Traitement des données de télédétection - 2e éd.

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Cet ouvrage traite de façon très appliquée et opérationnelle des techniques de télédétection (images satellite), qui sont de plus en plus utilisées dans l'environnement et l'agronomie pour l'estimation des récoltes, l'étude du paysage, etc. Il permet à l'utilisateur de comprendre les principes et techniques de télédétection et surtout de savoir traiter et exploiter les données recueillies. L'exposé s'appuie sur de nombreux exemples liés aux applications de la télédétection à l'environnement et à l'agronomie. Cette seconde édition actualise notamment les données et applications concernant les zones humides, la pédologie et la géologie minières. 
Disponible en téléchargement: une version bridée d'un logiciel de traitement des images de télédétection (TeraVue) permettant de travailler sur les exemples du livre.
Publié le : mercredi 23 juin 2010
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EAN13 : 9782100554966
Nombre de pages : 576
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1.1
1  Les bases physiques
1.1 Le rayonnement
1LES BASES PHYSIQUES
Les informations mentionnées dans ce chapitre constituent la base minimale nécessaire pour la compréhension des techniques et applications de la télédétection. Le lecteur, désireux dacquérir des connaissances plus détaillées, pourra se référer à des ouvrages spécialisés.
Le rayonnement
En télédétection on utilise les propriétés démission et/ou de réflexion des rayonnements. Ces rayonnements sont des ondes électromagnétiques, transportant de lénergie, qui se propagent sans atténuation dans le vide mais qui sont plus ou moins absorbées dans différents milieux. Le rayonnement solaire constitue lapport externe dénergie pour la Terre. Il est fixé par les végétaux chlorophylliens (producteurs primaires) pour produire de la matière vivante. On verra comment cette caractéristique est utilisée en télédétec tion, à propos de létude de la végétation (chapitre 4).
Tout corps dont la température est supérieure à 0 K émet un rayonnement électromagné tique, il joue le rôle de source en transformant une partie de lénergie thermique en énergie radiative, donc en rayonnement électromagnétique. Les corps reçoivent de lénergie de la part de leur environnement, un rayonnement quils absorbent plus ou moins et quils transfor ment en énergie thermique. La fraction de rayonnement absorbée sert à modifier lénergie interne du corps ce qui se traduira par une émission dans une autre longueur donde. Le corps noir est un émetteur idéal, son exitanceM= dΦdS(puissance rayonnée par une e e source étendueφpar unité de surface, dans un hémisphère), est indépendante de langle e démission (a) et ne dépend que de sa température suivant la fonction de Planck.
2  5  2  1 dMdλ= 2πhcλ[exp(hcλkT)  1] en Wmµm (λ, T)
(1)
avec :Ttempérature absolue en Kelvin, λlongueur donde en m,  34h constante de Planck :6,63×10 Js, 8  1 c vitesse de la lumière : 3×10 ms ,  23  1 k constante de Boltzmann : 1,38×10 JK . Lexitance du corps noir est reliée à la luminance par la relation : M =π×L e e Lintégration de léquation (1) sur lensemble du domaine spectral permet dobtenir lexitance totale émise par un corps noir ( loi de StefanBoltzmann) : 4 M(T) =σT  8  2  4 σest la constante de StefanBoltzmann : 5,67×10 WmK . Selon la loi de Planck la luminance décroît avec la température (T). La longueur donde maximale démission dun corps est donnée par la loi de Wien : λ= 2 897T max © Dunod. La photocopie non autorisée est un délit. 3
A
LES SOURCES DE DONNÉES
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1  Les bases physiques
1.1 Le rayonnement
Pour le Soleil dont la température est approximativement de 6 000 K,λ= 0,48µm, le flux max dénergie solaire est compris dans le domaine de longueur donde de 0,15 à 4 µm (SL 1.1 : à consulter sur les suppléments en ligne), tandis que pour la Terre dont la température est denviron 300 K,λ= 9,6µm et le flux dénergie est compris dans le domaine de longueur max donde de 3 à 100 µm.
