LA TÉLÉDÉTECTION AÉRO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION

7/31/2019 LA TLDTECTION ARO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION

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Claude KergomardProfesseur Ecole Normale Suprieure Paris

LA TLDTECTION ARO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION

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PARTIE 3 : LES CAPTEURS : FONCTIONNEMENT ET PERFORMANCES.cliquer pour entrer dans cette partie du cours

1. LES CAPTEURS PHOTOGRAPHIQUES.

2. LES RADIOMETRES IMAGEURS.

3. LES CAPTEURS ACTIFS.

PARTIE 4 : SATELLITES ET ORBITES.cliquer pour entrer dans cette partie du cours

1. LMENTS DE MCANIQUE SATELLITALE.

2. LES DEUX GRANDS TYPES DORBITE UTILISS EN TLDTECTION.

3. LES PERTURBATIONS DORBITE ET LEURS CONSQUENCES

PARTIE 5 : DE LACQUISITION DES DONNES AUX APPLICATIONS :INITIATION AUX MTHODES DE TRAITEMENT NUMRIQUE DES DONNESDE TLDTECTION cliquer pour entrer dans cette partie du cours

TD N2 : IMAGES DES SATELLITES DOBSERVATION DE LA TERRE A HAUTERESOLUTION SPATIALE SPOT-HRV ET LANDSAT-TM SUR LA BAIE DESOMME cliquer pour entrer dans ce TD

TD n3 : IMAGES LANDSAT ET SPOT DE SPOT DE BEAUVAIS DANS LE CADREDUN S.I.G. (UTILISATION DU LOGICIEL IDRISI) cliquer pour entrer dans ce TD


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LA TLDTECTION :DFINITIONS, HISTORIQUE, DOMAINES D'APPLICATION.

1. DFINITION.

Le mot tldtection (en anglais remote sensing ) dsigne l'ensemble des techniques quipermettent d'tudier distance des objets ou des phnomnes. Le nologisme remotesensing fait son apparition aux Etats-Unis dans les annes soixante, lorsque des capteursnouveaux viennent complter la traditionnelle photographie arienne. Le terme detldtection a t introduit officiellement dans la langue franaise en 1973 et sa dfinitionofficielle est la suivante :

Ensemble des connaissances et techniques utilises pour dterminer des caractristiquesphysiques et biologiques dobjets par des mesures effectues distance, sans contact matrielavec ceux-ci. Commission interministrielle de terminologie de la tldtection arospatiale, 1988.

Selon cette dfinition trs vaste, la tldtection peut se pratiquer de la surface de la Terrevers latmosphre ou vers lespace, comme de lespace vers la Terre, et l'astronomie utiliselargement la tldtection. Mais ce cours concerne plus prcisment les techniques de latldtection arospatiale , qui a pour but l'tude de la surface de la Terre, des ocans et del'atmosphre partir d'avions, de ballons ou de satellites, en utilisant les proprits durayonnement lectromagntique mis, rflchi ou diffus par les corps ou surfaces que l'ontudie.

Une dfinition plus prcise, et pour nous plus oprationnelle, de la tldtection est lasuivante :

La tldtection est lensemble des techniques qui permettent, par lacquisition dimages,

dobtenir de linformation sur la surface de la Terre (y compris latmosphre et les ocans),sans contact direct avec celle-ci. La tldtection englobe tout le processus qui consiste capter et enregistrer lnergie dun rayonnement lectromagntique mis ou rflchi, traiteret analyser linformation quil reprsente, pour ensuite mettre en application cetteinformation. (daprs le site Web du Centre Canadien de Tldtection : http://www.ccrs.nrcan.qc.ca )

Le dveloppement des techniques de la tldtection rsulte de la conjonction entrel'invention des vecteurs, ballons, avions ou satellites, permettant de s'loigner de la surface dusol ou de la Terre dans son ensemble, et le constant perfectionnement des capteurs, c'est dire des appareils permettant d'enregistrer le rayonnement lectromagntique pourreconstituer les caractristiques de la surface (terre ou ocan), ou de l'atmosphre.

Jusqu'il y a environ 30 ans, le principal capteur utilis tait l'appareil photographique, uncapteur analogique utilisant des mulsions chimiques photosensibles (sensibles la lumirevisible essentiellement) pour produire des photographies ariennes ; l'utilisation de latldtection se confondait alors avec la photo-interprtation , interprtation visuelle desdocuments photographiques. Les types de capteurs se sont depuis multiplis et perfectionns :les radiomtres sont des capteurs passifs , qui enregistrent le rayonnement naturel, lumirevisible mais aussi infrarouge ou microonde, sous forme numrique ; les capteurs actifs(radars) mettent artificiellement un rayonnement pour en tudier les interactions avec l'objet tudier. Les capteurs actuels produisent des donnes numriques , qui peuvent faire l'objetd'une restitution pour fournir des documents interprter selon les mthodes de la photo-interprtation, mais sont de plus en plus lobjet d'un traitement informatique aboutissant lacartographie automatique des surfaces, soit enfin de calibrations et de corrections quipermettent d'obtenir des mesures gophysiques telles que des tempratures ou des
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rflectances. Ces nouveaux capteurs sont en constant dveloppement depuis leurapparition ; la caractristique de ces capteurs qui a connu l'amlioration la plus spectaculaireest la rsolution spatiale , c'est dire leur capacit discerner des portions de la surfaceterrestre de plus en plus petites.

Paralllement, les applicationsde la tldtection se sont multiplies, dans de nombreuxdomaines de la mtorologie et de la climatologie, de l'ocanographie, de la cartographie oude la gographie. Quel que soit le domaine dapplication considr, une bonne interprtationdes documents de tldtection ou une bonne utilisation des donnes numriques ncessite lacomprhension des principes physiques sur lesquels est fonde la technique de tldtectionemploye.

Le but de ce cours est :

- de fournir une prsentation de ces principes sadressant des non-physiciens, cest diredpouille au maximum de lappareil des formules physiques mais en conservant dans lamesure du possible toute la rigueur ncessaire.

- de fournir aux utilisateurs que sont les gographes, les gestionnaires de lenvironnement oules amnageurs, une introduction aux mthodes dutilisation de traitement des donnes detldtection, partir dexemples simples.


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2. HISTORIQUE DE LA TLDTECTION.

L'histoire des techniques de la tldtection peut tre dcoupe en cinq grandes poques :

- de 1856, date laquelle, pour la premire fois, un appareil photographique a t installde faon fixe bord d'un ballon, la premire guerre mondiale, se droule l'poque despionniers, pendant laquelle sont explores les possibilits de la photographie arienneverticale pour la cartographie ; les lois fondamentales de la stroscopie et de laphotogrammtrie sont dcouvertes la fin du XIXe sicle.

- de la premire guerre mondiale la fin des annes 50, la photographie ariennedevientun outil oprationnel pour la cartographie, la recherche ptrolire, la surveillance de lavgtation. On assiste un progrs continu de l'aviation, des appareils photographiques etdes mulsions (couleur, infrarouge noir et blanc, infrarouge fausse couleur). Les mthodesde la photo-interprtation sont prcises et codifies.

- la priode qui commence en 1957 et s'achve en 1972 marque les dbuts de lexplorationde lEspaceet prpare l'avnement de la tldtection actuelle. Le lancement des premierssatellites, puis de vaisseaux spatiaux habits bord desquels sont embarqus des camras,rvle l'intrt de la tldtection depuis l'espace. Paralllement, les radiomtres-imageurssont mis au point et perfectionns, de mme que les premiers radars embarqus bordd'avions. La premire application oprationnelle de la tldtection spatiale apparat dansles annes 60 avec les satellites mtorologiques de la srie ESSA.

- le lancement en 1972 du satellite ERTS (rebaptis ensuite Landsat 1), premier satellite detldtection des ressources terrestres, ouvre lpoque de la tldtection moderne. Ledveloppement constant des capteurs et des mthodes de traitement des donnesnumriques ouvre de plus en plus le champ des applications de la tldtection et en faitun instrument indispensable de gestion de la plante, et, de plus en plus, un outil

conomique.- depuis les annes 70, on assiste un dveloppement continu de la tldtection, marqu

notamment par :- laugmentation de la rsolution spatiale des capteurs, dj voque.- la diversification des capteurs qui utilisent des domaines de plus en plus varis etspcialiss du spectre lectromagntique. Dans les annes 90, on assiste ainsi lamultiplication des satellites quips de capteurs actifs, radars en particulier. Dans le domainedu rayonnement visible et infrarouge, les capteurs trs haute rsolution spectrale sontaujourdhui dutilisation courante dans leur version aroporte et font leur apparition bordde satellites.

- la diffusion des donnes sur une base commerciale, envisage ds le lancement duprogramme SPOT en 1986, se traduit aujourdhui par le lancement de satellites detldtection par des socits prives. Les donnes de tldtection deviennent lobjet dunmarch concurrentiel.

La diffusion acclre et laugmentation de la puissance des ordinateurs contribue defaon continue promouvoir de nouvelles mthodes dutilisationdes donnes toujours plusabondantes que fournit la tldtection spatiale. Les donnes des satellites mtorologiques etocanographique sont aujourdhui un auxiliaire indispensable de la prvision numrique dutemps et du climat et font lobjet dune assimilation directe par les modles numriques. Lesimages de tldtection destines lobservation fine de la surface terrestre, y compris lesphotographies ariennes traditionnelles, sont, sous forme numrique, intgres aux SystmesdInformation Gographique.


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Tableau 1 : HISTORIQUE DE LA TELEDETECTION:

Quelques dates- 1839 : Mise au point de la photographie (NIEPCE, DAGUERRE).

- 1844 : Premires photographies ariennes ralises depuis un ballon par G.F. Tournachondit NADAR.

- 1856 : Le mme NADAR fait breveter linstallation dune chambre photographique bordde la nacelle dun ballon pour la prise de photographies ariennes verticales.

- 1858-1898: LAUSSEDAT exprimente systmatiquement l'utilisation de la photographiearienne (ballon) en cartographie et met au point les mthodes de la photogrammtrie.

- 1909: Premires photographies depuis un avion (WRIGHT).

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- 1914-1918 : Utilisation intensive de la photographie arienne comme moyen dereconnaissance pendant la 1re guerre mondiale.

