Les images du satellite Météosat

Vincent Daniel

ENS-Lyon.

Benoît Urgelli

ENS Lyon / DGESCO

12/05/2003

Résumé

Météosat : différents canaux d'observation et informations collectées, en particulier sur les mouvements horizontaux et verticaux des masses d'air.


Le radiomètre imageur de Météosat

Le principal instrument du satellite METEOSAT est le radiomètre . Ce capteur est sensible au rayonnement émis à la surface de la Terre. La radiation incidente est filtrée dans le radiomètre puis est transformée en signal électrique proportionnel à l'énergie de la radiation. Ce signal est codé sur 8 bits soit un entier entre 0 et 255. Une fois réceptionné, cet entier est codé en teinte de gris. L'étalonnage du satellite est rendu possible par des calibrations avec le rayonnement fossile à 3 kelvins du vide.

Les différents canaux de Météosat.

Le rayonnement venu de la Terre est analysé autour de 3 longueurs d'onde.

Le canal visible : entre 0,45 et 1,0 μm

Cette bande de longueurs d'onde englobe la totalité du domaine visible tel que nous l'entendons habituellement (0,4 - 0,8 micromètres).

Cette fenêtre est centrée sur la longueur d'onde où la puissance émise par le Soleil est maximale. Un corps idéal dit « corps noir » à une température T émet une puissance lumineuse dans l'intervalle infinitésimal centré autour de λ selon la loi dite du corps noir :

Figure 3. Différentes courbes Eλ pour 3 températures

On remarque que la longueur d'onde où se situe le maximum de l'émission décroît quand la température augmente (se déplace de l'IR vers le visible) et que les profils sont assez fins.


Figure 4. Puissance émise par le Soleil en fonction de la longueur d'onde

La courbe théorique du corps noir (à la température de 5 900 K) est représentée ainsi que la puissance émise vue au sommet de l'atmosphère terrestre et à la surface du sol. On note que 99 % de la puissance est émise pour des longueurs d'onde inférieures à 4 μm.


Figure 5.  Lois d'émission de la Terre (corps noir à 298 K) et du Soleil

On s'aperçoit que les 2 courbes sont bien séparées.


La figure 5 montre que les deux courbes sont bien séparées et que la fenêtre centrée dans le visible ne prend pas en compte l'émission lumineuse terrestre.

Ainsi le canal visible de Météosat ne verra que la partie de la lumière solaire réfléchie par la surface de la Terre ou par les nuages et celle diffusée par l'atmosphère.

Le rapport entre la puissance lumineuse incidente et la puissance lumineuse réfléchie par une surface s'appelle l'albédo .

Tableau 1. Quelques valeurs typiques d'albédo exprimées en %

Surface

Albédo

 

Surface

Albédo

Océans-lacs

8

 

Nuages fins

30-40

Sols sombres

14

 

Nuages épais

65-90

Végétation

15-20

 

Neige de mer - glace

35

Sable-déserts

27

 

Neige

60-80


En ce qui concerne les nuages plus spécifiquement, on peut distinguer de grandes catégories.

Nuages précipitants

Figure 6. Cumulonimbus


Les cumulonimbus qui culminent jusqu'à 15 km d'altitude sont les plus réfléchissants dans le canal visible. Ils seront blancs sur les images.

Figure 7. Nimbostratus


Les nimbostratus seront aussi blancs.

Figure 8. Cumulus


Les cumulus précipitants seront gris-clairs.

Nuages non-précipitants

Figure 9. Stratocumulus


Les stratocumulus sont des nuages bas qui seront gris-clairs.

Figure 10. Altocumulus


Les altocumulus (situés vers 7 km d'altitude) seront gris.

Figure 11. Cirrus


Les cirrus (nuages glacés de très haute altitude) seront quasiment invisibles.

Des images Météosat visible et IR centrée sur la France ou sur l'Europe.

Le canal infra-rouge thermique : entre 10,5 et 12,5 μm

Cette bande de longueurs d'onde se situe dans le domaine de l'infra-rouge dit thermique (c'est à dire les longueurs d'ondes d'émission de la Terre, voir la figure 5).

Ainsi le canal IR thermique de Météosat ne verra que la partie de la lumière émise par la surface terrestre ou l'atmosphère. Les images IR thermiques ne sont en fait que la carte de température de la surface terrestre. C'est pourquoi les images prises de nuit ne sont pas forcément noires comme c'est le cas pour les images du canal visible. Les surfaces chaudes (Sahara le jour) sont très émettrices alors que les surfaces froides (nuages, glaces) le sont peu. En effet un nuage peut être assimilé à un corps noir. Or à 10 km d'altitude, la température est de l'ordre de -50°C, si bien que le maximum d'émission est plus faible et se déplace en dehors de la fenêtre de l'IR thermique.

Sur les photos satellites, les nuages devraient être représentés en noir et les sols chauds en blanc ce qui est un peu dérangeant. Les images du canal IR thermique sont dites inversées . La nouvelle valeur d'un pixel s'obtient par le complément de sa vraie valeur à 256.

Il est possible de distinguer les nuages selon leur altitude.

Nuages bas (chauds)

Figure 12. Cumulus


Les cumulus seront noirs (peu visibles).

Figure 13. Stratus


Les stratus seront noirs (peu visibles).


Les cumulus précipitants seront gris-foncé.

Nuages élevés (froids)

Figure 15. Altostratus


Les altostratus (sommet à 8 km) seront gris clair.

