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REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE MINISTRE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEUR
ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE
UNIVERSITE MENTOURI FACULTE DES SCIENCES
DEPARTEMENT DE PHYSIQUE
N0 d’ordre………… Série……………….
MEMOIRE PRESENTEE POUR OBTENIR LE DIPLOME DE MAGISTER
EN PHYSIQUE ENERGETIQUE
OPTION
PHOTO THERMIQUE
PAR
TOURTA SABAH
THEME
ETUDE DE L’EFFET DES AEROSOLS SUR L’ESTIMATION DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE A L’AIDE
DE MESURES SATELLITAIRES
Soutenue le .…/…. / 2007
Devant le jury :
Présidant A. CHAKER Pr. Univ. Mentouri Constantine
Rapporteur A. MOKHNACHE M.C Univ. Mentouri Constantine
Examinateur N. ATTAF M.C Univ. Mentouri Constantine
Examinateur M. DJAZAR M.C Univ. Mentouri Constantine
REMARCIMENTS Ce travail a été effectué au Laboratoire de Physique Energétique de l’Université
de Constantine, sous la direction de Madame A.Chaker, professeur au
département de physique.
J’adresse mes plus sincères remerciements à monsieur A.MOKHNACHE, mon
encadreur dans ce travail qui m’a fait profiter de ses compétences scientifiques et
de sa rigueur pour le travail bien fait. Il n’a jamais ménagé sa personne ni son
temps pour me prodiguer de judicieux conseils.
Je tiens à remercier Madame A.Chaker, professeur au Département de physique à
l’université Mentouri de Constantine pour m’avoir fait l’honneur d’accepter la
présidence du jury de ma thèse.
Je tiens à remercier également Monsieur N.Attaf, maître de conférence à
l’université Mentouri de Constantine et Monsieur M.djezzar, au département de
physique à l’université Mentouri de Constantine, d’avoir accepter d’être membre
de jury.
SOMMAIRE
INTRODUCTION ……………………………………..……………………......1
CHAPITRE I : RAPPEL SUR LA TELEDETECTION ET LE RAYONNEMENT ELECTROMAGNETIQUE
I.1- LA TELEDETECTION …………………………..………………………………….…..3
I.1.1- Les données essentielles de la télédétection………………………………..…….…3
I.1.2- Différentes étapes de la télédétection……………………………..…………….......3
I.1.3. Principe de base……………………………………………………..……………....4
I.2- LES SATELLITES…. ……………………………………………………………..……..6
I.2.1- Satellites a défilement…………………………………………………..……….......6
I.2.2- Satellites géostationnaires…………………………………………….......................7
I.3-NOTIONS D’ASTRONOMIES………………………………………………...................7
I.4-LE RAYONNEMENT ELECTOMAGNETIQUE ………………………….........….…...7
I.5-LE SPECTRE ELECTOMAGNETIQUE ….……………………………..……...…….…8
I.6-PROPRIETES DES ONDES ELECTROMAGNETIQUES ………………..……......…...9
I.6.1- Emission …………………………………………………………………………….9
I.6.2- Réflexion …………………………..……………………………………….….......10
I.6.3. Absorption ……………………………………………………..…………………..10
I.6.4- Transmission ………………………………..……………………………….….…10
I.6.5- I.6.5- Diffusion ……………………………..………………………………….......11
I.7-GRANDEURS RADIOMETRIQUES …………………………………….…………......11
CHAPITRE II : L'ATMOSPHERE
II.1-L'ATMOSPHERE …………………………………………………..…………………...14
II.1.1- Composition de l’atmosphère…………………………………………...................14
II.1.2- Les couches atmosphériques……………………………………………………….15
II.1.3- Quelques propriétés physiques de l'atmosphère…………………………………...16
II.1.4- La masse d’air……………………………………………………………………..18
II.2-LES AEROSOLS ………………………………………………………………..…….....19
II.3-LES NUAGES …………………………………………………………………..……….19
II.3.1- Les différents nuages dans l’atmosphère……………………………………….....19
II.4-ABSORPTION ET DIFFUSION ATMOSPHERIQUE ……………………....................20
II.4.1. Absorption atmosphérique………………………………………………………....20
II.4.2. Diffusion atmosphérique ………………………………………………………..…21
II.5- LES FENETRES ATMOSPHERIQUES ……….……..…………………….………….23
CHAPITRE III : LES AEROSOLS ATMOSPHERIQUES
III.1-DEFINITIONS …………………………………………………………………….……26
III.1.1-Classification des aérosols en fonction de leur dimension………………………...26
III.1.2-Classification des aérosols en fonction de leur domaine de résidence dans
l’atmosphère………………………………………………………………..….…..26
III.1.3-Classification des aérosols en fonction de leur origine….………………………....27
III.1.4- Classification des aérosols en fonction du processus de formation…………...….28
III.2-PROPRIETES OPTIQUES DES AEROSOLS…………………….…………………….28
III.2.1- L’épaisseur optique et le coefficient d’Angström……………………..…….…….28
III.2.2- L’albédo……………………………………………………………..………….…30
III.2.3- Fonction de phase…………………………………………………...………....….30
III.3-LA CONCENTRATION ET LA DISTRIBUTION DES AEROSOLS ……….…….….30
III.4-LES SOURCES D’AEROSOLS ………………………………………………………...30
III.5-CARACTERISTIQUES DES AEROSOLS ATMOSPHERIQUES …………….…..….33
III.6-LES AEROSOLS DESERTIQUES ……………………………………….……..……...34
III.7-TRANSMISSION DE L’ATMOSPHER ……………………………………………….35
III.8-EFFETS RADIATIFS DES AEROSOLS …….................................................................39
CHAPITRE IV : MODELES D’ESTIMATION DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE DU SOL
IV.1- DEFINITION DE LA REFLECTANCE ……………………….……………….……..40
IV.2-LES MODELES DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE DE SURFACE……... 41
IV.2.1- Les modèles de transfert radiatifs…………………………………………………41
IV.2.2- Les modèles géométriques………………………………………………...……...42
IV.2.3- Les modèles empiriques……………………………………………………..……42
IV.3- LES MODELES PHYSIQUES ………………………………………………………...43
IV.3.1- Models spectral de SMARTS……………………………...……………………...43
IV.3.2- Modèle analytique à bande large………………………………………...………..48
IV.4-CALCUL DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE ……..…51
CHAPITRE V : RESULTATS ET DISCUSSION
V.1- IMAGES PLEINE RESOLUSION ……………………………………...…………55
V.2-EVOLUTION DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE….....58
V.3-QUANTIFICATION DE L’EFFET DES AEROSOLS SUR LE CALCUL…...…61
V.4- VALIDATION ………………………………...…………………………………..61
V.4.1- Influence de τae sur le rayonnement global…….................................………...........61
V.4.2-Comparaisons entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré …………………………………….….......…….64
V.4.3-Comparaisons entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
SMARTS2et mesuré… ………….…………………….…............................…......68
V.5-TABLEAUX DES RESULTATS…………………………....…………......………...73
CONCLUSION………………………………………………………………....……………79
Annexes Annexe A : Capteurs et plates-formes.......................................................................80 Annexe B : coefficient de corrélation.........................................................................83
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES...............................................................................85
Nomenclature
Nomenclature D Le rayonnement diffus. W/m 2
Dr Le rayonnement diffus de RAYLEIGH. W/m 2
Dae Le rayonnement diffus des aérosols. W/m 2
I Le rayonnement direct. W/m 2
GLs Le rayonnement solaire global au sol. W/m 2
Gli Le rayonnement solaire global au sol. W/m 2
Bsat Brillance au niveau du satellite. Count
Bsol Brillance du sol. Count
Batm Brillance de l’atmosphère. Count
Bs Brillance diffusée du sol. Count
Csat Coefficient de calibration du satellite Sans unité
Tsat Transmittance atmosphérique dans la direction du satellite. Sans unité
Toz La transmittance d’ozone. Sans unité
Tw La transmittance de la vapeur d’eau. Sans unité
Tr La transmittance de RAYLEIGH. Sans unité
Tg La transmittance des gazes. Sans unité
Tae La transmittance des aérosols. Sans unité
h Hauteur angulaire du Soleil Degré
l L’épaisseur réduite d’ozone. cm
m Masse d’air relative. Sans unité
w L’épaisseur d’eau condensable. cm
z Altitude d’un lieu. Km
ρS (θs,θv,Φv) Coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol. Sans unité
τae L’épaisseur Optique des aérosols. Sans unité
θs Angle solaire zénithal. Degré
θv Angle zénithal de visée du satellite. Degré
ΦS Angle solaire azimutal Degré
ΦV Angle azimutal de visée du satellite. Degré
extQ L’efficacité d’extinction Sans unité
difQ L’efficacité de diffusion Sans unité
absQ L’efficacité d’absorption Sans unité
0ω L’albédo de simple diffusion des aérosols Sans unité
1
INTRODUCTION
La plupart des satellites météorologiques sont équipés des radiomètres à haute résolution qui
permettent de mesurer en quelques microsecondes la puissance électromagnétique provenant
d’un point de la surface terrestre. Aussi grâce aux techniques spatiales, il est maintenant
devenu possible d’observer en une seule prise de vue toute la région de la terre pour en
déduire les caractéristiques du sol ou pour mieux suivre l’état de l’atmosphère. Les premiers
satellites d’observation météorologique sont les satellites GOES lancés aux Etats-Unis
d’Amérique par les NOAA (National Océan and Atmosphère Administration ) et les satellites
METEOR lancés par l’ex –URSS. Puis, il y eu le lancement de toute une série de satellites
pour observes l’atmosphère et l’évolution du climat.
L'avantage des ces satellites, est leur fréquence élevée dans l'espace et dans le temps, ils
peuvent couvrir le disque terrestre observé à partir de 3600Km et plusieurs images dans la
journée, une image tout les 30 minutes pour le cas de METEOSAT. L'imagerie satellitaire,
nous permettrait donc de suivre l'influence humaine sur la nature tel que la déforestation; la
désertification, l'augmentation du gaz carbonique et la diminution de la douche d'ozone.
Malgré l'existence de réseau de mesures météorologiques, constitués d'appareils performants,
ces deniers restent toujours insuffisants à l'échelle d'un pays ou même d'une région pour une
bonne appréciation du potentiel énergétique. Cela a conduit, de nombreux auteurs, à
développer des méthodes indirectes pour son estimation. Le rayonnement solaire, de part son
caractère radiatif, est le processus le plus cohérent avec les méthodes d'acquisition en
télédétection.
La connaissance du rayonnement solaire au sol et sa distribution géographique est très
importante pour l'énergie solaire et ces application. Le rayonnement solaire rediffusé porte la
signature des propriétés que l'on caractérise par la réflectance du sol [41,42].Le capteur
mesure le rayonnement au sol sont dues essentiellement les variations des constituants
gazeuse de l'atmosphère tels que vapeur d'eau, CO2 ,…et des aérosols.
Les aérosols, particule solides en suspension dans l’atmosphère, ils sont caractérisés par leur
épaisseur optique qui représente le degré de turbidité de l’atmosphère. Les fluctuations du
signal mesuré sont en grande partie dues aux fluctuations de l’épaisseur optique des aérosols.
2
Le coefficient de réflectance bidirectionnelle et l'épaisseur optique des aérosols jouent un rôle
importante dans le calcule du bilan radiatif à l'interface Terre-Atmosphère, leur mesure
demande un équipement spécifique.
Notre étude s'est focalisée sur l'estimation de coefficient de réflectance bidirectionnelle ρS sur
le site de TAMANRASSET à partir des images numériques B2 du canal visible VTSSR de
METOSAT, où nous avons étudié les effet des aérosols sur cette estimation, cet étude en
comparant le coefficient de réflectance bidirectionnelle ρS pour différentes valeurs de τae .
pour cela on trouvons que pour les fortes valeurs de l'épaisseur optique des aérosols τae on à
un fort coefficient de réflectance bidirectionnelle ρS .
Dans le premier chapitre, nous avons présenté un rappel sur la télédétection et certaines
définitions qui concernent le rayonnement électromagnétique et ses principales
caractéristiques. Nous avons dans le deuxième chapitre présenté l’atmosphère comme un
enveloppe qui entoure la terre,avec la description de déférents constituants de ce dernier tels
que : les constituants gazeux, les aérosols et les nuages. En fin on a décrit les fenêtres
atmosphériques les plus utilisées par la télédétection. Le troisième chapitre est consacré à
l’étude des aérosols atmosphérique, cette étude consternant notamment la définition, leurs
propriétés optiques, leurs origines et la classification. Le quatrième chapitre décrit les
méthodes de mesure de rayonnement solaire global et de coefficient de reflectance
bidirectionnelle basée sur les données satellitaires. Le cinquième chapitre est une discussion
et validation des résultats obtenus.
RAPPEL SUR LA TELEDETECTION ET LE RAYONNEMENT
ELECTROMAGNETIQUE
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
3
La télédétection est l’ensemble des connaissances et techniques utilisées pour déterminer
les caractéristiques physiques et biologiques d’objets par des mesures effectuées à
distance, sans contact matériel avec ceux-ci. Télé signifie « à distance » et détection veut
dire « découvrir » ou « déceler » [1]. La télédétection englobe tout le processus qui
consiste à capter et à enregistrer l’énergie d’un rayonnement électromagnétique émis ou
réfléchi, à traiter et à analyser l’information, pour ensuite mettre en application cette
information [2]
I.1- LA TELEDETECTION
I.1.1- Les données essentielles de la télédétection
Les données satellitaires fournissent une information régulière sur de vastes étendues,
aussi la télédétection est devenue un outil très intéressant et qui présente divers
avantages :
- La donnée satellitaire est issue d’une mesure physique, ceci évite la notion de
subjectivité lors de son interprétation.
- Les observations satellitaires permettent de spatialiser les données dans l’espace et dans
le temps.
- Des observations satellitaires sont disponibles quasiment en tout point du globe, bien
que l’on soit limité par les conditions météorologiques notamment dans le domaine des
courtes longueurs d’onde.
- L’enregistrement numérique des mesures acquises un traitement et une analyse rapide
de l’information [3].
I.1.2- Différentes étapes de la télédétection
• Une source d’énergie ou d’illumination (A) :
En télédétection dite passive, le soleil constitue la principale source d’énergie. En
télédétection dite active, la source est fabriquée par homme.
• Interactions rayonnement-atmosphère: Interactions entre le rayonnement et
l’atmosphère tout au long du trajet source cible et cible capteur (B).
• Interactions avec la cible (C) :
Ces interactions sont de trois types : La transmission, la réflexion et l’absorption.
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
4
L’émission est à considérer comme un phénomène à part.
• Enregistrement du signal par le capteur (D): Le capteur enregistre le signal
reçu.
• Transmission, Réception, et Traitement (E): Le satellite transmet les signaux
vers des stations de réception au sol ou à des satellites relais. Au niveau de ces
stations, les informations sont décodées et enregistrées sous forme d’images ou de
photographies.
• Traitements, analyses, interprétation et applications (F et G): Les traitements
se basent sur des théories et techniques souvent complexes et servent à extraire les
informations utiles. Ces informations sont ensuite utilisées pour caractériser la
cible étudiée.
