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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).