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Le rayonnement électromagnétique
La radiation électromagnétique se comporte comme un champ de force dont les variations affectent les propriétés électriques et magnétiques d’une matière : une variation du champ magnétique crée un courant électrique et vice-versa d’où le terme « électromagnétique ». La principale source de radiation est le soleil, cette radiation électromagnétique est une forme dynamique d’énergie qui ne se manifeste que dans son interaction avec la matière, elle est spécifiée par la longueur d’onde (λ). Cette énergie peut se transmettre d’un point à un autre sous forme d’ondes. L’onde électromagnétique est représentée par deux vecteurs perpendiculaires indissociables dont l’amplitude varie périodiquement avec le temps : le champ électrique E et le magnétique H .
Toute onde peut être décrite mathématiquement par sa fonction d’onde qui associe le temps et l’espace :
E = E0 cos (Wt – kx + φ )
E0 : amplitude exprimant l’intensité de l’onde électromagnétique
W : la fréquence angulaire ou pulsation (W = 2 π ν) où ν est la fréquence qui est l’inverse de la période T.
k : nombre d’ondes (2 π / λ ) où λ est la longueur d’onde
φ : le déphasage
x : la direction de propagation.
Le spectre électromagnétique
Les différentes ondes électromagnétiques que l’on peut observer dans la nature sont le résultat de la superposition d’ondes sinusoïdales simples caractérisées chacune par une amplitude et une fréquence différente et donc par des longueurs d’ondes propres. Le spectre électromagnétique est la décomposition en ondes sinusoïdales élémentaires du rayonnement (source : soleil) considéré.
Les quantités énergétiques
La principale propriété des radiations électromagnétiques est qu’elles transportent de l’énergie. Et c’est ce qui nous intéresse dans la météorologie car c’est cette énergie radiative que reçoivent les capteurs des satellites. Il s’avère alors nécessaire de connaître les différentes quantités énergétiques et spectrales qui conditionnent les transferts d’énergie sur terre et dans l’atmosphère. Elles nous permettent ainsi de comprendre ce qu’on entend par « radiation électromagnétique » et ses caractéristiques. De nature, les radiations sont fonction de la direction, cette dépendance directionnelle de la radiation nous amène à prendre en compte et à utiliser « l’angle solide » qui est l’aire de projection d’un objet sur une unité de sphère.
Les ondes électromagnétiques se caractérisent par :
→ l’énergie rayonnante Q : quantité d’énergie transportée par l’onde (en Joule)
→ la puissance ou flux énergétique φ est la quantité d’énergie émise par une source ponctuelle par unité de temps dans toutes les directions (en watt).
→ l’intensité énergétique I d’une source ponctuelle dans une direction donnée θ est la portion du flux énergétique rayonnée dans cette direction.
La radiation monochromatique est la radiation fondamentale la plus utilisée par les satellites météorologiques qui se définit comme l’énergie par unité de temps, par unité de longueur d’onde (fréquence) et par unité d’angle solide traversant une unité d’aire perpendiculaire à un rayonnement. La radiation solaire est indépendante de la distance à laquelle un objet est éclairé, elle est fonction de l’angle solaire, donc de l’heure, de la saison et de la latitude d’un lieu. Considérons un satellite observant un petit objet, l’irradiance reçue par satellite décroît inversement au carré de la distance, à laquelle le satellite est placé. Cependant, l’angle solide d’un objet à partir d’un satellite décroît inversement à la distance à laquelle le satellite est placé. Alors que la radiation reçue par le satellite est le rapport de l’irradiance et de l’angle solide.
Le CORPS NOIR
Tout corps émet des rayonnements en fonction de la température et de leur surface. Une cible recevant un rayonnement émis par un autre corps absorbera une partie de l’énergie reçue qui sera transformée en chaleur (augmentation de l’énergie interne) mais pourra aussi en réfléchir et/ou en diffuser une certaine quantité dont l’intensité et la fréquence ne dépendent que de son énergie interne c’est-à-dire sa température. Ce sont les coefficients thermophysiques du corps qui déterminent la nature de ses transferts, coefficient dépendant de la température T et de la longueur d’onde liée entre eux par :
α + r + t = 1
α : coefficient d’absorption
r : coefficient de réflectivité
t : coefficient de transmissivité
Par définition, un corps noir est un corps théorique qui absorbe la totalité de la radiation qu’il reçoit. Le corps noir théorique ne réfléchit et ne transmet aucune radiation. Pour un corps noir α = 1 car r = t = 0.