- 1919 : Mise au point du premier restituteur stroscopique moderne (appareil dePOIVILLIERS) pour lutilisation des photographies ariennes en cartographietopographique.

- 1919-1939 : Essor de la photographie arienne pour la cartographie et la prospectionptrolire (Moyen-Orient).

- 1940 : Apparition des premiers radars oprationnels en Grande-Bretagne (batailled'Angleterre).

- Depuis 1945: Dveloppement continu de la photographie arienne comme mthodeoprationnelle de cartographie et de surveillance de l'environnement. Perfectionnementdes appareils et des mulsions (infrarouge).

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- 1957 : Lancement de Spoutnik 1, premier satellite artificiel.

- 1960-1972 : Dveloppement parallle de la technique des satellites et des capteurs (miseau point des radiomtres et radars imageurs).

- 1960 : Lancement de Tiros, premier satellite mtorologique quip de camras detlvision pour le suivi des masses nuageuses.

- 1964-69 : Embarquement d'appareils photographiques bord d'engins spatiaux habits.

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- 1972 : Lancement d'ERTS, rebaptis Landsat 1, premier satellite spcialis detldtection des ressources terrestres.

- 1974-78 : Mise en place, sous l'gide de l'Organisation Mtorologique Mondiale, durseau des satellites mtorologiques gostationnaires.

- 1978 : Lancement de Seasat, premier satellite spcialis dans la tldtection de l'ocan,quip, entre autres capteurs, d'un radar.

- 1982 : Apparition de la haute rsolution spatiale pour lobservation de la Terre :

lancement de Landsat 4, quip du radiomtre Thematic Mapper .


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- 1986 : Lancement de SPOT 1 (Systme Probatoire d'Observation de la Terre), satellitefranais de tldtection. Dbut de lexploitation commerciale des images (SocitSpotimage).

- 1991 : Mise en orbite et dbut de l'exploitation du satellite europen ERS-1, quip deplusieurs capteurs passifs et captifs pour l'tude de l'environnement global de la plante.

- 1999 : Lancement par la socit prive Space Imaging Corp. du satellite IKONOS, offrantdes images trs haute rsolution spatiale (1 m).


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3. LES DOMAINES D'APPLICATION DE LA TELEDETECTION.

Le premier grand domaine d'application de la tldtection a t l'tude de l'atmosphre(mtorologie et climatologie). L'intrt de la tldtection dans ce domaine est d'assurer unecouverture globale et trs frquemment rpte de la plante entire ; par contre la rsolution

spatiale n'est pas primordiale pour les applications mtorologiques. Les satellites en orbitegostationnaire, 36000 km de la Terre, permettent d'obtenir une image couvrant prs d'uncinquime de la surface terrestre toutes les demi-heures ; cinq satellites de ce type assurentune couverture globale de l'atmosphre terrestre, l'exception des ples. Ce systme estcomplt par des satellites en orbite polaire, 900 km d'altitude, qui offrent plus de prcision.Les capteurs utiliss permettent d'observer les nuages et leur dplacement, de mesurer destempratures ou le contenu en vapeur d'eau de l'atmosphre. Paralllement au systmeoprationnel de veille mtorologique, la mtorologie est un domaine trs actif de larecherche en tldtection ; des capteurs encore exprimentaux, utilisant les micro-ondes,effectuent de vritables sondages de l'atmosphre et mesurent la composition de lastratosphre (ozone) ou les termes du bilan radiatif. Le traitement des donnes par lesphysiciens a pour but d'obtenir des paramtres gophysiques susceptibles d'tre intgrs dansdes modles numriques de prvision mtorologique ou de l'volution climatique future.

En ocanographie, la tldtection offre l'avantage de permettre une vision synoptique devastes rgions qu'il est impossible d'obtenir par les moyens traditionnels (bateaux). Pourcertaines tudes petite chelle, les donnes des satellites mtorologiques sont largementutilises en ocanographie (tempratures de surface de l'ocan) ; pour les tudes ctires, cesont les satellites de tldtection terrestre, quips de capteurs haute rsolution, qui sont lesplus utiles. Des satellites spcialiss vocation ocanographique ont vol dans un passrcent (Nimbus, Seasat) ou volent depuis le dbut des annes 90 (ERS-1 de l'Agence SpatialeEuropenne, TOPEX-Posedon). Les types de capteurs utiliss pour l'ocanographie sont trs

varis . Les radiomtres utilisant le rayonnement visible analysent la couleur de l'ocan, quipermet de mesurer la production biologique (plancton) et la turbidit; les radiomtresinfrarouge ou microonde mesurent la temprature de surface de la mer. La rpartition destempratures ou des turbidits est un indice des courants ocaniques. Les radars embarqussur des avions ou certains satellites ont l'avantage d'tre insensibles aux nuages; ils permettentd'observer les phnomnes ondulatoires prsents sur l'ocan, les vagues en particulier. Enfin,certains types particuliers de capteurs, radars-altimtres ou diffusiomtres sont utiliss pourmesurer avec une trs grande prcision l'altitude de la surface de la mer qui est un reflet de ladynamique ocanique (courants gnraux), ou la vitesse du vent sur la mer. Parmi lesapplications ocanographiques de la tldtection, citons enfin l'tude des glaces de mer enrgions polaires.

Les applications terrestres de la tldtection sont extrmement varies. La photographie arienne , sous toutes ses formes, est encore, sans doute pour peu de temps, lemoyen le plus usuel de tldtection ; les photographies ariennes sont de plus en plusutilises sous forme numrique de faon permettre leur correction gomtrique(orthophotos) et leur intgration dans les Systmes d'Information Gographique. Entldtection spatiale, ce sont surtout les radiomtres optiques haute ou trs hautersolution qui sont utiles pour les applications terrestres. Depuis 1972, les progrs dans cedomaine sont remarquables : on est pass d'une rsolution de 80 m (MSS de Landsat), 30 m(Thematic Mapper) et 20 et 10 m (HRV de SPOT). En gologie ou pour l'tude de lavgtation, les radars imageurs , surtout aroports, sont aussi trs utiliss. Le champ desutilisations de la tldtection ne cesse de s'largir : cartographie, gologie et prospectionminire, mais aussi surveillance des cultures ou du couvert forestier, urbanisme,amnagement, gnie civil, etc... Le traitement de l'imagerie satellitaire numrique est une


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LMENTS DE BIBLIOGRAPHIE

Deux ouvrages rcents et complets :ROBIN M. Tldtection. Des satellites aux SIG. Coll Fac Gographie, Nathan Universit, 2edition 2002.

GIRARD M.C. et GIRARD C.M.. Traitement des donnes de tldtection, 530 pages + 1cdrom, Dunod, 1999.

Manuels de rfrence :BONN F. et ROCHON G. Prcis de tldtection Volume 1 : Principes et Mthodes, Pressesde l'Universit du Qubec/AUPELF, 1992.

BONN F. (dir). Prcis de tldtection Volume 2 : Applications, Presses de l'Universit duQubec/AUPELF, 1995.

GUYOT G. Signatures spectrales des surfaces naturelles, coll Tldtection satellitaire ,Paradigme, 1989.

LLIBOUTRY L. Sciences gomtriques et tldtection, Masson, 1992.

WILMET J. Tldtection arospatiale, mthodes et applications, Sides, 1996.

Quelques ouvrages de rfrence en anglais :CURRAN P.J. Principles of Remote Sensing. Longman, 1985.

LILLESAND et KIEFER : Remote sensing and lmage interpretation Wiley and Sons, 4th

edition 2000.REES W.G. : Physical principles of remote sensing, Cambridge University Press, 2nd dition,2001.

RICHARDS J.A.: Remote Sensing Digital Image Analysis. Springer-Verlag 1986, 2nd edition1993.

SABINS Floyd F. jr. Remote sensing: Principles and Interpretation, Freeman, 2nd edition,1987.

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LA TLDTECTION : EXEMPLES DAPPLICATIONS.1. MTOROLOGIE ET SCIENCES DE LATMOSPHRE.

1.1 Limagerie Mtosat.Les images et animations des satellites mtorologiques sur orbite gostationnaire sont les

documents de tldtection les plus diffuss auprs du grand public. Limagerie des satelliteseuropens de la srie Mtosaten est un exemple.

Une tempte sur le proche Atlantique le 18 octobre 2002. Image Mtosat.

Source : http://www.meteo.fr

Ce type dimagerie a plusieurs types dapplications :

- Le suivi en temps rel des masses nuageuses et des phnomnes mtorologiques (lessatellites Mtosat fournissent une image toutes les demi-heures.- Lextraction automatique de paramtres gophysiques qui sont assimils dans les modlesnumriques de prvision mtorologique.- Le traitement en srie des images archives pour lobtention de sries climatologiques surla nbulosit et les pluies, la temprature de surface de la terre ou de la mer, etc

Des satellites gostationnaires similaires Mtosatcouvrent lensemble de la plante lexception des trshautes latitudes (rgions polaires) et permettent unesurveillance mtorologique globale.
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1.2 Le suivi du trou dozone sur lAntarctique.Des satellites mtorologiques spcialiss fournissent, laide de radiomtres oprant

dans des domaines du spectre lectromagntique trs spcialiss, des donnes sur la structureverticale ou la composition de latmosphre.

Les donnes TOMS sont un exemple clbre puisque ce capteur (Total Ozone MappingSpectrometer) install successivement bord de plusieurs satellites a permis la cartographie etle suivi du trou dozone de lAntarctique.

Epaisseur de la couche dozone sur lAntarctique, le 16 septembre 2000.

Source : http://toms.gsfc.nasa.gov

La quantit dozone dans la haute atmosphre estvalue laide dun radiomtre oprant dans le domainespectral de lultra-violet. L paisseur de la couchedozone est mesure en units Dobson. 300 U. Dobsoncorrespondent la quantit dozone qui, ramene lapression atmosphrique du niveau de la mer, constitueraitune couche de 3 mm dpaisseur.
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1.3 La climatologie des nuages.

Dans le cadre du programme de recherche international ISCCP (International SatelliteCloud Climatology Program), les images fournies quotidiennement par les satellitesmtorologiques gostationnaires ou dfilement, ont t exploites de faon systmatiquepour mieux connatre la rpartition des nuages lchelle plantaire, leurs propritsphysiques et leur effets sur le climat.