Figure 16. Cumulonimbus


Les cumulonimbus (sommet à 13 km) seront blanc.

Figure 17. Cirrus


Les cirrus (nuages glacés de très haute altitude : 15 km) seront blancs brillants.

Le canal infra-rouge vapeur d'eau : entre 5,7 et 7,1 μm

Figure 18. Spectre en longueurs d'onde de la lumière émise par le système Terre-atmosphère vers l'espace

En pointillés sont représentées les courbes d'émission du corps noir à différentes températures.On note que le spectre n'est pas partout celui du corps noir à la température de la surface terrestre (entre 280 K et 295 K). Il y a en effet des baisses d'émission autour de longueurs d'ondes caractéristiques des bandes d'absorption-émission des principales molécules absorbantes de l'atmosphère : la vapeur d'eau (bande centrée à 6,25 μm), l'ozone (3 bandes : 9,0, 9,6 et 14,3 μm) et le gaz carbonique (4,3 et 15 μm). Ces molécules absorbantes émettent à leur tour un rayonnement électromagnétique à cette longueur d'onde dont l'amplitude est fixée par la courbe de Planck du corps noir à la température locale.


Deux cas différents sont alors à distinguer suivant l'altitude des molécules :

  • L'altitude est supérieure à 30 km  : une couche n'est pas influencée par l'émission des couches supérieures ou inférieures. En première approximation, l'énergie émise est directement rayonnée vers l'espace. Ainsi l'émission stratosphérique du CO2 et de l'ozone est maximale là où la température est maximale soit à la stratopause. La stratosphère se refroidit donc au même endroit qu'elle se réchauffe.
  • L'altitude est inférieure à 30 km  : les couches supérieures absorbent les radiations montantes émises par les couches inférieures. L'émission vers l'espace est effectuée par les molécule les plus élevées.

Ce dernier point est particulièrement observable avec la vapeur : si la haute troposphère est sèche, l'émission vers l'espace à 6,25 micromètres est effectuée par les molécules de vapeur des basses couches. Ces basses couches étant chaudes, l'émission sera forte. Au contraire, si la haute troposphère est humide, l'émission vers l'espace à 6,25 micromètres provient des couches froides et elle sera faible.

Application : imagerie satellitale dans le canal vapeur d'eau.

L'émission à 6,25 µm par les couches humides les plus hautes est exploitée par l'imagerie satellitale sur le canal IR vapeur d'eau. Ce canal est centré sur cette bande d'absorption. Le radiomètre du satellite est sensible au flux lumineux émis à cette longueur d'onde. L'électronique du satellite convertit ensuite les flux élevés en pixels sombres et les flux faibles en pixels clairs. On parle ici aussi de canal infra-rouge inverse. On en déduit la classification suivante :

  • Pixel clair ↔ Température d'émission faible ↔ Couche émettrice vers l'espace à haute altitude ↔ Haute troposphère humide.
  • Pixel sombre ↔ Température d'émission élevée ↔ Couche émettrice vers l'espace à basse altitude ↔ Haute troposphère sèche.

L'humidité de la haute troposphère est induite par les mouvements atmosphériques verticaux :

  • Pixel clair ↔ Haute troposphère humide ↔ ascendances (convection).
  • Pixel sombre ↔ Haute troposphère sèche ↔ subsidences.

Ainsi une image satellitale canal vapeur d'eau permet de visualiser les mouvements verticaux atmosphériques.

Figure 19. Image satellitale dans le canal infra-rouge vapeur d'eau

On voit nettement les zones d'ascendance (convection intense) au voisinage de l'équateur (paquets blancs), les zones de subsidence vers 30° de latitude (en noir) associés à la branche descendante de la cellule de Hadley. Enfin, aux hautes et moyennes latitudes, ascendances et subsidences se succèdent dans les trains de perturbations.


D'autres appareils de mesures embarqués à bord de satellites

Les capteurs d'ozone

À la fin des années 70, des capteurs embarqués à bord de satellites géostationnaires étaient déjà capables de calculer le nombre total de particules d'ozone à la verticale d'un point (colonne totale d'ozone). En effet, l'ozone a de fortes bandes d'absorptions notamment dans l'ultra-violet et dans l'infra-rouge.

Cependant, les images montrant une baisse sensible de la colonne d'ozone au-dessus de l'Antarctique n'étaient pas prises au sérieux car les ingénieurs doutaient de l'efficacité du redressement des images à ces latitudes. Il fallut attendre l'embarquement de capteurs sur les satellites polaires américains pour que le trou d'ozone soit vraiment pris au sérieux.

Aujourd'hui, l'instrument satellitaire TOVS ( TIROS Operational Vertical Sounder ) équipé notamment du spectromètre infrarouge à haute résolution (HIRS) permet d'obtenir des cartes de la colonne totale d'ozone. On peut ainsi suivre la formation du trou d'ozone lors de la fin de la nuit polaire australe (mois de septembre).


Les altimètres

Le meilleur exemple de réussite d'une mission d'altimétrie par satellite est le projet TOPEX-POSEIDON.

Lancé en 1992, les instruments de ce satellite permettent de réaliser des cartes topographiques des océans avec une incertitude de moins de 2 cm. Ces données sont très intéressantes pour forcer en surface les modèles numériques de circulation océanique ou pour comprendre le phénomène El Niño.

Figure 21. Carte topographique de la surface des océans