Le transfert radiatif : équation de transfert radiatif
La principale source de radiation pour l’atmosphère est le soleil ; par l’intermédiaire du rayonnement direct, qui est la source de l’UV, le visible et le proche IR. A part le soleil, la terre est aussi une source de rayonnement pour l’atmosphère par l’intermédiaire des radiations transmises par la surface terrestre et enfin les rayonnements diffus par les matériels existants dans l’atmosphère vers l’atmosphère elle-même. L’équation de transfert radiatif peut alors s’exprimer par
I( λ,T) = ε(λ,T)B(λ,T) + r(λ,T)Ir(λ,T) + (λ,T) + t(λ,T)It(λ,T)
I( ) λ,T = énergie radiative reçue par le radiomètre de mesure en fonction de la longueur d’onde λ et la température T ε ( ) λ,T = l’émissivité du corps B( ) λ,T = énergie émise en fonction de λ et T définie par la loi du Planck .
L’interaction radiative
La radiation solaire
La radiation solaire se situe à une longueur d’onde λ < 4µm, 18% du rayon incident est absorbé par l’ozone et la vapeur d’eau. L’ozone absorbe l’UV (0,9µm≤λ≤2,1µm ), 30% de la radiation est réfléchie dans l’espace par l’atmosphère et les nuages. Seuls les 52% arrivent jusqu’au sol pour chauffer l’environnement terrestre. C’est la principale source de radiation qui alimente la terre. Elle est composée de 3 couches : la photosphère qui est la couche profonde dont le rayon est à 6,96.10⁵ km et la température est aux environs de 6000° K ; vient après la chromosphère et la couronne solaire que traverse la radiation solaire avant de toucher la terre et l’atmosphère. La distance qui sépare la couronne et la chromosphère de la terre est en moyenne 1.49598.10⁸ km, ce rayonnement solaire est modifié par la diffusion et l’absorption de gaz dans l’atmosphère avant d’atterrir sur la surface terrestre.
L’absorption atmosphérique du rayonnement
L’absorption du rayonnement par l’atmosphère est due aux transitions électroniques des atomes et molécules dans le visible et la proche infrarouge. Les principaux gaz absorbants de l’atmosphère sont : O2 (oxygène), O3 (ozone) ; H2O (vapeur d’eau) le CO2 (gaz carbonique, N2 (azote), CO (oxyde de carbone) et CH4 (méthane). L’absorption se traduit par une atténuation du signal dans la direction de propagation. Le rayonnement absorbé par l’atmosphère est réémis en chaleur, ce qui a pour effet de générer des différences de température et d’humidité relative. L’atmosphère est opaque au rayonnement électromagnétique depuis les plus courtes longueurs d’ondes correspondant aux rayons γ et X jusqu’à environ 0,35 µm dans l’UV, très proche du visible. A partir de 0,4 µm l’atmosphère présente plusieurs zones spectrales de transmission avant de redevenir opaque de 14µm à 1mm. Enfin, la transmission croit pour des longueurs d’ondes de 1mm à 8 cm pour devenir proche de 1 pour les hyperfréquences. Les fenêtres atmosphériques sont des zones de spectre où l’atmosphère est transparente au rayonnement. a. L’Ultraviolet (UV) L’UV absorbé par les hautes couches de l’atmosphère conduit à une dissociation des molécules d’oxygène (O2), d’ozone (O3) ou d’azote (N2) et à l’ionisation des molécules d’oxygène ou d’azote. Ces interactions sont si intenses que le rayonnement solaire UV est pour ainsi dire inutilisable par télédétection spatiale. b. Le visible (VIS): la transition électronique C’est dans le rayonnement visible que se situe la masse de l’énergie solaire arrivant sur terre. Environ 75% de l’énergie solaire atteignant les couches supérieures de l’atmosphère arrive à la surface de la terre. Le rayonnement sensible est beaucoup moins absorbé par l’atmosphère que l’UV. On y constate cependant des bandes de faibles absorptions dues à l’ozone vers 0,6µm, à l’oxygène et à la vapeur d’eau entre 0,69 et 0,76 µm. De plus la diffusion causée par les molécules et les particules en suspension dans l’atmosphère ont une importance prépondérante en télédétection. c. L’infrarouge (IR) Les bandes d’absorption de l’IR sont causées par la transition de vibration des molécules et principalement de celles de la vapeur d’eau. Dans l’IR thermique il existe des bandes d’absorption très fortes dues à la vapeur d’eau et au gaz carbonique. Les fenêtres situées entre – 8,0 et 9,2 µm et entre 10,2 et 12,4 µm couvrent la région d’émission normale de la terre. Ces 2 fenêtres sont séparées par la bande d’absorption de l’ozone centrée sur 9,6 µm.
