Soutenance mémoire
Théorie de la télédétection des nuages et des précipitations
Introduction à la physique du transfert radiatif
Le spectre électromagnétique
Les parties radio-fréquences du spectre sont employées pour le radar et la détection passive. Au-dessus de la radiofréquence le spectre s’étend dans le domaine infrarouge, suivi de la gamme visible, qui est très étroite, et de la gamme ultra-violette . Dans les régions visibles et infrarouges du spectre, des instruments à fréquences multiples sont utilisés intensivement comme outils de télédétection pour une grande variété d’applications.
La Figure 1.2 illustre la bande du spectre « radio-fréquences » de 1 kHz à 1000 GHz, une gamme de neuf décades. En fait, ce spectre est habituellement considéré finir à 300 GHz. Au-dessus du diagramme de fréquence, on a porté les appellations usuelles des différentes décades de fréquence. Ces appellations ont été adoptées par l’Union de Télécommunication Internationale (ITU). Ainsi la région de la très-basse-fréquence (very-low-frequency VLF) va de 3 à 30 kHz. La région de basse fréquence (low-frequency LF) est de 30 à 300 kHz…etc. La gamme de la super haute-fréquence (super-high-frequency SHF) de 3 à 30 GHz est employée pour la majeure partie des systèmes radar de télédétection. En particulier, le 22 GHz est près d’une bande d’absorption de vapeur d’eau, c’est pourquoi cette partie de la région de SHF est employée presque exclusivement pour des observations radiométriques de l’atmosphère. Bien que la région de la fenêtre atmosphérique entre 30 et 40 GHz soit plutôt largement utilisé et que les applications au voisinage de 90 à 100 GHz augmentent, la bande de l’extrême-haute fréquence (extremely high-frequency EHF) de 30 à 300 GHz est moins intensivement utilisée.
Rayonnement thermique
Toutes les substances à une température absolue définie émettent de l’énergie électromagnétique. Les gaz atomiques émettent des ondes électromagnétiques à des fréquences discrètes, qui s’appelle des lignes spectrales. Selon la théorie des quanta, chaque ligne spectrale dans le spectre de rayonnement d’un gaz atomique correspond à une transition spécifique par un électron d’un niveau d’énergie atomique à une autre niveau plus bas. Quand la transition est entre le niveau E1 et E2, la fréquence F du rayonnement émis est indiquée par l’équation de Bohr
F = E1 − E2/h
où h est la constante de Planck.
Le mécanisme de rayonnement pour des atomes et des molécules sont basés sur la théorie des quanta de Planck, qui l’a présentée en 1901 dans sa dérivation de la loi de rayonnement du corps noir. La clef à la solution de Planck était sa conception que le rayonnement émis se produit seulement en énergie quantique discrète. Le concept du corps noir rayonnant a une importance fondamentale pour la compréhension de l’émission thermique de matériaux réels, parce que son spectre d’émission représente une référence, par rapport à laquelle l’émittance d’un matériau peut être exprimée. Un corps noir est défini comme le matériau idéal et parfaitement opaque qui absorbe tout le rayonnement incident à toutes les fréquences, en ne reflétant aucune. En plus un corps noir est également un émetteur parfait, puisque l’énergie absorbée par un matériau augmenterait sa température si aucune énergie n’était émise. Selon la loi du rayonnement de Planck, un corps noir rayonne uniformément dans toutes les directions avec une brillance sphérique Bf donné ci dessous .