FigureI.1 : Le cheminement de l’information
I.1.3- Principe de base de la télédétection
Le principe de base de la télédétection est similaire à celui de la vision de l'homme. La
télédétection est le fruit de l'interaction entre trois éléments fondamentaux : une source
d'énergie, une cible et un vecteur.
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
5
FigureI.2 : Le principe de base de la télédétection
I.1.3.1- La cible : est la portion de la surface terrestre observée par le satellite. Sa taille
peut varier de quelques dizaines de Km2 à plusieurs milliers.
I.1.3.2- La source d'énergie : est l'élément qui "éclaire" la cible en émettant une onde
électromagnétique (flux de photons). Dans l'immense majorité des cas que nous
aborderons ici, la source d'énergie est le soleil. Néanmoins, la technologie RADAR
nécessite qu'un émetteur soit embarqué sur le satellite, dans ce cas le satellite lui-même
est source d'énergie. Il est également possible de mesurer la chaleur qui se dégage à la
surface de la cible (infrarouge thermique), auquel cas c'est la cible qui est source d'énergie
(bien qu'il s'agisse d’énergie solaire stockée et réémise).
I.1.3.3- Le vecteur : ou plate-forme de télédétection mesure l'énergie solaire
(rayonnement électromagnétique) réfléchie par la cible. Le vecteur peut-être un satellite
ou un avion, dominant la cible de quelques centaines de mètres à 36 000 kilomètres. Les
capteurs embarqués sur le satellite mesurent le rayonnement électromagnétique réfléchi,
puis un Lorsque le satellite ne fait que capter le rayonnement réfléchi, on parle de
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
6
télédétection passive et lorsque le satellite émet une onde vers la cible et en mesure l'écho,
on parle de émetteur renvoie l'image sur Terre vers des stations de réception.
I.2-LES SATELLITES
Les principales caractéristiques des satellites de télédétection [4] sont les suivantes :
- orbite et période et révolution
- mouvements possibles par rapport à l’orbite
- appareils de prise de vue :
- bandes spectrales
- résolution spatiale
- champs couvert
- fréquence des images
- précision de la donnée numérique
- disponibilité des images :
- photographies
- bandes magnétiques
- archivage systématique ou non
- coût
- temps réel ou différé
- possibilités de superposition des images
I.2.1- Satellites a défilement
Les satellites à défilement passent périodiquement au-dessus d’une même région. C’est le
cas des LANDSAT qui, avec une résolution spatiale de 100 m, plusieurs bandes
spectrales et une période de 18 jours, peuvent donner des renseignements sur l’évolution
lente des sols.
Les satellites de la série TIROS passent une fois par jour au-dessus d’une même région,
ils sont dits héliosynchrones, leur orbite est polaire est polaire. Leurs diverses bandes
spectrales permettent de. Distinguer la neige des nuages. Leur résolution spatiale est de
l’ordre de 1 Km mais la superposition exacte d’images consécutives n’est pas aisée. Leur
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
7
inconvénient majeur pour l’étude du gisement Solaire est leur faible fréquence de passage
au-dessus d’une région donnée.
I.2.2-Satellites géostationnaires
Leur altitude voisine de 36 000 Km leur permet d’avoir une vitesse angulaire de rotation
autour de l’axe polaire identique à celle de la terre elle-même ; ils nous paraissent donc
fixes.
Plusieurs satellites géostationnaires sont en opération autour de la terre pour permettre
une étude à l’échelle mondiale des perturbations atmosphériques. Deux ont été utilisés
pour mettre au point méthodologies de détermination du Gisement Solaire : GOES en
Amérique et METEOSAT en Europe.
I.3- NOTIONS D’ASTRONOMIES
La terre est animée d’un mouvement de rotation autour de l’axe des pôles (NORD.SUD).
Le centre de la terre décrit une ellipse ayant le soleil comme foyer.
Au lieu de faire l’étude de la terre autour du soleil et de son axe ; il est plus important
pour notre étude de s’intéresser au mouvement apparent du soleil dans la sphère céleste.
Le repérage du soleil se fait à l’aide de deux angles et cela dans un système de
coordonnées locales ou horizontales du soleil (azimut « φ», et hauteur solaire « h »).
Azimut : Représente l’angle que fait la projection du rayon solaire avec la direction
I.4-LE RAYONNEMENT ELECTOMAGNETIQUE
Un rayonnement est une énergie transportée dans l’espace sous forme d’ondes ou de
particules. On parle de rayonnement électromagnétique lorsque le rayonnement se
comporte comme un champ de force dont les variations affectent les propriétés
électriques et magnétiques de la matière.
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
8
FigureI.3 : Rayonnement électromagnétique
La longueur d’onde est la distance entre deux points homologues successifs et la
fréquence est le nombre de cycles par secondes passant par un point fixe. Plus la
fréquence est élevée, plus la longueur d’onde est petite. Ces oscillations se propagent dans
le vide à la vitesse de la lumière (300 000 m/s).
La formule suivante illustre la relation entre la longueur d’onde et la fréquence :
C = λ.ν (I.1)
λ : Longueur d’onde
ν : Fréquence
C : Vitesse de la lumière
I.5-LE SPECTRE ELECTOMAGNETIQUE
Le spectre électromagnétique regroupe toutes les radiations depuis les rayons cosmiques
10-8 µm jusqu’aux émissions radar 105 µm en passant par les rayonnements gamma (10-5
µm), les rayons X (10-3 µm), les ultraviolets (10-2 µm - 0,35µm), le domaine visible
(0,35µm - 0,75µm), l’infrarouge (0,75µm - 1000µm), les ondes hertziennes (HF, UHF…)
et les micro-ondes (10-3 µm). Le domaine visible n’en représente qu’une infime partie. Le
domaine des longueurs d’ondes infrarouges est placé juste après le domaine visible, il
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
9
correspond à une large bande de fréquence 0,75 µm - 1000µm que l’on découpe
classiquement en trois parties (figure 1.4) :
- L’infrarouge proche (0,75µm - 1,5µm), qui peut être perçu par une pellicule
photographique
très sensible.
- L’infrarouge moyen (1,5µm - 20µm), nécessitant des capteurs spéciaux.
- L’infrarouge lointain (20µm - 1000µm), nécessitant des capteurs spéciaux.
Figure I.4 : Spectre du rayonnement solaire
I.6- PROPRIETES DES ONDES ELECTROMAGNETIQUES
Parmi les nombreuses propriétés des ondes électromagnétiques, certaines sont
fondamentales pour la compréhension des principes de base de la télédétection. C'est le
cas de la réflexion, de l'absorption, de la transmission, de la diffusion et de l'émission. Il
existe de nombreuses autres propriétés, telles la diffraction, l'interférence, la polarisation
ou encore l'effet Doppler qui ne sera pas abordés ici, même si elles ont une importance
considérable notamment en télédétection RADAR.
I.6.1- Emission :
Tout corps dont la température thermodynamique est supérieure à zéro absolu (-273 °C)
émet un rayonnement électromagnétique. L'émetteur, appelé aussi source, peut être le
soleil, le satellite (RADAR) ou encore la cible (infrarouge thermique).
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
10
I.6.2- Réflexion :
Un corps qui reçoit une quantité de REM peut en réfléchir une partie. Lorsqu'il s'agit
d'énergie solaire réfléchie par une portion d'espace terrestre, on parle d'albédo. Il
s'exprime en pourcentage d'énergie réfléchie. La réflexion peut être spéculaire, c'est à dire
qu'elle est dirigée entièrement dans une seule direction, ou diffuse lorsqu'elle est dirigée
dans toutes les directions.
FigureI.5 : Réflexion de l’énergie
I.6.3- Absorption :
Un corps qui reçoit une quantité de REM peut en absorber une partie. Cette énergie
absorbée est transformée et modifie l'énergie interne du corps. Ainsi, la température
interne du corps peu augmenter ce qui va être la source d'émissions plus importantes dans
d'autres longueurs d'ondes (infrarouge thermique par exemple).
I.6.4- Transmission :
Un corps qui reçoit une quantité de REM peut en transmettre une partie. Un objet
transparent à une transmittance élevée dans les longueurs d'ondes visibles. Une surface
d'eau pure ou les feuillages d'arbres sont des exemples de surfaces susceptibles de
transmettre une partie du REM.
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
11
FigureI.6 : Modes d’interaction
I.6.5- Diffusion :
Ce phénomène à une très grande importance en télédétection aérospatiale. Des particules
microscopiques, comme celles contenues dans l'atmosphère, amènent la diffusion dans
toutes les directions d'une partie du REM. Le REM traversant ce milieu peut alors être
considérablement transformé.
Le ciel nous parait bleu car la diffusion de la lumière se fait préférentiellement dans les
petites longueurs d'ondes (bleu). Si cette diffusion due à l'atmosphère n'existait pas, le ciel
serait noir et les zones d'ombre seraient également d'un noir absolu. Environ 25% du
rayonnement solaire qui traverse l'atmosphère est diffusé. Ce chiffre peut être beaucoup
plus important lorsque l'atmosphère est chargée en aérosols et vapeur d'eau.
I.7- GRANDEURS RADIOMETRIQUES
Ø La puissance (Flux énergétique)
La puissance est la quantité d’énergie émise par un corps par unité de temps dans toutes
les directions ou reçue par un corps unité de temps et provenant de toutes les directions.
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
12
P = dw/dt (w) (I.2)
Les corps étudiés peuvent soit émettre un rayonnement (Luminance, émittance) soit être
«éclairés» par une source (éclairement).
Ø Intensité
L’intensité est la puissance émise par une source ponctuelle (A) par unité d’angle solide.
I = dp /d Ω (W.Sr-1) (I.3)
Si l’intensité est la même dans toutes les directions la source est dite isotrope. Lorsqu’une
source n’émet pas la même puissance dans toutes les directions, elle est dite anisotrope.
Cette notion est peu utilisée en télédétection, la surface terrestre observée par le satellite
n’étant pas ponctuelle.
Ø Luminance
La luminance (L) est la puissance émise (dp) par unité d’angle solide (dΩ) et par unité de
surface apparente (surface perpendiculaire au faisceau) (dS x cos θ) d’une source étendue
dans une direction donnée (ϕ).
).m(W.Sr )( cos x dS
dI )( cos x dS x d
pd ),( 2-1-2
θθϕθ =
Ω=L (I.4)
Où θ et ϕ sont respectivement le zénith et l’azimut de la direction de propagation.
Si la luminance ne dé pend pas de θ et ϕ , c’est-à-dire si elle est la même dans toutes les
directions, la surface est dite Lambertienne. Cette notion est très importante, car l’énergie
mesurée au niveau du capteur est proportionnelle à la luminance de la source observée
(surface terrestre).
Ø Emittance
L’émittance (M) est la puissance émise (d p) par unité de surface d’une source étendue,
dans tout un hémisphère. Il s’agit donc de la luminance intégrée sur toutes les directions
d’un demi-espace (sur un hémisphère).
Chapitre I rappel sur la télédétection et le rayonnement électromagnétique
13
Ø Eclairement
L’éclairement (E) est la puissance reçue par unité de surface du récepteur
dsdpE = (w/m2) (I.5)
Ø Réflectance bidirectionnelle : Rapport de la luminance réfléchi dans une direction à
l’éclairement provenant de la source.
bdρ = ir EL ( sr / mµ ) (I.6)
Ø Réflectance directionnelle : Rapport de l’émittance d’un élément de surface à la
puissance reçue :
dρ = rM iE ( sans unité ) (I.7)
Ø Transmittance : Rapport de la puissance transmise à la puissance reçue (sans unité).
Ø Absorptance : Rapport de la puissance absorbée à la puissance reçue (sans unité).
Chapitre II L'atmosphère
14
L’atmosphère ne possède pas de limite supérieure bien définie car sa densité décroît
graduellement vers l’espace. Même aux très hautes altitudes, des traces de gaz légers
subsistent et ces derniers sont d’ailleurs trop légers pour être retenus par la gravité
terrestre. Elle joue un rôle très important vis-à-vis du rayonnement solaire, elle maintient
une température clémente indispensable à la vie sur terre en absorbant le rayonnement de
grandes longueurs d’onde (le rayonnement infrarouge) émis par la terre [5].
II.1- L’ATMOSPHERE
II.1.1- Composition de l’atmosphère
La composition chimique de l’atmosphère comprend pour l’essentiel, de l’azote (78%), de
l’oxygène (21%). Dans la troposphère, l’ensemble des gaz, dons les proportions restent
constantes, forme l’air sec considéré comme un gaz parfait.
Gaz Proportion [%]
Azote (N2)
Oxygène (O2)
Argon (A)
Dioxyde de carbone (CO2)
Neon (Ne)
Helium (He)
Krypton ( Kr)
Hydrogène (H2)
Xénon (Xe)
Ozone (O3)
Radon (Rn)
78.09
20.95
0.93
0.035
1.8.10-3
5.24 .10 -4
1.0.10-4
5.0.10-5
8.0.10-6
1.0.10-6
6.0.10-18
Tableau II.1 : Le pourcentage de la composition de l’atmosphère
Chapitre II L'atmosphère
15
Les constituants de l’air atmosphérique peuvent être classées en deux catégories :
• Les constituants comme l’azote, les gaz rares, dont la concentration est constante, tout
au moins dans les basses couches de l’atmosphère.
• Les constituants dont la teneur varie dans l’atmosphère tels que le dioxyde de carbone,
l’ozone et certaines particules en suspension dans l’air (les polluants par exemple) et
surtout la vapeur d’eau (L’eau existe dans les trois phases: liquide, solide et gazeux, et
cela, à cause des températures caractéristiques et variables de notre planète).
Aux molécules de gaz constituant l’atmosphères et dont les dimensions sont de l’ordre de
quelques Angstrom 10-10 m s’ajoutent des particules plus grosses, dont le diamètre varie
de 10-6 à 5.10 -2 mm. Il s’agit des aérosols, qui jouent un rôle clé dans le fonctionnement
du système terrestre en absorbant ou diffusant une partie du rayonnement solaire ou en
intervenant dans la formation des nuages. Ces aérosols résultent pour une bonne part des
combustions industrielles ou émissions volcaniques, mais aussi de transport de poussières
par les vents ou de la pulvérisation de météorites rentrant dans les couches denses de
l’atmosphère terrestre.
II.1.2- Les couches atmosphériques
L’atmosphère qui entour la terre est subdivisée en diverses couches de propriétés
différentes [6]. Ce sont : la troposphère, la stratosphère, la mésosphère et la thermosphère
La figure II.1 montre le profil vertical de la température ainsi la variation de la pression
atmosphérique en fonction de l’altitude.
Chapitre II L'atmosphère
16
Figure II.1: Structure verticale de l’atmosphère
L’essentiel des modifications subies par le rayonnement solaire se fait dans la troposphère
par diffusion, diffraction, absorption, réfraction par des gaz de température et de densité
croissantes. La mince couche d’ozone dans la stratosphère a un rôle important dans
l’absorption des rayons ultraviolets les plus dure.