Cartes de frquence moyenne annuelle des nuages (nbulosittotale, nuages bas, nuages moyens et nuages levs) et des propritsphysiques moyennes des nuages (paisseur optique, contenu en eauliquide) pour la priode 1983-2001.

Source : http://isccp.giss.nasa.gov
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LA TLDTECTION : EXEMPLES DAPPLICATIONS.2. OCANOGRAPHIE ET TUDES LITTORALES

Locanographie est un domaine dapplications de la tldtection remarquable par ladiversit des capteurs utilisables et des chelles de travail. Les 4 exemples qui suivent en sontlillustration.

2.1 Mesure des tempratures de surface de la mer.Les radiomtres infrarouge thermique bord de satellites mtorologiques sont un outil

prcis pour la mesure des tempratures de surface de la mer. Sur une priode assez longue, ildevient possible de saffranchir des nuages et de proposer des cartes sur de vastes surfaces. Laprcision de la mesure est de lordre de 0,5C.

Tempratures de surface de la mer sur lAtlantique NE pour lesmois de juillet 1987 1994. (synthse de donnes infrarougethermique NOAA-AVHRR). Source : http://www.meteo.fr
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2.3 Suivi du phnomne El-Nio par altimtrie radar et radiomtrie thermique.Laltimtrie radar fournit des donnes topographiques de prcision sur la surface de la mer

et ses variations ; celles-ci permettent, entre autres applications, de connatre la circulationocanique (courants marins). La mission satellitale franco-amricaine TOPEX-Posdon est laplus connue : les altimtres de TOPEX/Poseidon mesurent le niveau de la mer, la hauteur desvagues et les vents sur les ocans avec une rptitivit de dix jours. La position des satellitespar rapport au centre de la Terre est connue avec une prcision de 3 cm, ce qui permet desmesures de la topographie ocanique avec une prcision exceptionnelle.

Dtection du phnomne El Nio en 1997 dans lOcan Pacifique partir des donnes

topographiques de TOPEX-Posdon (anomalies du niveau de la mer gauche-) et desdonnes de tempratures de surface de la mer mesures par radiomtrie infrarouge (NOAA-AVHRR droite-).

Source : http://topex-www.jpl.nasa.gov
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2.4 Mesure des vents sur locan par diffusiomtrie radar.Un diffusiomtre est un radar conu pour la mesure des vents (vitesse et direction) la

surface des ocans. Depuis le dbut des annes 90, plusieurs satellites ocanographiquesquips de diffusiomtres permettent le suivi constant des vents et de ltat de surface desocans.

Vents de surface ocaniques dans lAtlantique le 1/08/1999mesurs par le diffusiomtre SeaWinds bord du satelliteQuickScat. Source : http://winds.jpl.nasa.gov
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2.5 Limagerie radar sur les ocansLes radars imageurs synthse douverture sont des outils de surveillance de locan

haute rsolution spatiale ; ils sont particulirement utiles dans les zones ctires. Ilspermettent dobserver les vagues et houles et divers phnomnes ondulatoires (ondesinternes) ; il permettent de surveiller le trafic maritime et les pollutions, et mme dans certainscas la topographie sous-marine faible profondeur.

Image du radar ouverture synthtique (SAR) du satellite europen ERS-2 acquise en1999, couvrant le dtroit de Gibraltar. On y distingue les zones de mer agite (claires) ouabrites (sombres), un remarquable systme dondes lest du Dtroit et le sillage dun car-ferry traversant le dtroit.

Source : http://www.eurimage.com
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LA TLDTECTION : EXEMPLES DAPPLICATIONS.3. APPLICATIONS TERRESTRES

3.1 Suivi de la vgtation lchelle plantaire.Les applications de la tldtection dans ltude des surfaces continentales font

frquemment appel des donnes faible rsolution spatiale. Cest ici le cas du suivi de lavgtation continentale observe par les radiomtres optiques (visible et proche infrarouge)AVHRR des satellites mtorologiques de la NOAA. Lactivit chlorophyllienne est mesure partir dun indice de vgtation.

Synthses dcadaires de lindice de vgtation sur lescontinents mesur partir des canaux visible et procheinfrarouge de NOAA-AVHRR (voir TP1 ).


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3.2 Surveillance des catastrophes naturelles : les inondations du Gard (2002).Par la rptitivit leve des observations, les satellites dobservation de la Terre sont un

outil particulirement efficace de surveillance des catastrophes naturelles telles que lesinondations. Les images des satellites SPOT sont ainsi utilises, malgr la nbulosit quiaccompagne souvent les priodes de crue fluviale, pour cartographier avec prcisionlextension des zones inondes.

Cartographie des surfaces inondes lors des crues du Gard (septembre 2002), partir dedeux images SPOT 4 et 5. Source : http://www.spotimage.fr

Les images de tldtection sont traites dans le cadre dun Systme dInformationGographique, qui permet une correction gomtrique, la ralisation dune spatiocarte et

le calcul prcis des surfaces inondes.
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3.3 La trs haute rsolution spatiale en milieu urbain.Au tournant de lan 2000, le transfert des technologies de la tldtection militaire vers les

applications civiles donne naissance des satellites dobservation de la Terre trs hautersolution. Le satellite IKONOS, exploit par la socit prive Space Imaging Corp., en estlexemple le plus remarquable : il permet lacquisition dimages la rsolution de 1 m enmode panchromatique (1 seule bande spectrale) et de 4 m en mode multispectral. La fusiondes deux types de donnes fournit des images couleur dont les applications sont comparables celles des photographies ariennes, dans un march mondialis de donnes destines treexploites par les Systmes dInformation Gographique.

Le centre de Venise (Italie) observ par le satellite Ikonos.

Source : http://www.spaceimaging.com
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LMENTS DE PHYSIQUE DU RAYONNEMENT

La tldtection utilise les proprits du rayonnement lectromagntique pour analyser distance la surface du sol, de locan ou latmosphre. Une bonne connaissance de laphysique lmentaire du rayonnement est indispensable linterprtation des rsultats de latldtection.

1. LE RAYONNEMENT LECTROMAGN TIQUE

Le rayonnement lectromagn tique est une forme de propagation de l nergie dans lanature, dont la forme qui nous est la plus famili re est la lumi re visible telle que la per oitl il humain. Historiquement, la physique sp cialis e dans l tude du rayonnement (optique)est n e de l tude de la propagation de la lumi re et de ses interactions avec les mat riaux(optique g omtrique). Le rayonnement a t ensuite reconnu par les physiciens comme unphnom ne ondulatoire, en relation avec l lectricit et le magn tisme (optiquelectromagn tique) ; cette perspective a permis d tendre consid rablement le champ des

connaissances sur le spectre du rayonnement lectromagn tique, bien au-del de la lumi revisible. Enfin, la physique moderne a montr que le rayonnement lectromagn tique pouvaitgalement tre consid r comme un d placement de particules lmentaires repr sentant unequantit dnergie (optique nerg tique et quantique).

1.1 Les ondes lectromagn tiques:Une onde lectromagn tique correspond la vibration simultan e dans l espace d un

champ lectrique et d un champ magn tique. Une onde lectromagn tique est une ondeprogressive et transversale ; le sens de la variation des champs est perpendiculaire ladirection de propagation ( fig 1 ).

Figure 1 : L onde lectromagn tique simple (monochromatique, plane). Elle se caract risepar :

- la priode T : cest le temps au bout duquel le champ lectrique ou magn tique retrouvesa valeur partir d un instant quelconque, c est dire effectue un cycle. L unit est laseconde.

- la fr quence , dsign e par la lettre Q : cest le nombre de cycles par unit de temps.Lunit de fr quence est le Herz (Hz). Un Hz quivaut un cycle par seconde. Les ondes


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utilis es en t ldtection se caract risent par des fr quences tr s leves mesur es enmultiples du Hz (kHz, MHz ou GHz gigaHerz)

- la longueur d onde ou amplitude O : elle est exprim e par une unit de longueur, le m treou ses sous-multiples, en particulier :

le micron ou microm tre : m. 1 m = 10 -6met le nanom tre : nm. 1nm = 10 -9mEntre la longueur d onde et la fr quence existe la relation classique:

O Q= co c est la vitesse de propagation du rayonnement dans le vide (vitesse de la lumi re):

c = 3 . 108

m.s-1

Il est noter que la fr quence d un rayonnement lectromagn tique est invariable, alorsque la vitesse de propagation, et donc la longueur d onde, peuvent tre modifi es lors dupassage d un milieu un autre. C est la raison pour laquelle, il vaut toujours mieuxcaract riser le rayonnement lectromagn tique par sa fr quence, m me si l utilisation de lalongueur d onde est la plus r pandue

- la polarisation , c est dire l orientation du champ lectrique dans le plan perpendiculaire la direction de propagation. La lumi re visible (rayonnement solaire) est non-polaris e,cest dire qu elle n a pas d orientation privil gie dans ce plan. En revanche, lapolarisation du rayonnement doit tre prise en compte en t ldtection micro-ondes(capteurs passifs et radars).

- lamplitude de l onde qui conditionne l intensit du rayonnement ; plus l amplitude estforte plus le flux d nergie est intense.

1.2. Rayonnement et nergie :Le rayonnement lectromagn tique est une forme de transport d nergie. Une onde

lectromagn tique transporte l nergie non pas de fa on continue, mais de fa on discr te (ausens math matique du terme), par entit s lmentaires ou quanta dnergie. Ces quantadnergie peuvent tre assimil s des particules, et sont parfois appel s des photons . Laquantit dnergie associ e un photon d pend de la fr quence : E = h. Q

o E est la quantit dnergie, Q la fr quence et h la constante de Planck : h = 6,63.10 -34 J.s,

Les rayonnements de fr quence leve ou de courte longueur d onde (ultraviolet, lumi revisible) transportent ainsi beaucoup plus d nergie que les rayonnements de grande longueurdonde (infrarouge, micro-ondes). C est l nergie transport e par le rayonnementlectromagn tique qui est d tect e par les capteurs utilis s en t ldtection.

1.3. Le spectre lectromagn tique :Le rayonnement lectromagn tique, d origine naturelle ou artificielle, existe pour une

gamme tr s tendue de fr quences ou de longueurs d onde (de 10-9

m 105

m), qui constitue lespectre lectromagn tique (fig 2 ).

