4 Interactions d’EMR avec l’atmosphère et la surface de la Terre

Après que le rayonnement électromagnétique a été créé par le Soleil, la partie de celui-ci qui a trouvé son chemin à travers le vide de l’espace jusqu’au sommet de l’atmosphère terrestre doit traverser l’atmosphère, être réfléchie par la surface de la Terre, traverser à nouveau l’atmosphère sur son chemin de retour vers l’espace, puis arriver au capteur afin d’être enregistrée. Si rien ne se produit dans le champ de rayonnement lorsqu’il traverse l’espace vide, plusieurs choses se produisent lorsqu’il interagit avec l’atmosphère et la surface de la Terre. C’est grâce à ces interactions que le rayonnement mesuré finit par contenir des informations sur l’environnement terrestre. Il est donc important d’examiner de plus près ce qui se passe exactement dans ces interactions et comment cela affecte le champ de rayonnement.

Interactions avec l’atmosphère

L’interaction entre le rayonnement électromagnétique et l’atmosphère terrestre peut être considérée comme ayant trois composantes : la réfraction réfraction qui modifie la direction de propagation du champ de rayonnement en raison des différences de densité entre l’espace extra-atmosphérique et l’atmosphère, la diffusion qui modifie la direction de propagation des photons individuels lorsqu’ils sont absorbés et réémis par des gaz, des aérosols ou d’autres constituants atmosphériques sans changer de longueur d’onde, et l’absorption qui convertit les photons en vibrations dans une molécule, énergie qui est (ultérieurement) réémise sous la forme d’un ou plusieurs photons de plus grande longueur d’onde. Chacun de ces phénomènes sera examiné plus en détail ci-dessous.

Réfraction

La réfraction est la courbure (et le ralentissement) de la direction de propagation du rayonnement électromagnétique lorsqu’il se déplace entre deux milieux de densités différentes. Cela se produit lorsque le rayonnement arrive de l’espace (densité ≈ 0) et pénètre dans l’atmosphère (densité > 0). L’angle auquel la direction de la propagation peut se changer est déterminé par les indices de réfraction des deux milieux. L’indice de réfraction d’un milieu (n) est déterminé comme le rapport entre la vitesse du rayonnement électromagnétique dans le vide (c) et la vitesse similaire dans le milieu (cn) : n = c/cn. L’indice de réfraction d’une atmosphère standard est de 1,0003, tandis que l’indice de réfraction de l’eau est de 1,33. En utilisant les indices de réfraction des deux milieux, la quantité de réfraction peut être déterminée avec la loi de Snell : n₁ * sin(Θ₁) = n₂ * sin(Θ₂), où n sont les indices de réfraction des deux milieux et Θ sont les angles auxquels la direction de propagation coupe la normale de la surface séparant les deux milieux (figure 22). La réfraction est rarement un facteur pertinent dans l’utilisation pratique des données de télédétection. Sa seule influence importante concerne le géoréférencement des images recueillies lorsque le Soleil est proche de l’horizon, et c’est un problème qui est presque toujours traité par le fournisseur d’images. Une situation importante dans laquelle la réfraction est importante et doit être prise en compte est celle où un analyste d’images a besoin de géolocaliser précisément des objets sous-marins (comme les caractéristiques du fond marin dans les zones côtières).

Figure 22: La réfraction selon la loi de Snell. Si cette image illustre la réfraction de la lumière passant de l’air au verre, le même principe s’applique à l’interface air-eau. Example snells law par RJHall, Wikimedia Commons, CC BY-SA 2.0 AT.

Diffusion

L’un des deux derniers processus qui influencent le rayonnement électromagnétique lorsqu’il traverse l’atmosphère est la diffusion. La diffusion se produit lorsqu’un photon interagit avec un objet dans l’atmosphère qui le fait changer de direction. En fonction de la taille de l’objet avec lequel le photon interagit, on distingue deux types de diffusion. La diffusion de Rayleigh se produit lorsque l’objet est beaucoup plus petit que la longueur d’onde du rayonnement. Dans le cas de la lumière solaire et de l’atmosphère terrestre, cela signifie que la diffusion de Rayleigh est causée par les gaz atmosphériques tels que N2, O2, CO2, etc. La diffusion de Mie se produit lorsque la taille de l’objet est semblable à la longueur d’onde du rayonnement, ce qui signifie qu’elle est causée par les aérosols comme les particules de fumée et de poussière. Une diffusion supplémentaire peut se produire si le rayonnement interagit avec des particules dont la taille est supérieure à sa longueur d’onde, comme les gouttelettes d’eau ou les particules de sable. Alors que la réfraction est prévisible et peut être déterminée par la loi de Snell, la diffusion est un processus intrinsèquement stochastique : ce qui arrive à un photon individuel lorsqu’il traverse l’atmosphère est entièrement imprévisible, y compris s’il subit ou non une diffusion et, le cas échéant, dans quelle direction il est réémis. En revanche, l’ampleur et la direction de la diffusion qui se produit en moyenne pour les nombreux photons d’un champ de rayonnement sont prévisibles.

