Principes physiques de la télédétection

Principes Physiques de la Télédétection : Rayonnement et Propagation

La télédétection est une méthode permettant d'acquérir des informations sur un objet ou un phénomène sans contact physique. Elle repose sur la mesure et l'analyse du rayonnement électromagnétique émis, réfléchi ou diffusé par la cible. Cette note se concentre sur les fondements physiques du rayonnement et de sa propagation.

1.0. Généralités

La télédétection utilise diverses sources de rayonnement, qu'elles soient naturelles (comme le Soleil ou la Terre) ou artificielles (comme les lasers ou les radars), pour caractériser des milieux à distance, notamment l'atmosphère et la surface terrestre. L'analyse de ce rayonnement permet de déduire des informations sur la composition et l'état de ces milieux.

1.1. Rappels sur les ondes

Le rayonnement électromagnétique est décrit par plusieurs grandeurs fondamentales :

• Longueur d'onde () : Distance entre deux crêtes successives d'une onde, exprimée en mètres (m).

• Fréquence () : Nombre de cycles par unité de temps, liée à la longueur d'onde par la formule , où est la vitesse de la lumière (environ ). Elle est exprimée en Hertz (Hz).

• Nombre d'onde () : Inverse de la longueur d'onde, , exprimé en .

Le rayonnement est également caractérisé par son énergie élémentaire () et sa puissance élémentaire () à une longueur d'onde donnée.

La luminance (), mesurée en , représente la puissance du rayonnement traversant une surface dans une direction spécifique () par rapport à la normale, captée dans un angle solide et sur un intervalle spectral élémentaire . Elle est définie par :

Des concepts comme le flux montant et le flux descendant () décrivent la quantité totale de rayonnement traversant une surface dans une direction donnée.

1.2. Propagation dans l'atmosphère

La propagation du rayonnement électromagnétique dans l'atmosphère est influencée par deux mécanismes principaux :

• Absorption : Le rayonnement est converti en une autre forme d'énergie (par exemple, thermique) par les constituants atmosphériques.

• Diffusion : Le rayonnement est dévié de sa trajectoire originale par des particules ou des molécules.

L'efficacité de ces interactions est quantifiée par :

• Efficacité d'extinction () : Sommme de l'efficacité de diffusion et d'absorption.

• Efficacité de diffusion ()

• Efficacité d'absorption ()

On a toujours .

Ces efficacités permettent de calculer :

• La section efficace d'extinction () d'un objet isolé de taille :

• Le coefficient d'extinction () pour

un ensemble d'objets, qui décrit leur capacité à atténuer le rayonnement :

où est le nombre d'objets de taille . Des expressions similaires existent pour la diffusion et l'absorption.

L'albédo de simple diffusion () caractérise la proportion de rayonnement diffusé par rapport à l'extinction totale :

L'indice de réfraction () décrit la propagation d'une onde dans un milieu. Sa partie réelle () est liée à la vitesse de phase, et sa partie imaginaire () est liée à l'absorption :

La loi de Beer-Lambert décrit l'atténuation de la luminance le long d'un trajet dans un milieu :

où est la transmission du milieu. Le chemin optique () représente la quantité d'extinction le long d'un trajet . L'épaisseur optique () est le chemin optique projeté sur la verticale.

1.3. Sources de rayonnement utilisées en télédétection

Différentes sources de rayonnement sont exploitées :

Rappel : Corps noir

Un corps noir est un objet idéal qui absorbe tout rayonnement incident et émet un rayonnement thermique maximal pour une température donnée. Sa luminance est donnée par la loi de Planck :

où et sont des constantes liées aux constantes fondamentales (Planck, Boltzmann, vitesse de la lumière). La loi de Wien indique la longueur d'onde du maximum d'émission pour un corps noir : .

Le rayonnement solaire présente un maximum dans le visible, tandis que l'émission terrestre a son maximum dans l'infrarouge.

Corps gris

La Terre et beaucoup d'objets naturels ne sont pas des corps noirs parfaits mais des "corps gris", caractérisés par une émissivité (), qui est leur capacité à absorber et réémettre le rayonnement. Pour un corps noir, . Pour un corps gris, . Des exemples d'émissivité dans l'infrarouge : océan , neige/glace , forêt .

Rayonnement solaire reçu

Le rayonnement solaire est reçu par la Terre comme un flux unidirectionnel. L'éclairement solaire () reçu au sommet de l'atmosphère (SDA) est d'environ en moyenne.

Source artificielle de rayonnement

Les instruments de télédétection peuvent être équipés de leurs propres sources de rayonnement, souvent pulsées (ex: LASER pour LIDAR, RADAR). Les caractéristiques importantes de ce rayonnement sont la longueur d'onde, la puissance et l'état de polarisation.

1.4. Transfert de rayonnement pour la télédétection

L'équation générale du transfert radiatif décrit l'évolution de la luminance le long d'un trajet dans un milieu, en tenant compte de l'extinction et des sources de rayonnement. La luminance émergente le long d'un trajet est donnée par :

La fonction source () inclut la partie diffusée du rayonnement et la partie émise par le milieu (dépendante de sa température).