Une partie tr s limit e de ce spectre, entre 0,390 m 390 nm) et 0,7 m (700 nm), constituela lumi re visible laquelle est sensible l oeil humain. Une d composition en fonctions deslongueurs d onde de la lumi re visible (lumi re blanche) aboutit distinguer les lumi res

color es : violet (390 450 nm), bleu (450 490 nm), vert (490 580 nm), jaune (580 600nm), orange (600 620 nm) et rouge (620 700 nm). Les longueurs d onde inf rieures 390nm (ou les fr quences sup rieures celle du violet) ne sont pas per ues par l il humain ; il


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sagit du rayonnement ultra-violet . De m me, les longueurs d onde sup rieures 700 nm,galement non-per ues par l il humain, constituent le domaine infrarouge .

Figure 2 : Le spectre lectromagn tique (Bonn et Rochon)

Les sources du rayonnement varient galement selon le domaine du spectre :- le rayonnement ultraviolet, visible ou infrarouge est mis par les corps, objets ou surfaces

en fonction de leur temp rature : rayonnement solaire (U.V., visible et proche infrarouge),rayonnement terrestre (infrarouge thermique).

- les rayonnements de tr s courte longueur d onde (rayons gamma, rayons X) sont produitspar les restructurations des noyaux des atomes (radioactivit ).

- les rayonnements visible, infrarouge ou microonde peuvent tre produits artificiellementpar vibration ou rotation des mol cules (fluorescence, lasers, four microondes).

- les rayonnements de grande longueur d onde sont produits par des oscillationslectroniques (antennes).


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1.4. La mesure du rayonnement :

La mesure du rayonnement se fait essentiellement partir de l nergie transport e par cerayonnement. Les grandeurs radiom triques sont donc des flux d nergie ou flux radiatifs ,cest dire des quantit s d nergie (mesur es en Joule) mises, transport es ou re ues parunit de temps. L unit de flux radiatif est le Watt ( W ).

En t ldtection, les capteurs les plus fr quemment utilis s sont des radiom tres quienregistrent ou mesurent donc un flux d nergie en provenance de la surface de la Terre, qu ilait t mis ou qu il ait t rflchi par celle-ci. L intensit de ce flux d nergie d pend de :

- l tendue de la surface terrestre qui met ou r flchit (unit de surface : m 2).

- louverture du champ de vision du capteur par rapport lmission ou la r flexion de lasurface qui s effectue dans toute les directions ; cette ouverture est un angle solide (danslespace), dont l unit de mesure est le st radian ( sr ).

- l tendue de la gamme des longueurs d onde laquelle est sensible le capteur (bandespectrale), qui se mesure en microns ( Pm ).

Lintensit du flux radiatif mis ou r flchi par un portion de la surface de la Terre, telquelle est mesur e par un capteur, est une luminance , qui se mesure en W.m -2.sr -1.Pm -1 (wattpar m tre carr par st radian et par micron).

Figure 3 : La luminance misepar une unit de surface ds etdans une portion d angle solide(dans l espace) d : est sous ladpendance des angles de vis edans le plan (angle azimuthal M)

et par rapport la verticale (angleznithal 4 ).

Figure 4 : La luminance se distingue de

l mittance , qui correspond lintensit nerg tique d une portion de surface, quiquitte la surface dans toutes les directionsdun demi-espace (h misph re). L mittance,qui se mesure en W.m 2.Pm , est la luminanceintgre dans toutes les directions.


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2. LE RAYONNEMENT ET LA MATI RE.

2.1 Les interactions entre la mati re et le rayonnement :La propagation de l nergie associ e au rayonnement ne se fait de fa on int grale (sans

perte) que dans le vide. Soumise un rayonnement mis par une source ext rieure, la mati re(solide, liquide ou gazeuse) absorbe une partie de ce rayonnement qui est transform enchaleur (conversion de l nergie radiative en nergie thermique). Le reste est soit r flchi, soittransmis travers le corps (avec ventuellement un changement de direction de la propagationqui est une r fraction). Un corps quelconque se caract rise donc par un coefficientdabsorption ( D), un coefficient de r flectivit (U) et un coefficient de transmissivit (W), quiexpriment la part de l nergie radiative absorb e, r flchie ou transmise. Selon le principe deconservation de l nergie, la somme des coefficients est gale 1 :

D U W 1

Inversement, tous les corps dont la temp rature est diff rente du z ro absolu, mettent un

rayonnement en fonction de leur temp rature et de l tat de leur surface.Un corps noir est un corps th orique, la fois opaque et non-r flchissant, qui a la

propri t dabsorber la totalit des rayonnements qu il re oit :

D U W 0

En pratique, les caract ristiques th oriques du corps noir peuvent tre reproduites parune cavit perc e d un petit orifice: le rayonnement entrant dans la cavit est pi g(totalement absorb ) ; le rayonnement mis par la cavit rpond aux lois fondamentales delmission du rayonnement, appel es lois du corps noir . On d signe parfois comme corps blanc , un corps qui r flchit totalement l nergie qu il re oit ( D U ) ; lescorps naturels sont des corps gris caract riss par ( D et U ).

2.2 Les lois fondamentales de l mission du rayonnement:Loi de Kirchhoff :

Un corps quelconque en quilibre thermique (temp rature constante) r met, en fonctiondu principe de conservation de l nergie, l nergie qu il absorbe. Un corps noir un corps parfaitement absorbant ; il est donc aussi parfaitement missif . Pour un corpsquelconque, constitu de mati re, on d finit donc une missivit H:

H D U W H

Un corps noir est donc un corps d missivit gale 1. Les lois physiques concernantlmission du rayonnement par les corps sont donc d finies pour un corps noir. Ellespermettent de calculer l mittance et la luminance mises par le corps noir.

Pour un corps quelconque ( corps gris ), lmissivit se d finit donc comme le rapportde l mittance du corps la temp rature T lmittance du corps noir la m me temp rature.Connaissant l missivit dun corps non-noir, il est possible de calculer son mittance ou saluminance partir de celle d un corps noir.

Loi de Stefan-Boltzmann :

Le flux nerg tique total ( toutes les longueurs d onde) mis par unit de surface(mittance totale) pour un corps noir est une fonction de sa temp rature thermodynamique :

E = V T 4


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- E (mittance) est exprim e en W.m -2

- T (temp rature absolue) est exprim e en K (degr s Kelvin) ;

RAPPEL : T K= T C + 273,16

- V est la constante de Stefan-Boltzmann: V = 5.67 . 10 -8 W.m -2

Pour une surface quelconque , la loi devient donc :

E = H VT 4

o Hest l missivit totale de la surface.

Loi de Planck (1900) :

Cette loi fondamentale de la physique du rayonnement ( tablie en 1900 par le physicienallemand Max Planck) permet de conna tre la r partition par longueur d onde de l nergiemise par un corps noir. L mittance et la luminance spectrales dun corps noir, pour lalongueur d onde O et la temp rature T sont donn es par:

E ( ,T) =2 hc2

5x 1

e(hc/ kT-1) L ( ,T) = 2hc

2

5x 1

e(hc/ kT-1)

- O est la longueur d onde (en m).

- T est la temp rature absolue (en K).

- k est la constante de Boltzmann.

- h est la constante de Planck.

- c est la vitesse de la lumi re.Outre son int rt pratique en t ldtection (voir suite), cette loi de Planck a l intrt de

montrer que l mission du rayonnement par la mati re, en fonction de la temp rature, n obitpas une loi continue mais permet de d finir des quantit s lmentaires d nergie (quanta).Elle ouvre la voie la physique quantique.

Loi de Wien (1896) :

Cette loi, d couverte avant la loi de Planck dont elle est une simplification valable pour lescourtes longueurs d onde et les faibles nergies, d finit, en fonction de sa temp rature, lalongueur d onde pour laquelle l mission d un corps noir est maximale :

max = 2897T- O max est la longueur d onde (en m).

- T est la temp rature absolue (en K)Quelques valeurs particuli res :

Le soleil peut tre compar un corps noir dont la temp rature de surface est environ5900 K : le rayonnement solaire s effectue dans les longueurs d onde comprises entre 0.2 et 4m, de l ultraviolet linfrarouge moyen, avec un maximum correspondant la longueuerdonde = 2897/5900 0,5 m). Le spectre du rayonnement solaire d borde donc largement

le domaine de la perception par l il humain, qui n est sensible qu aux longueurs d ondecomprises entre 0,39 et 0,7 m environ ; l il humain per oit cependant la partie du spectre


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du rayonnement solaire qui pr sente le maximum d intensit , autour de 0,5 m, quicorrespond la lumi re jaune.

La surface terrestre, avec une temp rature moyenne d environ 290 K, rayonneprincipalement dans l infrarouge, entre 3 et 50 m, avec un maximum correspondant lalongueur d onde = 2897/290 10 m. Ces longueurs d onde correspondent au rayonnementterrestre, ou infrarouge thermique.

Figure 5 : Emittance du corpsnoir selon les longueurs d ondedu rayonnement solaire et durayonnement terrestre (calculselon la loi de Planck) :

3. LES APPLICATIONS EN T LDTECTION :

Sauf dans le cas particulier des radars, les capteurs utilis s en t ldtection, install s borddavions ou de satellites, sont sensibles lnergie transport e par le rayonnementlectromagn tique, en provenance de portions restreintes de la surface du sol et re ues dansun angle solide tr s restreint : la grandeur fondamentale en t ldtection est donc laluminance (fig 3 ). Dans le cas des photographies a riennes, l impression des plaques oupellicules recouvertes d une mulsion photosensible est proportionnelle la luminance re ue travers l optique de l appareil. Dans le cas des radiom tres, il est devient possible de calibrer

les donn es (comptes num riques, en unit s arbitraires) transmises par l appareil, enluminances (en W.m -2.sr -1) ; cette op ration s appelle talonnage .

3.1 Le domaine de l infrarouge thermique.Dans la gamme des longueurs d onde sup rieures 4 m (infrarouge thermique et

microondes), la luminance correspond au rayonnement directement mis par la surface du sol,la surface de l ocan ou le sommet des nuages. La loi de Planck permet de calculer, partir dela luminance mesur e, une temp rature que l on appelle temp rature de brillance outemp rature radiom trique de la surface observ e.