Diffusion de Rayleigh

Un fait qui revêt une grande importance pour la télédétection de la Terre est que l’ampleur de la diffusion de Rayleigh est inversement liée à la puissance 4 de la longueur d’onde du rayonnement. En d’autres termes, les rayonnements de courte longueur d’onde sont beaucoup plus diffusés par la diffusion de Rayleigh que les rayonnements de grande longueur d’onde. Dans les longueurs d’onde visibles, cela signifie que la lumière bleue est plus diffusée que la lumière verte, qui à son tour est plus diffusée que la lumière rouge. C’est ce processus qui donne aux océans de la Terre leur aspect bleu lorsqu’ils sont vus de l’espace. Ce qui se passe, c’est que sur les surfaces terrestres très sombres, comme les océans, la majorité du rayonnement qui atteint la surface de la Terre est absorbée plutôt que réfléchie par celle-ci. Ce qui est visible depuis l’espace n’est donc pas le rayonnement réfléchi par la surface, mais plutôt le rayonnement diffusé par l’atmosphère. Comme les longueurs d’onde bleues sont celles qui sont le plus fortement diffusées par la diffusion de Rayleigh, l’ensemble de ce rayonnement diffusé paraît bleu (figure 23). Un autre effet de la diffusion Rayleigh est que, indépendamment de ce qui se trouve à la surface de la Terre, un capteur spatial détectera une quantité importante de lumière bleue provenant du système Terre-Atmosphère. Cela peut être un problème, car le « signal bleu » provenant de l’atmosphère écrase les variations de la « réflectance bleue » à la surface. Mais cela peut aussi être un avantage, car les mesures dans les longueurs d’onde bleues peuvent aider à évaluer la force de la diffusion Rayleigh dans le spectre visible et infrarouge, qui peut à son tour être corrigée. C’est la base de la bande « aérosol » qui a été inclus dans Landsat 8 OLI (mais qui n’existait pas sur les instruments précédents), dans Sentinel-2 et dans les capteurs WorldView-2 et -3.

Figure 23: La Terre vue de l’espace. The Blue Marble (globe west) par Reto Stöckli, Visible Earth (NASA), Visible Earth Image Use Policy.

Alors que toute diffusion dans l’atmosphère est une source de bruit (pour ceux qui souhaitent utiliser l’imagerie satellitaire pour caractériser la surface de la Terre), la diffusion Rayleigh est une source de bruit relativement bénigne parce que sa dépendance à la longueur d’onde la rend largement prévisible et parce que les gaz qui en sont responsables ont tendance à avoir des concentrations stables dans l’espace et dans le temps. La diffusion Rayleigh n’est donc pas une source de grande incertitude pour la plupart des applications de télédétection.

Diffusion de Mie

La diffusion de Mie, parce que sa force et sa dépendance à la longueur d’onde dépendent du type et de la densité des particules qui la provoquent, varie considérablement dans le temps et l’espace. C’est pourquoi elle est l’une des plus importantes causes d’incertitude en télédétection, en particulier lorsque l’on utilise des données satellitaires pour étudier les parties sombres de la surface de la Terre à partir desquelles la quantité de rayonnement réfléchi est faible par rapport au signal total de la diffusion atmosphérique. Pour la même raison, il est difficile de généraliser son importance, mais de manière générale, la force de la diffusion de Mie dépasse celle de la diffusion de Rayleigh et, bien qu’elle diminue toujours avec l’augmentation de la longueur d’onde, son influence s’étend plus loin dans le spectre infrarouge. Étant donné que la diffusion de Mie est causée par les particules atmosphériques, elle augmente souvent de façon spectaculaire lors de tempêtes de poussière, de feux de forêt ou d’autres événements ayant entraîné une augmentation de la charge d’aérosols dans l’atmosphère. Un tel exemple est illustré à la figure 24.