Théorie du transfert radiatif
L’interaction entre le rayonnement et la matière est décrite par deux processus: l’extinction et l’émission. Si le rayonnement traversant un milieu est réduit en intensité, nous avons extinction, et si le milieu ajoute lui-même de l’énergie, nous avons émission. Habituellement l’interaction se compose des deux processus qui se produisent simultanément. Nous présentons l’extinction et l’émission ci-dessous. Considérons un petit volume cylindrique de section (cross-section) dA et d’épaisseur dr d’un matériel de densité ρ (kgm-3) comme représenté sur la Figure 1.5. Une brillance B(r) est incidente orthogonalement sur la surface de base du cylindre. On sait que la brillance est l’énergie par unité de surface dA, rayonnée dans les directions d’angle solide dΩ, pendant un intervalle de temps d’une seconde et dans un intervalle de fréquence indiqué (f, f+df). La perte de brillance par extinction due à la propagation sur l’épaisseur dr est donnée par dB = κe B dr où le B est la brillance (Wm-2 sr -1) et le κe est le coefficient d’extinction du milieu (Nepers m-1). Le κe est également connu comme coefficient d’atténuation de puissance. L’énergie perdue du rayonnement incident a pu avoir été absorbée, diffusée ou les deux par le matériau. Pour la perte par absorption, nous voulons dire que l’énergie est transformée en une autre forme d’énergie, comme la chaleur; et pour la perte par diffusion, nous voulons dire que l’énergie est sortie dans des directions autres que la direction du rayonnement incident. L’absorption et la diffusion sont des processus linéaires. Par conséquent le coefficient d’extinction peut être exprimé comme la somme de coefficient d’absorption κa et de coéfficient de diffusion κs, κe = κa + κs = ρ κem
Télédétection des nuages dans le canal infrarouge
Un nuage se forme lorsque le taux de vapeur d’eau dans les masses d’air dépasse le taux dit de saturation. Ceci est généralement provoqué par un refroidissement d’une masse d’air humide lors de son mouvement (refroidissement isobare, détente adiabatique) ou par un accroissement de l’humidité : la transformation de la vapeur d’eau atmosphérique en nuage est donc fonction du mouvement des particules et de leur évolution thermodynamique. Cependant, la présence d’un nuage n’est pas toujours associée à la formation de précipitations, il faut un certain nombre de conditions atmosphériques pour leur déclenchement. Les précipitations sont le résultat de processus thermodynamiques complexes qui ont lieu à différentes échelles spatiales.
Les instruments infrarouges ou visibles ne peuvent détecter qu’une faible partie des particules nuageuses puisqu’ils n’ont qu’une vue de dessus des nuages et ne voient rien à l’intérieur. Dans la région infrarouge du spectre, le rayonnement émis par les nuages dépend principalement de leur température. Si l’on suppose que l’émissivité d’un nuage est égale à 1 (corps noir), le rayonmment émis vers le haut est fonction de la température de son sommet.
Gagin et al [1985] ont trouvé des relations liant la hauteur du sommet des échos radar avec l’intensité et la durée des précipitations. Ainsi, on peut trouver un lien entre la température mesurée par satellite et les pluies, puisque la température est reliée à la hauteur des nuages [Houze et Betts, 1981; Houze, 1989].
Ceci s’explique en supposant que la production de pluie d’un nuage est fonction de son activité convective et que l’activité convective peur être représentée par la hauteur du sommet du nuage. Ainsi, la température au sommet du nuage, qui est reliée à sa hauteur, peut être une indice de sa productivité de pluie.
L’interaction des micro-ondes avec les nuages et les précipitations
La surface terrestre et l’atmosphère influent de diverses manières sur le rayonnement micro-ondes. Ceci permet de remonter à certains paramètres concernant la surface (état de la mer et vent à sa surface, température de surface, émissivité) et pour ce qui nous intéresse à des paramètres atmosphériques (vapeur d’eau, particules nuageuses et de précipitation). Quand on utilise les instruments micro-ondes pour détecter les paramètres de l’atmosphère, l’activité des constituants atmosphériques sur la diffusion, l’absorption et l’émission permet de remonter à un certain nombre d’informations. Le spectre micro-ondes fournit une grande gamme des conditions de transmission. Dans la région des plus basses fréquences, 1 à 15 GHz, l’atmosphère est presque transparente même s’il y a des nuages. Cette bande est donc très utile pour les observations satellitaires des surfaces continentales et océaniques. Les très grosses gouttes de précipitation influent cependant à ces longueurs d’onde (10 GHz). Les résonances d’absorption ou d’émission résultent des raies d’absorption de la vapeur d’eau à 22.2 GHz et à 183.3 GHz; de l’oxygène dans les 50 à 70 GHz et le 118.7 GHz. Ces bandes peuvent être employées pour déterminer le profil vertical de la vapeur d’eau et de la température par les mesures radiométriques autour des maximum d’absorption. Entre les maximum d’absorption, il existe les « fenêtres atmosphériques » qui conviennent aux observations de surface à 35 GHz, à 90 GHz et à 135 GHz , mais où les grosses particules de précipitation jouent également un rôle.