II.1.3- Quelques propriétés physiques de l'atmosphère
Le volume de l’atmosphère est évalué à 2,5 km3 d’air à la pression normale. A l’échelle
de la Terre, l’atmosphère est une mince couche d’air. A petite échelle, elle représente
l’épaisseur d’une feuille de papier de soie placée sur une orange.
L’atmosphère est formée de plusieurs couches dont les plus importante sont la
troposphère et la stratosphère. La tropopause est la surface marquant la limite supérieure
Chapitre II L'atmosphère
17
de la troposphère, elle correspond à la position de l’apparition de l’air très stable de la
stratosphère. On peut admettre que cette surface se comporte comme une surface libre.
Le tableau II.2 récapitule les propriétés physiques de l'atmosphère aux conditions
normales, soit au niveau de la mer.
Température
288,15 (15) ° K (°C)
Pression
101'325 Pa
Masse spécifique
1,225 kg m-3
Accélération de la gravité
9,8065 m s-2
Viscosité cinématique
14,607 10-6 m2/s
Conductibilité thermique
20,480 10-2 m2/s
Libre parcourt moyen
6,632 10-8 m
Poids moléculaire
28,966 g/mole
Densité molaire
2,5476 1025 m-3
Tableau II.2 : Propriétés physiques de l'atmosphère au niveau de la mer et à 15 °C
La troposphère est caractérisée par une diminution de pression entre la surface de la
Terre et la tropopause. Au niveau de la mer la pression est de 1 atmosphère (1 kg/cm 2 ou
105 Pascals). Dans le cas de l’atmosphère immobile, la variation de la pression avec
l'altitude est définie par l’équation du fluide hydrostatique.
La température de l’air diminue aussi en fonction de l’altitude. Le gradient thermique
vertical est variable en fonction des conditions de rayonnement solaire qui varient elles-
mêmes en fonction de la latitude et de la couverture nuageuse, de la couverture du sol et
des phénomènes météorologiques, etc.
Chapitre II L'atmosphère
18
II.1.4- La masse d’air
Par convention une masse d’air unité correspond au trajet d’un rayon solaire selon le
vertical du lieu. En négligeant pour un donné la rotondité du système Terre-atmosphère
(figure II.2).
La masse d’air relative traversées et définie par : m =sθcos
1
Figure II.2 : Trajet optique
Oǔ : h est la hauteur solaire et θs angle de zénith
La valeur de m calculée ainsi doit cependant être corrigée : [3]
- de l’altitude du lieu Z en Km
- de la pression atmosphérique au sol p en mbar ou KPa
h
Chapitre II L'atmosphère
19
Alors la valeur de la masse d’air devient :
m = (sinh
1 ). (100P ) . (1-
5Z )
II.2- LES AEROSOLS Les aérosols présents dans l’atmosphère sous forme liquide ou solide sont effet mitigeur
sur le réchauffement provoqué par les gaz à effet de serre. Dû à leur court temps de
résidence dans l’atmosphère (quelques jours seulement) pour une bonne part des
combustions industrielles ou émissions volcaniques, mais aussi de transport de poussières
par les vents ou de la pulvérisation de météorites rentrant dans les couches denses de
l’atmosphère terrestre.
II.3- LES NUAGES Un nuage est un agrégat visible de minuscules gouttelettes d’eau et/ou de cristaux de
glace suspendus dans l’atmosphère et peut exister dans une variété de forme et de tailles.
Certains nuages sont accompagnés de précipitations : pluie, neige, grêle ou verglas.
Tous les nuages sont formés par la suite de l’élévation de l’air. Parfois l’air est forcé de
se lever au-dessus des montagnes. Plus habituellement, l’air chaud, étant moins dense, se
lèvera au-dessus de l’air froid
II.3.1- Les différents nuages dans l’atmosphère
Les nuages sont classés en utilisant des mots latins, qui décrivent leur aspect et la hauteur
de leur basse. C’est le chimiste anglais Luke Howard qui a inventé cette classification en
1803. Les mots latins utilisés sont : cirrus, qui signifie « boucle de cheveux » ; stratus, qui
veut dire « la couche » ; cumulus, qui signifie « en tas » et nimbus : « la pluie ».
Les différents types de nuages sont divisés en quatre groupes. On différencie les trois
premiers groupes en fonction de la hauteur de la base du nuage par rapport au sol :
Les nuages élevés, de 5 à 13 Km
Les nuages de l’étage moyen, de 2 à 6 Km
Les nuages bas, de 0 à 2 Km au dessus du sol
Chapitre II L'atmosphère
20
Le quatrième groupe est composé des nuages qui ont une telle épaisseur qu’ils ne
peuvent pas être classés dans l’une de ces trois catégories.
II.3.1.1- Les nuages élevés
Les cirrus, les cirrostratus et les cirrocumulus sont dans la classe des nuages élevés.
Ils sont si hauts dans le ciel qu’ils sont composés de millions de minuscules cristaux on
glace et ne pas de gouttelettes d’eau comme les nuages moins élevés. D’ailleurs, leur
température est inférieure à -40º C.
II.3.1.2- Les nuages de l’étage moyen
Les nuages de l’étage moyen ont le préfixe « alto » et se nomment donc Altostratus et
Altocumulus. La base de ces nuages se situe entre 2 et 6 Km de hauteur.
II.3.1.3- Les nuages bas
Les nuages situés entre le niveau du sol et 2 Km d’altitude sont généralement composés
de gouttes d’eau liquide. Ils se nomment stratus, stratocumulus et nimbostratus.
II.4- ABSORPTION ET DIFFUSION ATMOSPHERIQUES
Au niveau du satellite, le signale radiométrique est affecté par la traversée de
l’atmosphère terrestre : les deux principaux mécanismes sont l’absorption gazeuse et la
diffusion par les molécules et les aérosols.
II.4.1- Absorption atmosphérique
Cette absorption est due au différents gaz présents dans l’atmosphère et est caractérisée
par de nombreuses bandes d’absorption.
-l’ozone absorbe les rayonnements dans les longueurs d’ondes dont inférieures à 290nm
(et particulièrement les ultraviolets nocifs pour les être vivants) ainsi qu’une partie du
rayonnement dans le rouge.
-l’oxygène présente une bande étroite d’intense d’absorption autour de 760nm.
-la vapeur d’eau, le gaz carbonique et le méthane constituent les trois principaux gaz qui
absorbent la majeure partie du rayonnement solaire de l’infrarouge à l’infrarouge
thermique.
Chapitre II L'atmosphère
21
La figureII.3 montre les différentes bandes d’absorption des gaz pour les spectres solaire.
Figure II.3: Identification des différentes molécules absorbantes
II.4.2- Diffusion atmosphérique
La diffusion atmosphérique est due à l’interaction le rayonnement incident avec les
particules (diffusion de Rayleigh) et les aérosols (diffusion de Mie) en suspension dans
l’air. L’énergie diffuée par des particules sphériques peut entre obtenue par la solution des
équations de Maxwell dans les coordonnées sphériques. Rayleigh a donné la solution pour
les particules sphériques de dimension inférieure à la longueur d’onde ; pour les particules
de dimension égale à la longueur d’onde, c’est mie qui a donné la solution. [7]
II.4.2.1- La diffusion de Rayleigh
C’est une diffusion sélective, symétrique (c’est-à-dire que les diffusions en avant et en
arrière sont égales). L’intensité diffusée en avant et en arrière est d’ailleurs deux fois plus
importante que celle perpendiculaire au rayonnement incident [8].
Chapitre II L'atmosphère
22
La diffusion de Rayleigh concerne les molécules dont la taille très inférieure à celle de la
longueur d’onde (voir figure (II.4)). Rayleigh a montré en 1899 que son intensité décroît
selon la puissance quatrième de la longueur d’onde. Ainsi, les rayonnements de courte
longueur d’onde, comme le bleu, sont plus diffusés que les rayonnements de grande
longueur d’onde, comme le rouge. Ce phénomène est responsable de la couleur bleue du
ciel.
II.4.2.2- La diffusion de Mie
La diffusion de Mie concerne les aérosols, lorsque la longueur d’onde est de même ordre
de grandeur que la taille des particules diffusantes. C’est une diffusion sélective,
anisotropique (la diffusion est concentrée dans la direction vers l’avant) (voir figure
(II.4)) [35]. Elle est inversement proportionnelle a la longueur d’onde et se manifeste dans
tout le spectre solaire, mais à une très faible influence dans l’infrarouge thermique. Elle
est de plus préférentiellement orientée dans la direction du rayonnement.
La solution de la diffusion d’une d’onde plane électromagnétique par une sphère
homogène isotropique à été obtenu par MIE [7]. Le coefficient d’extinction est donné par
la relation d’Angström τae = β0* λ-α , β0 caractérise la quantité des aérosols et α la taille ;
α varie entre 0 (grosses particules) et 4 pour les petites particules. La fonction de phase
pour les aérosols n’est pas bien connue, mais certains auteurs ont tablés ces valeurs [9]
Chapitre II L'atmosphère
23
Figure II.4 : Diffusion du rayonnement électromagnétique.
II.5-LES FENETRE ATMOSPHERIQUES
Les phénomènes physiques d’une grande variété affectent le rayonnement au passage de
l’atmosphère et contribuent au rayonnement diffus ambiant le fond ciel. L’atmosphère est
complètement opaque pour la partie énergétique du spectre jusqu’au proche UV. A partir
de là, plusieurs fenêtres atmosphériques s’ouvrent, qui sont des parties du spectre solaire
pour la quelle la transmittance totale est bonne pour les usages de télédétection.
L’atmosphère présente des bonnes fenêtres pour les observations terrestres par les
satellites, elle sont résumées dans: [10]
Chapitre II L'atmosphère
24
- le visible entre 0.4 et 0.7
-l’infrarouge proche et moyenne à approximativement : 0.85, 1.06, 1.22, 1.60, 2.20
Les figures de (II.5) à (II.12) exposent ces fenêtres [11]
Figure II.5 : fenêtre atmosphérique à Figure II.6 : fenêtre atmosphérique à 0.35µm 0.75µm
Figure II.7 : fenêtre atmosphérique à Figure II.8 : fenêtre atmosphérique à 0.85µm 1.06µm
Chapitre II L'atmosphère
25
Figure II.9 : fenêtre atmosphérique à Figure II.10 : fenêtre atmosphérique à 1.22 µm 1.60 µm
Figure II.11 : fenêtre atmosphérique à Figure II.12 : fenêtre atmosphérique à 2.20 µm 3.7 µm
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
26
L’atmosphère n’est pas un simple mélange de gaz. Chaque cm3 d’air contient au
minimum une centaine de particules en suspension. Cette matière particulaire est
communément appelée aérosol ; Ainsi le terme s’applique au mélange multiphasique de
particules solides et liquides dispersées dans le gaz [12].
L’aérosol l’atmosphérique prend une place grandissante dans les préoccupations des
chercheurs, cela étant lié à 2 faits majeurs. D’une part les aérosols jouent un rôle sur le
système climatique de la terre, et d’autre parte leur impact sanitaire est de plus pis en
compte.
III.1-DEFINITIONS
On définit les aérosols atmosphériques comme les populations de particules solides et
liquides en suspension dans l’air, à l’exception des gouttelettes d’eau et des cristaux de
glace composant les nuages et les brouillards. Ils existent même dans les atmosphères les
plus claires et leurs dimensions sont comprises entre 0.001 et 100 μm [13]. Pour réaliser
une classification des aérosols, on doit prendre en compte certains critères tels que leur
taille, leur nature physico-chimique, leur source de production et leur domaine de
résidence dans l’atmosphère [14].
III.1.1- Classification des aérosols en fonction de leur dimension
La taille des aérosols s’étend du centième de micron à quelques dizaines de microns. Plus
la taille d’un aérosol est importante plus son temps de résidence dans l’atmosphère sera
court car il est plus sensible à la sédimentation gravitationnelle.
Selon l’ordre de grandeur du rayon r de la particule (supposée sphérique), on distingue
trois classes [21], [22] :
Les particules d’Aitken : r∈ [0.001 ; 0.1 μ m]
Les particules fines (mode d’accumulation) : r∈ [0.1 ; 1 μ m]
Les grosses particules : r∈ [1 ; 100 μ m]
III.1.2- Classification des aérosols en fonction de leur domaine de résidence dans
l’atmosphère
III.1.2.1-Aérosols stratosphériques
Ces aérosols localisés entre 12 et 30 Km d’altitude sont de petites dimensions. Ils sont
produits principalement par le processus de conversion gaz particule et par les injections
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
27
issues des grandes éruptions volcaniques. Une petite partie de ces aérosols
stratosphériques est d’origine extraterrestre. Leur concentration maximale se situe vers
l’altitude de 18-30 Km, dans une région appelée couche d’aérosol de Junge. Ils présentent
une distribution zonale presque uniforme et leur durée de vie est quelques mois à
quelques années.
III.1.2.2-Aérosols troposphériques
Ce sont des aérosols de courte durée de vie, concentrés dans la partie basse de la
troposphère. Leur concentration et leur composition physico-chimique présente une
grande variabilité temporelle et spatiale. Parmi ces aérosols, les aérosols minéraux (ou
poussière désertique) soulevés par les vents dans les régions arides jouent un rôle très
important à l’échelle régionale. Ils forment des couches de grande épaisseur optique qui
restent plusieurs jours dans l’atmosphère, et dont l’impact radiatif est donc élevé.
III.1.3- Classification des aérosols en fonction de leur origine
Les aérosols atmosphériques proviennent de sources naturelles ou anthropogéniques [15]
III.1.3.1-Les aérosols naturels
Sont composés de particules d’origines minérale et marine, représentent la fraction
majoritaire de la masse totale d’aérosols émis (1500 Mt/an d’aérosol désertique et 1300
Mt/an d’aérosol marin, pour un flux totale de 3450 Mt/an [16]). Ces particules sont les
produits, pour une grande part, de l’action mécanique exercée par le vent sur les surfaces
terrestres marines et continentales.
III.1.3.2-Les aérosols anthropogéniques
Sont généralement concentrés autour des régions industrielles. Ils sont produits soit par
combustion, soit par émission directe à l’état liquide ou solide, soit par l’intermédiaire des
processus de conversion gaz-particule faisant intervenir des produits gazeux de
combustion. Cette dernière catégorie est constituée de particules de taille submicronique
[17]. Les évaluations récentes pour l’émission de ces aérosols vont environ de 100 Mt/an
[18] à 200 Mt/an [19] (ces chiffre ne tiennent pas compte de l’aérosol désertique [20])
Les émissions naturelles et anthropiques dans l’atmosphère de particules de type aérosols
ont de nombreux effets sur l’environnement, le climat et la santé publique. La
caractérisation de leur distribution spatio-temporelle ainsi que de leurs propriétés micro-
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
28
physiques sont des éléments clé pour l’évaluation de l’impact de ces particules. Ceci a été
montré dans de nombreuses études comme ACE-2 [35], ESCOMPTE [36], ESQUIF [37].
Cette caractérisation est rendue encore plus difficiles dans l’atmosphère des régions
urbaines et industrielles, étant donné la plus grande diversité des propriétés physiques et
chimiques des aérosols.
