Caractéristiques des satellites et des capteurs utilisés
Les satellites d 1 observation de la série NOAA sont du type à défilement, c’est à dire qu’ils se déplacent par rapport à la terre. Ils ont une altitude d’environ 800 kilomètres. Leur orbite est quasi-polaire et leur période de révolution est d’environ 105 minutes. Ils sont dits héliosynchrones car ils survolent un point donné toujours à la même heure locale. Pour la France, leur passage s’effectue en temps universel entre 7h30 et 9h30 TU ou entre 3h et 4h en orbite descendante (sens Nord-Sud) et entre 18h20 et 19h20 ou entre 14h et 15h en orbite ascendante, en fonction des satellites utilisés. Au printemps 1984, ces derniers étaient au nombre de deux : NOAA 6 et NOAA 7 lancés respectivement en juin 1979 et juin 1981. Le satellite TIROS N, lancé en octobre 1978, n’est plus en service actuellement. Parmi les capteurs embarqués, nous ne citerons que le radiomètre A.V.H.R.R. (Advanced Very High Resolution Radiometer), monté pour la première fois sur le satellite TIROS N. Ce capteur possède notamment une bande passante opérant dans le domaine de l’infra-rouge thermique, de 10,5 à 11,5 microns. La résolution spatiale au nadir est de 900 m mais diminue au fur et à mesure que l’angle de visée augmente, pour atteindre environ 4 km à l’extrême bord de 11 image. Le champ de balayage du capteur est d’environ 2000 km . La composition de l’image, ligne par ligne, est effectuée par le mouvement de translation du satellite, tandis que chaque ligne est acquise par la rotation d’un miroir autour de l’axe de translation du satellite. L’étalonnage est assuré à bord par des mesures de rayonnement d’un corps noir maintenu à 290°K et du vide intersidéral qui peut être considéré comme un corps noir à 3°K. La résolution radiométrique est de 0,13 °K à la température de 300°K.
La couleur de l’océan
En océanographie, le domaine du rayonnement visible est indissociable de la notion de couleur de l’océan qui est une sensation humaine, même si elle fait intervenir des bases physiques. c’est à partir de 11 observation visuelle qu’on a tout d1 abord déterminé empiriquement la couleur de la mer en parlant d’eaux 11 Vertes 11 , riches en particules ou en substances biologiques, ou d’eaux 11 bleues 11 , oligotrophes. On détermine habituellement la couleur de la mer par la répartition spectrale de 11 éclairement diffus rétrodiffusé par l’eau (Ivanoff, 1975). Pour que cette définition soit valable qucl que soit l 1 état du ciel, il faut faire abstraction de la réflexion du rayonnement de la voûte céleste qui modifie 11 éclairement réfléchi diffus qui intervient également dans la couleur de la mer. Avant d’imaginer les premières expériences satellitaires en océanographie biologique, plusieurs essais de classification optique des eaux ont été effectués, principalement en Europe et aux Etats Unis (Jerlov, 1951, 1976 Austin, 1974 ; Ivanoff, 1975 ; Morel, Prieur, 1977 ; Smith, Baker, 1978). Toutes ces classifications sont basées sur des relations simples entre les propriétés optiques d’une part et 1 a concentration en matières organiques dissoutes et en matières en suspension d’autre part. Depuis que le spectre de la chlorophylle est connu, on a pu mettre en évidence en laboratoire que la présence de chlorophylle dans l’eau de mer déplace les longueurs d’onde du maximum de transparence de l’eau du bleu vers le jaune (Yentsch, 1960). Il est donc possible de déterminer la teneur en chlorophylle de l’eau de mer (chlorophylle a + phéophytine a) à partir de mesures de la couleur de l’océan.
Algorithmes d’une extraction des paramètres marins
Les réflectances marines mesurées in situ ont donc des caractéristiques spectrales bien différentes selon qu 1 elles concernent des eaux du cas 1 ou 2 de la classification de Morel. Ainsi, pour de l’ eau du cas 1 ne contenant que du phytoplancton et des substances associées, la réflectance est d’autant plus faible à 440 nm que la concentration est plus forte (figure !.5) en raison du pic d’un absorption spécifique de la chlorophylle à cette longueur d’un onde. La réflectance à 550 nm est par contre très peu dépend ante de 1 a concentration et devient supérieure à celle à 440 nm pour les eaux riches en chlorophylle.
