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Radiométrie de la couleur de l’océan
Avant d’aborder l’état de l’art de la correction atmosphérique, il convient de commencer par les définitions des grandeurs radiométriques utilisées, les principes de base en optique marine, les propriétés optiques du milieu marin dont les constituants interagissent avec la lumière. Ces propriétés optiques sont utilisées pour avoir des informations qualitatives et quantitatives sur les constituants optiquement actifs. La quantité et la nature de ces constituants influencent la couleur de l’océan. Ces notions dans ce chapitre permettent aussi de faire une classification des eaux marines suivant leurs propriétés optiques.
Grandeurs radiométriques
Géométrie d’observation
La direction de propagation du rayonnement électromagnétique dans un espace aux repères à coordonnées sphériques est définie par un angle zénithal θ et un angle azimutal φ. la position du soleil est caractérisée par son angle zénithal θs et son angle azimutal φs . Le rayonnement reçu par le capteur est caractérisé par son angle zénithal θv et son angle azimutal φv.
Les angles zénithaux θs et θv sont définis par rapport à la normale au plan de la surface. Les angles azimutaux φs et φv sont définis par rapport au Nord [Morel et Gentili, 1996]. En télédétection spatiale, il convient d’utiliser la différence azimutale. Cette dernière est souvent utilisée dans la modélisation de la couleur de l’océan et la correction atmosphérique. φ impacte peu l’interaction lumière-matière en comparaison avec θ [Morel et Gentili, 1993] où la définition de φ par rapport au Nord est aléatoire [Morel et Gentili, 1996]. La différence azimutale est décrite comme :
∆φ = φs − φv (1.1)
La géométrie de la propagation du rayonnement électromagnétique conditionne les grandeurs radiométriques qui vont suivre. Par exemple, quand les angles zénithaux θ sont très grands, le rayonnement électromagnétique traverse une couche de l’atmosphère plus grande. La probabilité que le rayonnement interagisse avec l’atmosphère et ses constituants absorbants ou diffusants devient donc plus importante à cause de la longue traversée de l’atmosphère [Morel et Gentili, 1996; IOCCG, 2010].
Luminance spectrale
La luminance spectrale L(λ, θs , φs) se définit comme étant le flux élémentaire d’énergie lumineuse reçu par unité de surface, à une longueur d’onde donnée, dans un angle solide (l’aire de la sphère découpée par un cône au centre) dΩ et dans la direction définie par les coordonnées sphériques (θs , φs). Elle s’exprime en Wm−2nm−1 sr−1 . Cette grandeur intégrée sur la fenêtre spectrale du capteur est la seule qui peut être indirectement mesurée par un capteur spatial observant dans un angle solide donné. Un capteur ne mesure que des comptes numériques qui sont traduits ensuite en luminance. La luminance traduit l’interaction du rayonnement avec la matière et dépend de la géométrie de vue.
Réflectance spectrale bidirectionnelle
La réflectance spectrale bidirectionnelle ρ(λ,θs ,φs ,θv,φv) décrit l’interaction de l’énergie solaire incidente et la matière en tenant compte des conditions de vue d’où le terme bidirectionnelle. Elle est définie comme étant le rapport de la luminance ascendante Lu(λ, θv, φv) et de la luminance descendante Ld(λ, θs , φs). Cette grandeur sans dimension est comprise entre 0 et 1 par définition. Elle est plus facile à utiliser et plus recommandée dans les processus de traitement de la couleur de l’océan car elle est sans dimension et utilisée fréquemment dans la calibration des capteurs et ne dépend pas des conditions de l’éclairement [Gordon et Wang, 1994b].
Constituants optiquement actifs de l’eau de mer
La couleur de l’eau se définit comme la variation spectrale de lumière rétro-diffusée par les eaux marines. Après avoir soustrait les réflexions du ciel et du soleil, la couleur des eaux marines présentent une grande variété, allant du bleu au vert jusqu’au rouge. Dans le cas extrême où l’eau marine est extrêmement claire et très pauvre en constituants, l’eau marine prend une couleur pourpre [Antoine, 1998].