La figure 1.1 donne une comparaison du flux réfléchi par la Terre (en supposant que sa réflectivité soit de 1) et le flux directement émis par la Terre (en supposant que son émissivité soit de 1). Les fenêtres atmosphériques (figures 1.1 et 1.11 et paragraphe 1.4) figurent en grisé.
2 1 0,5 0,2 0,1 0,05 0,02 0,01 0,005 0,002 0,001 0,1
E : Énergie
2 2 Cal/cm /min700 W/m
Réflexion du flux solaire (ρ= 1)
0,2 0,5 1 2 5 10 20 Visible Proche Moyen Thermique Infrarouge Fenêtres atmosphériquesρ= Réflectivité
Émission directe (300 K)
λ(µm)
Figure 1.1 Comparaison entre le flux réfléchi par la Terre et le flux directement émis par la Terre (daprès Becker, 1978)
La surface terrestre se comporte comme un corps gris. Lémissivité spectrale dune surface naturelleε(θ) dans la directionθ, est définie comme le rapport de la luminance λ de cette surfaceL(θ)à celle du corps noirB: λ λ ε(θ) =L(T,θ)B(T) λ λ λ
Sur lensemble du spectre on a :
4R=εσT+(1ε)R satm
Rest le rayonnement atmosphérique qui sera présenté à propos des applications de atm la télédétection dans linfrarouge thermique (chapitre 26) . Tout rayonnement se compose dune vaste gamme de longueurs donde : λ= cν 8  1 avec : c vitesse de la lumière 3×10 ms ,  1 ν. fréquence en s Lénergie transportée par un photon est :e= hνavecν= cλ et hla constante de Planck.
Lénergie totale dun rayonnement est :
E= hcΣ(nλ) dλ λ
1  Les bases physiques
1.2 Grandeurs des sources et récepteurs
avecndensité de photons :n=Nδλ, λ λ(λ,Δλ) Nnombre de photons par unité de temps, Δλfenêtre ou bande spectrale. Le tableau 1.1 rassemble les domaines du spectre électromagnétique, ainsi que les grands types de capteurs utilisés en télédétection.
Tableau 1.1 Le spectre électromagnétique et les systèmes de télédétection
DOMAINE SPECTRAL
ULTRAVIOLET
INFRAROUGE
VISIBLE
proche
moyen réflectif
moyen
thermique
HYPERFRÉQUENCES
λ
290 nm
380 nm
400 nm
700 nm
800 nm
1 500 nm
1,6µm
2,2µm
3µm
5µm
Systèmes de télédétection
Scanner UV
Photographies
Panchromatique couleur
700 nm infrarouge noir et blanc 900 nm
500 mn infrarouge couleur 900 mn
A
LES SOURCES DE DONNÉES
SCANNEURS MULTIBANDES
8µm Radiomètres infrarouge 14µm 0,75 cm Radars, rétrodiffusiomètres, 136 cmradiomètres
1.2 Grandeurs des sources et récepteurs Lintensité énergétique (I) est le flux énergétique émis par une source ponctuelle par e unité dangle solide, dans une direction donnée :  1 I(θ,ϕ) = dΦ(θ,ϕ)dΩen Wsr e e avec :θangle zénithal, ϕazimut, Ωangle solide. © Dunod. La photocopie non autorisée est un délit.
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6
1  Les bases physiques
1.2 Grandeurs des sources et récepteurs
dΣest la surface située à la distancerde la source et correspondant à langle solide dΩ 2 tel que dΩ= dΣr(figure 1.2).
dS
n θ
dΩ
r
dΣ
Figure 1.2 Représentation des caractéristiques dune source
Si une source ponctuelle est isotrope, elle émet un flux énergétiqueΦdont lintensité est e indépendante de lorientation considérée :
 1 I=Φ4πen Wsr . e e
Le concept dintensité énergétique ne sapplique quà une source ponctuelle. Dans le cas où la dimension de la source est petite par rapport à la distance à laquelle est effec tuée la mesure (cas du Soleil pour des mesures terrestres), la source peutêtre consi dérée comme ponctuelle.