Les micro-ondes actives (radars) permettent de mesurer l’altitude des nuages ou des précipitations et la quantité d’eau correspondante. Il existe en effet une relation entre la réflectivité et la quantité de l’eau du nuage. Aux longueurs d’ondes radar appropriées (sensibles aux grosses particules de précipitations), on peut lier la quantité d’eau détectée par le radar au taux de précipitations.
|
Table des matières
Introduction Générale
0.1 Motivation des études
0.2 Plan de la thèse
1 Théorie de la télédétection des nuages et des précipitations
1.1 Introduction à la physique du transfert radiatif
1.1.1 Le spectre électromagnétique
1.1.2 Rayonnement thermique
1.1.3 Théorie du transfert radiatif
1.1.4 Télédétection des nuages dans le canal infrarouge
1.2 L’interaction des micro-ondes avec les nuages et les précipitations
1.2.1 Introduction
1.2.2 L’absorption de vapeur d’eau
1.2.3 L’extinction et l’émission par les nuages et les précipitations
1.2.4 L’extinction et la rétro-diffussion par les nuages
1.2.5 L’extinction et la rétro-diffussion par les pluies
2 Interprétation des propriétés des systèmes convectifs
2.1 Introduction
2.2 La structure d’un système convectif à méso-échelle (MCS)
2.2.1 L’identification d’un MCS
2.2.2 La place des précipitations dans un système convectif
2.2.3 La constitution d’un MCS
2.3 Conclusion
3 Les instruments satellitaires pour l’observation des systèmes convectifs et des précipitations
3.1 Introduction
3.2 L’expérience INDOEX
3.3 Les satellites METEOSAT
3.3.1 Description du satellite METEOSAT-5
3.3.2 Les observations du canal Infrarouge
3.4 La série des satellites DMSP
3.4.1 Description des instruments
3.4.2 Special Sensor Microwave / Imager (SSM/I)
3.5 Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM)
3.5.1 Introduction de la mission TRMM
3.5.2 TRMM Microwave Imager (TMI)
3.5.3 Precipitation Radar (PR)
3.6 Le Global Precipitation Climatology Project (GPCP)
3.7 Conclusion
4 Etudes des systèmes convectifs à meso-échelle au dessus de l’Océan Indien
4.1 Introduction
4.2 Etudes antérieures
4.3 Méthodes de suivi des systèmes convectifs
4.3.1 Introduction
4.3.2 Algorithme de suivi des nuages
4.3.3 Seuil de la température de brillance (Tb)
4.3.4 Seuil de taille minimum d’un cluster
4.4 Observations des MCSs avec METEOSAT-5 pendant INDOEX
4.4.1 Tri des données, choix des MCSs océaniques simples
4.4.2 Distribution des MCSs
4.4.3 Analyse des paramètres des MCSs
4.5 Caractère des MCSs dans les quatre sous-régions
4.5.1 Analyse des trois paramètres des MCSs dans chaque zone
4.5.2 Distribution des températures de brillance minimum
4.5.3 Propagation des MCSs
4.6 Discussion
Conclusion Générale
Télécharger le rapport complet