III.1.4-Classification des aérosols en fonction du processus de formation
III.1.4.1-Les aérosols primaires
Les aérosols dits primaires sont émis directement sous forme particules. Leur taille est
généralement supérieure au micron lorsqu’ils produits mécaniquement et inférieure au
micron lorsqu’ils sont issus de processus de combustion.
III.1.4.2-Les aérosols secondaires
Les aérosols secondaires généralement submicroniques (taille inférieure à 1μm), sont
issus de la transformation en particules de substances émises dans l’atmosphère sous
forme gazeuse, par exemple transformation directe gaz-solide.
III.2-PROPRIETES OPTIQUES DES AEROSOLS
L’interaction aérosols-rayonnement est caractérisée complètement lorsqu’on connaît la
quantité de rayonnement qu’une population d’aérosols peut éteindre (diffuser et
absorber), la contribution de l’absorption à cette extinction, et la distribution angulaire de
la diffusion. Les quantités correspondantes sont respectivement l’épaisseur optique,
l’albédo de simple diffusion et la fonction de phase.
III.2.1- L’épaisseur optique et le coefficient d’Ångström
L’intensité d’un faisceau qui traverse un milieu absorbant et diffusant est diminuée en
raison de l’atténuation par un facteur maee τ− , où aeτ est défini comme étant l’épaisseur
optique des aérosols, qui est un paramètre clé pour le suivi et la détection des propriétés
optiques des aérosols [23]. L’épaisseur optique est donné par Angström τae = β0* λ-α, où
β0 représente la quantité des aérosols et α représente les dimensions des particules,
Angström à proposé pour α une valeur moyenne de 1,3.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
29
L’efficacité d’extinction d’une particule, notée extQ , est le rapport entre la section
efficace d’extinction et la section géométrique de la particule, cette dernière étant donnée
par π 2r pour une particule sphérique de rayon r . De la même façon, on définit
l’efficacité de diffusion difQ et d’absorption abs
Q
L’efficacité d’extinction est simplement la somme de l’efficacité de diffusion et de
l’efficacité d’absorption
extQ = difQ + abs
Q III.1
L’atténuation est provoquée par deux types d’interaction entre la matière et la radiation
soit l’absorption et la diffusion (figure III.1). Lorsqu’il y a absorption, le photon (grain de
lumière) est capturé par la particule pour être ultérieurement réémis sous une forme
dégradée suite à divers processus thermiques. Lorsqu’il y a diffusion, la radiation est
simplement déviée dans une autre direction. Si nous observons une source lumineuse à
travers un milieu translucide, et que la lumière de la source est plus intense que la lumière
diffuse ambiante, les deux phénomènes conduisent à une réduction de l’intensité de la
lumière sortante ou atténuation.
Figure III.1 : Origine de l’atténuation de la radiation, les petites sphères correspond
aux photons alors que les grandes sphères marron représentent les aérosols.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
30
III.2.2- L’albédo de simple diffusion
L’albédo de simple diffusion est introduit ici comme étant l’efficacité de la diffusion
d’une particule par rapport à son absorption :
ext
diff
=0ω III.2
III.2.3- Fonction de phase
Dans le cas de la diffusion, la distribution angulaire du rayonnement est quantifiée à
l’aide de la fonction de phase de la particule. Dans le cas d’une particule sphérique, la
fonction de phase d’une particule P(θ) est normalisé comme suit :
∫ =Ωπ
πθ4
4)( dP III.3
Cette grandeur représente la probabilité que le rayonnement arrivant sur la particule soit
diffusé dans un cône d’angle solide dΩ et selon un angle θ qui est l’angle de diffusion.
III.3-LA CONCENTRATION ET LA DISTRIBUTION DES AEROSOLS
La concentration des particules dans l’atmosphère représente la quantité de particules par
unité de volume. Elle peut s’exprimer en masse ou en nombre par unité de volume : si
l’on pouvait peser toutes les particules contenues dans 1 (1000 litres) d’air, on trouverait
la concentration en masse ; si on pouvait les compter dans ce même volume, on
obtiendrait la concentration en nombre. La concentration des particules dans l’air dépend
fortement de l’endroit ou on se trouve : au milieu de l’océan, la concentration en masse
est d’environ 4.8, c’est-à-dire trois fois moins qu’en zone rurale [25]. Dans les villes, les
concentration de particules peuvent être supérieures à 100, soit un million de particules
par cm3
III.4-LES SOURCES D’AEROSOLS
Les aérosols sont émis soit par vois naturelle ou soit suite à l’activité humaine (émission
anthropique). Les sources peuvent être directes ou indirectes en ce sens qu’il est possible
que certains aérosols prennent naissance suite à la condensation de gaz atmosphériques.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
31
-Les principales sources des aérosols primaires sont :
• L’origine marine
Les particules des sel sont émises par l’écume des vagues lorsque le vent souffle très fort
(ce sont de grosses particules, composées essentiellement de chlorure de sodium). De plus
petites particules sont aussi émises par toutes les bulles d’air contenues dans l’écume, qui
éclatent d’air contenues dans l’écume, qui éclatent à la surface de l’eau.
• L’origine minérale
Le vent arrache de petites particules du sol, surtout lorsque la terre est sèche et qu’il n’y a
pas de végétation, et peut les transporter sur de très longues distances. Ces particules sont
constituées des roches terrestres, et sont donc riches en oxydes de fer, en calcium et
aluminium. Environ le tiers des émissions de particules minérales dans le monde
proviennent du Sahara.
• L’origine volcanique
Les éruptions volcaniques injectent des quantités énormes de gaz et d’aérosols dans
l’atmosphère. Contrairement aux autres sources, les panaches de fumées montent si haut
qu’ils peuvent atteindre la stratosphère (une partie plus haute de l’atmosphère) : le
panache de l’éruption du Pinatubo a atteint 40 kilomètres de haut
Ces particules qui pénètrent dans le haute atmosphère ne sont pas facilement éliminées, et
les composés émis par les éruptions y restent longtemps (parfois plusieurs années).
Les émis par les volcans fabriquent eux aussi des particules. Toutes ces particules
stratosphériques ont un impact important sur le climat (plus de détails dans le niveau
« plus »).
• L’origine biogénique
Les particules émises par les être vivants sont appelées particules biogéniques. Les
aérosols primaires peuvent être des pollens, des moisissures, des bactéries, des virus… les
feux de forêt émettent eux aussi des particules dans l’atmosphère.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
32
• L’origine extraterrestre
Certaines particules du système solaire pénètrent aussi dans l’atmosphère. La plupart sont
brûlées dans les hautes couches de l’atmosphère (les plus grosses donnent des étoiles
filantes), mais certaines atteignent le niveau du sol. Ces particules de taille inférieure à
0.5mm sont appelées micrométéorites. On estime qu’il en arrive au moins plusieurs
milliers de tonnes par an sur terre.
Les sources naturelles d’aérosols secondaires résultent de réactions chimiques basées sur
la conversion de la phase gazeuse à la phase solide qui prennent place dans la brume et les
nuages.
Les sources anthropiques sont principalement concentrées autour des installations
industrielles lourd telles que les fonderies ainsi que dans les zones à forts densité de
population (urbaines) et résultent soit de réaction chimiques produites par l’activité
humaines, par la combustion de carburants fossiles et de biomasses ainsi que par la
circulation (poussières). Le tableau III.1 résume les différentes sources d’aérosols et leur
composition.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
33
Tableau III.1 : les sources d’aérosols et leur composition
III.5-CARACTERISTIQUES DES AEROSOLS ATMOSPHERIQUES
La nature d'un aérosol est reliée à l'origine des particules, c'est à dire à leur mode de
formation. On peut ainsi généralement séparer les particules selon trois origines: les
aérosols minéraux issus de l'érosion de la croûte terrestre, les aérosols marins provenant
du pétillement océanique et les aérosols anthropiques dont les principaux sont issus de la
combustion.
Les différentes natures d'aérosols peuvent être également distinguées selon leur
composition chimique à la source (Tableau III.2).
Sources naturelles Sources anthropiques
Primaires Secondaires Primaires Secondaires
Poussières
(vent sur le
sol nu)
Sulfates à partir de gaz
biotiques
Poussières de la circulation
et de l’industrie
Sulfates à partir du
SO2 industriel
Sels marins
(vent sur
l’océan)
Sulfates à partir du SO2
d’origine volcanique
Suie (combustion de
carburants fossiles et
biomasse)
Organiques
carbonés à partir
de VOC (Volatile
Organique
Compound)
Cendres
volcaniques
Organique carbonés à
partir des VOC
Organiques carbonés
(combustion de biomasse)
Nitrates à partir du
NOx
Organique
carbonés
(feux de
forêts)
Nitrates à partir du NOx
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
34
Composés
Aérosol urbain
Aérosol continental
Aérosol marin
SO4
2-
NO3-
Cl-
Br - NH4
+
Na+
K+
Ca2+
Mg2+
Al2O3 SiO3 Fe2O3 CaO
31.7 % 6.9 % 4.3 % 0.2 % 11.1 % 2.7 % 1.0 % 3.6 % 1.4 % 3.3 % 3.6 % 2.9 % -
35.6 % 11.5 % 1.6 % - 15.7 % 0.8 % 0.9 % 2.2 % - % 5.6 % 18.1 % 5.3 % 1.5 %
23.1 % 0.4 % 41.4 % 0.1 % 1.4 % 26.0 % 0.9 % 1.5 % 3.6 % - % - % 0.6 % -
Total 72.7 % 98.6 % 99.0 %
Tableau III.2: Pourcentage massique moyen en composés minéraux (excepté le arbone)
pour différents types d’aérosols. Adapté de Warneck (1988).
III.6- LES AEROSOLS DESERTIQUES
Les aérosols désertiques sont le résultat d’interactions complexes entre l’atmosphère, la
lithosphère et la biosphère. Ils sont principalement produits par l’érosion éolienne des
surfaces arides et semi-arides de la planète. Ces aérosols représentent environ 40% des
émissions globales en aérosols troposphériques [24]. Leur transport concerne la totalité
des zones subtropicales où ils sont responsables des épaisseurs optiques en aérosols les
plus fortes pouvant être observées. Le dépôt de ces aérosols terrigènes sur les surfaces
continentales et océaniques constitue, pour certains écosystèmes, un apport important en
éléments limitant leur fonctionnement (fer, phosphore, …) [25],[26]. Par ailleurs, il est
maintenant admis que ces aérosols minéraux sont impliqués dans des processus chimiques
multiphasiques [27] au travers desquels ils interagissent avec des espèces azotées
[28],[29] ou soufrées [30],[31]. Ainsi, ils peuvent modifier les propriétés d’acidité
[32],[33], de nombre, de taille et de composition chimique d’autres familles d’aérosol.
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
35
III.7-TRANSMISSION DE L’ATMOSPHER
L’atmosphère terrestre absorbe ou rétro diffuse vers l’espace la totalité des longueurs
d’ondes de la radiation solaire incidente. En fait n’existe essentiellement deux fenêtre
spectrales pour les quelles l’atmosphère se montre relativement transparent. La première
fenêtre couvre le spectre visible (0.4 à 0.7μm) et les longueurs d’ondes voisines du proche
infrarouge et proche ultraviolet. La seconde couvre le domaine du spectre radio des
longueurs d’ondes de ~0.1mm jusqu’à ~15m. La figure (III.2) illustre la transparence de
l’atmosphère telle que modélisée pour une atmosphère standard des latitudes moyennes
(US62)) par MODTRAN. Un agrandissement de cette figure est présenté à la figure
(III.3) pour la région visible et proche infrarouge (Les zones bleues correspondent aux
bandes spectrales peu influencées par les gaz à grande variabilité). Les divers constituants
de l’atmosphère provoquent l’atténuation du rayonnement directe issu du disque solaire,
par absorption et diffusion, et ils donnent naissance à un rayonnement diffus.
Nous y avons identifié les bandes exemptes des gaz atmosphériques dans l’ordre
décroissant d’importance :
H2O : affecte principalement les longueurs d’onde plus grand que 0.7μm (figureIII.4)
CO2 : sa contribution survient au-delà 1μm, et perturbe les fenêtres de la vapeur d’eau
(figure III.5).
O3 : présente une absorption considérable entre 0.55 et 0.65μm et limite les observateurs
de la terre à des longueurs d’onde moins que 0.35μm (figure III.6)
O2 : son influence est limitée à une très forte bande approximativement 0.7μm
(figure III.7)
CH4 : présentent deux absorptions à 2.3 et 3.35μm (figure III.8).
N2O : la contribution de N2O parait dans deux bandes à 2.9 et 3.9μm (figure III.9)
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
36
Figure III.2 : transmission atmosphérique telle que modélisée par modtran
pour une atmosphère standard aux latitudes moyennes (US62)
Figure III.3 : Transmission atmosphérique dans le visible
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
37
Tel que modélisée par modtran pour une atmosphère standard aux latitudes moyennes
(US62). Les zones bleues correspondent aux bandes spectrales peu influencées par les gaz
à grande variabilité.
Figure III.4: Transmission atmosphérique Figure III.5: Transmission atmosphérique
de H 2O deCO2
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
38
Figure III.6: Transmission atmosphérique Figure III.7: Transmission atmosphérique
de O 3 de O 2
Figure III.8:Transmission atmosphérique Figure III.9: Transmission atmosphérique
de CH 4 de N 2O
Chapitre III Les aérosols atmosphériques
39
III.8- EFFETS RADIATIFS DES AEROSOLS
Les aérosols, de diverses natures, ont des propriétés différentes, ce qui leur confère des
rôles radiatifs spécifiques affectant différemment le fonctionnement climatique. En effet,
les effets radiatifs des aérosols dépendent de leur nature optique (absorbant, diffusant), de
leur fraction soluble (hygroscopique), de leur concentration et de leur distribution en
taille. Du fait de ces divers facteurs, les aérosols peuvent apporter un forçage aussi bien
positif (un réchauffement) que négatif (un refroidissement). Cette particularité n’apparaît
pas pour l’étude des gaz à effet de serre, puisque ces derniers contribuent tous à un
forçage positif. On distingue trois manières d’agir des aérosols.
– Ils interviennent tout d’abord de manière directe, en absorbant (réchauffement) ou en
diffusant (refroidissement) le rayonnement solaire selon leurs propriétés optiques. C’est
l’effet direct.
L’intensité de cet effet dépend de la capacité optique des aérosols et de leur concentration.
– Ensuite, les aérosols peuvent agir indirectement en intervenant dans la formation
nuageuse comme noyaux de condensation et en influençant la durée de vie et les
propriétés optiques des nuages. On parle alors d’effet indirect, puisque c’est ici le forçage
radiatif des nuages, sous l’influence des aérosols, qui est considéré. Cet effet dépend des
propriétés physico-chimiques des aérosols.
– Enfin, certains aérosols très absorbants peuvent intervenir sur la couverture nuageuse en
provoquant une évaporation partielle de celle-ci, contrainte à un fort réchauffement au
niveau du sommet des nuages. Cet effet est appelé semi-direct, puisque sa cause est l’effet
direct des aérosols (le réchauffement) et ses conséquences sont un forçage dû à une
modification du champ nuageux.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
40
1-DEFINITION DE LA REFLECTANCE
La réflectance est une mesure de la capacité d'une surface à réfléchir l'énergie incidente.