Laluminance énergétique(L) dune source correspond au rayonnement quittant la source e dans une direction donnée, par unité dangle solide et par unité daire de la surface appa rente de la source dans cette direction.
2  2  1 L(θ,ϕ) = dΦ(θ,ϕ)dΩ×dS×cosθen Wmsr . e e
Elle peut aussi être définie, en fonction dun point dune surface dans une direction donnée, par le rapport de lintensité énergétique dun élément infiniment petit de la surface dS entourant le point considéré, à laire de la projection orthogonale de cet élément sur un plan perpendiculaire à cette direction :
 2  1 L(θ,ϕ) =I(θ,ϕ)dS×cosθen Wmsr . e e Lexitance énergétique(M) est la puissance rayonnée par une source étendue, par unité e de surface et dans un hémisphère. En un point donné, elle est égale au rapport du flux émis par un élément infiniment petit de la surface entourant le point, à laire dS de cet  2 élément :M= dΦdSen Wm . e e On définit pour un récepteur de rayonnement, léclairement énergétique(E), puissance e reçue par unité de surface dun récepteur. En un point, cet éclairement correspond au rapport du flux de rayonnement reçu dΦpar un élément infiniment petit, centré sur le er  2 point, à laire dSde cet élément :E= dΦdSen Wm . e er Laloi de Bouguerexprime la relation qui existe entre un élément émetteur et un élément récepteur. Soient deux surfaces élémentaires, daires dSd et S, séparées par une distanceret dont les normales font respectivement des anglesθetθ avec laxe qui joint 2 leurs centres. Le flux énergétique dΦqui atteint dS en provenance de dS, dont la lumi e2 2 nance énergétique estLest égale à : dΦ= [(L×dS×cosθ)r](dS×cosθ). ee e Soit dΩlangle solide sous lequel on voit dSdepuis dS et dΩ langle solide sous lequel on voit dS depuis dS, on a : 2 dΩ= (dS×cosθ)r2 et dΩ = (dS×cosθ)r, il en résulte que :
2 dΦ=L×dS×cosθ×dΩ =L×dS×cosθ×dΩ. e e e
1  Les bases physiques
1.2 Grandeurs des sources et récepteurs
En télédétection, on mesure au niveau dun récepteur, dans une longueur donde donnée, lénergie reçue dΦ, en, provenance dune source et on cherche à déterminer erla luminance énergétique. Ceci entraîne la prise en compte des propriétés des surfaces.
Lalbédocorrespond à la fraction du rayonnement dorigine solaire (rayonnement direct et rayonnement diffus) réfléchie par une surface dans un hémisphère, cestàdire la valeur moyenne de sa réflectance spectrale hémisphérique dans la gamme 0,3 à 3,0 µm.
Le corps noir émet dans toutes les directions et on a vu précédemment que sa lumi nance est indépendante de langle démission. Par contre, les autres corps émettent dans des directions privilégiées et leur luminance est fonction de langle démission. Selon laloi de Lambert:
I=IdS=L×cosθ e e
avec :Iindicatrice de lintensité énergétique émise, Iintensité énergétique émise dans une direction donnée, e Lluminance énergétique. e
I e
R
θ1θ 2
I e1
I e2
dS Intensité énergétique d’une surface lambertienne
Rayonnement incident
Surface lambertienne
θ θ i r
Surface spéculaire réfléchi Rayonnement Surface quelconque
Indicatrices de luminance de surfaces lambertienne, spéculaire et quelconque
Figure 1.3 Indicatrices dintensité énergétique et de luminance de différentes surfaces
θ i
θ r
Réflecteur spéculaire parfait
θ i
θ r
Surface presque parfaitement diffuse
θ i
θ r
Réflecteur presque parfaitement spéculaire
θ i
I o
θ r
Icosθ o
Surface lambertienne parfaitement diffuse
Figure 1.4 Exemples de diverses indicatrices dintensité énergétique © Dunod. La photocopie non autorisée est un délit.