L'équation différentielle peut s'écrire :

$\frac{d L_{\lambda} (\vec{l})}{d l} = - \sigma_{\lambda,ext} (</p></blockquote><p></p><p>l) \left(L_{\lambda} (\vec{l}) - J_{\lambda,source} (\vec{l})\right)$

En intégrant entre deux points A et B, l'équation générale pour la télédétection est :

Cette équation montre que la luminance observée en B est une combinaison de la luminance initiale en A atténuée, et du rayonnement émis ou diffusé le long du parcours entre A et B, également atténué.

Transmission atmosphérique

La transmission atmosphérique () quantifie la fraction de rayonnement qui traverse l'atmosphère. Elle dépend de l'épaisseur optique () et de l'angle zénithal () :

• Si l'épaisseur optique est faible, la transmission est proche de 1, et l'atmosphère est "quasi transparente" (on parle alors de fenêtre atmosphérique).

• Si l'épaisseur optique est élevée, la transmission est proche de 0, et l'atmosphère est "opaque".

Les sources naturelles d'émission sont le Soleil et la Terre/atmosphère. Les sources artificielles sont les lasers (LIDAR) et les radars. Les interactions entre le rayonnement et le milieu (absorption, diffusion) sont au cœur de la télédétection, d'où l'importance de comprendre le transfert radiatif.

Tableau Récapitulatif : Composition Chimique de l'Atmosphère (Principaux Gaz Secs)

Nom	Fraction de l'air sec	Temps de résidence
Azote moléculaire (N2)	78,08 %	-
Dioxygène (O2)	20,95 %	4000 ans
Argon (Ar)	0,93 %	-
Vapeur d'eau (H2O)	0 – 5 %	10 jours
Dioxyde de carbone (CO2)	416-422 ppm	100 ans
Méthane (CH4)	1910 ppb	9 ans
Oxyde nitreux (N2O)	335 ppb	150 ans
Monoxyde de carbone (CO)	50 – 500 ppb	1-2 mois
Ozone (O3)	2 – 100 ppb	1-2 mois
Dioxyde d'azote (NO2)	0 – 1 ppm	1 jour
Dioxyde de soufre (SO2)	0 – 30 ppb	Quelques jours
Ammoniac (NH3)	0 – 1 ppb	Heures - jours
Composés organiques volatils (COV)	0 – 20 ppb	Heures

(Référence année: 2022)

Unités de fraction volumique : ppm=, ppb=, ppt=.

Phases de la matière dans l'atmosphère

L'atmosphère est composée de la matière dans différentes phases :

• Phase gazeuse : Molécules de gaz (taille de l'ordre de m).

• Phase liquide : Gouttelettes d'eau (vapeur d'eau condensée) et gaz dissous (taille de à ).

• Phase solide : Particules en suspension ou aérosols (matières particulaires PM), de taille allant de à .

Quantification des composants atmosphériques

Pour quantifier la quantité d'un composant X dans l'atmosphère, on utilise :

• La masse volumique de l'espèce X (, en pour l'air, pour les gaz traces).

• La concentration moléculaire d'un gaz (, en ).

• La colonne intégrée dans une couche (, en ) :

• Le rapport de mélange () :

  Exprimé en ppmv (), ppbv (), pptv ($10^{-12</p></li></ul><p></p><p>}$).

  • La pression partielle () :

  Structure verticale de l'atmosphère

  L'atmosphère est divisée en couches avec des caractéristiques de température et de composition distinctes :

  • Troposphère : Couche la plus basse (0-10/18 km), la température diminue avec l'altitude. C'est là que se produisent la plupart des phénomènes météorologiques.

  • Stratosphère : (10/18-50 km), la température augmente avec l'altitude grâce à la couche d'ozone qui absorbe les UV.

  • Mésosphère : (50-85 km), la température diminue de nouveau.

  • Thermosphère : (85-600 km), la température augmente fortement en raison de l'absorption du rayonnement solaire de haute énergie par les molécules rares.

  • Exosphère : Au-delà de 600 km, transition progressive vers l'espace interplanétaire.

  Applications de la télédétection satellitaire

  La télédétection satellitaire offre de nombreuses applications pour l'observation de la Terre et de son climat, notamment dans des domaines tels que la surveillance météorologique, l'étude des océans, la gestion des ressources naturelles, le suivi des changements climatiques et la prévision des catastrophes naturelles.

  Points Clés

  • La télédétection mesure le rayonnement à distance pour acquérir des informations.

  • Les ondes électromagnétiques sont caractérisées par leur longueur d'onde, fréquence et luminance.

  • L'atmosphère interagit avec le rayonnement par absorption et diffusion.

  • La loi de Beer-Lambert décrit l'atténuation du rayonnement à travers un milieu.

  • Le rayonnement est émis par des sources naturelles (Soleil, Terre) ou artificielles (LIDAR, RADAR).

  • L'équation de transfert radiatif est fondamentale pour comprendre comment la luminance est modifiée en traversant l'atmosphère.

  • La transmission atmosphérique définit les "fenêtres" spectrales où l'atmosphère est transparente au rayonnement.