Les surfaces terrestres interceptent la majeure partie de l’énergie solaire incidente dans les
régions du spectre électromagnétique du visible et des courtes longueurs d’onde et dans
infrarouge thermique. La plus part des cops à la surface de la terre agissent alors comme
des diffuseurs et on enregistre en général de l’énergie réfléchie diffuse quelle que soit la
direction d’observation du capteur.
L'énergie réfléchie par la surface terrestre est fonction :
v De la direction du soleil par rapport à l'objet observé. Il s'agit de la direction de
l'énergie incidente, caractérisée par les angles θS , ΦS (la source incidente étant le
soleil).
v De la direction suivant laquelle le capteur vise l'objet observé. Il s'agit de la
direction de l'énergie réfléchie, caractérisée par les angles θV , ΦV . Comme il s'agit
de la direction de visée du satellite.
On utilise alors le terme de réflectance bidirectionnelle car le rayonnement incident et la
fraction du rayonnement réfléchi ont une direction respective spécifiée par une géométrie
angulaire (figure IV.1)
Où θS : angle zénithal de la source
ΦS : angle azimutal de la source
θV : angle zénithal de visée
ΦV : angle azimutal de visée
Φ = ΦS - ΦV : l’azimut relatif.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
41
Figure IV.1 : Schéma indiquant la géométrie d’observation.
La réflectance bidirectionnelle est aussi fonction de la longueur d’onde d’observation λ.
En réalité, du fait de la diffusion du rayonnement solaire par l’atmosphère, l’éclairement
reçu par un élément de la surface terrestre ne provient pas uniquement de la direction du
soleil mais de tout l’hémisphère supérieur. La direction du soleil reste néanmoins
importante car l’énergie de l’éclairement diffus incident dépend de la hauteur soleil (effet
d’incidence). De plus la couche d’atmosphère traversée étant plus importante dans le cas
d’une incidence oblique, il y a également un phénomène d’atténuation.
IV.2- LES MODELES DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE DE SURFACE
IV.2.1- Les modèles radiatifs
• Verstraete, Pinty et Dickinson, 1990 ([39])
Cette expression analytique de la réflectance bidirectionnelle est basée sur une approche
physique du transfert radiatif dans un milieu poreux. Bien que développée et validée sur
sϕ
vϕ
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
42
des couverts végétaux très développés, elle reste applicable sur des milieux semi infinis
composés de diffuseurs élémentaires uniformément distribués, tels que du sol nu.
• Hapke, 1981 ([40])
Ce modèle a été spécialement construit pour étudier les surfaces planétaires, en utilisant
des mesures de leur réflectance bidirectionnelle de surface effectuée par satellite. Par
conséquent, il peut être considéré applicable à des milieux semi-infinis composés de
diffuseurs uniformément distribués comme le sol nu.
IV.2.2- Les modèles géométriques
• Ross, 1981[41]
Ce modèle a été développé afin de dériver de mesures des propriétés optiques d’un
couvert végétal des caractéristiques de ce couvert. Le principe de base est que le couvert
végétal pour être considéré comme un empilement de plans horizontaux. L’épaisseur de
ces couches de végétation étant telle qu’un rayon se propageant proche de la verticale ne
peut interférer qu avec un seul des occupants de chaque couche
• Deering, Eck et Otterman, 1990 [42 ]
Ce modèle est dérive de considérations géométriques. Ai permet de calculer la réflectance
bidirectionnelle d’un paysage d’une base Lambertienne, couverte de protrusions et de
facettes
IV.2.3- Les modèles empiriques
• Rahman, Pinty et Verstraete, 1992 ([43])
Ce modèle, développé pour simplifier la mise en œuvre de modèles de réflectance
bidirectionnelle, est pour l’essentiel une collection de fonction analytiques choisie pour
leur capacité à simuler le comportement bidirectionnelle d’une surface quelconque.
• Roujean, Leroy et Deschamps, 1992 ([44])
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
43
Le modèle de Roujean [45] est le modèle utilise dans la chaîne de traitement POLDER
pour l’obtention de produits standards de surface issus des observations POLDER [46],
[47].
Les principaux phénomènes physiques d’interaction rayonnement-matière mis en jeu à
une échelle locale et pris en compte pour la modélisation sont les interactions avec un
milieu surfacique et les interactions avec un milieu volumique. En effet, [44], font
l’hypothèse que la réflectance bidirectionnelle des surfaces terrestres observées résulte de
la combinaison d’une composante de réflexion diffuse (ρgeo) et d’une composante de
diffusion en volume (ρvol) .
IV.3- LES MODELES PHYSIQUES
IV.3.1- Model spectral de SMARTS
Ce modèle est utilisé sous forme de programme fortran, au quel y est ajouté une interface
graphique de façon à en faciliter l’utilisation.
Le modèle Smarts2 est un modèle spectral de calcul de la transmission atmosphérique,
prenant en compte les constituants principaux de l’atmosphère : extinction de Rayleigh,
absorption et diffusion par les gazes permanents, le NO2, l’Ozone, La vapeur d’eau et les
aérosols. Différents modèles d’atmosphères et d’extinction par les aérosols peuvent être
sélectionnés comme données de base lors de l’utilisation du modèle. Les calculs sont
effectués spectralement par pas de 1 nanomètre entre 280 nm et 1700nm, puis par pas de
5 nm jusqu’à 4000 nm.
Les rayonnements directs, global et diffus calculés dans cette étude ont été obtenus par
intégration spectrale issue du calcul par Smarts2.
Lors de l’utilisation de Smarts2, il est possible de choisir la taille des aérosols et la
possibilité du calcul de la proportion du rayonnement diffusé vers l’avant. Il est aussi
possible de choisir le type d’atmosphère.
- la masse d’air optique
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
44
La masse d'air relative est similaire à celle donnée par [48] et [49], elle est donnée pour
chaque constituant par:
[ ] 1
3142 )(cos
−−+= ii a
sia
isi aam θθθ (IV.1)
Où : mi tant vers mr (RAYLEIGH), mn (NO2), m03 (ozone), mg (les gaz uniformément),
mw (vapeur d’eau) mae (aérosols), θs est l'angle solaire apparent de zénith.
aij sont des constantes données.
- Rayonnement direct normal
La transmission atmosphérique monochromatique totale est donnée par la formule
suivante:
λλλλλλλ wngoaer TTTTTTT ⋅⋅⋅⋅⋅= 3 (IV.2)
λrT est la transmittance spectrale due à la diffusion moléculaire de RAYLEIGH
λaeT est la transmittance spectrale due à la diffusion par les aérosols.
λ3oT est la transmittance spectrale après absorption par l'ozone
λgT est la transmittance spectrale après absorption par les gaz.
λwT est la transmittance spectrale après absorption par la vapeur d'eau.
λnT est la transmittance spectrale après absorption par l'NO2.
Le rayonnement direct reçus au niveau du sol par une surface normale aux rayons solaires
(le rayonnement direct normal) à la longueur d'onde λ est donné par :
In=Ionλ ×T λ (IV.3)
Ionλ est l'irradiance extraterrestre à la distance moyenne du terre-soleil pour la longueur
d'onde λ.
- Transmittance de RAYLEIGH
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
45
D'après [50] et [51], L'épaisseur optique de RAYLEIGH est exprimée par la formule
théorique suivante :
−+
+−
= −d
drr n
nN
Hδδ
λπτ
λ 7636
21
242
20
20
40
3 (IV.4)
Hr est l'altitude atmosphérique mesurée (8,4345 Km à 15° C).
N0 est le nombre densité des molécules (2,547305 E25 m -3 à 15° C).
n0 est l'indice de réfraction de l'air.
δd est le facteur de dépolarisation.
λ est la longueur d'onde (en μn dans l'équation (VI.4) ).
Nous pouvons exprimer λτ r comme suit :
( )243
22
41
−+++= λλλτ λ aaaaPr (IV.5)
et la transmittance de RAYLEIGH s'écrit
[ ( )]243
22
41exp)exp( −+++=−= λλλτ λλ aaaaPmmT rrrr (IV.6)
mr est la masse optique d'air .
P = p/p0 est la correction de la pression, où p0 = 1013,25 mb et p est la pression extérieur
mesurée en mb
a1 = 117, 2594 μn-4, a2 = -1,3215μn-2, a3 = 3,2073 E-4, a 4 = - 7,6842 E-5 μn2
- Transmittance due à l'absorption par l'ozone
To3λ = exp (m03 τo3λ) (IV.7)
m03 est la masse optique
D’où: τo3λ = u o3 A o3λ est l'épaisseur optique d'ozone
u o3 est l'épaisseur réduite (atm-cm)
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
46
A o3λ est le coefficient spectral d'absorption
- Tansmittance due à l'absorption par le dioxyde de nitrogène
( ) A umT nλnnnλ −= exp (IV.8)
D’où
mn : est la masse optique du NO-2
un : est l'épaisseur réduite (en atm-m)
Anλ : est le coefficient spectral d'absorption
- Transmittance due à l'absorption par les gaz uniformément mélangés
D'après [52] et [53], cette transmittance est exprimée par la formule suivante :
( )( )agλgggλ A umT −= exp (IV.9)
D’où mg = mr est la masse optique des gaz
Anλ est le coefficient spectral d'absorption
ug est l'épaisseur des gaz.
a = 0,5641 pour λ < 1 μm ou a = 0,7070
- Transmittace due à l'absorption par la vapeur d'eau
La transmittance donnée par [54], a été modifiée comme suit:
[ ] wλn
wwwλ AfwmT 05.1)(exp −= (IV.10)
w: est l'épaisseur d'eau condensable (en cm)
- Transmission des aérosols
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
47
La transmittance des aérosols est exprimée en fonction de l'épaisseur optique des aérosols
τaeλ par :
Taeλ= exp (-mae τaeλ) (IV.11)
mae est la masse optique des aérosols
D'où τaeλ = βi(λ/λ1)αi est l'épaisseur optique monochromatique des aérosols
λi= 1 μm
αi = α1 si λ <λ0 et α2 sinon .
βi = β1 = 2 α2-α1β et λ <λ0 et β1= β2 = β sinon.
λ0 = 0,5 μm
β est le coefficient d'Agström ( définie à 1 μm )
Les valeur correspondants α1 et α2 sont donnée en fonction de l'humidité relative, pour
différents types des aérosols.
-Le rayonnement diffus
Le rayonnement diffus est la somme de trois composantes, due à la diffusion de
RAYLEIGH, diffusion des aérosols et la diffusion vers l'arrière terre/ciel.
Dλ = Drλ + Daeλ + Dbλ (IV.12)
- Diffusion de RAYLEIGH
La diffusion de RAYLEIGH est calculée à partir de la formule suivante:
saawgnronrr TTTTTI F D θλλλλλλλλ cos039.0 Γ )−(1= (IV.13)
avec λ03Γ est la transmittance d'ozone, elle est donnée comme suit :
[ ])2(expsinon2pour )exp( 0343030303295.0
03103 −−−=Γ≤−−=Γ λλλλλλ τγγττγτγ
Fr est un facteur de correction
γ1 ,γ2 ,γ3 ,γ4 sont fonction de masse d'air m0 .
[ ])(exp λλλ ττ asaeaeaa mT −−= est la transmittance du processus d'absorption des aérosols.
Où : λλ τωτ aeas 0= est l'épaisseur optique de la diffusion des aérosols, et 0ω est l'albédo
simple de la diffusion.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
48
- Diffusion des aérosols:
La diffusion des aérosols est calculée par :
saawgnrasonaeae TTTTTTI F D θλλλλλλλλλ cos03Γ )−(1= (IV.14)
D’où:
λλλ aaaeas TTT /= est transmittance pour la diffusion des aérosols
Fae est la fraction du flux diffusé vers le bas.
- Diffusion due aux flux diffusés ( rétro diffusion)
Cette composante est calculée en considérant une infinité des séries d'inter-reflections
entre le sol et l'atmosphère, cela peut se traduire par :
)1()cos( 0 λλλλλλλλ ρρρθρρ sddsbnbsb DID −+= (IV.15)
d’où
λρb : est la réflectance spectrale de la surface pour le rayonnement direct.
λρd : est la réflectance spectrale de la surface pour le rayonnement diffus.
λρs : est la reflectionce générale du ciel.
- Le rayonnement global
Le rayonnement global sur une surface horizontale est donné par :
λλλ θ DcoIGL sn += (IV.16)
IV.3.2- Modèle analytique à bande large
Perrin de Brichambaut [55], utilise des relations en fonction de la masse d'air pour
calculer les effets intégrés sur tout le spectre, des constituants de l'atmosphère sur
l'atténuation du rayonnement direct et la création du rayonnement diffus. Ces relations
n'expriment plus strictement des lois physiques (qui sont spectrales); mais elles
permettent de tenir compte séparément de la vapeur d'eau, des aérosols et de l'ozone dans
l'atmosphère.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
49
- Rayonnement direct normal
Le rayonnement direct est calculé à partit de forme suivante:
I = I0· cor·T03·Tw·Tr·Tg·Tae (IV.17)
I0 est la constante solaire hors atmosphère, elle est égale à 1367 W/m².
cor est le facteur de correction de la distance moyenne terre-soleil, il exprimé par la
formule suivante:
cor = 1+0,034·cos(0,986 (Qj-3)) (IV.18)
T03, Tw, Tr, Tg Tae sont les transmittances réspectives d'ozone, de la vapeur d'eau, de
RAYLEIGH , des gaz et des aérosols.
- Transmittance de l'ozone
La transmission de l’ozone est :
( )913,003 )(0586,0exp lmT ⋅−= (IV.19)
l est l'épaisseur réduite d’ozone.
- Transmttance due à l'absorption par les gaz
La transmission après absorption par les gaz est :
( )26,0)(0127,0exp mTg −= (IV.20)
- Transmission due à l'absorption par la vapeur d'eau
La transmission après absorption par la vapeur d'eau est donnée par la formule suivante:
( )684,0)(0167,0exp wmTw ⋅−= (IV.21)
w est l'épaisseur d'eau condensable.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
50
- Transmittances de RAYLEIGH
La transmission de RAYLEIGH est donnée par :
( )01.184.0 1(0903,0exp mmmTr −+⋅⋅−= (IV.22)
- Transmission des aérosols
La transmission des aérosols est :
( )mT aeae ⋅−= τexp (IV.23)
aeτ est l'épaisseur optique des aérosols.
