DE LA METHODE DE CANO ET DE SES MODIFICATIONS

Nous n’étudierons ici que trois des différentes méthoes présentées dans le paragraphe 3.1. Elles sont issues du même principe de base lié à l’évaluation de l’albédo des sols par ciel clair. De complexité croissante, elles sont appliquées à des images visibles de l’ouest de l’Europe du mois de juillet 1986 issues de Météosat. elles sont étudiées individuellement, comparées entre elles et comparées aux images brutes initiales sur lesquelles elles ont été appliquées. Les trois méthodes sont : la méthodes dite de Cano (1982), la méthode dite de Moussu et al. {1989) et la méthode dite de réflexion directe. Ultérieurement elles seront respectivement notées : Modèle C, Modèle M et Modèle D. Ces modèles ont pour but de normaliser les comptes numériques quantifiant les luminances. C’est-à-dire de transformer les valeurs de luminance {dépendantes du lieu du jour et de l’heure) en valeur de réflectance (indépendantes du lieu du jour et de l’heure). Les valeurs de réflectance, obtenues par les méthodes appliquées, représentent des albédos relatifs proportionnels aux albédos réels. Pour observer l’efficacité d’un modèle, il convient d’observer ses résultats sur une zone d’albédo connu et de quantifier ses variations suivant les latitudes et les longitudes de mesures et suivant les différentes heures d’application, c’est-à-dire d’acquisition d’images.

Pour le cas échéant, il a été étudié trois heures d’acquisition soientt : 9 heures, 12 heures, 15 heures {les slots 19, 25 et 31, selon la nomenclature utilisée pour Météosat). Dans une première approche, les résultats obtenus sur le milieu marin ont été analysés dans le temps et dans l’espace. Le milieu marin a l’albédo le plus constant et donc le plus sür. Au niveau où se situe le satellite Météosat, il n’y a aucune réflexion spéculaire des mers d’Europe dans la direction du satellite ou alors de façon très faible lorsque la mer est très agitée comme l’ont montrée Wald et Monget (1983). La mer apparaît donc comme un corps non réfléchissant, c’est-à-dire d’albédo nul. Dans un deuxième temps, les résultats obtenus sur des parcelles de terrains, considérées comme homogènes sur les images visibles de Météosat, ont été analysés sur la France et l’Espagne. Ces parcelles représentent la· gamme des albédos observés sur l’Europe de l’ouest. Pour que les zones de mesures, marines ou terrestres, puissent être observées par ciel clair, j’ai utilisé des images a priori sans nuage. Dans le chapitre concernant l’obtention d’images sans nuage, nous reviendrons précisément sur cette notion de ciel clair. Le dernier cas étudié concerne les résultats des modèles de ciel clair appliqués à des images de maximum de réflectance, c’est-à-dire avec un maximum de nuage. Il n’y a pas là d’antagonisme car il est nécessaire d’observer l’efficacité des modèles sur les nuages, puisque ces modèles sont appliqués sur l’ensemble des images qu’elles soient peu ou très ennuagées. C’est à la suite de l’étude comparative de ces différentes méthodes qu’il a été appliqué à la meilleure, la notion de réflexion de l’atmosphère (« albédo atmosphérique »). Cette amélioration a aussi été analysée suivant l’aspect spatial et temporel.

ANALYSE DES RESULTATS

Les résultats obtenus précédemment, par l’application des modèles atmosphériques (C, M et D) sur les images brutes de minimum absolu des slots horaires 19, 25 et 31 du mois de juillet 1986, ont été analysés suivant deux approches complémentaires. Ces approches permettent d’aborder l’aspect temporel qui intervient de par l’application des modèles aux différentes heures de la journée, et l’aspect spatial résultant de la position respective de chaque zone de mesure. Ces deux aspects sont a priori très proches, car l’heure du jour pour un point de l’image et la position géographique de ce même point sont déterminées dans les modèles utilisés par un même paramètre qui est la position relative du sol\!il par rapport au pixel étudié. L’analyse temporelle va s’attacher à déterminer quel est le modèle qui permet de mieux s’affranchir de la différence de luminosité reçue puis réfléchie par un pixel de l’image au cours de la journée. Ainsi, chaque zone sera considérée individuellement pour définir la variation, sur trois heures de mesure, du signal obtenu sur les images brutes et avec les différents modèles. Les variations journalières les plus faibles indiqueront le modèle le plus approprié à la situation temporelle. Cet aspect temporel correspond approximativement aux variations possibles du signal sur une même latitude, c’est-à-dire sur un axe est-ouest. L’analyse spatiale va considérer chaque heure de la journée individuellement afin de suivre, pour l’ensemble des zones de mesure, l’influence de la position géographique sur le signal issu des données brutes et des modèles qui lui sont appliqués. La comparaison des différents modèles pour une même heure est rendue possible en transformant les données par l’utilisation de leur pourcentage respectif. Il est obtenu par rapport à la somme calculée sur l’ensemble des zones d’une même heure et d’un même modèle. Cet aspect spatial correspond aux variations possibles du signal sur une même longitude, c’est-à-dire sur un axe nord-sud.

