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Effets et utilisations du rayonnement solaire à la surface du globe
Le rayonnement solaire est utilisé depuis des millions d’années par des mécanismes physiques, chimiques, biochimiques et biologiques les plus divers. Le soleil apporte l’ensemble de l’énergie utilisée pour réchauffer les masses d’air entraînant ainsi des gradients thermiques, des mouvements atmosphériques, réglant les trajectoires des dépressions et des anticyclones. Tout comme l’air, l’eau se réchauffe sous l’effet des rayonnements infrarouges du soleil, les gradients thermiques et les courants sont ainsi élaborés. L’évaporation sous le contrôle du rayonnement est le grand régulateur des échanges thermiques entre l’eau et l’atmosphère, le bilan énergétique qui en découle approvisionne l’air en humidité ; le grand cycle de l’eau est pratiquement entièrement sous le contrôle du soleil qui règle l’ensemble des conditions météorologiques. Ainsi, si une augmentation plus ou moins brutale du rayonnement solaire avait pour effet un réchauffement généralisé du globe, cela entraînerait bien sür la fonte des calottes de glace polaires, mais aussi une augmentation de l’évaporation dé l’eau des océans, rééquilibrant en partie les niveaux. Il y aurait aussi une augmentation de la vapeur d’eau atmosphérique dont la condensation serait accrue par l’élévation de température de l’air, ceci accentuerait la couverture nuageuse et diminuerait d’autant le rayonnement incident à la surface du sol. Le processus initiateur des phénomènes brièvement . décrits pourrait être ainsi régulé. L’avenir nous en dira probablement davantage, sur un sujet aussi controversé actuellement. Les réactions photochimiques de dégradation et de synthèse comme la photosynthèse sont aussi, comme leurs noms l’indiquent, entièrement dépendantes du soleil. La biomasse végétale peut ainsi s’élaborer, permettant à la chaîne écologique son essor, produisant de la matière vivante animale et des déchets organiques que nous retrouverons des millions d’années plus tard sous forme d’énergie fossile en pétrole, gaz et charbon. L’homme ne profite pas seulement des conditions climatiques et des productions biologiques permises par l’énergie solaire. L’homme cherche aussi à utiliser activement cette énergie. De l’orientation des maisons aux stations photovoltaïques,de nombreux moyens ont été mis en oeuvre pour maîtriser cette énergie. Mais,pour utiliser rationnellement et de façon rentable le gisement solaire, il faut le quantifier et le mesurer le plus précisément possible spatialement et temporellement.
Utilisation des satellites météorologiques dans l’évaluation du rayonnement solaire
Les satellites météorologiques, dont l’utilisation ne remonte qu’à la fin des années 70, ont permis des progrès considérables dans la connaissance du climat mondial. L’intérêt de ces engins spatiaux réside d’une part, dans leur capacité d’observation permanente d’une très grande partie de la Terre et d’autre part, dans la résolution spatiale et spectrale des informations qu’ils tirent du sol et de l’atmosphère. Cette observation plus ou moins fine de la Terre fournit aux météorologues une masse colossale de données. Par exemple, le satellite géostationnaire Météosat produit toutes les demi-heures trois images de la Terre avec une résolution de 5 km x 5 km au nadir de l’engin centré sur la latitude 0° et la longitude 0°. Ces trois images, rigoureusement prises au même instant en chaque point du globe, résultent de la mesure de l’émittance du système sol-atmosphère dans trois bandes spectrales qui sont respectivement la bande dite visible de 0,4 à 1,1 micromètres, la bande dite vapeur d’eau de 5,7 à 7,1 micromètres et la bande dite infra-rouge thermique de 10,5 à 12,5 micromètres. Chaque point d’image représente une valeur utilisable dans les investigations météorologiques et climatiques. Sur la France cela représente environ 100000 points. Cette précision spatiale est sans commune mesure avec la trentaine de stations météorologiques du territoire français. Ces données chiffrées ne doivent pas seulement être utilisées par le biais de l’observation, et de nombreux auteurs, dont ceux cités par Amado (1982), Roberto (1984) et Michaud-Regas (1986) par exemple, ont développé des méthodes de traitement d’images afin de tirer des données satellitaires le maximum d’information sur une très grande partie de la Terre. Si le satellite géostationnaire est un atout de poids, complémentaire aux stations météorologiques des pays industrialisés pour les analyses climatiques, il est surtout pratiquement la seule source de données pour la plus grande partie de la Terre constituée de régions océaniques et continentales dépourvues de moyens d’observation de l’atmosphère et de mesures météorologiques. A l’heure actuelle où nous prenons conscience de l’unité de tous les événements régissant le fonctionnement normal et anormal de cette couche vitale qu’est la biosphère, il est important d’utiliser les moyens d’observer et d’analyser qui permettent une approche synoptique des évènements. Seuls les satellites apportent cette sensation d’ubiquité à l’homme; Dans l’évaluation du rayonnement solaire, le traitement des images satellitaires météorologiques a pour but de connaître la qualité de l’atmosphère traversée par le rayonnement solaire. Des méthodes, de conception proche, ont été élaborées ces dernières années. Ainsi, Tarpley (1979), Pastre (1981) et Dedieu (1984) ont proposé l’estimation de la nébulosité par seuillage d’images. Raschke et al. (1979) estiment un taux de transmission atmosphérique par détermination des albédos du sol et des nuages et Gautier et al. (1980), Moser et al. (1983) et Dedieu (1984) utilisent une modélisation du transfert radiatif. La méthode Heliosat détermine un indice d’ennuagement à partir des albédos des sols et de l’albédo caractéristique des nuages.
