Initiation à la télédétection et à la modélisation de l`atmosphère

Groupe de recherche et d’applications en physique au Collège de Sherbrooke
Département de physique
Collège de Sherbrooke
Initiation à la télédétection et à la modélisation de l’atmosphère
(VERSION PRÉLIMINAIRE)
Martin Aubé
Mai 2002
 Martin Aubé

Ce document s’adresse aux étudiants−chercheurs du GRAPHYCS qui poursuivent leurs
recherches dans le domaine de la télédétection et de la modélisation atmosphérique sous la
direction de Martin Aubé. Il a été rédigé dans le but de permettre une familiarisation rapide
des étudiants avec les concepts fondamentaux de la science de l’atmosphère. Cette
formation initiale devra bien entendu être complétée par des lectures plus spécialisées se
rapprochant davantage du sujet d’étude choisi par l’étudiant.

1. Introduction
L’étude de la surface de la terre repose sur l’observation de ses propriétés radiatives et sur
l’interprétation des phénomènes dynamiques qui conditionnent son évolution temporelle.
Ces informations peuvent être recueillies de deux façons: la télédétection satellitaire ou
aéroportée, et la mesure de variables physiques et chimiques au sol. La dernière technique
est plus précise mais sa nature ponctuelle et l’ampleur des ressources humaines qu’elle
nécessite rend son usage moins intéressant dans le contexte d’études menées à l’échelle
régionale ou globale. Dans cette optique, la télédétection s’avère une alternative
intéressante car elle permet d’effectuer des mesures simultanées sur de grandes étendues
avec un minimum d’intervention humaine. Toutefois l’interprétation des données recueillies
par les satellites relève souvent du tour de force en raison du grand nombre de paramètres
soit incontrôlables ou inconnus qui affectent la mesure (contenu d’eau dans le sol, géométrie
d’un couvert végétal, hétérogénéité des surfaces à l’intérieur de l’élément d’image (pixel), la
variabilité de l’atmosphère, etc). Cette interprétation vise à déduire à partir de la mesure au
capteur, la nature de la radiation émise par la cible au sol. Les propriétés radiatives émises
par la cible au sol contient un foule d’informations sur sa nature chimique, sa géométrie, sa
température, etc. Une interprétation adéquate du rayonnement capté passe donc d’abord
nécessairement par la correction de l’altération de ce dernier lors de son passage à travers
les couches atmosphériques séparant la cible du capteur. La correction atmosphérique de la
radiation provenant de la surface terrestre motive bon nombre de projets du GRAPHYCS et
c’est pourquoi nous avons cru bon y consacrer cet ouvrage d’initiation.
2. Structure et composition de l’atmosphère
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 dernier sont d’ailleurs trop légers pour être retenus par la gravité terrestre.
En fait l’atmosphère s’évapore constamment dans le milieu interplanétaire tout en étant
renouvelé en permanence par le dégazage de la surface, par des transformations chimique
de nature biotiques ainsi que par les éruption volcaniques. La partie dense de l’atmosphère

se résume à une mince pellicule car environ 99% de la masse totale de l’atmosphère se situe
sous une altitude de 30 km. La décroissance moyenne de la densité de l’atmosphère avec
l’altitude suit une forme quasi−exponentielle (voir figure 2(b)) avec une échelle de hauteur
(Hgaz) estimée à environ 8 km.
ρz=ρ0e
Bz
Hgaz
(1)
de sorte que la densité de l’atmosphère décroît d’un facteur e≈2,7183 à chaque 8 km.
L’atmosphère est divisée en couche horizontales superposées. La limite de chaque couche
est caractérisée par une inversion de régime thermique (inversion de température). La
troposphère qui s’étale du sol jusqu’à 8 km (aux pôles) ou à environ 17 km (à l’équateur)
montre une décroissance moyenne de la température de d’environ 6,5 K par kilomètre. C’est
dans cette couche que se développent presque toutes les perturbations atmosphériques.
L’essentiel des interactions entre l’atmosphère et la surface terrestre se produisent dans la
plus basse partie de la troposphère nommée Couche Planétaire Limite (CPL) qui ne dépasse
pas 2 km d’altitude. La décroissance en température se poursuit jusqu’à la tropopause siège
de la première inversion de température qui se situe autour de −57 oC. La troposphère est
surmontée de la stratosphère qui montre une croissance de la température avec l’altitude.
Cette croissance culmine à environ 0oC à une altitude d’environ 40 km (stratopause).
L’augmentation de température dans la stratosphère est occasionnée par l’énergie dégagée
par la réaction de transformation de l’oxygène (O2) en ozone (O3) sous l’action du
rayonnement ultraviolet. La concentration d’O3 est maximale à une altitude voisine de 25 km.
On rencontre ensuite la mésosphère qui est à nouveau caractérisée par une décroissance
de la température jusqu’à une température de −100oC à la mésopause, à environ 85 km. La
densité de la mésosphère est si faible qu’elle ne contribuera que de façon très négligeable à
la radiation détectée. Au dessus de la mésosphère nous retrouvons enfin la thermosphère
qui est caractérisée par une nouvelle croissance de la température. Les conditions physique
dans la thermosphère sont étroitement liées à l’activité solaire et c’est d’ailleurs dans cette
couche que se produisent les aurores. La croissance de la température dans la
thermosphère est attribuable à la forte absorption des ultraviolets de courtes longueurs
d’ondes qui conduit à un fort taux d’ionisation des atomes.
La composition chimique de l’air sec de la troposphère et de la stratosphère demeure à peu
près fixe en fonction de l’altitude en raison du brassage occasionné par les mouvement

convectifs verticaux. Il est constitué de 78% d’azote et 21% d’oxygène en volume. La
vapeur d’eau, l’ozone et le CO2constituent les gaz à grande variabilité. Bien que leur
concentration est faible (~1% du volume) il jouent un rôle crucial dans l’équilibre radiatif de
l’atmosphère car ils sont hautement absorbants. En plus de sa composante gazeuse,
l’atmosphère renferme des particules solides ou liquides en suspension ou aérosols qui sont
déplacées par les vents à partir de leur site d’émission au sol. De plus certains processus
physiques et chimiques peuvent favoriser la croissance de leur taille ou de leur nombre le
long de leur parcours dans l’atmosphère. Ces particules sont très importantes car elles ont
aussi une effet important sur l’équilibre radiatif de l’atmosphère. Leur variabilité est très
importante car elle dépend des émissions locales ainsi que de la dynamique atmosphérique
qui prévaut pendant et après leur émission. Certains aérosols ont tendance à absorber la
radiation solaire (suie) alors que d’autres ont plutôt tendance à rétrodiffuser vers l’espace
(sulfates ((NH4)2SO4), organiques carbonés).
Figure 1: Moyenne globale de la contribution relative des composants atmosphériques
variables à l’absorption (valeurs positives) ou à la rétrodiffusion vers l’espace (valeurs
négatives) de la radiation solaire incidente au niveau de la tropopause. Tiré de IPCC, 1996.
Les aérosols ont aussi un effet indirect sur l’équilibre radiatif et sur la dynamique
atmosphérique car ils agissent comme des noyaux de condensation pour la vapeur d’eau. Ils
sont donc à l’origine de la formation des nuages. La présence de nuages augmente la
rétrodiffusion de la radiation solaire vers l’espace.