Figure 24: Forte augmentation de la diffusion de Mie causée par les feux de forêt en Australie, 2009. Smoke clouds par Warren, Flickr, CC BY-NC-SA 2.0.

Absorption

La dernière chose importante qui arrive au rayonnement électromagnétique lorsqu’il traverse l’atmosphère est qu’il est partiellement absorbé par les gaz atmosphériques (principalement H₂O, CO₂ et O₃). Bien que l’énergie absorbée soit finalement réémise par ces molécules de gaz, la réémission se produit à des longueurs d’onde typiquement en dehors du spectre pris en compte dans la télédétection optique (mais qui peut être important pour la télédétection thermique), donc pour des raisons pratiques, les photons absorbés peuvent être considérés comme disparus lorsqu’ils sont absorbés. L’intensité de l’absorption dépend fortement de la longueur d’onde, car elle se produit plus facilement lorsque le rayonnement a une longueur d’onde (fréquence) semblable à la fréquence de résonance du gaz qui effectue l’absorption, qui dépend elle-même de sa structure atomique ou moléculaire. Par exemple, en raison de sa structure moléculaire, l’O₂ absorbe particulièrement bien les rayonnements électromagnétiques dont la longueur d’onde se situe autour de 760 nm, mais pas à 750 ou 770 nm. Il existe des longueurs d’onde similaires pour lesquelles d’autres gaz sont efficaces ou non pour absorber le rayonnement électromagnétique et, en combinaison, les gaz atmosphériques laissent certaines longueurs d’onde traverser l’atmosphère sans presque aucune absorption, tandis que d’autres longueurs d’onde sont presque entièrement absorbées avant d’atteindre la surface de la Terre (figure 25 et figure 26). Comme le montre clairement la figure 26, la vapeur d’eau est responsable d’une grande partie de l’absorption gazeuse totale des EMR dans l’atmosphère, y compris dans le spectre visible (non représenté clairement sur cette figure). Il s’agit d’un défi important pour la télédétection, car, alors que les concentrations des autres gaz sont relativement stables dans le temps et l’espace, les concentrations de vapeur d’eau varient fortement dans le temps (jours humides ou secs) et dans l’espace (Arctique sec ou tropical humide).

Figure 25: Opacité atmosphérique par longueur d’onde sur l’ensemble du spectre électromagnétique. Atmospheric electromagnetic transmittance or opacity par Edwtie, créé par la NASA, Wikimedia Commons, public domain.

Figure 26: Comme la figure 25, mais couvrant une plus large gamme de longueurs d’onde et montrant quels gaz sont principalement responsables de l’absorption à quelle longueur d’onde. Atmospheric Transmission par Cepheiden, Wikimedia Commons, CC0 1.0.

Interactions avec la surface

La partie du champ de rayonnement qui a traversé l’atmosphère sans être absorbée ou diffusée vers l’espace atteint maintenant la surface de la Terre. Pour toute longueur d’onde pertinente pour la télédétection, il ne peut arriver que deux choses à chaque photon : il peut être absorbé par la surface de la Terre ou il peut être réfléchi vers l’espace. La probabilité que la réflexion plutôt que l’absorption se produise est appelée la réflectance de la surface, et elle dépend du matériau de la surface ainsi que de la longueur d’onde du rayonnement entrant. Chaque matériau de surface possède une « signature » unique qui définit la proportion du rayonnement réfléchi pour chaque longueur d’onde. Par exemple, l’eau réfléchit une petite quantité de longueurs d’onde bleues et vertes (généralement autour de 5 à 10 % selon la turbidité), une moindre quantité de longueurs d’onde rouges et presque rien dans les longueurs d’onde infrarouges. La végétation, quant à elle, réfléchit environ la moitié de tous les rayonnements infrarouges entrants, à l’exception de certaines longueurs d’onde précises qui sont effectivement absorbées par l’eau liquide dans les feuilles. Ces signatures spectrales sont généralement représentées sous forme de graphiques, avec les longueurs d’onde sur l’axe des x et la réflectance sur l’axe des y (comme dans la figure 27).

Figure 27: Signatures spectrales de types communs largement définis de matériaux de la surface terrestre. Reflectance of water, soil and vegetation at different wavelengths par Science Education through Earth Observation for High Schools (SEOS), CC BY-NC-SA 2.0.