ANALYSE 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.
En conclusion d’un point de vue temporel
Au niveau des zones maritimes, les modèles analysés ne prennent pas en compte l’influence de l’atmosphère. Ainsi, la réflexion du rayonnement par les aérosols s’accroît lorsque le trajet optique augmente, c’est-à-dire quand le soleil s’éloigne de sa position zénithale. Les modèles C, M et D en négligeant cet effet augmentent le signal reçu de la mer. L’observation temporelle de la luminance de la mer nous a montré qu’il est nécessaire de faire intervenir l’influence de la réflexion des aérosols d’un ciel clair. Ceci est pris en compte dans le modèle (A) dit d’albédo atmosphérique (cf. 3.1.). En zone continentale par ciel clair, ·le modèle C et le modèle D sont ceux qui offrent le plus de satisfaction, en réduisant au mieux les écarts de brillance observés au cours de la journée en un même point. Dans le cas continental, l’influence de « l’albédo » de l’atmosphère est beaucoup plus réduite. En effet, l’aspect prédominant de l’atmosphère réside alors dans l’absorption et la diffusion du rayonnement par les aérosols. Ceci a pour effet de diminuer le rayonnement arrivant au sol, diminuant par la même la quantité réfléchie vers le satellite. Ce phénomène est effectivement partiellement pris en compte dans les modèles où est introduit un coefficient de transmission atmosphérique. Mais comme précédemment, il serait intéressant de prendre en compte l’aspect réflectivité de l’atmosphère même s’il apparaît négligeable visà-vis de l’albédo des sols.
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Table des matières
Avant propos
1.Introduction
2. Application de la méthode de Cano pour l’évaluation du rayonnement journalier en moyenne mensuelle en Afrique de l’Ouest
2.1. Introduction
2.2. Cartographie du rayonnement solaire en Afrique de l’Ouest
2.3. Compàraison entre les mesures de rayonnement au sol et les estimations issues de la méthode Heliosat
3. Modélisation de la traversée de l’atmosphère par le rayonnement- solaire
3.1. Présentation de quelques modèles et méthodes
3.2. Analyse de la méthode de Cano et de ses modifications
3.2.1. Résultats pour le ·cas d’un Ciel clair
3.2.2. Résultats pour le cas d’un ciel nuageux
3.2.3. Analyse des résultats
3.3. Conclusion sur les modèles sans réflexion atmosphérique
3.4. Application et analyse de l’effet « d’albédo atmosphérique » associé à la méthode de Cano
3.4.1. Résultats initiaux
3.4.2. Influence de l’heure d’acquisition sur la modélisation des images
3.4.3. Conclusion
4. Obtention d’une image de réflectance des sols et sa réactualisation permanente
4.1. Elaborahon dune tmage sans nuage
Les méthodes actuelles
Nouvelles méthodes d’évaluation de l’image de référence
Présentation des résultats d’élimination des nuages sur les mers d’Europe
Résultats de l’élimination des zones d’ombre en région africaine
4.2. Réactualisation de l’albédo des sols
5 Notion d’ennuagement et d’albédo des nuages
5.1. Les démarches actuelles d’estimation de la couverture nuageuse
5.2. Détermination de l’albédo des nuages
5.3. L’indice d’ennuagement de définition évolutive
6. Conclusion générale
6.1. Evaluation du rayonnement solaire par la méthode Heliosat
6.2. Les difficultés du traitement d’images
Bibliographie
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