La temp rature radiom trique scarte parfois sensiblement de la temp rature r elle de lasurface, en raison des effets de l atmosph re d une part, et surtout de l missivit qui diff rede celle d un corps noir.


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3.2 Le domaine du spectre solaire.

Dans la gamme des longueurs d onde inf rieures 3 m (lumi re visible et procheinfrarouge), la source du rayonnement est le Soleil. Le rayonnement provenant du Soleil(avant son trajet dans l atmosph re) peut tre consid r comme constant ; l clairement de lasurface du sol varie uniquement en fonction de l angle d incidence solaire s, gnralementmesur par rapport la verticale ( angle solaire z nithal ) ; cet angle d pend de la latitude, dela saison et de l heure solaire.

La luminance mesur e par le capteur repr sente la part du rayonnement solaire incident quiest r flchie par la surface du sol, dans la direction du capteur (selon l angle de vis e duradiom tre), c est dire une r flectance . Si la r flexion du rayonnement par la surface se faitde fa on in gale selon la direction ( anisotrope ), il est n cessaire de tenir compte de troisangles importants : l angle z nithal solaire, l angle z nithal (par rapport la verticale) de lavise radiom trique, et enfin l angle azimutal entre l incidence solaire et la vis eradiom trique (c est dire l angle entre les projections sur le plan de la surface de l incidencesolaire et de la vis e du radiom tre). Si au contraire la r flexion se fait de fa on gale danstoutes les directions ( isotrope ), la surface r flchissante est dite lambertienne . Il est dans cecas relativement simple de convertir la luminance mesur e par le capteur en une r flectance :seul intervient dans le calcul l angle d incidence solaire, qui d termine l clairement de lasurface.

Un exemple classique de ces probl mes d angles en t ldtection est fourni par lessurfaces d eau (oc an par exemple). Dans la plupart des cas, les surfaces en eau peuvent treconsid res comme lambertiennes, c est dire qu elles r flchissent, de fa on isotrope, unepart tr s faible du rayonnement solaire (r flectance tr s faible). Pour des incidences solaires etdes angles d observation particuliers, les surfaces en eau r flchissent le rayonnement commeun miroir ( r flexion sp culaire ) : la quasi-totalit du rayonnement incident est alors r flchi

selon un angle gal langle d incidence, est dans la direction oppos e celle de l angledincidence solaire.

3.3. La notion de "signature" spectrale.

Lobjet de la t ldtection est de distinguer des types de surface (en vue de leurcartographie) ou d en mesurer certaines caract ristiques, partir du rayonnement re u par lecapteur.

Dans le domaine des grandes longueurs d onde (infrarouge thermique et micro-ondes passives ), ce sont la temp rature et l missivit qui d terminent l intensit durayonnement mis par la surface. Dans le domaine de l infrarouge thermique, l missivit dessurfaces terrestres ou oc aniques varie dans une gamme limit e :- Surfaces d eau et oc an : 0,98

- Neige et glace : 0,95 0,99

- For t : 0,90

- Surfaces min rales : 0,85 0,95.

La radiom trie infrarouge peut donc tre utilis e pour mesurer la temp rature de la surface,avec une bonne approximation.

Dans le cas des radiom tres micro-ondes (capteurs passifs), les variations de l missivit

sont beaucoup plus importantes : ce sont elles qui permettent de caract riser les diff rentstypes de surface, et constituent donc la signature propre chaque type.


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En t ldtection visible et infrarouge proche , les surfaces naturelles se caract risent parde tr s importantes variations de la r flectance selon la longueur d onde. La signaturespectrale des surfaces correspond aux variations de la r flectance spectrale ( fig 6 et 7) . Ellepermet de distinguer entre eux les principaux types de surfaces terrestres ( fig 6 ) ou d analyserplus finement les propri ts de ces surfaces ( fig 7 ).

Figure 6 : Rflectances spectrales caract ristiques de trois grands types de surfacesnaturelles (d aprs Lillesand et Kiefer).

Figure 7 : Variations de la r flectance spectrale de surfaces caract ristiques de la zoneintertidale (Bassin d Arcachon, d apr s Lafon et Froidefond, 1997) :

Variations de la r flectance des s dimentsselon la granulom trie et l humidit :

Variations de la r flectance des s dimentsselon le taux de couverture v gtale :

Il convient de ne pas confondre la r flectance spectrale des surfaces et leur alb do :

- Lalb do dsigne la capacit de la surface de la Terre rflchir l nergie re ue du Soleildans toute l tendue du spectre solaire ; il a surtout son int rt en climatologie.

- La r flectance spectrale correspond aux variations de la r flectance selon les longueursdonde du domaine solaire. Elle constitue une caract ristique des surfaces terrestresutilis e en t ldtection dans le domaine spectral solaire.

Le principe de la radiom trie dans le domaine du spectre solaire est le m me que celui dela perception des couleurs par l il humain : la v gtation nous appara t verte parce qu elle


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Le cas extr me de la diffusion est repr sent par les nuages , ou la densit des gouttelettesen suspension dans l atmosph re est telle que le rayonnement est totalement diffus , et que lamasse du nuage r flchit une grande partie du rayonnement.

L paisseur optique de l atmosph re mesure l aptitude de celle-ci transmettre lerayonnement; elle correspond la probabilit pour un photon d tre absorb ou diffus aucours de son trajet atmosph rique.

Les deux ph nom nes d absorption et de diffusion expliquent que le rayonnement solaireobserv au niveau du sol diff re sensiblement du rayonnement observ hors de l atmosph re(fig 8 ). Hors de l atmosph re, le rayonnement solaire correspond celui d un corps noir detemp rature 5900K; au niveau de la mer, ce rayonnement est sensiblement r duit,essentiellement par la diffusion au cours du trajet dans l atmosph re, qui aboutit ce qu unepartie du rayonnement repart vers l espace sans avoir atteint la surface terrestre: la courbe delclairement au niveau de la mer est partout d cale par rapport lclairement hors delatmosph re. Des pics d absorption peuvent tre observ s tout au long de la courbe, deslongueurs d onde pr cises; chacun de ces pics r sulte de l absorption par un constituant

majeur de l atmosph re (ozone (O 3),oxyg ne, gaz carbonique ou vapeur d eau). L absorptionse produit en effet dans des domaines de longueur d onde ou de fr quence particuliers. Entldtection, moins de vouloir tudier la composition de l atmosph re pour elle-m me(applications en m torologie), on choisit les fen tres de l atmosph re, c est dire les plagesdu spectre lectromagn tique pour lesquelles l absorption est tr s faible.

Figure 8 : Comparaison entre le rayonnement solaire hors atmosph re et re u au niveau dela mer (effets atmosph riques dans le visible et le proche infrarouge) :

2. Les effets de l atmosph re en t ldtection visible ou infrarouge proche:

En t ldtection visible et proche infrarouge, la source du rayonnement est le soleil. Lerayonnement effectue donc travers l atmosph re un trajet descendant (du soleil vers lasurface) et un trajet montant (de la surface vers le capteur) (fig 9) . L absorption est limit e,


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car les longueurs d onde utilis es se placent en dehors des pics d absorption gazeuse, mais ladiffusion a des effets non n gligeables :

- une partie du rayonnement diffus au cours du trajet descendant repart vers l espace sansavoir atteint la surface terrestre. Le capteur bord d un satellite re oit donc unrayonnement, la luminance propre de l atmosph re , qui s ajoute au rayonnement r flchipar la surface du sol.

- au cours des deux trajets montant et descendant une partie du rayonnement est perdue pardiffusion; inversement, la portion de la surface vis e par le radiom tre re oit, en plus durayonnement direct, un clairement suppl mentaire d au rayonnement diffus.

- dans le cas d une surface h trogne, la diffusion proximit de la surface aboutit effacer en partie les contrastes de r flectance entre surfaces sombres et claires Ce sont leseffets d environnement qui limitent les possibilit s de d tecter certains d tails de lasurface.

Figure 9 : Les effets de l atmosph re en t ldtection optique (d aprs Tanr et al., 1986).

Pour comparer avec pr cision les mesures de r flectance effectu es sur le terrain avec lesdonn es de satellite, ou pour comparer entre elles des donn es satellitaires acquises desdates diff rentes, avec des conditions atmosph riques diff rentes, il est n cessaire de corrigerles effets de l atmosph re. Les corrections peuvent tre obtenues soit partir de mesures de latransparence de l atmosph re, soit partir de l observation sur l image de secteurs (surfacesen eau par exemple) dont la r flectance est bien connue. Inversement, il est possible, partirdes donn es satellitaires obtenues sur des surfaces homog nes telles que l ocan, de mesurerles propri ts de l atmosph re. La correction des effets de l atmosph re est faite laide demod les tablis par les physiciens de l atmosph re, et disponibles sous forme de logicielsspcialis s.


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Les microondes sont surtout le domaine de la t l d tection active . Les radars mettent laide d une antenne un rayonnement microonde de forte intensit , et mesurent lerayonnement r trodiffus par la surface tudi e. Les radars sont des capteurs "tous temps",employ s en t ldtection a roport e depuis les ann es 70, mais leur usage est devenuessentiel depuis l apparition dans les ann es 90 de plusieurs satellites quip s de radars

imageurs (ERS, JERS, Radarsat, Envisat).

Figure 9 : Utilisation du rayonnement lectromagn tique en t ldtection.

Retour la Table des Mati res


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DES DONN ES NUM RIQUES LIMAGELe radiom tre AVHRR bord des satellites NOAA fournit des donn es cod es et

transmises sous forme num rique. Organis es en colonnes et lignes, ces donn es constituentune matrice qui peut tre restitu e sous forme d images, tr s diff rentes selon la m thodeutilis e. La restitution repose sur une analyse de l histogramme des valeurs contenues dans

limage, un d coupage en classes ou un tirement de la dynamique exprim e parlhistogramme, le choix d une palette de gris ou de couleurs adapt e.

Limage du canal 2 ( gauche) est repr sent e en niveaux de gris avec une dynamique lin aire .Lhistogramme ( droite) est bimodal : les pixels noirs et gris tr s fonc correspondent aux comptesnum riques compris entre 10 et 20 (r flectances tr s faibles de la mer), les pixels gris moyen aux surfacesterrestres (comptes num riques entre 60 et 130). Un tr s petit nombre de pixels clairs signalent des nuages.