Les signatures spectrales sont ce qui nous permet de différencier les différents matériaux à la surface de la Terre lorsque nous regardons une image satellite. Comme le montre la figure 27, l’eau a une réflectance quasi nulle aux longueurs d’onde supérieures à 0,7 μm (700 nm), tandis que le sol et la végétation verte ont tous deux des réflectances d’environ 40 % à 1,3 μm. La mesure de la quantité de rayonnement réfléchi par le système Terre-Atmosphère à 1,3 μm sera donc particulièrement utile pour différencier l’eau des deux types de surfaces terrestres. De même, les mesures aux longueurs d’onde autour de 1,4 μm (où l’eau liquide de la végétation est un fort absorbeur) ou 1,9 μm (idem) peuvent être efficaces pour différencier le sol de la végétation verte.

À titre d’exemple plus détaillées, les signatures spectrales ont été efficaces pour la prospection géologique à grande échelle, car différents minéraux (qui peuvent être caractéristiques de différentes conditions de subsurface) peuvent être identifiés grâce à leurs signatures spectrales uniques (figure 28).

Figure 28: Exemples de signatures spectrales de minéraux. HIS LWIR stones par Aappo Roos, Wikimedia Commons, CC BY-SA 3.0.

La partie du champ de rayonnement qui est réfléchie par la surface de la Terre doit naturellement traverser à nouveau l’atmosphère, avec les phénomènes de réfraction, de diffusion et d’absorption que cela implique, avant de pouvoir être mesurée par un capteur spatial. Bien qu’il y ait de nombreux avantages et inconvénients relatifs aux capteurs aéroportés par rapport aux capteurs spatiaux, la capacité des capteurs aéroportés à mesurer le champ électromagnétique réfléchi avant qu’il n’ait à traverser l’atmosphère une seconde fois est un avantage distinct.

Correction atmosphérique

À moins que vous ne soyez un scientifique de l’atmosphère, les interactions entre le champ de rayonnement électromagnétique et la surface de la Terre sont la seule chose importante qui vous intéresse en télédétection, car c’est ce qui vous permet d’utiliser le rayonnement mesuré pour déduire quelque chose sur l’état de la surface de la Terre. Par exemple, si elle est couverte d’eau ou de terre, ou la composante des minéraux de la terre, la santé de la végétation ou la quantité de sédiments dans l’eau. Le fait que des interactions se produisent également entre le champ électromagnétique et l’atmosphère, et que ces interactions influencent l’intensité du rayonnement mesuré par le capteur à différentes longueurs d’onde constitue une source importante de bruit. L’un des grands et difficiles défis de la télédétection est donc de corriger l’effet de l’atmosphère sur le rayonnement mesuré, convertissant ainsi nos mesures d’une description du système Terre-Atmosphère en une description de la surface de la Terre uniquement. Ce processus est appelé correction atmosphérique. En termes pratiques, la correction atmosphérique est généralement utilisée pour convertir une estimation de la radiance TOA ou de la réflectance TOA en une estimation de la réflectance de la surface. Cette conversion est importante, car elle permet de faire des comparaisons directes entre les réflectances observées dans différentes bandes pour un pixel et les signatures spectrales mesurées sur Terre, comme celles de la figure 27 et de la figure 28.

Il existe différentes approches de la correction atmosphérique, allant de la plus simple à la plus compliquée. L’approche la plus simple consiste à supposer que, quelque part dans l’image pour laquelle vous souhaitez effectuer une correction atmosphérique, il existe un pixel qui est complètement, parfaitement, noir, dans toutes les bandes disponibles sur l’image. C’est ce qu’on appelle « l’hypothèse du pixel noir ». À proprement parler, il ne doit pas nécessairement s’agir d’un seul pixel, on peut également supposer qu’au moins un pixel a une réflectance nulle dans la bande 1, un pixel (peut-être le même, peut-être un autre) a une réflectance nulle dans la bande 2, et ainsi de suite. En supposant que cela soit vrai, pour chaque bande, le pixel de l’image dont la radiance mesurée provenant de lui est la plus faible (c’est-à-dire dont la valeur DN est la plus basse) doit être le pixel à réflectance nulle, et toute radiance mesurée provenant de lui doit provenir de la diffusion dans l’atmosphère (car si elle avait atteint la surface de la Terre, elle aurait été absorbée par celle-ci). Le pixel hypothétique à réflectance nulle peut donc donner une estimation de premier ordre de la quantité de radiance provenant de la diffusion dans l’atmosphère. En supposant en outre que cette quantité est constante sur l’ensemble de l’image, la « contribution atmosphérique » peut être soustraite de tous les pixels, ne laissant que ce qui a été réfléchi par la surface, appelée « contribution de surface ». Bien sûr, l’hypothèse de l’existence d’un pixel parfaitement noir dans l’image peut ne pas être vraie, et la contribution atmosphérique peut également ne pas être la même partout, mais en tant que méthode pouvant être appliquée sans avoir une connaissance réelle de l’état de l’atmosphère lorsque l’image a été acquise, ce n’est pas une mauvaise méthode.