LE CAPTEUR CZCS ET SON TRAITEMENT PROPRE POUR LA CORRECTION ATMOSPHERIQUE
l..Jrédaction de ce chapitre est le résultat d’une compilation bibliographique agrémentée de discussions avec quelques spécialistes des problèmes de correction atmosphérique. On y présente les caractéristiques du capteur CZCS et les différentes étapes du traitement de ses données. Le traitement est assez complexe. En effet, d’une part les calibrations du capteur ne sont pas fiables, ce qui compromet un étalonnage des mesures en luminance, et d’une autre part ce capteur n’a pas été conçu pour permettre une correction précise des effets atmosphériques. Le traitement comprend deux étapes principales. Dans la première s’effectue un étalonnage des données en luminances. Des valeurs d’un étalonnage ont été calculées avant le lancement du satellite. Cependant, ces valeurs doivent être légèrement modifiées pour tenir compte des changements intervenus après le lancement. De plus, la sensibilité de CZCS décroît nettement avec le temps, vraisemblablement à cause d’une un encrassement des détecteurs, ce qui oblige à modifier encore ces paramètres d’une étalonnage en fonction du temps écoulé depuis le lancement du satellite. Dans la deuxième étape, sont corrigés les effets atmosphériques. Si les effets atmosphériques constants, c’est à dire ne dépendant que de la géométrie d’yne observation, peuvent être éliminés avec une bonne précision, il n’en est pas de même pour les effets dus aux aérosols pour la correction desquels un certain empirisme est de règle.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
PREMIERE PARTIE : PRINCIPE DE LA MESURE RADIOMETRIQUE INFRA-ROUGE ET VISIBLE. TRAITEMENT SPECIFIQUE DES DONNEES SATELLITAIRES APPLIQUE A L’OCEANOGRAPHIE BIOLOGIQUE
1.1. INTRODUCTION
1.2. LA TELEDETECTION DANS L’I.R. THERMIQUE
1.2.1 Caractéristiques des satellites et des capteurs utilisés
1.2.2 Le principe de la mesure
1.3. LA TELEDETECTION DANS LE DOMAINE VISIBLE
1.3.1 La couleur de l’océan
1.3.2 Propriétés optiques de l’océan
1.3.3 Algorithmes d’extraction des paramètres marins
1.4. LE CAPTEUR CZCS ET SON TRAITEMENT PROPRE POUR LA CORRECTION ATMOSPHERIQUE
1.4.1 Caractéristiques du capteur
1.4.2 Etalonnage des données
1.4.3 Elimination des effets atmosphériques
1.5. TRAITEMENT DE L’IMAGERIE SATELLITAIRE AVHRR ET CZCS
1.5.1 Sélection et lecture des données
1.5.2 Correction atmosphérique
1.5.3 Rectification géométrique
DEUXIEME PARTIE : APPORT DES DONNEES SATELLITAIRES ET DES MESURES EN MER SUR LA CONNAISSANCE DE LA ZONE DE DILUTION RHODANIENNE
2.1 OBJECTIFS
2.2 PRESENTATION DES DONNEES
2.2.1 Les données de télédétection
2.2.2 Les données hydrauliques et météorologiques
2.2.3 Les données recueillies en mer
2.3 COMPORTEMENT DE LA NAPPE DE DILUTION DU RHONE OBSERVEE SUR LES THERMOGRAPHIES AVHRR DE 1979 A 1981
2.3.1 Repérage thermique de la nappe de dilution
2.3.2 Influence du vent sur la nappe
2 3.2.1 Mode d’action
2.3.2.2 Temps d’établissement d’une situation hydrologique
2 3.2.3 Variations spatio-temporelles sous l’effet du vent
2 .3.2.4 Exemple d’évolution rapide de la nappe thermique
2.3.3 Influence du débit sur la nappe
2.3.3.1 Action sur 11 écoulement de la nappe
2.3.3.2 Action sur la superficie
2.4 CAMPAGNE EURHOGLI : APPORT DE L’IMAGERIE COULEUR DE LA MER
2.4.1 Cartographie des zones à forte teneur en pigments
2.4.1.1 Distribution spatiale
2.4.1.2 Variations spatio-temporelles de la nappe chlorophyllienne du Rhône
2.4.1.3 Confrontation avec les mesures en mer
2.4. 2 Cartographie des zones turbides
2.4.2.1 Distribution spatiale de la matière particulaire en suspension dans le golfe du Lion
2.4.2.2 Variations spatio-temporelles de la matière particulaire en suspension devant le Rhône
2 .4.2.3 Comparaisons des cartes de seston et de pigments obtenues par satellite
2 .4.2.4 Confrontation des mesures satellitaires avec les cartes de seston et les autres mesures en mer
2. 5 CONCLU
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