Les deux images ci-dessus utilisent un d coupage en classes enquipopulation ; ce d coupage en classes de largeur in gale, mais avec deseffectif de pixels presque gaux, permet une visualisation plus contrast e. En

revanche, le lien avec les comptes num riques et les grandeurs physiquescorrespondantes est moins direct. L image de gauche utilisent une palette deniveaux de gris. L image de droite est restitu e avec le m me d coupage enquipopulation, mais avec une palette de couleurs arc-en-ciel .


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LES GRANDEURS G OPHYSIQUESLes comptes num riques qui composent l image sont li s par une relation d talonnage

aux mesures effectu es par le capteur. Un radiom tre tel que l AVHRR mesure desluminances, dont la signification est tr s diff rente selon les bandes spectrales des diff rentscanaux. Le traitement physique des donn es permet d aboutir, apr s l talonnage enluminances, des grandeurs g ophysiques qui caract risent les surfaces terrestres ou marines,ou les nuages.

Dans le canal 1 (bande spectrale 0,58-0,68 m -visible rouge), gauche, et le canal 2 (bande spectrale 0,725-1,1 m proche infrarouge), le radiom tre enregistre la luminance correspondant au rayonnement solairer flchi par la surface terrestre . Les donn es sont talonn es en r flectances , qui peuvent tre reli es auxpropri ts des surfaces marines ou terrestres plus ou moins v gtalis es. Noter les diff rences entre les canauxrouge et proche infrarouge, qui tiennent en grande partie au comportement de la v gtation.

Dans le canal 4 (bande spectrale 10,3-11,3 m) gauche, et le canal 5 (11,5-12,5 m) droite, le radiom tre enregistre la luminance correspondant au

rayonnement infrarouge thermique mis par la surface terrestre. La loi dePlanck permet de remonter de la luminance la temp rature de la surface ; lasurface n est cependant pas un corps noir et la temp rature est affect e de l effetdes variations de l missivit , ainsi que des effets de l atmosph re.


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TRAITEMENT ET EXPLOITATION DES DONN ES NOAA-AVHRR

Le traitement des donn es permet d aboutir 3 images th matiques :

1. Temp ratures des surfaces de la mer :Les temp ratures fournies par les canaux 4 et 5 de

lAVHRR ne repr sentent qu imparfaitement lestemp ratures r elles de la surface cause des effets delatmosph re. L utilisation de deux canaux thermiquespermet de corriger ces effets.

Traitement : Calcul de temp ratures corrig es deseffets atmosph riques par combinaison lin aire desdonn es des canaux 4 et 5 ( split-window ) :

TSM ( C) = 3*Tcan4 2*Tcan5 + 0,5.Application d un masque sur la terre et choix

dune palette de couleurs et d une chelle destemp ratures adapt es.

2. Turbidit des eaux marines :La r flectance de la surface des eaux marines dans levisible est tr s affect e par la teneur en mati re ensuspension (turbidit ). L indice de turbidit est fond sur la diff rence des r flectances dans les canaux 1 et 2du radiom tre AVHRR.

Traitement : Calcul de l indice de turbidit :Iturb = Rcan1 Rcan2

Application d un masque sur la terre et choixdune palette de couleurs adapt e (en rouge les

faibles turbidit s, en jaune et vert les fortesturbidit s).

3. Indice de v gtation (NDVI) :Les surfaces couvertes de v gtation en coursdactivit chlorophyllienne (photosynth se) sedistinguent par une faible r flectance dans leslongueurs d onde du visible (rouge), et par une forterflectance dans le proche infrarouge. Divers indicesde v gtation permettent de distinguer surfaces

vgtalis es et surfaces min rales.Traitement : Calcul de l indice de v gtation pardiff rences normalis e (NDVI) :

NDVI = (Rcan2 Rcan1) / (Rcan2 + Rcan1)Application d un masque sur la mer et choix d une

palette de couleurs adapt e (en marron et jaune lesfaibles indices, en vert les zones de v gtationactive).


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LES CAPTEURS :FONCTIONNEMENT ET PERFORMANCES

La fonction dun capteur consiste dtecter le signal radiatif mis ou rflchi par lasurface et lenregistrer soit sous forme analogique (document qualitatif interprtable), soitsous forme numrique (donn es quantitatives susceptibles d tre calibr es pour acc der auxgrandeurs physiques, luminance ou r flectance). Trois grands types de capteurs peuvent tredistingu s et seront tudi s successivement :- les appareils photographiques,

- les radiom tres imageurs,

- les capteurs actifs (radars).

1. LES CAPTEURS PHOTOGRAPHIQUES.

La photographie a rienne est la forme la plus ancienne de la t ldtection; elle reste

encore sans doute la plus employ e. A bord des vaisseaux spatiaux habit s et des navettesspatiales, les missions de photographie sont galement fr quentes; elles compl tent lafourniture de donn es par les radiom tres automatiques des satellites sp cialis s detldtection.

1.1 Les appareils photographiques

Le principe de fonctionnement des appareils photographiques employ s en t ldtectionest semblable celui des appareils classiques. Seules varient les dimensions des films ouplaques utilis s, la nature des mulsions et la qualit des optiques. Le rayonnement est re u travers une s rie de lentilles (optique) et de filtres, et vient impressionner le film ou la plaque

recouverte d une mulsion chimique photosensible. Le temps d exposition est command parlouverture d un diaphragme. Deux grands types de capteurs photographiques sontcouramment utilis s :

- les appareils destin s la production de photographies a riennes pour la cartographie .Laccent est mis sur les qualit s gomtriques de l image: qualit des optiques, syst me demaintien de la verticalit de la prise de vue et de compensation du mouvement de l avionou du satellite, moteur pour la prise de clich s en s rie, r guli rement espac s.

- les cam ras multibande : elles sont constitu es de plusieurs appareils solidaires avec desaxes optiques rigoureusement parall les. Les divers appareils sont quip s de filtres quislectionnent une bande troite du spectre, dans le domaine visible ou proche infrarouge.

On dispose ainsi de plusieurs clich s couvrant la m me zone dans des bandes spectralesdiff rentes bien d finies.

1.2 Les mulsions photographiques

Un film photographique est constitu dun support (film plastique ou plaque rigide), surlequel est d pose une mulsion , cest dire une couche de g latine dans laquelle sontemprisonn s des sels photosensibles (sels d argent) qui r agissent chimiquement lexposition au rayonnement. Lors du d veloppement, une r action chimique permet detransformer l image virtuelle form e par l exposition au rayonnement du film en une imagerelle.

Quatre grands types d mulsions sont couramment utilis s pour la t ldtection ; elles sedistinguent par leur sensibilit une bande spectrale particuli re, et par le proc d (une seule


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couche ou multicouche. Un filtre compl te g nralement l utilisation d une mulsion, soitpour s lectionner plus pr cisment un domaine du spectre lectromagn tique, soit pourliminer les courtes longueurs d onde plus sensibles la diffusion qui limite la qualit desimages ( fig 1 ).

Figure 1 : Sensibilit des diff rentes mulsions classiques selon la longueur d onde etutilisation des filtres (Source : R. Bariou, 1978).

Deux des mulsions classiques utilisent une seule couche de sels photosensibles et larestitution finale du clich se fait en noir et blanc ( fig 3 ) :

- lmulsion panchromatique est sensible aux rayonnements de longueur d onde inf rieure 0,7 m (ou 700 nm) et couvre donc l ensemble du spectre visible. On l utilisegnralement avec un filtre, qui limine le rayonnement ultraviolet et les courteslongueurs d onde trop sensibles la diffusion atmosph rique. Les objets y apparaissentnoirs, gris ou blancs selon leur r flectance dans le domaine visible.

- lmulsion infrarouge noir et blanc a une sensibilit tendue dans l infrarouge proche jusqu 0,95 m. Un filtre permet de s lectionner les grandes longueurs d onde au-del de


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0,6 m. Cette mulsion offre la possibilit dune tude fine de la v gtation, qui r flchitfortement l infrarouge en p riode d activit chlorophyllienne, et la d tection de l humidit (leau absorbe fortement le rayonnement infrarouge).

Les mulsions utilisant trois couches superpos es permettent la restitution en couleur(fig 3 ) :

- lmulsion couleur est constitu e de trois couches superpos es, color es respectivementen jaune, magenta et cyan, qui sont les couleurs compl mentaires du bleu, du vert et durouge ( fig 2 ). Ces couches sont donc sensibles successivement aux longueurs d ondecourtes (bleu), moyennes (vert) et longues (rouge) du spectre visible. Au d veloppement,par synth se soustractive des trois couleurs primaires (bleu, vert et rouge) partir descompl mentaires (jaune, magenta, cyan), on reconstitue la couleur naturelle des objets etdes surfaces. L image couleur offre une beaucoup plus grande richesse d interpr tationque l image noir et blanc.

- lmulsion infrarouge couleur (dite aussi fausse couleur) repose sur le m me principe quela couleur. La sensibilit des trois couches jaune, magenta et cyan est d cale dans lespectre vers les longueurs d onde du vert, du rouge et de l infrarouge. Sur ce type deproduits, la v gtation active se distingue en rouge et les surfaces en eau en noir. Lesutilisations sont semblables celles de l infrarouge noir et blanc, avec une plus granderichesse dans l interpr tation. C est par analogie avec la photographie infrarouge couleurqua t dfini le syst me des restitutions en compositions color es standard des donn esdes radiom tres multispectraux.

Figure 2 : Synth se additive des lumi res color es (R,V,B) et synth se soustractive (Cyan,Magenta et Jaune) :


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Figure 3 : Quatre photographies a riennes d un m me paysage utilisant les 4 mulsions classiques en photograet Kiefer, 1994).


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1.3. Les propri ts et l utilisation des photographies a riennes ou spatiales

Les photographies sont des documents analogiques, dont l interpr tation se fait le plussouvent visuellement ( photo-interpr tation ). La num risation (conversion en donn esquantitatives susceptibles d tre calibr es ou trait es par l informatique) des photos a riennespanchromatiques ou couleur est aujourd hui possible sur les scanners informatiques.