- Rayonnement diffus
Le rayonnement diffus est la somme du diffus RAYLEIGH et du diffus des aérosols :
D = Dr +Dae (IV.24)
- Diffus de RAYLEIGH
Le diffus RAYLEIGH est :
[ ]5,0)1()cos( ⋅−⋅⋅⋅⋅⋅= raemsonr TTTcorID θ (IV.25)
)cos( sθ est le cosinus de la distance zénithale du soleil
- Diffus des aérosols
Le diffus des aérosols est exprimé par la formule suivante :
[ ]10 )1()cos( fdvTTTcorID raemsonae ⋅⋅−⋅⋅⋅⋅⋅= ωθ (IV.26)
Tm est la transmission de l'ozone et de la vapeur d'eau, Tm = T03× Tw
0ω est l'albédo de simple diffusion des aérosols.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
51
fdv1 est la fonction de diffusion vers l'avant des aérosols dans la direction du soleil, elle
est exprimée par la formule suivante ( GUEYMARD).
fdv1 = 1-exp (- 0,6931-1,8326 cos (θs)) (IV.27)
Donc le rayonnement diffus total est exprimé par :
[ ]10 )1(5.0)1()cos( fdvTTTTTcorID raeraemson ⋅⋅−⋅+⋅−⋅⋅⋅⋅⋅= ωθ (IV.28)
Rayonnement global
Rayonnement global est exprimé par :
GL = I . cos(θs) +D (IV.29)
IV.4-CALCUL DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE BIDIRECTIONNELLE
Le rayonnement mesuré au niveau du capteur du satellite meteosat est la somme du
rayonnement réfléchi par le système sol-atmosphère donc la luminance mesurée par le
capteur est égale à la luminance du sol plus celle d’atmosphère :
Bsatellite = Bsol + Batm
Le rayonnement solaire réfléchi par l’ensemble sol- atmosphère détecté par le capteur
dépend de la nature du sol et de l’état de l’atmosphère.
Au niveau du sol Le rayonnement solaire global GL est calculé comme suit :
GL= µs · cor · I0 ·T1tot (IV.30)
[ ]fdvTTfdvTTTTT raeraeveoztot ⋅+⋅+−⋅⋅⋅⋅= 1111111 5,0)5,0( (IV.31)
où µs = cos (θs)
θs est la distance zénithale du soleil .
cor est le facteur de correction de la distance moyenne Terre- Soleil .
I0 est la constante solaire hors atmosphère, I0 = 1 353 (w/m2) .
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
52
1totT est la transmission totale (directe + diffuse) dans la direction Soleil – Terre .
,,,, 1113
1raeove TTTT sont les transmissions de la vapeur d’eau, de l’ozone, des aérosols et
de Rayleigh .
fdv est la fraction de diffusion vers l’avant des aérosols.
L’exposant 1 représente le trajet Soleil – Terre. Le paramètre le plus important dans cette
formule est la transmission des aérosols Tae[38] : cette fonction n’est pas connue et il faut
donc la déterminer. Nous avons sept images par jour (9h00, 10h00, 11h00,12h00, 13h00,
14h00 et 15h00 temps universel). Pour les jours de beau temps, nous avons émis
l’hypothèse que la surface ne varie pas et que seul l’état de l’atmosphère peut varier d’un
instant à l’autre.
Le rayonnement global normalisé réfléchi vers le satellite et converti en compte
numérique est exprimé par la formule suivante:
GL(τae) = µs · A ·cor · T 12tot (IV.32)
)5.0)5.0(.( 1111221123
12raeaerraevrotot TfdvTfdvTTTTTTT ⋅++−⋅⋅⋅⋅⋅= ⋅ (IV.33)
A = c⋅π1 ⋅∫
1.1
4.0λOI λελ d⋅ (IV.34)
A est une constante solaire spectrale, A =0.501
Le coefficient de réflectance bidirectionnelle est donné par la formule suivante:
[ ]
12
),,(),,(),(
ae
vsatmvssatvss TA
BB⋅⋅
−=
µϕθθϕθθ
ϕθθρ (IV.35)
Où : c est constante de calibration du détecteur.
ελ est la réponse spectrale du détecteur .
12totT est la transmission (directe + diffuse) dans la direction Soleil – Terre multipliée
par la transmission dans la direction Terre – Satellite.
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
53
L’exposant 2 représente le trajet Terre-Satellite.
La brillance de référence correspond à la brillance maximale des sept heures (9h00,
10h00, 11h00, 12h00, 13h00, 14h00 et 15h00 TU). Le rayonnement global de référence
est le rayonnement calculé avec un τae égal à 0,08 en partant de l’idée que seule
l’atmosphère peut varier d’un instant à l’autre. L’écart ente la brillance de référence et
l’une des six autres brillances reste proportionnelle à l’écart entre le rayonnement globale
de référence GL0 (0,08) et le rayonnement global réel Gli(τae) , GL0(0,08) et Gli (τae) sont
calculées à la même heure. L’indice i représente les heures de 9h00, 10h00, 11h00,
12h00, 13h00, 14h00 et 15h00.Le coefficient de proportionnalité est ρs (θs, θv,ϕ) ; nous
pouvons donc écrire:
GL0(0,08)- GLi(τae) = ((Bmax-Batm)-(Bi-Batm))/ ρs (θs, θv, ϕ). (IV.36)
ρs (θs, θv, ϕ) peut être exprimé par la formule suivante:
ρs (θs, θv, ϕ) = (Bmax –Batm)/ GL0(0,08) (IV.37)
L’équation (VI.36) devient:
GL0(0,08)- Gli(τae)= GL0 x (Bmax-Bi)/(Bmax-Batm) (IV.38)
A partir de cette équation, en on déduit Gl i :
GLi(τae) = GL0(0,08) x (Bi-Batm) /(Bmax -Batm) (IV.39)
Nous pouvons arriver à cette équation en prenant :
ρs (θs, θv, ϕ) = (Bmax -Batm)/ GL0(0,08) ou (IV.40)
ρs (θs, θv ,ϕ) = (Bi - Batm)/GLi (τae) (IV.41)
Chapitre IV Modèles d’estimation du coefficient de réflectance bidirectionnelle du sol
54
Donc le rayonnement global réel est égal au rayonnement global de référence multiplié
par le rapport de la brillance de l’heure considérée et la brillance de référence.
sultats et discussionéR Chapitre V
55
V.1-IMAGES PLEINE RESOLUSION
Ces Images sont les images de METEOSAT7 de l’année 1999, ils ont été obtenus de la
station de réception des images METEOSAT de Darmstadt. Le format Mcidas sous lequel
sont enregistrées, est un format spécial et où nous avons eu beaucoup de difficulté à lire et
extraire des parties de l’image pour l’exploitation.
Nous sommons passé par plusieurs étapes.
Etape I.
1- A l’aide du logiciel de conversion latitude- longitude en ligne pixel image fournie
par la station de Darmstadt, nous avons calculé les lignes pixels des quatre coins de
l’image.
2- En utilisation le logiciel BILKO de l’UNESCO, nous avons déterminer la taille de
l’entête (header file), mais nous avons rencontrés deux problèmes.
Le premier problème : qui est celui de la courbure de la terre, le logiciel de conversion
tient compte de la courbure de la terre et les images sont rectangulaires et où le nombre de
pixels de bas de l’image est égal à celui du haut de l’image.
Le deuxième problème : ce logiciel ne permet pas le stockage en format ASCII qui
pourrait être lu avec le logiciel de calculs.
Nous étions alors obligés de demander le logiciel Mclite (Mcidas lite), qui fonctionne
sous linux. Ce logiciel reconnaît les fichier d’extension Mcidas , il donne toutes les
informations concernant l’image en commençant par : Le satellite, la date et l’heure de
prise d’image (le slot), le header file, le nombre de ligne et de colonne et les coordonnées
géographique de chaque pixels.
Etape II.
Nous avons utilisé Mclite pour avoir les coordonnées Images pleine résolution
(5000*5000 pixels) ligne = 1781 et pixel = 1131 pour la région de Tamanrasset de
coordonnées géographiques 22.47° N de latitude et 5.31° E de longitude.
sultats et discussionéR Chapitre V
56
Etape III.
Stockage des fichiers images.
- Ouverture des fichiers image visible, pour la date (jour, mois, année) et pour les heures
9h00, 10h00, 11h00, 12h00, 13h00, 14h00, 15h00.
- Sélection des images. Nous avons utilisé deux méthodes pour la sélection des images
ciel clair.
A - Visualisation de l’image en format JIPEG ou Bitmap pour voir la présence des nuages
ou pas.
B – Utilisation de la nébulosité totale selon les recommandations du service des mesures
de la station météorologique de TAMANRASSET, qui partage l’échelle de nébulosité
(comptée en dixièmes) comme suit :
0 ciel dégagé
1 à 3 correspond à un ciel peu nuageux.
4 à 6 ciel nuageux.
7 à 9 ciel très nuageux.
10 ciel couvert.
- Enregistrement de la partie désirée dans un fichier format ASCII pour pouvoir ensuite
les lire avec le FORTRAN ou le Pascal.
- Extraction de chaque fichier une maille luminance de (3×3) pixels, qui représente la
région de Tamanrasset et dont le point (1787, 1131) est le centre de la matrice (3 ×3).
- On retient la valeur du centre, qui représente la luminance mesurée par le satellite.
Nous avons sept images par jour de 9h00 à 15h00 TU.
Le tableau V.1 regroupe les luminances pour jours clairs sans nuages, et sept images par
jour. On voit clairement que l’évolution de la luminance mesurée par METEOSAT est
fonction de l’heure de la journée, le maximal est pour l’heure de 12h TU.
sultats et discussionéR Chapitre V
57
jour
mois
5
jav
20
fev
20
mrs
4
avl
11
mai
01
jui
28
juil
11
aut
11
spt
24
oct
6
nvb
13
dec
B09 32 35 39 41 44 44 39 40 38 38 36 31
B10 41 47 49 52 54 51 48 49 49 47 46 42
B11 50 56 59 61 61 60 55 53 57 56 59 47
B12 53 63 67 66 63 61 57 59 62 59 57 52
B13 51 61 62 61 61 59 56 59 57 53 50 48
B14 43 52 52 53 54 52 50 52 49 44 41 40
B15 32 41 41 44 43 43 42 43 39 32 29 28
Tableau V.1: Valeurs de la luminance pour des jours clairs sans nuages.
- On tire la valeur maximale, Bmax, de ces sept valeurs, généralement est celle de 12h00
(TU).
Comme il a été expliqué dans le chapitre IV, les deux modèles utilisés pour le calcul du
rayonnement global au sol sont :
• Le modèle de bande large.
• Le modèle spectral de Smarts2.9.
Ces deux modèles ont été adaptés pour l’étude de l’évolution du rayonnement global et du
coefficient de réflectance bidirectionnelle en utilisant l’imagerie satellitaire. Nous avons
calculé la transmission dans la direction du satellite en la pondérant par la réponse
spectrale du détecteur du satellite et on fait les calculs suivants :
- On calcule le rayonnement global avec τae =0.08 pour les heures considérées
- On calcul le rayonnement global pour τae quelconque de l’heure considérée par la
formule (IV.39).
- Enfin, calcul du coefficient de reflectance bidirectionnelle du sol pour :
• τae constant égal à 0.08
• τae variable (réel mesuré pour chaque heure considérée).
sultats et discussionéR Chapitre V
58
V.2-EVOLUTION DU COEFFICIENT DE REFLECTANCE
BIDIRECTIONNELLE
Dans le chapitre IV, nous avons montré la possibilité d’estimer le coefficient de
réflectance bidirectionnelle en utilisant les modèles de transfert radiatif. Nous avons
utilisé deux modèles simples avec un minimum de paramètres d’entrés.
Pour une atmosphère sans nuage, la transmission du rayonnement solaire direct dépend de
la masse d’air (quantité d’aérosols et de vapeur d’eau) rencontrée au cours de sa traversée
jusqu’au sol. Cette influence est caractérisée globalement par les coefficients de trouble
atmosphérique tel que le facteur TL de Link et le coefficient β d’Angstrom. Les aérosols
en une influence notable surtout dans le visible 0,25-0,63 µm.
Les figures V.1 à V.3 montrent l’évolution du coefficient de réflectance bidirectionnelle
calculé pour τae =0.08 et τae variable. Nous avons pris pour référence la valeur de 0,08
qui correspond au ciel bleu sombre.
0 50 100 150 200 250 300 3500.20
0.25
0.30
0.35
0.40
0.45
0.50
0.55
0.60
0.65
0 50 100 150 200 250 300 350
0.20
0.25
0.30
0.35
0.40
0.45
0.50
0.55
0.60
0.65
refle
ctan
ce d
u so
l
Quantième du jour
ρs à (τae variable) ρs à (τae=0,08)
Figure V.1 : Evolution de la réflectance calculée à 9h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
sultats et discussionéR Chapitre V
59
Figure V.2 : Evolution de la réflectance calculée à 12h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
0 50 100 150 200 250 300 350
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
0 50 100 150 200 250 300 350
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
Refle
ctan
ce d
u so
l
Quantième du jour
ρs à (τ
ae variable)
ρs à (τ
ae=0,08)
Figure V.3 : Evolution de la réflectance calculée à 15h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
50 100 150 200 250 300 350
0.32
0.34
0.36
0.38
0.40
0.42
0.44
0.46
50 100 150 200 250 300 350
0.32
0.34
0.36
0.38
0.40
0.42
0.44
0.46
refle
ctan
ce d
u so
l
Quantième du jour
ρs à (τae variable) ρs à (τae= 0,08)
sultats et discussionéR Chapitre V
60
0 50 100 150 200 250 300 3500.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
0 50 100 150 200 250 300 350
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
la re
flect
ance
du
sol
Quantième du jour
ρσ(τae=0,08) à 9h00
ρσ(τ
ae=0,08) à 12h00
ρσ(τae=0,08) à 15h00
Figure V.4 : Evolution annuelle du coefficient de réflectance du sol calculé avec un
τae constant pour les trois heures 9h, 12h et 15h TU
Sur les figures (V.1), (V.2), (V.3), nous avons représenté l’évolution de la réflectance en
fonction du quantième du jour, on remarque que l’allure des courbes n’est pas régulière
lorsque τae est variable. On constate que la réflectance atteinte sa valeur minimale au mois
d’Août, car la concentration des aérosols est maximale en été est minimale en hiver.
L’évolution annuelle de la réflectance calculé pour un τae constant est représentée sur la
figure (V.4). On remarque que les courbes ont mêmes allures, et que pour la même
latitude le coefficient de réflectance du sol augmente en fonction de l’heure de la journée,
la réflectance est minimal on été tandis que le rayonnement global est maximal.
D’après les figures précédentes, on voit des variations significatives de la réflectance car,
en plus de l’influence des aérosols, il y a aussi l’influence de l’inclinaison solaire. Les
fluctuations observées pour la même heure sont dues aux variations de τae.
sultats et discussionéR Chapitre V
61
V.3-QUANTIFICATION DE L’EFFET DES AEROSOLS SUR LE CALCUL
Sur la figure V.5, nous avons représenté la variation de ρs en fonction de l’augmentation
ou la diminution de τae par rapport à τae de référence.
0.000 0.005 0.010 0.015 0.020 0.0250.00
0.02
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0.14
0.160.000 0.005 0.010 0.015 0.020 0.025
0.00
0.02
0.04
0.06
0.08
0.10
0.12
0.14
0.16
ρrel−ρ0,08 ρrel−ρ0,08=0,0083+5,299*(τrel-τ0,08
)
coff de corr=0,9167
ρ rel−ρ
0,08
τrel-τ0,08
Figure V.5 : Variation du coefficient de réflectance bidirectionnelle en fonction de la
variation de l’épaisseur optique des aérosols.
