REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET … · Tr La transmittance de RAYLEIGH. Sans unité ... le site de TAMANRASSET à partir des images numériques B2 du canal visible VTSSR de

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.


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.


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


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


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.


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


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).


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.


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.


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).


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


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.


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


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.


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


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


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.


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].


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]


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]


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


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


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-


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.


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.


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

QQ

=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.


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.


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.


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


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.


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)


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


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


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


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.


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


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])


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


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


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)


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


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.


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.


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.


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.


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) .


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.


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)


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.


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.


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).


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


59



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)



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)


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.


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.


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



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


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


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.


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


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 )




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


Glo

bal r

éel c

alcu

lé p

arle

mod

èle

anal

ytiq

ue (W

/m2 )


Figure V.11 : Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle analytique à bande large et mesuré à 11h00 TU


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


Glo

bal r

éel c

alcu

lé p

arle

mod

èle

anal

ytiq

ue (W

/m2 )





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


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


Glo

bal r

éel c

alcu

lé p

arle

mod

èle

anal

ytiq

ue (W

/m2 )

Global mesuré (w/m2)




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 )


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.


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 )



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 )


Figure V.17: Comparaison entre le rayonnement global réel calculé par le modèle Modèle spectral de SMARTS et mesuré à 10h00 TU


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


loba

l rée

l cal

culé

par

le m

odèl

e de

SM

ARTS

(w/m

2 )


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


loba

l rée

l cal

culé

par

le

mod

èle

de S

MAR

TS (W

/m2 )




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 )




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 )



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)).


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


loba

l rée

l cal

culé

par

le

mod

èle

de S

MAR

TS (W

/m2 )




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


τae variable…………………………………………………………………………..…..63


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


analytique à bande large et mesuré à 10h00 TU………………………………….…..…65


analytique à bande large et mesuré à 11h00 TU……………………………………...…65






analytique à bande large et mesuré à 14h00 TU………………………………….…..…67


analytique à bande large et mesuré à 15h00 TU………………………………..…….…68


spectral de SMARTS et mesuré à 9h00 TU…………………………………….……….69


spectral de SMARTS et mesuré à 10h00 TU……………………………………….…...69


spectral de SMARTS et mesuré à 11h00 TU…………………………………..……….70


spectral de SMARTS et mesuré à 12h00 TU..…………………………………..….…..70


spectral de SMARTS et mesuré à 13h00 TU…………………………………….……...71


spectral de SMARTS et mesuré à 14h00 TU…………………………………….……...71


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


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


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.

Documents

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET … · Tr La transmittance de RAYLEIGH. Sans unité ... le site de TAMANRASSET à partir des images numériques B2 du canal visible VTSSR de