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Table des matières
INTRODUCTION
PARTIE I: RAPPEL SUR LES ONDES ELECTROMAGNETIQUES
I.1. Le rayonnement électromagnétique
I.1.1. Le spectre électromagnétique
I.1.2. Les quantités énergétiques
I.1.3. Les quantités spectrales
I.1.4. Le CORPS NOIR
II.2 Le transfert radiatif : équation de transfert radiatif
III-3 L’interaction radiative
III-3-1 La radiation solaire
III-3-2 L’absorption atmosphérique du rayonnement
a. L’Ultraviolet (UV)
b. Le visible (VIS): la transition électronique
c. L’infrarouge (IR)
III-3-3 La diffusion atmosphérique
a. La diffusion de Rayleigh
b. La diffusion de Mie
c. La diffusion non sélective
III-3-4 La réflexion du rayonnement solaire
a. La surface de réflexion
b. La réflectance bidirectionnelle
PARTIE II: LES SATELLITES METEOROLOGIQUES
II-1 Les mouvements des satellites
II-2 L’orientation dans l’espace
II-3 Les orbites des satellites météorologiques
II-3-1 L’Orbite héliosynchrone
II-3-2- ORBITE GEOSYNCHRONE
II-4- La position – l’orientation – la navigation du satellite
II-4-1- La position du satellite dans l’espace
II-4-2- Le suivi d’un satellite
II-4-3- La navigation du satellite
PARTIE III: LE SYSTEME D’OBSERVATION DES SATELLITES METEOROLOGIQUES OPERATIONNELS
III-1- Le principe d’acquisition de données
III-1-1- La méthode d’acquisition des données
III-1-2- Le domaine d’acquisition des données
III-1-3- Le principe de la radiométrie
a. Le principe de mesure
b. Le radiomètre
III – 1 – 4 La résolution d’un satellite
III – 2 – Le système d’observation par satellite
A – Le système géostationnaire : Le système METEOSAT
A – 1 Description des radiomètres embarqués
a. Le canal VISIBLE
b. Le canal INFRAROUGE THERMIQUE
c. Le canal INFRAROUGE A VAPEUR D’EAU
A – 2 L’imagerie
A –3 les produits opérationnels
a. Le vecteur mouvement des nuages (CMV)
b. La température à la surface de la mer (SST)
c. L’analyse de nuages (CA)
d. L’humidité de la haute troposphère (UTH)
e. La carte de la hauteur du sommet des nuages (CTH)
A – 4 – la dissémination directe des données
a. Le système d’imagerie à haute résolution (HRI)
b. Le système WEFAX
A-5 Collecte et distribution de données
a. Le système de collecte de données
b. Le système de distribution des données
A-6- La distribution des données météorologique (MDD)
A-7 Les principaux objectifs du programme METEOSAT
B- Le système héliosynchrome : le système NOAA
B-1 Les radiomètres utilisés
a. Les radiomètres d’image
b. Les radiomètres de sondages
c. Détecteurs auxiliaires
B-2- L’imagerie et le sondage
a. L’imagerie satellitaire
b. Le sondage
B-3- La transmission directe de données
B-4- La distribution et collecte de données
B-5- Les principaux objectifs du système
III-3- Les applications des images satellitaires
III-3-1- Les prévisions immédiates et à très court terme
III-3-2- Les études de rayonnement
III-3-3- Les études de nuages
III-3-4- Les études de précipitation
III-3-5- L’hydrologie
III-3-6- L’océanographie
III-4- Les phénomènes atmosphériques et de surface
III-4-1- Les nuages
a. Les nuages bas : cumulus – stratus – strato-cumulus
b. Les nuages moyens : altostratus – altocumulus
c. Les nuages élevés : cirrus – cirrostratus
III-4-2- Les orages
a. Les cyclones tropicaux
b. La zone de convergence intertropicale (ZCIT)
III-4-3- L’écoulement du vent
CONCLUSION