V.4-VALIDATION
V.4.1. Influence de τae sur le rayonnement global
Pour montre l’influence de τae sur les calculs, nous avons comparés ces résultats avec le
rayonnement solaire global mesuré par un pyranomère Kipp and Znonen de la station de
Tamanrasset. Les tableaux des résultats montrent une légère différance entre les deux
séries de rayonnement global, on remarque que :
A matin : l’air est moins chargé des impuretés et plus clair, d’où l’atténuation du
rayonnement solaire est moins importante.
sultats et discussionéR Chapitre V
62
A midi : le chemin optique du rayon solaire est réduit au minimum, masse d’air égale à 1,
d’où l’atténuation des rayons solaires est moins importante, par suite de la faible densité
des constituants atmosphériques et des aérosols.
Après midi : le ciel est moins clair qu’au matinée, parce qu’il contient plus d’impuretés et
de graines de sable.
0 50 100 150 200 250 300 350500
550
600
650
700
750
800
850
900
0 50 100 150 200 250 300 350
500
550
600
650
700
750
800
850
900
ra
yonn
emen
t glo
bal
Quantième du jour
GL à τaeconstant GL réel
Figure V.6 : Rayonnement global calculé à 9h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
sultats et discussionéR Chapitre V
63
0 50 100 150 200 250 300 350750
800
850
900
950
1000
1050
1100
11500 50 100 150 200 250 300 350
750
800
850
900
950
1000
1050
1100
1150
Rayo
nnem
ent g
loba
l
Quantième du jour
GL à τae constantGL réel
Figure V.7 : Rayonnement calculé à 12h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
0 50 100 150 200 250 300 350
350
400
450
500
550
600
650
700
750
8000 50 100 150 200 250 300 350
350
400
450
500
550
600
650
700
750
800
rayo
nnem
ent g
loba
l
quantième du jour
GL à τae
constant GL réel
Figure V.8 : Rayonnement calculé à 15h00 TU pour
τae =0.08 et τae variable
A partir des figures (V.6), (V.7), (V.8), on constate que le rayonnement global n’est pas
beaucoup sensible à τae car la partie perdue par le direct est récupéré par le diffus.
sultats et discussionéR Chapitre V
64
V.4.2. Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesures: Les valeurs du rayonnement global réel calculé par le modèle analytique pour le site de
TAMANRASSET sont ensuite comparées avec des valeurs du rayonnement global
mesuré à la station météorologique pendant les 12 moins de l’anné 1999 à
9h00,10h00,11h00. Cette comparaison représentée sur les figures (V.9), (V.10), (V.11)
dont les coefficients de corrélation sont 0.9708, 0.9852 et 0.9837 respectivement.
400 500 600 700 800 900 1000400
500
600
700
800
900
1000400 500 600 700 800 900 1000
400
500
600
700
800
900
1000
Glc=0.9425*Glm+39.9232Coef. de corr = 0.9708
Glo
bal r
eel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
anal
ytiq
ue (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.9 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 9h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
65
500 600 700 800 900 1000 1100500
600
700
800
900
1000
1100500 600 700 800 900 1000 1100
500
600
700
800
900
1000
1100
Glc=0.9238*Glm+65.0824Coef. de corr=0.9852
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
ar
le m
odèl
e an
alyt
ique
(W/m
2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.10 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 10h00 TU
700 800 900 1000 1100 1200 1300700
800
900
1000
1100
1200
1300700 800 900 1000 1100 1200 1300
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Glc=0.9209*Glm+72.2120Coef. de corr=0.9837
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
anal
ytiq
ue (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.11 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle analytique à bande large et mesuré à 11h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
66
Les graphes de la figure (V.12),(V.13),(V.14) montre la comparaison entre le
rayonnement global réel et celui mesuré par le modèle analytique à bande large au sol sur
la région de Tamanrasset à 12h00,13h00,14h00. On voit qu'il y a un bon accord entre les
mesures et les calculs, cela est indiqué par le coefficient de corrélation élevé qui est égale
à 0.9927, 0.9946, 0.9952 respectivement.
700 800 900 1000 1100 1200 1300700
800
900
1000
1100
1200
1300700 800 900 1000 1100 1200 1300
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Glc=0.9267*Glm+67.0222Coef. de corr=0.9927
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
anal
ytiq
ue (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.12 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 12h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
67
600 700 800 900 1000 1100 1200600
700
800
900
1000
1100
1200600 700 800 900 1000 1100 1200
600
700
800
900
1000
1100
1200
Glc=0.9278*Glm+68.7253Coef. de corr=0.9946
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
anal
ytiq
ue(W
/m2 )
Global mesuré(W/m2)
Figure V.13 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle analytique à bande large et mesuré à 13h00 TU
500 600 700 800 900 1000 1100 1200500
600
700
800
900
1000
1100
1200500 600 700 800 900 1000 1100 1200
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
Glc=0.9309*Glm+64.4285Coef. de corr=0.9952
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
anal
ytiq
ue (W
/m2 )
Global mesuré (w/m2)
Figure V.14 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 14h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
68
A 15h00, on voit qu'il y a une surestimation du rayonnement global réel dont le
coefficient de corrélation est égal à 0.9965 (voir figure (V.15)).
300 400 500 600 700 800 900 1000300
400
500
600
700
800
900
1000300 400 500 600 700 800 900 1000
300
400
500
600
700
800
900
1000
Glc=0.9492*Glm+44.7861Coef. de corr=0.9965G
loba
l rée
l cal
culé
par
le
mod
èle
anal
ytiq
ue (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V. 15 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle analytique à bande large et mesuré à 15h00 TU
V.4.3. Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS2.9 et mesuré:
Les graphes présentés dans les figures (V.16), (V.17), (V.18), démontre la comparaison
entre le rayonnement global réel calculé par le modèle spectral de Smarts et mesuré. Les
résultats de calcul du rayonnement global réel obtenus par le modèle spectral sont très
reliés à ceux mesurés dans la station de Tamanrasset.
Les coefficients de corrélation obtenus sont: 0.9922, 0.9829, 0.9801 et l'erreur relative
moyenne égale à 7.33%, 7.33% et7.41% respectivement.
Les figures précédents, montre qu'il y a une légère sous-estimation du rayonnement
global réel, cette différence est due probablement à certains paramètres, responsable à
l'atténuation des rayonnement solaire tels que l'épaisseur optique des aérosols et l'albédo
du sol.
sultats et discussionéR Chapitre V
69
400 500 600 700 800 900 1000400
500
600
700
800
900
1000400 500 600 700 800 900 1000
400
500
600
700
800
900
1000
Gls=0.9234*Glm+7.0838Coef. de corr=0.9922G
loba
l rée
l cal
culé
par
mod
èle
de S
MAR
TS (w
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.16 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 9h00 TU
500 600 700 800 900 1000 1100 1200500
600
700
800
900
1000
1100
1200500 600 700 800 900 1000 1100 1200
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
Gls=0.9042*Glm+26.1604Coef. de corr=0.9829
Glo
bal c
alcu
lé p
ar
le m
odèl
e de
SM
ARTS
(w/m
2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.17: Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle Modèle spectral de SMARTS et mesuré à 10h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
70
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Gls=0.8952*Glm+36.3163Coef. de corr=0.9801G
loba
l rée
l cal
culé
par
le m
odèl
e de
SM
ARTS
(w/m
2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.18 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle spectral de SMARTS et mesuré à 11h00 TU
A 12h00, 13h00, 14h00, on voit aussi une légère sous-estimation du rayonnement global
réel (voir les figures (V.19), (V.20), (V.21)), l'erreur relative moyenne entre les calculs et
les mesures est égale : 7.41%, 6.5%, 5.16% avec Les coefficients de corrélation sont
0.9903, 0.9964, 0.9940 respectivement.
600 700 800 900 1000 1100 1200 1300600
700
800
900
1000
1100
1200
1300600 700 800 900 1000 1100 1200 1300
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Gls=0.9023*Glm+29.344Coef. de corr=0.9903G
loba
l rée
l cal
culé
par
le
mod
èle
de S
MAR
TS (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.19 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle spectral de SMARTS et mesuré à 12h00 TU
sultats et discussionéR Chapitre V
71
600 700 800 900 1000 1100 1200 1300600
700
800
900
1000
1100
1200
1300600 700 800 900 1000 1100 1200 1300
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Gls=0.9447*Glm+48.017Coef. de corr=0.9964
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
de S
MAR
TS (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.20 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 13h00 TU
400 500 600 700 800 900 1000400
500
600
700
800
900
1000400 500 600 700 800 900 1000
400
500
600
700
800
900
1000
Gls=0.9098*GLM+31.4195Coef. de corr=0.9940
Glo
bal r
éel c
alcu
lé p
arle
mod
èle
de S
MAR
TS(W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.21 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle spectral de SMARTS et mesuré à 14h00 TU
A 15h00, les résultat de calcule du rayonnement global obtenus sont aussi très rattaches à
ceux mesuré, le cooefficient de corrélation obtenus est égal à 0.9960 l'erreur relative
moyenne égale à 3.25% (voir figure (V.22)).
sultats et discussionéR Chapitre V
72
A cette heure aussi, il y a une légère sous-estimation du rayonnement global, la
défaillance est due probablement aux mêmes raisons que pour 9h00 TU
300 400 500 600 700 800 900 1000300
400
500
600
700
800
900
1000300 400 500 600 700 800 900 1000
300
400
500
600
700
800
900
1000
Gls=0.9272*Glm+21.9518Coef. de corr=0.9960G
loba
l rée
l cal
culé
par
le
mod
èle
de S
MAR
TS (W
/m2 )
Global mesuré (W/m2)
Figure V.22 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 15h00 TU
79
Conclusion
La surface de la terre n'absorbe pas totalement le rayonnement solaire incident, une partie
de ce rayonnement est renvoyée (réflexion ou albédo) vers I'atmosphère et l'espace, en
étant de nouveau diffusé et absorbé lors de sa traversée de I'atmosphère. Le
réchauffement du sol et I'énergie stockée en surface dépendent de cette partie absorbée.
Certains satellites tel que Meteosat second génération MSG, sont équipes d'instruments
pour mesurer le rayonnement réfléchi par la terre et les nuages, de bandes spectrales
situées dans le visible et dans I'infrarouge.
Dans ce travail nous avons essayé de quantifier l'effet des aérosols sur l'estimation du
coefficient de réflectance bidirectionnelle en utilisant les images du canal visible de
METEOSAT7.
Les aérosols caractérisés par leur épaisseur optique τae, qui selon Ångström αβλτ −=ae
jouent un rôle important dans l'atténuation du rayonnement traversant l'atmosphère.
L’atténuation des aérosols dans le cas du signal mesuré par le capteur à un effet double,
ils intervient dans les deux directions soleil- sol et sol- satellite.
Le sol réfléchissant est caractérisé par le coefficient de réflectance bidirectionnelleρ ;
dans les chapitres précédents τae , β et ρ ont étaient bien explicités. L’épaisseur optique
de référence des aérosols est de 0,08, c’est le cas d’un ciel bleu foncé. Nous avons ensuite
utilisé les mesures de l’épaisseur optique de la station de Tamanrasset pour quantifier les
fluctuations de la réflectance. La relation liant les variations de l’épaisseur optique
τae aux fluctuations de la réflectance 08.0ρρ − est linéaire avec un coefficient de
corrélation de 0.9167.
Dans ces calculs nous avons utilisé τae mesuré pour la longueur d’onde 0,5 µm et nous
n’avons pas tenu compte les autres propriétés optique des aérosols tels que l’indice de
réfraction les dimensions et la concentration des particules. Pour avoir plus de précision
de calcul, il est nécessaire de calculer à l’aide de la théorie de Mie l’efficacité de diffusion
et les paramètre de Stockes.
LISTE DES FIGURES
FIGURE I.1 : Le cheminement de l’information…………………………………………4
FIGURE I.2 : Le principe de base de la télédétection…………………………….…..….5
FIGURE I.3 : Rayonnement électromagnétique ………………………………............8
FIGURE I.4 : Spectre du rayonnement solaire…………………………………..............9
FIGURE I.5 : Reflexion de l’énergie……………………………………………………10
FIGURE I.6 : Modes d’interaction ………………………………………….…….....11
FIGURE II.1: Structure vertical de l’atmosphère ……………………………….…....16
FIGURE II.2 : Trajet optique……………………………………………………...........18
FIGURE II.3 : Identification des différentes molécules absorbantes...............................21
FIGURE II.4 : Diffusion du rayonnement électromagnétique…………..…...............…23
FIGURE II.5, 12 : Fenêtres atmosphériques utilisées par la télédétection….….…........24
FIGURE III.1 : Origine de l’atténuation de la radiation………………………..……....29
FIGURE III.2 : transmission atmosphérique…………………………………..…... ….36
FIGURE III.3 : Transmission atmosphérique dans le visible…………………..............36
FIGURE III.4 : Transmission atmosphérique de H2O…………………….…..…..........37
FIGURE III.5 : Transmission atmosphérique de CO2………………………...………..37
FIGURE III.6 : Transmission atmosphérique de O2……………………………………37
FIGURE III.7 : Transmission atmosphérique de O3…………………………..………..37
FIGURE III.8 : Transmission atmosphérique de CH4……………………….…………38
FIGURE III.9 : Transmission atmosphérique de N2O……………………...…………..38
FIGURE V.1 : Evolution de la réflectance calculée à 09h00 TU avec τae =0.08 et
τae variable……………….………………………………………………….………..…58
FIGURE V.2 : Evolution de la réflectance calculée à 12h00 TU avec τae =0.08 et τae
variable ……………………………………………………………………..……………59
FIGURE V.3 : Evolution de la réflectance calculée à 15h00 TU avec τae =0.08 et τae
variable……………….......................................................................................................59
FIGURE V.4 : Evolution annuelle du coefficient de réflectance du sol calculé avec un
τae constant pour les trois heures 9h, 12h et 15h TU ………………………………....….60
FIGURE V.5 : Variation du coefficient de réflectance bidirectionnelle en fonction de la
variation de l’épaisseur optique des aérosols…………….………………..….……….....61
FIGURE V.6 : Rayonnement global calculé à 9h00 TU pour τae =0.08 et
τae variable………………………………………………………………………….….... 62
FIGURE V.7 : Rayonnement global calculé à 12h00 TU pour τae =0.08 et
τae variable…………………………………………………………………………..…..63
FIGURE V.8 : Rayonnement global calculé à 15h00 TU pour τae =0.08 et
τae variable………………………..………………………………………….…………...63
FIGURE V.9 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 9h00 TU…………………………………….……64
FIGURE V.10 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 10h00 TU………………………………….…..…65
FIGURE V.11 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 11h00 TU……………………………………...…65
FIGURE V.12 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 12h00 TU……………………………………...…66
FIGURE V.13 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 13h00 TU……………………………………...…67
FIGURE V.14 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 14h00 TU………………………………….…..…67
FIGURE V.15 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
analytique à bande large et mesuré à 15h00 TU………………………………..…….…68
FIGURE V.16 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 9h00 TU…………………………………….……….69
FIGURE V.17 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 10h00 TU……………………………………….…...69
FIGURE V.18 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 11h00 TU…………………………………..……….70
FIGURE V.19 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 12h00 TU..…………………………………..….…..70
FIGURE V.20 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 13h00 TU…………………………………….……...71
FIGURE V.21 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 14h00 TU…………………………………….……...71
FIGURE V.22 : comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle
spectral de SMARTS et mesuré à 15h00 TU………………………………….……..….72
LISTES DES TABLEAUX
Tableau II.1 : Le pourcentage de la composition de l’atmosphère........................... ….14
Tableau II.2 : Propriétés physiques de l'atmosphère au niveaude la mer et à 15 °C…...17
Tableau III.1 : les sources d’aérosols et leur composition……………………………..33
Tableau III.2: Pourcentage massique moyen en composés minéraux
(excepté le carbone) pour différents types d’aérosols……………..….…34
Tableau V.1: les valeurs de braillance…………………………………………………..57 Tableau V.2: comparaison entre le rayonnement global réel calculé et mesuré pour
des jours de ciel clair ……………………………………………………..75 Tableau V.3: comparaison entre le coefficient de reflectance bidirectionnelle réel et
celui calculé pour τae =0.08…………………………………………….….78
Annexe A Capteurs et plates-formes
80
Annexe A
Capteurs et plates-formes
A.1-Les capteurs
En télédétection, les capteurs sont les instruments qui permettent de transformer le
rayonnement électromagnétique en informations perceptibles et analysables par l’œil
humain. Plus spécifiquement, un capteur désigne "un instrument qui recueille de l'énergie
radiative provenant de la scène visée et délivre un signal électrique correspondant
mesurable".
