitué de débris de tailles diverses, de sédiments, et de glace apparente. La morphologie de la partie basse de cette zone apparait comme très chaotique, sa partie supérieure elle apparait plus homogène.

Vue d’ensemble de la méthode

L’étude de l’importance hydrologique de la glace enterrée est rendue très difficile par le fait que celle-ci est difficilement localisable avec précision par des moyens classiques. Cette étude propose d’étudier le rôle hydrologique de la glace enterrée non pas en cartographiant sa présence mais plutôt en cartographiant sa perte de volume. C’est donc par la mesure des déformations de la couche de débris de surface que l’on propose d’estimer les quantités de glace ayant fondu, et donc ayant contribué au système hydrologique. L’idée est de générer des cartes de déformations obtenues grâce aux données satellites InSAR et de vérifier leur justesse en les comparant à des modèles numériques de terrain (3D) obtenus par photogrammétrie à partir des images RBG prises par drone durant deux expéditions menées en juin et en août 2019. Le projet initial prévoyait l’utilisation d’un octocoptère muni d’une caméra «FLIR DUO PRO R» équipée d’un capteur sensible à la lumière visible et d’un capteur sensible aux rayons infrarouges.

L’idée était de produire des modèles 3D dans la gamme du visible et d’y superposer des images infrarouges qui permettent de détecter les spots de glaces exposés et ceux enterrés sous une fine couche de débris (Aubry-Wake et al., 2015; 2018). 27 Malheureusement, des problèmes techniques liés à l’octocoptère en juin ainsi que les conditions météorologiques défavorables en août n’ont pas permis l’utilisation de cette technique. Les modèles 3D de référence ont alors été générés à partir de notre drone de secours, un DJI Mavic Pro. Les mesures de déformations à partir d’image InSAR ont ciblé la même zone que celle couverte par les modèles 3D de référence. Les images sélectionnées ont couvert une période englobant juin 2019 et aout 2019 afin de permettre une comparaison avec la carte de déformations obtenue à partir du drone. La comparaison des données InSAR avec celles obtenues à partir du drone a par la suite été effectuée grâce au logiciel ArcGIS.