Au niveau de la mer par ciel clair : Sur les 18 zones, seules les 17 zones situées les plus au sud furent utilisées, en raison de l’écart important qui les dissociait de la zone située à 63°N. Cette zone extrême présente souvent une saturation au niveau des comptes numériques en raison de l’épaisseur d’atmosphère traversée. La distribution des écarts maximaux relatifs pour les trois types de modélisation est présentée dans les tableaux 3.15. et 3.16 .. Tab. 3.15. : écarts maximaux relatifs (%) sur 18 zones marines, pour les images de minimum issues des données brutes d’Europe en juillet 1986 et de leur modélisation par (modèle C), (modèle M), (modèle D). Nous constatons la très grande hétérogénéité des écarts maximaux pour chaque type de donnée, leur écart-type étant d’environ 50% de la moyenne, et même de 76% pour le modèle M. La moyenne de ces écarts maximaux est plus faible pour les images brutes non modélisées. Ceci peut nous permettre de dire qu’en moyenne les écarts existants pour une même zone marine à différentes heures de la journée sont plus faibles lorsque les images sont brutes que lorsqu’elles sont modélisées. Les modélisations C et D (et a fortiori M) n’apportent donc rien et ne permettent pas de s’affranchir de la variation de la hauteur du soleil en un même point. Ce résultat était prévisible en raison même du comportement de la mer vis-à-vis du rayonnement visible et en raison de la position de Météosat. La mer vue par Météosat peut être admise comme ayant une surface lisse qui se comporte comme un corps ayant une seule pos.;l!.>ilité de réflexion, dans la direction opposée au rayonnement incident.

De ce fait, le satellite Météosat ne pourra pas recevoir, des océans situés aux latitudes étudiées, de signal propre. Ainsi, quelle que soit l’heure de la journée, les océans apparaîtront, pour les capteurs visibles de Météosat, comme des corps non réfléchissants, c’est-à-dire de réflectance nulle (0). Seule l’atmosphère sera responsable des valeurs de luminance mesurées sur la mer. Aussi, la modélisation devra s’attacher à déterminer la réflectance issue de l’atmosphère et perçue par Météosat dans le cas maritime qui nous intére.sse. Les modèles utilisés ne prennent pas en compte l’augmentation du signal qui se produit lorsque les rayons du soleil traversent une plus grande épaisseur d’atmosphère. Ainsi, pour le matin (slot 19) et le soir (slot 31) l’albédo de l’atmosphère en un point donné apparaît plus élevé qu’à midi (slot 25). Comme la quantité de rayonnement arrivant le matin ou le soir en ce point est plus faible qu’à midi, la luminance mesurée peut apparaître constante. C’est ce que nous observons sur les données brutes (cf. tab. 3.3.) où les luminances d’un même point sont à peu près identiques aux trois heures de mesure. Les modèles utilisés visaient à augmenter les valeurs obtenues le matin et le soir sur la mer par rapport aux valeurs obtenues à midi. Ainsi pour être réaliste, il est nécessaire de tenir compte de l’effet compensateur de la réflectance de l’atmosphère au niveau de la mer. C’est ce que réalise le modèle (A) dit d’albédo atmosphérique (cf. paragraphe 3.1.) et discuté ultérieurement.

Contrairement aux zones marines, nous constatons sur les parcelles de terrains des écart-types de distribution sur les écarts maximaux assez faibles de 13% à 34%. Les plus faibles moyennes des écarts maximaux sont observées lorsque sont appliqués les modèles (C) et (D) que nous avions déduits du rayonnement direct réfléchi en direction du satellite. Les images brutes sont en revanche celles qui présentent la plus grande variabilité de signal au cours de la journée. Ceci tend à placer les milieux marins et terrestres en opposition au niveau des modélisations employées. Comme je l’ai déjà signalé, la mer présente un albédo que l’on peut considérer comme nul (pour les latitudes européennes et le satellite Météosat). Ainsi, quelle que soit l’heure de la journée et l’intensité lumineuse reçue, la réflexion restera nulle et la modélisation du trajet du rayonnement dans l’atmosphère, en direction ou provenant de la mer, nécessite de considérer la réflectivité de l’atmosphère.

Dans ce cas, l’albédo de l’atmosphère augmente le signal issu des zones marines. En revanche, les sols d’albédo non négligeable auront une intensité de réflexion en accord plus étroit avec leur albédo et avec le rayonnement incident. De ce fait, la modélisation prend là toute sa signification et permet de diminuer les écarts temporels d’intensité de réflexion uniquement düs à la position du soleil. L’influence de l’atmosphère existe toujours mais elle est relativement moins importante. Les effets de réflexion et d’absorption des particules et des aérosols provoquent au niveau de l’atmosphère claire deux phénomènes antagonistes en fonction de l’albédo des surfaces rencontrées par le rayonnement solaire comme l’ont montré Tanré (1983) et Courel (1985). La présence d’aérosols va provoquer une augmentation de la luminance mesurée par le satellite au niveau de très faibles albédos, comme ceux des mers et des lacs. En revanche, ces mêmes aérosols induisent une diminution de la luminance qui est captée par le satellite au niveau des sols d’albédo non négligeable. Prenons, par exemple, un cas extrême et simple : une atmosphère uniquement réfléchissante qui réfléchit vers l’espace ou vers le sol 10% du rayonnement qui l’atteint. On observe au travers de cette atmosphère deux corps dont les albédos sont 0 et 1.