La méthode du « dark-pixel » est un exemple de ce que l’on appelle les méthodes de correction atmosphérique basées sur l’image. D’autres méthodes de ce type font d’autres hypothèses, comme la présence d’une végétation dense et sombre aux caractéristiques spectrales typiques, ou la présence d’une gamme de types de surface aux signatures spectrales connues. Ces méthodes fonctionnent raisonnablement bien lorsque leurs hypothèses sont respectées, mais peuvent échouer de manière spectaculaire lorsqu’elles ne le sont pas.

Les méthodes plus sophistiquées reposent sur une certaine forme d’information sur l’état de l’atmosphère au moment de l’acquisition de l’image, généralement la quantité et le type d’aérosols et la quantité de vapeur d’eau. Avec ces informations, des modèles numériques qui quantifient la diffusion et l’absorption, et donc le transfert du rayonnement de différentes longueurs d’onde à travers l’atmosphère, peuvent être utilisés pour modéliser la réflectance de surface qui devait exister, en combinaison avec l’atmosphère connue, pour produire la réflectance TOA observée. Certaines de ces méthodes ne nécessitent pas d’informations spécifiques sur les aérosols et la vapeur d’eau, mais plutôt que vous leur indiquiez lesquelles était la visibilité dans la zone au moment de l’acquisition des images — puisque la visibilité est réduite avec l’augmentation des quantités de vapeur d’eau dans l’atmosphère, les méthodes peuvent calculer la vapeur d’eau et partir de là. La correction atmosphérique est un domaine de recherche très actif dans le domaine de la télédétection optique, et les capteurs modernes des satellites sont régulièrement conçus pour inclure des bandes de mesures qui aident à l’estimation de la vapeur d’eau et de la charge d’aérosols en fonction de l’image.

Presque toutes les méthodes de correction atmosphérique partent de l’hypothèse fondamentale que l’atmosphère est uniforme dans l’image satellite considérée. Bien que cela ne soit évidemment pas parfaitement vrai, il s’agit souvent, mais pas toujours, d’une hypothèse raisonnable. Les capteurs hyperspectraux, qui enregistrent le rayonnement dans de nombreuses bandes contiguës, souvent des centaines, ont la capacité d’estimer les charges de vapeur d’eau et d’aérosols sur une base par pixel, ce qui permet de cartographier efficacement les composantes atmosphériques contribuant à la plus grande incertitude, après quoi une correction atmosphérique par pixel peut être appliqué.

L’importance de la correction atmosphérique et de l’estimation de la réflectance de la surface pour chaque pixel n’est pas seulement de permettre la comparaison avec les signatures spectrales mesurées sur le terrain, ou d’identifier les matériaux de la surface terrestre. Plus fondamentalement, cette importance est due au fait que la réflectance de la surface est une propriété physique fondamentale de la surface, et qu’elle n’est pas influencée par les conditions d’éclairage, la conception du capteur, l’état de l’atmosphère, ou tout autre facteur qui diffèrent entre les différentes images de la même zone. Pour un pixel, une estimation de la réflectance de la surface est donc directement comparable entre des images prises à différents moments, avec différents capteurs, à différents angles zénithaux du soleil, et dans des atmosphères sèches ou humides, claires ou enfumées. Cela signifie qu’une zone peut être surveillée et qu’en l’absence de changement, la réflectance de surface estimée (par bande, c’est-à-dire la signature spectrale) ne devrait pas changer — ce qui signifie que si la signature spectrale change au fil du temps, c’est qu’un changement réel se produit à la surface. Une correction atmosphérique appropriée est donc (à quelques exceptions près) la base d’un vaste domaine de la télédétection appliquée — la détection du changement.