Les avantages de la photographie a rienne sont surtout li s leur excellente r solutionspatiale ; la finesse des d tails perceptibles sur l image enrichit l interpr tation, puisqu lanalyse de la teinte qui r sulte de l intensit du rayonnement, s ajoute celle des textures etstructures fines. La r solution a pour contrepartie une faible couverture spatiale : il faut untrs grand nombre de photographies a riennes pour couvrir l tendue d une sc ne obtenue parun radiom tre embarqu bord d un satellite. La r alisation de mosa ques de photographiesariennes est rendue difficile par les d formations g om triques de celles-ci

Les photographies a riennes sont acquises par des avions volant basse altitude et descam ras large focale : le rapport B/h (h = altitude de l avion, B = largeur du clich ) estlev , ce qui d termine les propri t s g om triques des photos a riennes. L angledobservation varie fortement du centre vers les bords de l image, ce qui est la fois uninconv nient et un avantage. C est un inconv nient car cela introduit des distorsionsgomtriques qui font qu une photo a rienne n est pas directement superposable une carte.Cest un avantage car ces d formations permettent l observation du relief par la st r oscopie .La vision st roscopique partir de couples de photographies a riennes est une techniqued ja ancienne qui est la base de la cartographie topographique, gr ce lutilisation desstro-restituteurs.

A c t de la classique photo-interpr tation des photographies a riennes sous formeanalogique, se d veloppe aujourd hui l utilisation des photographies a riennes num rises.

Sous cette forme, les photographies a riennes peuvent faire l objet de correctionsgomtriques qui donnent naissance des orthophotos . Une orthophoto devient un documentcartographique o il devient possible de localiser pr cisment des objets ou descaract ristiques de la surface terrestre ; elle font l objet d un g o-r f rencement qui permet deles utiliser dans le cadre des Syst mes d Information G ographique (S.I.G.). La num risationdes photos a riennes ouvre aussi la voie la photogramm trie num rique, c est dire lareconstitution par ordinateur du relief de la surface.

2. LES RADIOMETRES IMAGEURS.

Ce sont des capteurs qui mesurent de fa on quantitative le rayonnement. La constitutiondune image est obtenue par l acquisition s quentielle d informations radiom triquesprovenant d une fraction (tache lmentaire ou tach le) de la surface du paysage observ . Larptition de l acquisition au cours du mouvement du vecteur (avion ou satellite) (balayage)permet la constitution d une image : l image est un ensemble de mesures radiom triquesorganis es en lignes et colonnes.

2.1. La conception des radiom tres balayage:

Un radiom tre balayage se compose de plusieurs sous-ensembles ( fig 4 ) :

- les d tecteurs proprement dits sont des cellules photosensibles (photodiodes) quiconvertissent l nergie radiative -luminance- en un courant lectrique faible, dont

lintensit varie avec celle du rayonnement. Lorsque le d tecteur op re dans l infrarouge


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thermique, il doit tre plac dans une enceinte cryoscopique (r frig re temp ratureconstante) qui le prot ge des rayonnements parasites mis par les objets environnants.

Figure 4 : Conception classique d un radiom tre balayage en version a roport e (Source :

Bonn et Rochon, 1992).

- le rayonnement parvient au d tecteur travers une s rie de dispositifs optiques , miroirs,lentilles et filtres qui focalisent le rayonnement et s parent les bandes spectrales mesurer. Le radiom tre multispectral "Thematic Mapper" des satellites Landsat 4 et 5,spare ainsi 7 bandes spectrales diff rentes, du visible linfrarouge thermique.

- - le balayage du paysage qui permet la constitution de l image est assur par des

dispositifs vari s ; les premiers radiom tres balayage ont utilis un miroir tournant ouoscillant, m par un moteur. Le miroir r flchit donc vers le d tecteur le rayonnement en


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provenance de portions de la surface du sol plus ou moins loign es de l axe de vol (nadirdu satellite ou de l avion) ; chaque tour ou oscillation correspond l acquisition d une ouplusieurs lignes, la r ptition est assur e par le mouvement du vecteur (satellite ou avion).Dans le cas un peu particulier des satellites m torologiques g ostationnaires (M tosat),le balayage peut tre assur par la rotation du satellite lui-m me ; chaque tour, l axe de

vise du radiom tre est d cal vers le haut ou le bas de fa on balayer la surface dudisque terrestre, vu de 36 000 km, en une demi-heure. Les technologies les plus r centesfont appel soit des barrettes de d tecteurs (m thode dite push-broom ), mise au pointpour le radiom tre HRV du satellite fran ais SPOT. Plus de 6000 cellules sensiblesmont es sur 4 barrettes analysent en une seule fois chaque ligne du paysage, ce quilimine les risques de distorsion dus au m canisme d oscillation ou de rotation du miroir.Plus r cemment encore, la miniaturisation des composants lectroniques permet certainsradiom tres d utiliser des matrices de d tecteurs comparables ceux des appareils photosnum riques r cemment apparus dans le commerce.

- - le signal lectrique produit par les d tecteurs est amplifi , puis num ris par un d codeur analogique-num rique

qui convertit l intensit du courant en nombres entiers, cod s selonle syst me binaire informatique. Le codage des comptes num riques se fait g nralementsur un octet (8 bits, c est dire dans l intervalle 0-255), parfois sur 10 bits (0-1023). Cescomptes num riques sont soit enregistr s bord sur bandes magn tiques (c est toujours lecas sur les avions), soit transmis terre par radio. Les satellites ont g nralement lapossibilit de transmettre directement les donn es, en vue d une station quip e d uneantenne parabolique de r ception, ou de les enregistrer pour une transmission diff re.

2.2. L talonnage et les qualit s des capteurs balayage

Les donn es num riques transmises par les radiom tres sont des nombres entiers en unit sarbitraires. La restitution des grandeurs physiques (luminances, temp ratures de brillance ourflectances) s appelle talonnage . Ltalonnage des d tecteurs visible et proche infrarougeest effectu avant lancement, laide de sources lumineuses talonn es; en vol, l talonnagepeut tre contr l lors du survol de zones-tests, dont la r flectance au sol est bien connue.Ltalonnage des capteurs infrarouge thermique est g nralement effectu en vol: au cours dela phase inactive du balayage, les d tecteurs re oivent le rayonnement mis par une source(corps noir) dont la temp rature est connue, et par l espace, qui est consid r comme un corpsnoir de temp rature gale 4 K. A partir des comptes num riques correspondant ces deuxsources de temp rature connue, il est possible de reconstituer une table de conversion descomptes num riques en luminances ou en temp ratures.

Les qualit s des radiom tres sont exprim es par le terme de r solution qui d signe

plusieurs r alit s diff rentes :- la r solution spectrale dsigne l aptitude d un capteur discerner des bandes de longueur

donde diff rente; elle d pend surtout de la qualit des dispositifs optiques (filtres).

- la r solution radiom trique dun capteur d signe sa capacit distinguer, dans une bandespectrale d finie, des diff rences de luminance plus ou moins grandes. Elle s exprime parle rapport signal/bruit. Par exemple, la r solution du capteur AVHRR des satellitesNOAA, dans les canaux infrarouge thermique, permet de d tecter des diff rences detemp rature de la surface de 0,125 (compte non tenu des effets de l atmosph re).

- la r solution spatiale dpend du champ instantan dobservation du capteur (IFOV =Instantaneous Field Of View). Celui-ci d termine, selon l altitude de l avion ou dusatellite porteur, les dimensions de la surface terrestre qui est vue un moment donn . Cechamp est impos par la sensibilit des capteurs, puisque l intensit du rayonnement


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mesurer d pend de la surface vis e, et la bande spectrale concern e, puisque l nergietransport e par un rayonnement d cro t avec la longueur d onde. La r solution spatialedtermine finalement la taille du pixel, lment le plus petit qui peut tre distingu surlimage finale. Les capteurs actuels travaillant dans le visible ou le proche infrarouge, bord de satellites, ont une r solution de 30 m (Landsat TM), ou de 20 et 10 m (SPOT

HRV). La r solution est toujours plus faible pour les radiom tres infrarouge thermique(120 m pour Landsat TM, 1 km pour NOAA AVHRR) ou microondes (15 km).

Le syst me de balayage par un dispositif m canique (miroir oscillant ou tournant) et lemouvement du vecteur (satellite ou avion) impose limagerie des radiom tres desdistorsions g om trique importantes : les donn es de t ldtection ne sont jamais, avant untraitement sp cifique, superposables une carte.

2.3. Caract ristiques et utilisation des donn es des radiom tres multispectraux

Les radiom tres fournissent des donn es num riques , cest dire un ensemble de nombres,gnralement des entiers cod s en binaire sur des bandes magn tiques, qui, arrang s en ligneset colonnes, permettent de reconstituer une image. Le mode d utilisation privil gi de cesdonn es est donc le traitement num rique , laide de l informatique. Le traitement num riquepermet de calibrer les donn es initiales en grandeurs physiques, ou de classer statistiquementles pixels pour aboutir la cartographie automatique des ph nom nes.

Il est possible, partir des donn es num riques, de composer des documentsphotographiques. La restitution photographique permet d utiliser les donn es des radiom trescomme des photographies a riennes, par photo-interpr tation. La restitution peut tre faitebande spectrale par bande spectrale, sous forme d un ensemble d images noir et blanc, ou encompositions color es, qui combinent trois bandes spectrales (canaux) ; les compositionscolor es standard sont tablies partir des donn es acquises dans les longueurs d onde du

vert, du rouge et de l infrarouge (voir TD n 2), et s interpr tent comme les photographiesinfrarouge couleur.

3. LES CAPTEURS ACTIFS.

Les capteurs actifs se composent d un metteur, qui est la source du rayonnement, et d undtecteur qui mesure le rayonnement de retour de la surface observ e. Le capteur actif le plusutilis en t ldtection est le radar imageur vis e lat rale . Le grand avantage du radar estdutiliser des longueurs tr s grandes, entre 0,8 cm et 1 m, pour lesquelles l atmosph re, ycompris les nuages, est compl tement transparente ; les radars sont des capteurs tous-temps , particuli rement int ressants dans les r gions du monde o la n bulosit est tr sfrquente, et pour les applications qui n cessitent d obtenir des images des dates et heuresbien d termin es..

