LE TRANSFERT RADIATIF 128MODELISATION DES MESURES DE TELEDETECTIONIGENERALITESL’atmosphère affecte beaucoup les <strong>mesure</strong>s de télédétection. <strong>Le</strong>s quantités mesurées <strong>son</strong>tdes luminances en général qualifiées de TOA (Top of the Atmosphere) pour les distinguerdes luminances qui pourraient être mesurées au bas de l’atmosphère (BOA : Bottom of theAtmosphere), au-dessus des surfaces terrestres. L'impact de l'atmosphère sur lesluminances mesurées affecte donc les images recueillies, ce qui peut fausser l’informationextraite de ces images. Ceci est en particulier evrai pour ce qui les analyses qui s’appuientsur des quantités physiques (e.g., réflectance) caractéristiques des surfaces terrestres <strong>et</strong> nonsur des valeurs relatives de pixels au sein d’une image ou entre plusieurs images. Ceserreurs surviennent par exemple lors <strong>du</strong> calcul de paramètres de surface tels que le LAI(indice foliaire), le taux de couverture arboré ou le fAPAR (fraction de rayonnementphotosynthétiquement actif). Ces remarques soulignent l’intérêt de la correctionatmosphérique, c’est à dire l’opération qui transforme la <strong>mesure</strong> TOA en une <strong>mesure</strong> BOA.Ce chapitre présente une méthode de calcul de la luminance ascendante au somm<strong>et</strong> del'atmosphère. L’impact de l’atmosphère sur les <strong>mesure</strong>s <strong>sa</strong>tellitaires dépend de la quantitéde matière atmosphérique présente <strong>et</strong> de ses propriétés optiques. Il dépend donc de ladensité <strong>et</strong> des sections efficaces d'absorption <strong>et</strong> de diffusion des gaz <strong>et</strong> aérosol<strong>sa</strong>tmosphériques. <strong>Le</strong> calcul des propriétés optiques atmosphériques est très complexe enrai<strong>son</strong> de la très grande variabilité spectrale de l'absorption gazeuse. Il est en généralsimplifié en suppo<strong>sa</strong>nt que les mécanismes d'absorption gazeuse <strong>son</strong>t découplés des autresmécanismes d'interaction (i.e., diffusion des gaz <strong>et</strong> des aérosols, <strong>et</strong> absorption de<strong>sa</strong>érosols). Ces derniers peuvent être représentés par des fonctions continues de la longueurd'onde. Ainsi, la section efficace de diffusion des gaz (diffusion de Rayleigh) varie en ≈λ -4 ,<strong>et</strong> en ≈λ -β pour les aérosols, avec β compris entre 0 <strong>et</strong> 4 selon la dimension des aérosols.<strong>Le</strong>s gaz à l'origine de la majeure partie de la diffusion atmosphérique <strong>son</strong>t les gaz les plusnombreux, c'est à dire l'azote <strong>et</strong> l'oxygène. Par contre, dans le domaine optique, les deuxgaz à l'origine des principales absorptions gazeuses <strong>son</strong>t le CO 2 <strong>et</strong> H 2 O. Ils interviennentsurtout au-delà de 0.94µm, c'est à dire dans un domaine spectral où la diffusion gazeuse estnégligeable, <strong>du</strong> moins par rapport à la diffusion des aérosols.<strong>Le</strong> découplage "Absorption gazeuse - autres mécanismes" est justifié par la faibleproportion <strong>du</strong> rayonnement qui est absorbé après avoir été diffusé, surtout dans les fenêtre<strong>sa</strong>tmosphériques (i.e., bandes spectrales utilisées pour l'observation spatiale des surfacesterrestres). Il en résulte que l'absorption gazeuse sur le traj<strong>et</strong> "Soleil - Terre - Capteur" estreprésentée par un terme A g (Ω s ,Ω v ) indépendant des autres mécanismes <strong>et</strong> qui par suite estune combinai<strong>son</strong> de l'absorption A g (Ω s ) <strong>et</strong> A g (Ω v ) qui survient le long des traj<strong>et</strong>s (Ω s :"Soleil - Terre") <strong>et</strong> (Ω v : "Terre - Capteur"). <strong>Le</strong>s transmittances associées <strong>son</strong>t T g (Ω s ) = 1-A g (Ω s ) <strong>et</strong> T g (Ω v )=1-A g (Ω v ). Par suite, la probabilité de non interception d’un photon quitraverse l’atmosphère selon une direction Ω (angle zénithal θ ; angle azimutal Φ) estT g (Ω).e -τ/cosθ , où τ est l'épaisseur optique (diffusion gazeuse + interception des aérosols).IIMODELES ATMOSPHERIQUESDeux modèles atmosphériques <strong>son</strong>t présentés : MODTRAN (MODerate resolutionTRANsmission) <strong>et</strong> 6S (Second Simulation of the Satellite Signal in the Solar Spectrum).
LE TRANSFERT RADIATIF 129Modèle ModtranCe modèle a été développé <strong>du</strong>rant ces 30 dernières années par le Centre "US Air ForcePhillips Laboratory". Il succède à la famille de codes intitulée "LOWTRAN". Il calcule,pour tout point de l'atmosphère, la transmittance de tout traj<strong>et</strong> dans l'atmosphère, ainsi queles luminances <strong>du</strong>es à l'émission atmosphérique, en tenant compte des diffusions d'ordre 1<strong>et</strong> multiple. Il calcule l'absorption moléculaire "continue", la diffusion moléculaire,l'absorption <strong>et</strong> la diffusion des aérosols, ainsi que l'absorption moléculaire à partir d'unedécomposition (densité <strong>et</strong> largeur moyenne des raies) <strong>du</strong> spectre (0 à 50000cm -1 , soitλ>0.2µm) en intervalles de 1cm -1 pour chaque gaz. Pour tout intervalle, les contributionsdes raies dont il contient les centres <strong>son</strong>t modélisées séparément des raies centrées àl'extérieur de c<strong>et</strong> intervalle. L'absorption <strong>du</strong>e aux raies centrées dans l'intervalle est calculéepar intégration de la raie de Voigt. Du fait de la faible variation des températures terrestres,l'approximation de Curtis-God<strong>son</strong> perm<strong>et</strong> de simuler tout traj<strong>et</strong> dans l'atmosphère, à priorisupposée "multi-couche", par un traj<strong>et</strong> moyen dans un milieu homogène "mono-couche".<strong>Le</strong>s luminances <strong>son</strong>t calculées en considérant les sources suivantes : émissionatmosphérique intrinsèque, diffusion d'ordre 1 <strong>et</strong> plus <strong>du</strong> rayonnement solaire, <strong>et</strong>transmission solaire. La réfraction atmosphérique ainsi que la courbure de la Terre <strong>son</strong>tprises en compte. D'autre part, l'utili<strong>sa</strong>teur peut définir un grand nombre de configurationsgéométriques : traj<strong>et</strong> horizontal, traj<strong>et</strong> oblique <strong>et</strong> traj<strong>et</strong> jusqu'au somm<strong>et</strong> de l'atmosphère.L'atmosphère est la superposition de 32 couches horizontales de 0 à 100km, avec 11 gazdéfinis en pression, température <strong>et</strong> concentration (g/cm 2 /km) : 25 couches de 1kmd'épaisseur de 0 à 25km, 5 couches de 5km d'épaisseur de 25km à 50km <strong>et</strong> 2 couches de 70à 100km. Ces gaz <strong>son</strong>t l'eau (H 2 O), l'ozone (O 3 ), le dioxyde de carbone (CO 2 ), lemonoxyde de carbone (CO), le méthane (CH 4 ), les oxydes d'azote (N 2 O, NO, NO 2 ),l'ammoniac (NH 3 ), l'oxygène (O 2 ) <strong>et</strong> le dioxyde de soufre (SO 2 ). Il peut être utilisé 6atmosphères standard ou un profil d'atmosphère défini par l'opérateur. <strong>Le</strong>s 6 atmosphèresstandard correspondent à des conditions moyennes à différentes latitudes <strong>et</strong> <strong>sa</strong>i<strong>son</strong>s :"Atmosphère US standard", "Modèle tropical : 15° Nord", "Eté - Latitude moyenne : 45°Nord, Juill<strong>et</strong>", "Hiver - Latitude moyenne : 45° Nord, Janvier", "Eté - Sub arctique : 60°Nord, Juill<strong>et</strong>", "Hiver - Sub arctique : 60° Nord, Janvier".<strong>Le</strong>s aérosols <strong>son</strong>t supposés être distribués dans 4 couches :- couche limite (z < 2km). <strong>Le</strong>s aérosols peuvent être très hétérogènes <strong>et</strong> composésd'aérosols de type rural, urbain <strong>et</strong> maritime.- haute troposphère (z ∈ [2km 10km]). <strong>Le</strong>s caractéristiques des aérosols <strong>son</strong>t beaucoupplus uniformes que dans la couche limite.- basse stratosphère (z ∈ [10km 30km]). <strong>Le</strong>s aérosols (sulfates, poussière volcanique, <strong>et</strong>c.)dépendent plus des <strong>sa</strong>i<strong>son</strong>s que <strong>du</strong> lieu géographique.- stratosphère (z ∈ [30km 100km]). <strong>Le</strong>s aérosols <strong>son</strong>t surtout de la poussière météorique.<strong>Le</strong>s aérosols ont une distribution spatiale donnée par des profils fournis par l'utili<strong>sa</strong>teur.<strong>Le</strong>urs coefficients d'extinction <strong>et</strong> d'absorption <strong>son</strong>t calculés à partir de la théorie de Mie.Modèle 6SComme le modèle Modtran, le modèle 6S calcule la luminance en tout point del'atmosphère, dans le cas de surfaces terrestres quelconques. Il peut prendre en compte dessurfaces terrestres non lambertiennes. <strong>Le</strong> domaine spectral couvert est [0.25µm 4µm]. Il est
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