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A
LES SOURCES DE DONNÉES
1.3
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1  Les bases physiques
1.3 Le facteur de réflectance
Lindicatriceest la représentation de la variation angulaire de la luminance (ou de linten sité énergétique) en un point dune surface (figure 1.3). En coordonnées polaires, lindi catrice dintensité énergétique dune surface lambertienne est une sphère tangente à la surface, de diamètre égal à I, tandis que lindicatrice de luminance est une demi e sphère, centrée sur la surface et dont le rayon est égal àL. Les surfaces naturelles ne e suivent généralement pas la loi de Lambert, leur luminance ou leur intensité énergétique varient en fonction de langle de visée. Pour un réflecteur parfait, les angles dincidence (θ) et de réflexion (θ) sont égaux et situés dans un plan perpendiculaire à la surface, i r cest la réflexion spéculaire (figure 1.4).
Le facteur de réflectance
Le facteur de réflectance spectralRest égal au rapport du flux énergétique réfléchi par λ un élément de surface dans un cône dont le sommet se trouve sur lélément de surface, au flux énergétique qui serait réfléchi dans un même angle solide par un réflecteur diffu sant parfait (surface blanche lambertienne) recevant le même éclairement (figure 1.5).
R=L×ϕ ) (θ , cosθ ×dΩL cosθ ×dΩ=L(Ω )L ∫ ∫ λr rrrrr r w r r w Ω Ω r r
avec :Ωangle solide dans lequel le flux énergétique est mesuré, r Lluminance dun réflecteur blanc lambertien. w
Plan solaire
Normale à la cible
Flux incident
Rétrodiffusion
θ i
ϕ r
Flux réfléchi
Diffusion ϕ r
Plan de la visée
Figure 1.5 Configuration géométrique de la réflectance
En conclusion, les propriétés optiques des surfaces naturelles sont très différentes selon le domaine spectral considéré, par exemple, la neige fraîche réfléchit 95 % du rayonne ment solaire tandis quelle se comporte comme un corps noir dans linfrarouge thermique
1.4
1  Les bases physiques
1.4 Le rayonnement solaire et les perturbations atmosphériques
(0,90 <ε< 0,99). De même lalbédo des sols nus peut varier de façon importante en fonction de leur humidité, tandis que leur émissivité est peu sensible à la teneur en eau.
Le rayonnement solaire et les perturbations atmosphériques
On donne dans ce paragraphe des définitions et des rappels permettant la compréhen sion de certaines données. Des informations plus détaillées concernant linfluence de latmosphère et le rayonnement seront données dans la partie traitant de linfrarouge thermique.
Letemps solaire vraiest langle dièdre que fait le plan du méridien de la direction du Soleil avec celui du lieu. Il est utilisé pour déterminer la position du Soleil, cest lui quindiquent les cadrans solaires. Il est nul lors du passage du Soleil au méridien (midi solaire).
Letemps solaire moyenest langle horaire qui serait observé pour un mouvement appa rent régulier du Soleil. Letemps civilest le temps solaire moyen augmenté de 12 heures.
Letemps universelest le temps civil du méridien de Greenwich choisi comme (TU) origine.
Letemps légalou temps local standard est constant sur un fuseau horaire. Il sobtient en ajoutant ou en retranchant un certain nombre dheures au temps universel.
Léclairement dune surface plane, normale aux rayons solaires, et située à la distance moyenneDde la Terre au Soleil, est presque constant (aux variations près de lactivité 0 solaire). Cest la constante solaireE .Léclairement énergétique (E) dune surface hori s e,h zontale, située à la limite de latmosphère dépend de la distance au SoleilD(qui varie s entre le solstice dhiver et le solstice dété) ainsi que de la distance zénithale (qui varie en fonction de la latitude, de lheure et de la saison). Léclairement sera dautant plus faible que langle zénithalθsera grand (figure 1.6) :
2 E=E[DD]×cosθ. e,h s0s
θ
Figure 1.6 Influence de la distance zénithale sur léclairement dune surface horizontale (daprèsGuyot,1997) © Dunod. La photocopie non autorisée est un délit.