Les eaux marines sont constituées de molécules d’eau, de gaz dissous et de sels dissous, ainsi que de la matière dissoute et particulaire d’origine organique et inorganique, vivante et non vivante. Ces constituants disposent d’une large gamme de variation de taille comme représentée dans la figure 1.4 depuis les molécules d’eau (0,1 nm) aux particules et bulles d’air de grande taille de plusieurs millimètres de diamètre. La séparation entre la matière dissoute et la matière particulaire est basée sur la filtration d’eau de mer à travers un filtre de 0,2 µm de porosité [Stramski et al., 2004].
La matière particulaire non vivante est composée de détritus organiques, tels que les fragments d’organismes morts et de matières inorganiques, telles que les minéraux comme l’argile, le silt et le sable. Au contraire, les matières vivantes incluent les bactéries, le phytoplancton et zooplancton. Les particules marines inorganiques peuvent être générées par les poussières atmosphériques, l’érosion des sols ou la remise en suspension des sédiments dans la colonne d’eau par les courants et les marées.
La combinaison entre particules organiques et inorganiques peut être observée dans les océans. Les coccolithophores, qui appartiennent au groupe du phytoplancton, sont composés d’une structure externe en carbonate de calcium et des agrégats amorphes de matières organique et inorganique. Les particules en suspension ont une grande variabilité de taille, de forme et de composition .
Dans les eaux marines, les composants optiquement actifs les plus importants sont :
— le phytoplancton constitué d’organismes unicellulaires et plus précisément de pigments photo-synthétiques qui le composent dont le principal est la chlorophylle-a (Chl-a) qui est aussi utilisée comme indicateur universel de la biomasse marine phytoplanctonique des océans [Sathyendranath et Platt, 1997],
— la matière en suspension (MES, SPM ou TSM) qui inclue les particules organiques et inorganiques en suspension,
— la matière organique dissoute colorée (substances jaunes ou Chromophoric Dissolved Oragic Matter (CDOM)) dont les principaux composés sont l’acide fulvique et l’acide humique,
— l’eau pure marine qui inclue aussi les particules de sel dissous et les bulles d’air.
L’eau de mer pure est bleue. Les molécules d’eau absorbent la lumière dans les longueurs d’ondes correspondant à la couleur rouge (700 nm) et l’infra-rouge (1000 nm) et la rétro-diffuse dans les courtes longueurs d’onde du bleu (400-510 nm) [Morel et Antoine, 1994; Pope et Fry, 1997]. Par contre, l’eau de mer non pure riche en Chl-a a une couleur verte car la Chl-a absorbe la lumière seulement dans le bleu et le rouge du spectre lumineux pour ne laisser passer que le spectre lumineux dans le vert [Gordon et al., 1988b]. Elle présente aussi un pic de fluorescence à 685 nm. Les eaux riches en matière en suspension et en matière organique dissoute sont de couleur jaune à brune. Les particules organiques et inorganiques ont tendance à surtout rétro-diffuser la lumière dans le rouge (650 nm) et dans le proche infra-rouge [Nechad et al., 2009]. Par contre, le CDOM a tendance à absorber la lumière dans le bleu et plus intensément dans l’ultra-violet [Vantrepotte et al., 2007].
La combinaison de tous ces composés engendre des variations de la lumière rétro-diffusée par les eaux marines le long du spectre lumineux [IOCCG, 2000]. Par conséquent, l’étude de l’intensité et de la variation spectrale de la lumière rétro-diffusée par les eaux marines (couleur de l’océan) permet d’estimer la concentration des différents constituants qui les composent [IOCCG, 2006].
