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valeur de réflectance de 0,05 a été considérée pour la
végétation et de 0,04 pour l'eau (Viollier, 1980).
Deux fichiers d'entrée sont nécessaire au calcul: un
fichier de définition de l'image (date, heure
d'acquisition de chaque ligne, longitude et heure de
passage au noeud ascendant). Il est en effet nécessaire
de prendre en compte précisément la géométrie
d'illumination et de visée de chaque pixel considéré.
Ces variations de géométrie peuvent engendrer de fortes
variations de réflectances apparentes. Le deuxième
fichier à considérer est celui de la calibration du capteur
qui varie dans le temps. Pour cette étude, la calibration
considérée pour les satellites NO AA 9 et 10 est celle
analysée par Teillet et al. (1988) et la calibration du
satellite NOAA 11 est celle donnée par Holben et al.
(1990).
On calcule la réflectance apparente au capteur dans le
canal i suivant la relation:
P* = (to,. /(l.E.i) (CN f - C„)
où a/ est une constante de calibration (ai = 0,60 ±
0,02 et (X2 = 0,41 ± 0,02 pour NOAA 11 en
1989, Holben et al., 1990),
est le cosinus de l'angle zénithal solaire,
E 0 i est l'éclairement hors atmosphère intégré sur
la bande spectrale,
CNj est le compte numérique correspondant au
signal reçu au capteur, exprimé en entier de
10 bits,
et Coi est une constante de calibration
(Col = Co2 = 40,0 pour NOAA 11 en 1989,
Holben et al., 1990).
Le modèle de transfert radiatif utilisé pour l'inversion
est le modèle "5S" du Laboratoire d'optique
atmosphérique de Lille, France (Tanré et al., 1986). Le
type d'atmosphère considéré est celui correspondant aux
latitudes moyennes d'été ("Mid latitude summer") et le
type d'aérosols correspond au modèle continental
(S RA, 1983).
3. RÉSULTATS ET DISCUSSIONS
Une première validation du modèle a été réalisée à partir
de la comparaison des données images de 1987 et 1989
avec des mesures au sol effectuées simultanément dans
4 stations différentes (Tableau 1):
Totonto: N, W (Côté , 1990, campagne de
1987);
Peterborough: N 44,23*, W 78,35’ (SEA, 1990);
Maniwaki: N 46,23*, W 75,58* (SEA, 1990); et
Sherbrooke: N 45,61°, W 72,55° (Royer et O'Neill,
non publié).
Les mesures d'atténuation solaires effectuées au sol à
l'aide d'un photomètre solaire SONOTEK sont
converties en terme d'épaisseur optique d'atténuation
des aérosols à 500 nm après avoir enlevé la composante
moléculaire et celle des gaz absorbants (Ozone et vapeur
d'eau).
La Figure 3 illustre les variations observées durant l'été
1989 dans 3 stations (Peterborough, Maniwaki et
Sherbrooke) avec les écarts relatifs aux valeurs
mesurées durant la journée. Ceux-ci peuvent être très
importants et rendent parfois la comparaison difficile si
la mesure n'est pas synchrone au passage satellite
(-18:00 GMT pour NOAA 11). Ce problème a
considérablement réduit le jeux de données sol-image
disponible. Quelques valeurs d'épaisseur optique des
aérosols déduites des images au-dessus de la forêt
boréale avoisinant les stations de mesures (dans un
rayon de -100 km) ont été ajoutées à la Figure 3.
Globalement, la correspondance est satisfaisante.
La corrélation entre les réflectances apparentes des
régions végétalisées et l'épaisseur optique des aérosols
mesurées au sol reste cependant faible avec une
dispersion importante des valeurs mesurées (Figure 4).
La réflectance apparente moyenne mesurée est égale à
0,068 ±0,009, présentant une variation maximale de
60% (de 0,05 à 0,08). Cette variation est beaucoup
plus faible que celle obtenue par simulation: variation
moyenne de la réflectance apparente de l'ordre de 140%
(soit entre 0,05 à 0,12) pour une variation de l'épaisseur
optique des aérosols de 0 à 1.
La correspondance entre les mesures au sol et les
données images au-dessus de l'eau considérées dans la
bande 2 et ramenées à 500 nm est plus satisfaisante
(Figure 5). Elle présente aussi cependant une variabilité
importante.
Dans les deux cas (eau et végétation), il faudrait en fait
considérer les caractéristiques de la surface analysée.
Pour la forêt, nous n'avons retenu que les réflectances
présentant un indice de végétation élevé supérieur à 0,6,
et nous avons vérifié qu'il n’y avait pas de variations
temporelle dûe au stade phénologique du couvert. Par
contre, la surface a été considérée comme lambertienne
et les effets de réflectance bidirectionnelle n'ont pas été
pris en compte (les angles de visée correspondant à tous
les sites considérés varient entre 0° et 40° soit en
moyenne de 26° ±11°, pour un angle zénithal solaire
moyen de 30 ± 5°).
Pour l'eau, il s'agit ici de surface d'eau intérieure et
nous n'avons retenu que les lacs présentant une surface
suffisamment grande pour éviter les effets
d'environnement (lac Ontario pour Peterborough,
réservoir Baskatong pour Maniwaki et lac Champlain
pour Sherbrooke). Le problème est alors la distance
séparant le site choisi de la station de mesure pour les
journées aux conditions météorologiques non stables.
Soulignons enfin le problème de l'absorption du
rayonnement par la vapeur d'eau en concentration
variable dans le temps et l'espace. Les variations
engendrées par cette inconnue ont amené la NOAA à ne
considérer l'inversion au-dessus de l'eau que dans le
canal 1 (Rao et al., 1989). Cependant dans ce canal
(~ 0,58 - 0,68 pm), les variations de la signature
spectrale de l'eau peuvent être aussi importantes que
celles engendrées par la vapeur d'eau dans le canal 2, et
provoquer ainsi des variations de l'épaisseur optique
des aérosols, dans l'inversion, du même ordre de
grandeur dans les deux canaux (Chartier et al., 1989).