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LES SOURCES DE DONNÉES
1.4.1
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1  Les bases physiques
Labsorption atmosphérique
1.4 Le rayonnement solaire et les perturbations atmosphériques
La figure 1.7 montre linfluence de latmosphère sur le rayonnement solaire. La courbe supérieure représente léclairement solaire reçu à la limite de latmosphère, tandis que la courbe inférieure représente le rayonnement solaire reçu au niveau de la mer. Les courbes intermédiaires correspondent aux absorptions par les différents gaz. Lozone absorbe les longueurs donde en deçà de 290 nm et provoque une faible atténuation à 600 nm. Loxygène a une bande dabsorption intense mais très étroite à 760 nm. Du proche infrarouge à linfrarouge thermique, la vapeur deau, le gaz carbonique et le méthane sont principalement responsables de labsorption atmosphérique.
– 2 Wm
200
100
Diffusion par les molécules Absorption par les gaz O 3 Diffusion par les aérosols
H O 2
CO 2
Rayonnement solaire au niveau de la mer
H O 2
CO 2
0 0,5 1 1,5 2,0λ(µm) Figure 1.7 Influence de latmosphère sur le rayonnement solaire direct (daprès Perrin de Brichambaut, 1985)
Plus lépaisseur datmosphère traversée par le rayonnement solaire est grande, plus le rayonnement solaire direct est faible. La répartition spectrale est aussi modifiée (figure 1.8) avec une diminution plus importante du rayonnement dans le visible pour les bandes spectrales violet et bleu que pour les bandes orange et rouge.
– 2 Wm
200
100
0 0,3
0,4 0,5 0,6 0,7
1
À la limite de l’atmosphère
Soleil au zénith
Pour une hauteur du soleil de 7
1,5
2
2,5 3 3,5λ(µm)
Figure 1.8 Influence de la hauteur du Soleil sur la répartition spectrale du rayonnement solaire direct au sol(daprès Perrin de Brichambaut, 1985)
Latmosphère ne laisse passer le rayonnement solaire que dans un nombre limité de bandes spectrales appelées fenêtres atmosphériques. Latmosphère est relativement transparente dans le visible, elle présente une large fenêtre atmosphérique dans linfra rouge (de 8 à 14 µm), elle est opaque de 22 µm à 1 mm, ce qui explique la nonutilisation de cette portion de spectre en télédétection. Dans les hyperfréquences, latmosphère est
1.4.2
1.4.3
1  Les bases physiques
1.4 Le rayonnement solaire et les perturbations atmosphériques
transparente audelà de 3 cm, mais devient opaque pour des longueurs donde supé rieures à 30 m, pour lesquelles il y a interaction avec lionosphère.
La diffusion atmosphérique
Ce phénomène correspond à laction des molécules et particules (gouttelettes deau, pous sières, fumées...) sur les longueurs donde (λ). Le diamètreddes particules, varie de :
A
1 à 500 nm pour le noir de charbon, les sulfates, les nitrates... 0,5 à 50 µm pour les fumées industrielles, le brouillard, les poussières... 10 à 100 µm pour les pollens, les cendres... 20 à 300 µm pour les nuages, la brume... 0,5 à 5 mm pour les gouttes de pluie. On distingue les cas suivants : λ >d. Il sagit de la diffusion de Rayleigh, due à linteraction des photons avec les  4 molécules. Elle est proportionnelle àλ. Elle joue un rôle important pour les courtes lon gueurs donde (λ< 550 nm) où elle est liée à laction des molécules doxygène et LES SOURCES DE DONNÉES dazote. Cette diffusion permet dexpliquer la couleur bleue du ciel ainsi que la couleur rouge du Soleil levant ou couchant. En effet, la lumière bleue (λ= 450 nm) est diffuséesix fois plus que la lumière rouge (λ= 700 nm). Lorsque le Soleil est bas sur lhorizon (figure 1.8), le rayonnement traverse une couche atmosphérique plus épaisse que lorsque le Soleil est au zénith. Les rayonnements de faible longueur donde sont donc éli minés et le Soleil a une couleur rouge.  2 2 λ10 < d <λ10 . Cest la diffusion de Mie, due aux aérosols en suspension dans  1 lair (poussières, micro gouttelettes deau), qui suit une loi simplifiée enλ. Elle se mani feste dans tout le spectre solaire, mais a une très faible influence dans linfrarouge ther mique. Elle est particulièrement importante près des sites industriels.
Le rayonnement atmosphérique
Contribution à l’éclairement de la cible
dΩ
Soleil
dΩ
Atmosphère
Contribution à la luminance mesurée
dΩ
dΩ
dΩ
Environnement
dΩ
Cible Environnement Atmosphère Figure 1.9 Influence de latmosphère et de lenvironnement de la cible sur le signal mesuré par un satellite © Dunod. La photocopie non autorisée est un délit. 11
1.5
1  Les bases physiques
1.5 Les mesures satellitales dans linfrarouge moyen
Latmosphère réémet une partie du rayonnement reçu, ce qui contribue à augmenter la valeur de flux mesurée par le capteur (figure 1.9). Cette luminance atmosphérique sajoute à la valeur de flux réfléchi ou émis par la surface terrestre, faisant lobjet de létude. Elle peut se mesurer à partir de profils verticaux de température et dhumidité, obtenus par radiosondages et par les sondeurs TOVS des satellites NOAA. Elle peut aussi être modélisée par différentes formules (voir infra) car les effets de latmosphère sont particulièrement importants sur les flux mesurés par les satellites. La diffusion atmosphérique a pour effet daugmenter la réflectance observée en haut de latmosphère (ρ) par rapport à celle observée au sol (ρ). Un exemple est donné pour un blé vert et un blé mûr (figure 1.10).
40
20 Réflectance (%)
ρρ ρρ
Blé vert
Blé mûr
λ(nm) 500 700 900 Figure 1.10 Effet de la diffusion atmosphérique sur la réflectance observée en haut de latmosphèreρ et au solρ, pour un blé vert et un blé mûr (daprès Deschampset al., 1984 in INRA Publications)
Les mesures satellitales dans linfrarouge moyen On traite ici de linfrarouge moyen, dont les longueurs dondes sétendent de 4 à 100 µm. Dans ce domaine, deux contributions sont prépondérantes : le rayonnement provenant de la surface terrestre et celui qui provient de latmosphère. Les couches atmosphéri ques les plus proches de la surface sont les plus denses et présentent des propriétés thermodynamiques très variables. Cette région atmosphérique, appelée troposphère, sétendant entre 0 et 11 km environ sous nos latitudes (07 km aux pôles et 017 km environ à léquateur), est caractérisée par une température et une humidité décrois santes avec laltitude et des mouvements de masse dair très variables dans lespace et dans le temps. La diversité des climats que nous connaissons à la surface du globe sexplique en grande partie par les phénomènes physiques et chimiques se produisant dans la troposphère, qui influencent très fortement la nature des surfaces terrestres et les échanges dénergie ou de constituants entre les surfaces et latmosphère. Ce paragraphe présente les bases physiques permettant de déterminer les contributions des surfaces et de latmosphère sur le rayonnement infrarouge.
1.5.1 Les principaux phénomènes physiques Pour les températures usuelles rencontrées à la surface de la Terre dont la moyenne est environ de 15 ˚C, la loi de Wien (voir paragraphe 1.1) permet de trouver une longueur donde démission maximale autour de 10 µm. À cette émission de la surface, sajoute celle des molécules ou des particules constituant la colonne atmosphérique. Le rayonne ment émis par lensemble de ces émetteurs et séchappant vers lespace au sommet de 1 latmosphère est appelé rayonnement terrestre ou tellurique . Ce rayonnement, maximal vers 10 µm, sétend environ entre 4 µm et 100 µm (figure 1.1).
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