Nous distinguerons trois grands types de capteur: les systèmes photographiques, les
radiomètres imageurs et les capteurs actifs.
A.1.1-Les systèmes photographiques
Les systèmes photographiques sont des systèmes optiques "classiques" dont le
fonctionnement de base est similaire aux appareils photographiques communs. Le
rayonnement électromagnétique est directement enregistré sur une pellicule
photographique qui sera développée sur du papier photo. Evidemment, ces instruments
sont souvent d'une très grande complexité technologique afin de minimiser les
déformations géométriques et les altérations radiométriques
Le résultat est un cliché photographique qui peut être couleur, panchromatique (noir &
blanc) ou proche-infrarouge. Il n'existe pas d'émulsions photographiques capables de
mesurer d'autres longueurs d'ondes
Dans l'immense majorité des cas, les instruments photographiques sont embarqués sur des
plates-formes aériennes, en raison des contraintes inhérentes à la récupération des
données. Néanmoins, certains satellites prennent des photographies tels Kosmos (satellite
russe) ainsi que bon nombre de satellites militaires. Les données sont récupérées lors de la
chute du satellite sur Terre ou en envoyant la pellicule au sol.
A.1.2-Les radiomètres imageurs
Les radiomètres imageurs sont des systèmes qui permettent la transformation du
rayonnement électromagnétique en un signal électrique qui va être stocké sur un support
numérique (mémoire, bande magnétique...). Ils sont appelés "imageurs" pour les
distinguer
Annexe A Capteurs et plates-formes
81
des radiomètres et spectroradiomètres ponctuels utilisés au sol qui permettent de mesurer
la radiométrie d'un seul point de l'espace sur une très grande quantité de bandes
spectrales.
Les mesures enregistrées par les capteurs sont transmises au sol par voie hertzienne (par
des ondes). Une fois prétraitées les images seront distribuées sous forme numérique par
CD-ROM ou bande magnétique
La grande diversité des capteurs permet de mesurer le rayonnement électromagnétique
dans de très nombreuses longueurs d'ondes. En général, les capteurs passifs vont de
l'ultraviolet-visible à l'infrarouge lointain.
A.1.3-Les capteurs actifs
Les capteurs actifs sont des capteurs qui éclairent artificiellement la cible avant de
mesurer l'énergie qu'elle renvoie. Ce rayonnement renvoyé par la cible est appelé écho.
Les capteurs actifs peuvent être des RADAR latéraux, diffusomètres, fluoromètres ou
lidars. Il existe une dizaine de bandes spectrales RADAR communément exploitées qui
s'étalent de 0,3 GHz à 40 GHz.
A.2-Les plates-formes
Le terme de plate-forme ou de vecteur désigne le véhicule sur lequel sont embarqués les
capteurs, les instruments de mesure du rayonnement électromagnétique. Le véhicule peut
être aérien ou spatial, mais également terrestre pour les spectroradiomètres ponctuels.
Ainsi, les avions, satellites, ballons dirigeables ou non, sont des exemples de plates-
formes utilisées.
En général les plates-formes sont classées en fonction de l'altitude à laquelle elles
évoluent. Nous laisserons de coté les plates formes terrestres pour nous concentrer sur les
vecteurs aériens et spatiaux.
Figure A.1:L'avion Mystère 20 IGN
Annexe A Capteurs et plates-formes
82
A.2.1-Les plates formes aériennes
Les plates formes aériennes peuvent évoluer jusqu'à 15 kilomètres d'altitude environ.
L'emploi d'avions comme vecteur de télédétection présente de nombreux .
Avantages : il est possible d'embarquer un poids considérable, de contrôler précisément
les capteurs en vol et généralement d'obtenir des données beaucoup plus fines
spatialement. Néanmoins, les limitations sont importantes : les conditions
météorologiques peuvent perturber les plans de vol, la zone couverte par sortie est plutôt
réduite et le coût à long terme de ces missions est élevé.
A.2.2-Les plates formes spatiales
Les plates formes spatiales sont des véhicules en orbite autour de la Terre. On les classe
généralement en fonction de l'altitude à laquelle ils évoluent, mais aussi et surtout en
fonction du type d'orbite
Les satellites placés sur orbite géostationnaire (36 000 km à la verticale de l'équateur)
restent constamment au-dessus d'un point fixe de la Terre. Cette orbite qui permet la
surveillance d'une même région est surtout utilisée pour les satellites de météorologie ou
de télécommunication.
Les satellites placés sur orbite héliosynchrone (entre 300 et 1500 km d'altitude) passent
au-dessus de la même zone tous les jours à la même heure locale (héliosynchrone =
synchronisé avec le soleil). L'orbite du satellite est quasi-polaire, toutes les régions
terrestres (hormis les pôles) sont couvertes. C'est l'orbite de prédilection des satellites
d'observation de la Terre comme SPOT ou LANDSAT.
Figure A.2:Le satellite français SPOT 4
Annexe B Coefficient de corrélation
83
Annexe B
Coefficient de corrélation
B.1-détermination du coefficient de corrélation
Pour le calcul du coefficient de corrélation noté r, nous utilisons la formule la plus simple
et la plus pratique qui est la suivante:
r = cov(xy)/ s(x) s(y) avec:
s(x) représentant type L’écart type de la variable x
s(y) représentant type L’écart type de la variable y
La définition du coefficient de corrélation nous d’établir que:
1. -1 ≤ r ≤ +1
2. r<0indique une corrélation négative. Ce qui si signifie que la relation est
négative entre x et y lorsque x augmente la variable y diminue.
3. r>O indique une corrélation positive. Ce qui si signifie que la relation est
positive entre x et y lorsque x augmente la variable y augment.
Dans ces deux derniers cas [2 et 3], il s’agit d’une relation relative .En effet, lorsque la
relation linéaire est positive et faible entre x et y par exemple, cela signifie que les points
du nuage sont plutôt dispersés par rapport à la droite de régression.
4. r proche de - ou +1 indique une dépendance très forte entre les variable. Entre
les deux variables. Une corrélation positive et très forte (rz≈ +l) entre x et y, signifie que
les fluctuations de la variable y s’explique grandement par les variations x.
5. r = ±1 indique une corrélation maximum que la droite de la régression s'ajuste
parfaitement aux données recueillies. Nous parlerons alors de liaison fonctionnelle.
Annexe B Coefficient de corrélation
84
6. r = 0 indique une absence de corrélation linéaire entre X et Y
Dans ce cas, les deux droites de régression Dy/x et Dx/y sont perpendiculaire et les
pentes b et b' sont nulles. Cela signifie que lorsque X de Y ne va ni en augmentant, ni en
diminuant. Les fluctuation de Y ne s’expliquent donc pas par les variation de variable X.
Remarque :
Il faut faire preuve d’une grande prudence dans l’interprétation des résultats. Ainsi un
coefficient de corrélation de 0.99 indique une grande dépendance entre les deux variables
(x ,y).cependant, cela signifie pas nécessairement qu’il y a une relation de cause à effet
entre ces variables. En effet, ce coefficient r ne sert qu’à attirer l’attention sur la
possibilité d’une relation entre les variables. C’est à l’économiste ou au statisticien de
réfléchie ensuite sur la réalité de cette liaison.
La valeur 100 r2 représente le pourcentage de variation totale de Y s’expliquant par la
liaison de Y par rapport X. il s’agit du coefficient de détermination.
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Etude de l’effet des aérosols sur l’estimation du coefficient de réflectance Bidirectionnelle à l'aide de mesures satellitaires
Résumé La technique qui se fonde sur la mesure du rayonnement réfléchi, transmis ou émis dans la
direction du capteur , dans les limites du champs d’observation du détecteur pour renseigner
sur la surface du sol qui est l’objet d’étude, s’appellera : la télédétection.
La télédétection est l’ensemble des connaissances et techniques utilisées pour déterminer les
caractéristiques physiques d’objets par des mesures effectuées à distance, sans contact
matériel avec ceux-ci. La télédétection englobe tout le processus qui consiste à capter et à
enregistrer l’énergie d’un rayonnement électromagnétique émis ou réfléchi, à traiter et à
analyser l’information, pour ensuite mettre en application cette information.
Le rayonnement solaire est atténué par les différents constituants atmosphériques tel que les
molécules, les aérosols, les gaz, les gouttelettes nuageuses ou les cristaux de glace.
Les aérosols absorbent et diffusent le rayonnement, l’atténuation par diffusion est caractérisée
par l’épaisseur optique des aérosols qui représentent le degré de turbidité de l’atmosphère.
Cette turbidité peut être quantifier à l’aide du coefficient de trouble d’Ångstrom ou du TL de
linke. La connaissance de τae est importante dans l’estimation du rayonnement solaire du sol à
partir des images satellitaires.
Le but de ce travail est l'étude de l'effet des aérosols sur l’estimation du coefficient de
reflectance bidirectionnelle sur le site de TAMANRASSET, en utilisant les deux modèles :
modèle spectral de Smarts2 et modèle analytique à bande large, pour les sept heurs de prise
d’images à pleine résolution, 9h00, 10h00, 11h00, 12h00, 13h00, 14h00, 15h00 temps
universel, et pour des jours de ciel clair à année 1999
Les résultats obtenus sont encourageants, on a obtenu un bon coefficient de corrélation entre
le rayonnement global réel calculé et mesuré, ce coefficient est égal à 0.99 et l’erreur relative
moyenne ne dépasse pas 8%.
Mots clés: Gisement solaire, télédétection, aérosols atmosphériques, atmosphère, coefficient de reflectance bidirectionnelle.
معامل االنعكاس تحدید علىدراسة تأثیر الجزیئات المتواجدة في الجو
المزدوج االتجاه
لملخصا
التقنیة التى ترتكز على قیاس األشعة المنكسرة، النافذة او المرسلة نحو الالقط و المنحصرة في مجال
التقنیة باإلستشعار الكاشف و ھذا لتحدید المعلومات على االرض التي ھي ھدف الدراسة تسمى أي ھده
.عن بعد
اإلستشعار عن بعد ھو مجموعة من المعلومات و التقنیات المستخدمة لتحدید الخصائص الفیزیائیة للھدف
اإلستشعار عن بعد یجمع كل . من خالل القیاسات المنجزة عن بعد اي بدون مالمسة أجھزة القیاس للھدف
إلشعاعات اإللكترومغناطیسیة المرسلة او المنكسرة على العملیات التي تنص على إلتقاط و تسجیل طاقة ا
.شكل معلومات التى یتم معالجتھا و تحلیلھا ثم بعد ذلك توضع تحت التطبیق
تؤدي الى نقصان اإلشعاع الخ...الغازات, إن مختلف العناصر المتواجدة في الجو مثل الجزیئات
ھذه الجزیئا ت یمكن تقدیر االشعاع الشمسي و ذلك بواسطة صور القمر سمك معرفة حیث أن, الشمسي
.الصناعي
في ھذا العمل نھتم بتأثیر الجزیئات الجویة على تحدید معامل االنعكاس المزدوج االتجاه على مستوى
, و الثاني تحلیلي Smarts2 النموذج األول ل,سطح األرض لمنطقة تمنراست و ذلك باستعمال نموذجین
14 ,سا 13, سا 12,سا 11 ,سا 10, سا 9(ذلك باالعتماد على القیاسات للقمر االصطناعي في األزمنة و
.1999عام لمن أجل األیام التي تكون فیھا السماء صافیة ھذا و) سا 15, سا
%8.و الخطأ النسبي ال یتعدى 0.996قدر بمعامل االرتباط یحیث أن ل علیھا مقبولةالنتائج المحص االلتقاط عن بعد ،الجزیئات الجویة ،الجو ،االنعكاس المزدوج االتجاه معامل :الدالةكلمات ال
The study of the effect of the sprays on the evaluation of the Bi-
directional reflectance coefficient by means of satellite measures
Abstract
The technic based on the measure of reflected beam, transmitted or emitted in the capteur
direction with in the limits of the observation domaine of the detecteur to give information on
the ground surface .which is the aim of our study, is called the télédétection.
The télédétection is the whole knowledge and technics used to determine the physics
characteristics of the objets using measurements for eway without contact. The télédétectio
includes the whole precess which consists in capturing and storing the energy of an
electromagnetic bean emitted or reflected to the treated and to analysz the information to be
applied effect.
The solar radiance is attenuated by the different atmospheric constituents such as the
molecules, the sprays, gases, the cloudy droplets or the ice crystals.
The sprays absorb and distribute the radiance; the attenuation by diffusion is characterized by
the optic thickness of the sprays which represents the degree of turbidity of the atmosphere.
This turbidity can be to quantify with the help of the Ångstrom trouble coefficient or the TL
of linke. The knowledge of τae is important in the evaluation of the solar radiance of soil from
the satellite pictures.
The butt of this work is the survey of the sprays effect on the evaluation of the bi-directional
reflectance coefficient on the site of TAMANRASSET, while using the two models: spectral
model of Smarts2 and analytical large strip model, for the seven hours of hold of pictures to
full resolution, 9h00, 10h00, 11h00, 12h00, 13h00, 14h00, 15h00 universal times, and for
days of clear sky of 1999 year.
The obtained results are satisfactory, we obtained a good coefficient of correlation between
the calculated and measured real global radiance, this coefficient is equal to 0.99 and the
average relative mistake error is less than 8%.
Key words: Solar layer, remote detection, atmospheric sprays, atmosphere, coefficient of bi-
directional reflectance.