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Table des matières
Introduction générale
1 Radiométrie de la couleur de l’océan
1.1 Introduction
1.2 Grandeurs radiométriques
1.2.1 Géométrie d’observation
1.2.2 Luminance spectrale
1.2.3 Éclairement spectral
1.2.4 Réflectance spectrale bidirectionnelle
1.3 Constituants optiquement actifs de l’eau de mer
1.4 Propriétés optiques de l’eau de mer
1.4.1 Propriétés optiques inhérentes
1.4.2 Propriétés optiques apparentes
1.4.3 Lien entre propriétés optiques apparentes et inhérentes
1.5 Classifications bio-optiques des eaux marines
1.6 Conclusion
2 Algorithmes de correction atmosphérique
2.1 Introduction
2.2 Propagation de la lumière dans l’atmosphère
2.2.1 Théorie du transfert radiatif
2.2.2 Modélisation des aérosols atmosphériques
2.3 Processus de correction atmosphérique
2.3.1 Décomposition du signal mesuré en haut de l’atmosphère
2.3.2 Principe de correction atmosphérique
2.3.3 Problématiques de correction atmosphérique
2.3.4 Approches de correction atmosphérique
2.4 Description des algorithmes de correction atmosphérique
2.4.1 Algorithme Baseline Atmospheric Correction
2.4.2 Algorithme Case 2 Regional-CoastColour
2.4.3 Algorithme Case 2 Regional-CoastColour Alternative Nets
2.4.4 Algorithme Polymer
2.4.5 Algorithme Standard de la NASA
2.4.6 Algorithme Ultra-Violet
2.4.7 Algorithme ACOLITE
2.4.8 Algorithme SWIR Extrapolation
2.5 Conclusion
3 Données de la couleur de l’océan
3.1 Introduction
3.2 Couleur de l’océan in-situ
3.2.1 Zones d’étude
3.2.2 ASD FieldSpec 4
3.2.2.1 Protocole d’acquisition des mesures radiométriques in-situ
3.2.2.2 Post-traitement des mesures radiométriques in-situ
3.2.3 TriOS-RAMSES above-water
3.2.4 TriOS-RAMSES in-water
3.3 Couleur de l’océan télédétectée
3.3.1 Sentinel-3
3.3.2 OLCI
3.3.3 Synergie OLCI-SLSTR
3.3.4 Images satellitaires d’OLCI L2
3.4 Couleur de l’océan simulée
3.4.1 Modèles d’aérosols et profil de l’atmosphère
3.4.2 Modèles bio-optiques et base de données synthétiques des IOPs
3.4.3 Procédure de la simulation de la couleur de l’océan
3.5 Conclusion
4 Inter-comparaison des radiométriques in-situ
4.1 Introduction
4.2 Sélection des spectres coïncidents
4.2.1 Critères de sélection
4.2.2 Contrôle de qualité
4.3 Paramètres statistiques
4.4 Analyses des spectres coïncidents
4.5 Conclusion
5 Inter-comparaison des algorithmes de correction atmosphérique du capteur OLCI
5.1 Introduction
5.2 Résumé de l’article de l’inter-comparaison des algorithmes de correction atmosphérique pour OLCI au-dessus des eaux côtières
5.2.1 Critères de sélection
5.2.2 Paramètres statistiques
5.2.3 Étude de sensibilité des ACs
5.2.4 Analyses de l’exercice de co-localisation
5.2.5 Impacts sur le nombre de paires coïncidentes
5.2.6 Analyse de l’étude de sensibilité
5.2.7 Impacts sur les rapports des bandes spectrales
5.3 Conclusion
5.4 Article de l’inter-comparaison des algorithmes de correction atmosphérique pour OLCI au-dessus des eaux côtières
6 Développement d’un nouvel algorithme de correction atmosphérique
6.1 Introduction
6.2 Relations spectrales de la réflectance des aérosols
6.2.1 Relations spectrales existantes
6.2.2 Relations spectrales développées
6.2.3 Schéma itératif de la contrainte de la réflectance des aérosols
6.3 Analyses des relations spectrales
6.4 Inter-comparaison des relations spectrales
6.4.1 Relations publiées
6.4.2 Relations développées
6.4.3 Schéma itératif
6.5 Étude de sensibilité
6.6 Conclusion
Conclusion générale