3.1. Le fonctionnement des radars vise lat rale

Lantenne du radar met lat ralement un rayonnement micro-onde qui vient illuminer une portion de surface allong e perpendiculairement au d placement de l avion ou du satellite(fig 5 ).. Les bandes spectrale utilis es par les radars imageurs sont d sign es par un code sousforme de lettres. Les plus utilis es sont :

Bande L Fr quence 1-2 GHz Longueur d onde 15 30 cm

Bande C Fr quence 4-8 GHz Longueur d onde 3,75 7,5 cm

Bande X Fr quence 8-12,5 GHz Longueur d onde 2,4 3,75 cm


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Lintensit du rayonnement en retour (rayonnement r trodiffus ) que re oit le capteurdpend la fois des caract ristiques du radar et des propri ts de la surface. L quation duradar exprime clairement ces diff rents facteurs :

Pr

Pe=

2

(4 )3

. (G e-G r)

R4

. 0 . S

- Pr : puissance du rayonnement re u.- Pe : puissance du rayonnement mis.- : longueur d onde.- Ge : gain de l antenne d mission.- G r : gain de l antenne de r ception.- R : distance entre la surface vis e et l antenne.- S : aire de la surface vis e au sol.- 0 : coefficient de r trodiffusion de la surface vis e.

Figure 5 : Le principe du radar vise lat rale, et types de r ponses (r trodiffusion) enfonction de la g omtrie et de la rugosit des surfaces. Source : F.F. Sabins, 1978.

Le coefficient de r trodiffusion 0 repr sente la signature spectrale de la surfaceobserv e. Il est exprim en d cibel (dB). Il d pend essentiellement de la rugosit de la surfacepar rapport la longueur d onde utilis e :


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- si la surface peut tre consid re comme lisse par rapport la longueur d onde utilis e (f),le rayonnement est r flchi de fa on sp culaire (l angle de r flexion est gal langledincidence) et le retour vers le capteur tr s faible ou nul.

- si la surface est peu rugueuse, le rayonnement est diffus de fa on anisotrope et le retourest plus important.

- si la surface est tr s rugueuse, le rayonnement est totalement diffus , le retour est lev.Le choix de la longueur d onde, selon la nature du ph nom ne tudier, est doncimportant : le radar embarqu bord du satellite Seasat, destin tudier les vagues,oprait en bande L (longueur d onde environ 23 cm).

La r trodiffusion du signal radar d pend galement des propri ts lectriques de la surface(constante di lectrique ), qui sont tr s largement influenc es par l humidit . En terrainaccident , la vis e lat rale entra ne des diff rences entre les versants situ s face lillumination radar, et les versants " lombre" (fig 22). Enfin, dans certaines applications dela t ldtection radar, la polarisation du rayonnement est galement utilis e pour l tude dessurfaces.

La r solution spatiale des radars imageurs est g nralement grande. Dans le cas des radars ouverture r elle , elle d pend comme pour les radiom tres du champ de vision du capteur.La limite est impos e par la n cessit de disposer d une tr s longue antenne pour obtenir unebonne r solution. Pour les radars synth se d ouverture , elle d pend surtout du traitement,long et co teux, des donn es: on utilise en effet le temps de retour et l effet Doppler(modifications de fr quence impos es par les mouvements relatifs du rayonnement et ducapteur) pour simuler une antenne longue et calculer avec pr cision la r trodiffusion attribu e chacun des pixels de l image.

3.2. L utilisation des donn es radar:

Les applications de la t ldtection radar sont tr s vari es :

- en oc anographie , le radar permet d analyser les ph nom nes ondulatoires qui seproduisent en surface (vagues) et m me lintrieur de l ocan. C est aussi un outilessentiel d tude des glaces de mer. Le premier radar embarqu bord d un satellite(Seasat en 1978) l a t pour des applications oc anographiques.

- en g ologie , en hydrologie , pour l tude de la v g tation , la t ldtection radar, qui estsensible la fois la rugosit et lhumidit des surfaces, est galement tr s utile.

Les donn es radar sont utilis es soit sous forme num rique, soit sous forme de restitutionsphotographiques. L interpr tation des donn es radar est souvent difficile : la signature destypes de surface dans le domaine des microondes reste encore un th me de recherche, etlutilisation des radars n est pas encore une m thode compl tement op rationnelle.

3.3. Les autres capteurs actifs:

La technologie du radar n est pas seulement utilis e pour la production d images (voirpartie 1 applications) :

- les diffusiom tres ou scatterom tres sont des radars non-imageurs, qui mesurent lartrodiffusion du rayonnement microonde le long de profils. Ils sont utilis s, par exemple,pour analyser l tat de surface de la mer et la vitesse du vent sur l ocan.

- les radars-altim tres mettent, la verticale du satellite, un rayonnement microonde. Letemps de retour permet de mesurer, avec une pr cision de quelques dizaines de


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centim tres, l altitude de la surface. Les applications concernent surtout l ocanographieet la g odsie.

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SATELLITES ET ORBITES

En tldtection satellitaire, les caractristiques des orbites de satellites conditionnent lacapacit dobservation de la Terre, sa rptitivit, et la nature mme des donnes obtenues.Hors de latmosphre terrestre, les capteurs conus sur terre connaissent des conditionsextrmes: vide, alternance brutale de la chaleur et du froid intense, etc... Le choix de lorbiteet les moyens de la maintenir sont un des problmes importants lors de la conception dun"systme" de tldtection satellitaire.

1. LMENTS DE MCANIQUE SATELLITALE

1.1 Le satellite en orbiteLes lois qui r gissent le mouvement des satellites en orbite peuvent tre compar es celles

qui r gissent le mouvement des plan tes, formul es par les astronomes et math maticiens des

16e et 17e si cles: Kepler, Galil e, Newton.Une fois plac sur son orbite, le satellite est m par la seule inertie ; en l absence de

frottement (au-del de l atmosph re), l orbite doit en th orie se maintenir ind finiment. Laforce centrifuge compense l attraction terrestre. L orbite dun satellite est toujours une ellipse ,dont la Terre occupe l un des foyers (fig 1). La distance entre les deux foyers d finitlexcentricit de l orbite elliptique. En t ldtection, les orbites choisies sont g nralementcirculaires ou presque circulaires, c est dire d excentricit nulle ou tr s faible.

Figure 1 : Lorbite elliptique. F1 et F2 sont les foyers, h et H, l altitude du satellite au prige et lapog e, R le rayon de la Terre.

La vitesse d un satellite en orbite varie entre un maximum au p rig e, point le plus bas de

lorbite, et un minimum lapog e, point le plus lev . La p riode dsigne le tempsncessaire au satellite pour effectuer une r volution autour de la Terre.


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La vitesse du satellite (ou sa p riode) et son altitude ne sont pas ind pendantes. Dans le casdune orbite circulaire, il existe une relation simple entre l altitude du satellite (ou le rayon delorbite), la p riode et la vitesse du satellite sur son orbite. La vitesse du satellite sur son orbiteest donn e par la relation :

V= g . MR + Z

- o V est la vitesse du satellite,- R est le rayon de la Terre,- z laltitude du satellite,- g est la constante de gravitation universelle,- et M la masse de la Terre.

La troisi me loi de K pler donne une relation entre le rayon de l orbite a = R + z et lapriode T :

a3 = g.M T2 4S 2

ou, apr s calcul de la constante :a = 21,6273 T2

(a est en km, T en secondes).

Enfin, la relation entre vitesse et p riode du satellite : V = 2S (R+Z)T

Deux exemples :

Pour un satellite en orbite 850 km de la Terre, le rayon de l orbite a = R+z est gal 7221 km, la p riode est de 101 mn et la vitesse en orbite 7436 m/s.

Pour un satellite effectuant une r volution en 24 h (86 164 s), ce qui est le cas des satellitesgostationnaires, le rayon de l orbite est 42 164 km et l altitude du satellite 35 786 km.

1.2 La g om trie orbitale usuelle en t ldtectionUne des caract ristiques fondamentales des orbites est leur inclinaison , c est dire l angle

entre le plan de l orbite et le plan quatorial. La valeur de l angle est compt e en tenantcompte du sens de rotation de la Terre et du satellite ( fig 2 ) : si l angle est inf rieur 90,lorbite est dite directe , dans le cas contraire, on parle d orbite r trograde .

La projection de l orbite sur la Terre d finit la trace du satellite; la projection du satellite

sur la Terre est le sous-point . Le point de croisement entre la trace et l Equateur est appel noeud ascendant lorsque le satellite se d place dans le sens Sud-Nord, et noeud descendant dans le cas contraire. En t ldtection, une orbite particuli re est g nralement d sign e par lalongitude du noeud ascendant (plus rarement du noeud descendant).

En premi re approximation, nous pouvons consid rer que l orbite est fixe par rapport auxtoiles, tandis que la Terre tourne sur elle-m me avec une r volution en T = 86164 s (joursid ral). Pour un satellite situ 850 km d altitude, qui effectue une r volution en 101 mn, ledcalage entre les longitudes des noeuds ascendants de deux orbites successives est de 25 30de longitude environ, soit, avec le p rim tre de la Terre lEquateur repr sentant 40 000 km,2800 km.


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Figure 2 : Gom trie orbitale (exemple d une orbite r trograde).

S = satellite Sp = sous-pointC = centre de la TerreNA = n ud ascendant ND = n ud descendant

1.3 Le mouvement de pr cessionNous avons suppos prcdemment que le plan de l orbite tait fixe par rapport aux

toiles; ce n est pas tout fait vrai pour un satellite tournant autour de la Terre, parce quecelle-ci n est pas tout fait une sph re et que la force de gravit est plus leve lEquateur

quaux P les. Le r sultat est que l orbite se d cale l grement chaque r volution, nonseulement par rapport la Terre qui tourne sur elle-m me, mais aussi dans le "r f rentielstellaire", c est dire par rapport aux toiles. Ce mouvement est appel mouvement de

pr cession . Pour une orbite directe, ce mouvement se fait d Est en Ouest, pour une orbitertrograde d Ouest en Est.

Il est possible d utiliser le mouvement de pr cession pour que le d calage de l orbite sefasse d Ouest en Est, avec un angle proche de 1 par jour, soit 360 en une ann e: dans ce cas,le passage du satellite au noeud ascendant ou descendant, pour une longitude donn e, auratoujours lieu la m me heure solaire, le mouvement de pr cession suivant le mouvementapparent du Soleil autour de la Terre. On dit alors que l orbite est h

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LA TÉLÉDÉTECTION AÉRO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION