Les prétraitements des images du rayonnement solaire: le cas des corrections atmosphériques

Prétraitements On appelle prétraitements d’image toute opération visant à modifier le contenu de l’image (géométrie et/ou radiométrie) d’origine pour que l’image résultante soit conforme à une image considérée comme un modèle idéal. Exemples: Transformer la géométrie d’une image pour qu’elle soit conforme à la géométrie d’une projection cartographique quelconque Transformer les valeurs numériques de l’image de sorte que les valeurs numériques de l’image résultante soient exprimées selon des unités de réflectance au sol  Le but de notre présentation

Modélisation physique du signal Effets atmosphériques et leur correction avec changement du référentiel radiométrique (luminances  réflectances) Modélisation physique du signal

L’atmosphère terrestre un facteur de bruit environnemental important Variabilité du flux L’atmosphère terrestre un facteur de bruit environnemental important Voile atmosphérique localisé au-dessus de la ville de Mexico

Pouvons-nous enlever les effets atmosphériques des images? Techniques empiriques Techniques faisant appel à des modèles physiques du signal (notre cours)

Comment faire? Connaître l’étalonnage du capteur  fournisseur des données (fichier metadonnées); Passer ainsi des valeurs numériques à des unités physiques (luminances) Tenir compte des effets atmosphériques et passer à des luminances au sol  utilisation d’un code atmosphérique; Transformer les luminances au sol en unités de réflectance

1. Valeurs numériques en luminances La luminance totale donne un signal électrique qui est transformé à une valeur numérique selon une équation du type: VN = g L + b ainsi si l’on connaît g et b alors: L = (VN-b)/g

1. Valeurs numériques en luminances: un exemple metadonnées Landsat ETM

2. Transformation des luminances au niveau du capteur en des luminances au sol Il est nécessaire de posséder un algorithme de simulation du transfert du rayonnement solaire (code atmosphérique) (1) incluant: le trajet descendant du rayonnement (2); la nature de réflexion par la surface (3) et le trajet ascendant (4), sous les conditions particulières de l’atmosphère au lieu et au moment d’acquisition des données par le capteur

2.1 Le rayonnement solaire hors atmosphère Constante solaire Répartition spectrale Position lors de l’acquisition des images

Constante solaire: définition On appelle constante solaire la quantité totale du rayonnement électromagnétique émis par le soleil qui traverse une surface de 1 m2 placée à mi-distance Terre- Soleil par seconde En d’autres termes la densité du flux du rayonnement solaire ou éclairement Selon les estimations la constante solaire vaut environ 1350 W/ m2

Constante solaire: calculs La photosphère  corps noir à environ 6000 K  Densité du flux émis (loi de Stefan-Boltzman): M = T4= 6,1x107 W m-2 où  = la constante de Stefan-Boltzmann=5,669 x 10-8 [W m-2 K-4]. Puisque le rayon du soleil environ 7x108 m, la quantité totale du rayonnement émis par seconde (le flux énergétique) s’élève à: Φ = 4 x π x (7x108)2 x 6,1 x 107 = 3x1026 W Ce flux dans une direction quelconque baisse en raison du carré de la distance du soleil La terre se trouve à une distance moyenne de 150 000 000 km du soleil (ou 1 unité astronomique) Alors le flux qu’il traverse une surface de 1 m2 à cette distance (ou éclairement) E = Φ/ (4 x π x (1,5x1011)2) = 1350 W/ m2 = constante solaire

Répartition spectrale Ces 1350 W/ m2 ne sont pas répartis également dans le spectre. Selon la loi de Plank répartition spectacle de l’exitance d’un corps noir à 6000 K (corrigée pour la distance moyenne Terre-Soleil): Les grandeurs impliquées

Répartition spectrale Mais la photosphère n’est pas un corps homogène (présence de gaz, température). Alors déviations de ce qui est prédit par cette loi Mesures: Longueur d’onde (mm) Éclairement solaire (Wm-2)

Répartition spectrale Tout code atmosphérique possède des tables donnant par longueur d’onde la quantité de l’éclairement solaire pour une distance moyenne Terre-Soleil (1 unité astronomique).

Répartition spectrale Puisque la distance Terre-Soleil change d’un jour à l’autre pour la télédétection important d’ajuster l’éclairement spectral pour la distance réelle selon la date d’acquisition Tout code atmosphérique possède une sous-routine qui permet de calculer la distance Terre-Soleil

La position du soleil Puisque l’éclairement est donné pour une surface perpendiculaire aux rayons solaires, pour connaître l’éclairement à un lieu donné, à une date donné et à un moment précis de la journée il faut aussi ajuster l’éclairement pour la position du soleil au-dessus de l’horizon du lieu. Latitude du lieu Saison

Position du soleil Tout code possède une sous-routine pour les calculs de l’angle zénithal du soleil mais aussi de l’azimut du soleil important pour les calculs des paramètres atmosphériques (plus loin) Souvent ces informations sont données dans le fichier des metadonnées

2.2 Le rayonnement solaire dans l’atmosphère Absorption Diffusion

Quelle est la quantité du rayonnement solaire qui parvient à la surface visée par le capteur?

Réponse 1 Elle est fonction de: la longueur d’onde; la date d’acquisition; la latitude du lieu d’observation les pertes du rayonnement dues à l’absorption par les gaz atmosphériques Les pertes du rayonnement dues à la diffusion par des gaz atmosphériques et des particules en suspension (aérosol) comme la suie et les poussières Ceci est résumé par les équations suivantes:

Transmittance des gaz: variable selon la longueur d’onde; variable selon l’épaisseur de la couche atmosphérique traversée par le rayonnement solaire; Variable selon la température et la pression atmosphérique Certains gaz (ozone + vapeur d’eau) hautement variables selon la latitude et/ou le temps Diffusion par les gaz et l’aérosol: Épaisseur optique Lois des diffusion selon la grosseur vis- à-vis la longueur d’onde Transmittance variable selon l’épaisseur de la couche atmosphérique traversée par le rayonnement solaire

Pour les calculs … Hypothèse sur la structure de l’atmosphère; Hypothèse sur la distribution des gaz atmosphériques; Hypothèses sur la capacité d’absorption et de diffusion des gaz; Hypothèse sur le type et la distribution de l’aérosol; Hypothèse sur la capacité de diffusion des particules d’aérosol.

Modèles atmosphériques par défaut Profil Atmophérique : zone tempérée - été Température [K] Log(H2O [gm-3]) Log(O3 [gm-3]) 2 -3 Log(P [mb]) -3 2 P T Altitude [km] H2O O3

L’absorption L’atmosphère terrestre absorbe une partie du rayonnement solaire ne laissant passer que celui entre 0,38 m et 2,5 m environ tout en réduisant son intensité (entre 1% à presque 25%) selon la longueur d’onde

La diffusion Les particules atmosphériques changent la direction de propagation du rayonnement solaire en fonction de la longueur d’onde et de la grosseur des particules La diffusion diminue l’intensité du rayonnement solaire direct mais de l’autre côté crée une source secondaire d’éclairement de la surface: éclairement du firmament

Atténuation du rayonnement solaire L’absorption et la diffusion gazeuse connues avec une bonne exactitude (pression+ température atmosphérique) Vapeur d’eau + particules de l’aérosol très variables (difficultés) Pour la vapeur d’eau intégration des mesures à des stations météorologiques Pour l’aérosol utilisation de la visibilité horizontale (aéroports) ou utilisation des cibles obscures (plus loin)

Atténuation du rayonnement Les effets d’absorption et de diffusion sur l’éclairement solaire direct: Pertes dues à la diffusion par les molécules + particules d’aérosol Pertes dues à l’absorption gazeuse

Qu’est-ce qu’il advient du rayonnement solaire diffus? L’éclairement du ciel: Une fraction parvient à la surface observée et devient une source d’éclairement secondaire: éclairement du ciel La luminance du parcours atmosphérique: Une fraction parvient directement au capteur créant un signal parasite

L’éclairement du ciel L’éclairement diffus du ciel difficile à évaluer car dépendant des plusieurs paramètres : composition atmosphérique + position du soleil + longueur d’onde. Cependant des simplifications sont permises vu son importance sous des conditions habituelles de prise de données en télédétection: ciel clair + élévation solaire > 150

Éclairement du ciel Tout code atmosphérique possède des modèles de calcul de l’éclairement du ciel tenant compte des hypothèses de base sur la structure atmosphérique

Le rayonnement solaire au sol: Ajustement final Pertes en intensité à cause de l’absorption et de la diffusion atmosphériques Éclairement provenant du ciel

Comment la surface réagit face au rayonnement solaire direct? Réflectance bidirectionnelle Luminance au sol dans la direction du capteur due à l’éclairement direct du soleil

La réflectance bidirectionnelle Fonction de la rugosité de la surface, de l’angle d’incidence du rayonnement et de l’angle de visée du capteur

Diverses manifestations de la réflectance bidirectionnelle

La réflectance bidirectionnelle Souvent on suppose que la réflectance bidirectionnelle est le résultat de trois types de réflexion: spéculaire, diffuse et rétrodiffuse

La réflectance bidirectionnelle Laquelle des composantes domine dépend des caractéristiques de la surface (rugosité; humidité, etc.) la position du capteur et la position du soleil Soleil à 350

Question 4: Comment la surface réagit face au rayonnement diffus du ciel? Réflectance hémisphérique- directionnelle Luminance au sol dans la direction du capteur due à l’éclairement diffus du ciel

La réflectance hémisphérique -directionnelle Pour toute direction de provenance on trouve la réflectance bidirectionnelle et l’on fait la somme

Le plus souvent on suppose que la surface est isotrope alors: Réflectance bidirectionnelle = Réflectance hémisphérique-directionnelle; donc: Luminance quittant la surface dans la direction du capteur = Lsol = Etot*ρ/ 

Une remarque La notion de la réflectance hémisphérique- hémisphérique (albédo) Le rayonnement solaire atteint les objets (E) Les objets peuvent absorber une partie (A), en transmettre une autre (T), et en réfléchir une autre (R) Réflectance  Absorptance  Transmittance  E

L’albédo (spectral) L’éclairement incident: L’exitance: La capacité de réfléchir des objets : la réflectance ou albédo spectrale La signature spectrale

L’interaction avec la surface X Exitance (en ignorant l’atmosphère)

Luminance différente de l’exitance En télédétection les capteurs sont directionnels  nous ne pouvons pas connaître l’exitance et donc l’albédo Seulement dans le cas où la surface est lambertienne nous pouvons écrire: Exitance = π x Luminance mesurée

Mais la luminance au sol n’est pas égale à la luminance reçue par le capteur pour deux raisons … Raison 2: Ajout de la luminance parasite due à la diffusion atmosphérique, Lp Raison 1: Pertes dues à l’atmosphère (absorption et diffusion)

Finalement La luminance par longueur d’onde qui arrive au capteur : Lsat = Lsol Tr + Lp Effet multiplicatif Effet additif La solution de cette équation nous fournit la luminance au sol

Mais le capteur opère dans une bande spectrale Le capteur filtre le rayonnement reçu selon la bande spectrale: la luminance totale est la somme de toute luminance spectrale qui passe par le filtre pondérée par la sensibilité du détecteur de cette bande SENSIBILITÉ SPECTRALE DES BANDES TM3,TM4 et TM5 Longueur d’onde [mm] Réponse spectrale [%] Longueur d’onde [mm] Réponse spectrale [%] TM 3 TM 4

Sous certaines conditions la situation peut devenir complexe Luminance ( parasite) de l’environnement (effet d’adjacence) Luminance du sol due à l’éclairement diffus de l’environnement

L’interaction avec la surface: les choses se compliquent davantage si le terrain est accidenté

Certaines possibilités de tenir comte en introduisant un MNA Pentes Orientation de pentes MNA Variations du rayonnement solaire au sol Image TM-Landsat dans le PIR: similarités Angle d’incidence

En résumé Un code atmosphérique doit nous fournir: Le rayonnement solaire directe aux confins de l’atmosphère; La transmittance atmosphérique dans les trajets descendant et ascendant; La fraction du rayonnement solaire qui devient éclairement du ciel; La fraction du rayonnement solaire qui devient luminance du parcours atmosphérique; Et dans les situations particulières: L’éclairement dû à l’environnement; La luminance due à l’environnement.

Pour ce faire (suite) Si nous voulons changer de référentiel radiométrique --- hypothèse sur le type de réflexion de la surface  le plus souvent pour faciliter les choses hypothèse lambertienne

Cependant Si l’on veut adapter le mieux les calculs aux conditions environnementales prévalant lors du passage du capteur, nous devons connaître la quantité des particules de l’aérosol dans l’atmosphère. Les autres paramètres de structure atmosphérique peuvent être définis sous des conditions standards prédéfinies dans le code. Certaines techniques se sont développées pour évaluer la quantité d’aérosol; parmi celles-ci la technique des cibles obscures est la plus utilisée.

Exemple de mise en pratique du code 6S: le progiciel REFLECT Dans la plupart de temps nous ne connaissons pas les caractéristiques de l’atmosphère lors de l’acquisition des images …Alors comment faire? La constitution de l’atmosphère en molécules des gaz pas mal connue et stable; Les propriétés de diffusion et d’absorption des molécules des gaz pas mal connues; Le grand inconnu les particules de l’aérosol. La réponse de REFLECT

La méthode des cibles obscures Nous cherchons sur l’image des cibles d’une réflectance zéro alors il est possible de connaître la luminance atmosphérique et partant de cette luminance d’estimer la charge en particules en supposant que le type d’aérosol est connu…

Un exemple: corrections des effets atmosphériques

Exemple: corrections atmosphériques + topographiques

Les problèmes

Le problème des nuages Images satellites Image aérienne

Les problèmes encore en suspens Effets des nuages translucides (cirrus)  avancement avec la bande cirrus incluse dans les capteurs modernes (ex. Landsat 8)

Certains phénomènes atmosphériques Panache de poussières / Nuages