Dans le cas de l’IR la radiance mesurée émane du sommet des nuages et du sol si les nuages ne sont pas suffisamment opaques à ces longueurs d’onde pour bloquer toutes les radiations terrestres. L’émissivité des nuages dépend de leurs propriétés microphysiques et macrophysiques mais aussi de la longueur d’onde. La radiance émise par la surface de la terre (ou de l’océan) représente souvent une grosse partie de la radiance mesurée : Dans l’IR thermique toutes les surfaces ont des émissivités de plus de 0.7. L’intensité émise par une surface unité à une certaine longueur d’onde est Iλ = λ.Bλ(Ts) avec Bλ(Ts) la fonction de Planck donnant l’intensité émise par un corps noir à la température Ts.
Dans le visible, les émissivités peuvent être négligées, c’est la quantité de lumière du soleil réfléchie par les nuages qui est étudiée. L’inconvénient de cette technique est qu’on ne peut l’utiliser que de jour.
Les nuages ont donc des signatures différentes suivant la longueur d’onde observée ; la combinaison de plusieurs longueurs d’onde est en général utilisée pour obtenir des infor-mations plus complètes sur la nature des nuages présents sur la colonne atmosphérique étudiée.
La télédétection passive donne donc une information sur la structure horizontale des nuages, mais malheureusement n’apporte pas de détails sur la distribution verticale des couches nuageuses, or ceci a un fort impact sur le bilan radiatif.
1.3 Instruments de télédétection active
Contrairement aux instruments de télédétection passive les instruments de télédé-tection active émettent des ondes électromagnétiques vers les cibles à étudier. L’onde rétrodiffusée pas ces cibles donne des informations sur leurs propriétés intrinsèques. La télédétection active peut donc sonder l’intérieur des nuages et apporte ainsi des informa-tion sur la distribuinforma-tion verticales des couches nuageuses ; ceci a grandement contribué à améliorer nos connaissances sur les processus nuageux.
Les instruments de télédétection active utilisés au cours de cette thèse sont le radar et le lidar. Les deux instruments fonctionnent sur le même principe mais à des longueurs d’ondes différentes : le radar (radio detection and ranging) nuage dans les micro ondes, alors que le lidar (light detection and ranging) émet dans le visible ou les proches UV (Ultra Violet) ou IR.
Ces radars et lidars peuvent être installés au sol, ou bien embarqués sur des plate-formes aéroportées ou spatiales.
L’avantage des instruments de télédétection active est qu’ils donnent accès à la struc-ture verticale des nuages contrairement à la télédétection passive qui ne donne qu’une information intégrée des propriétés nuageuses.
La puissance rétrodiffusée par les instruments de télédétection active se met sous la forme :
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–Les radars :
Les radars utilisés pour l’étude des nuages émettent à des fréquences de 35 GHz ou 95 GHz. Le radar émet généralement des pulses à intervalle régulier dans un faisceau de faible largeur. Il recueille ensuite l’énergie rétrodiffusée par les particules contenues dans chaque volume échantillonné.
A ces longueurs d’onde, le phénomène de diffusion peut suivre le régime de Rayleigh pour les petites particules et le régime de Mie pour les grosses particules.
La puissance reçue par le radar Pr peut se mettre sous la forme :
Pr = CKZ
r2 (II.10)
où C est la constante instrumentale liée aux paramètres d’émission et de réception de l’instrument, K un coefficient lié à l’atténuation et r la distance entre le radar et les hydrométéores échantillonnés. Le facteur Z est la réflectivité du radar et s’exprime en fonction de la distribution de la taille des particules par l’équation II.11 :
Z = Z
N (D)σ(D)dD (II.11)
et se mesure en mm6.m−3 ou alors plus communément en dBZ lorsque l’on utilise 10log10(Z).
La puissance rétrodiffusée par les nuages augmente avec la fréquence du radar, mais malheureusement l’atténuation due aux gaz atmosphériques et à l’eau liquide augmente également. La longueur d’onde 95 GHz est le meilleur compromis entre les deux pour les radars spatiaux. A cette fréquence, les radars sont sensibles aux grosses particules, donc détectent les nuages de glace composés de gros cristaux et la pluie, mais ne peuvent détecter des nuages composés de fines particules comme des cirrus, les aérosols et les nuages d’eau liquide.
De plus, les radars peuvent avoir des capacités Doppler. Pour l’instant aucune plate-forme spatiale n’a embarqué de radar nuage Doppler mais ce sera bientôt le cas d’Earth-CARE. Les radars nuage Doppler ont néanmoins déjà été embarqués sur des plateformes aériennes. Le signal Doppler donne une information sur la vitesse de chute des particules couplée à la vitesse verticale de l’air et est donc très utile pour séparer le nuage de sa zone de précipitation.
–Les lidars :
Les lidars dédiés à l’étude des nuages opèrent à 355 nm, 532 nm ou 1064 nm. Ces courtes longueurs d’onde font que le signal lidar peut être atténué assez rapidement et ne permet pas de traverser des nuages trop épais.
La puissance rétrodiffusée par les hydrométéores à l’altitude z à la longueur d’onde λ se calcule par l’équation II.12 [Collis and Russel, 1976] :
Pr(z, λ) = P0(λ)CO(z)
1.3 - Instruments de télédétection active 45
De même que pour le radar, C est la constante instrumentale. O(z) est la fonction de recouvrement, βt(z, λ) est le coefficient de rétrodiffusion et α(s, λ) le coefficient d’ex-tinction défini précédemment. Ce sont βt(z, λ) et α(s, λ) qui dépendent de la nature des hydrométéores échantillonnées et sont reliés par le paramètre que l’on appelle le rapport lidar et que l’on note S et qui se met sous la forme de l’équation II.13 :
S = α(s, λ)
βt(z, λ) (II.13)
A ces longueurs d’onde, les particules de glace diffusent le signal dans le régime de l’optique géométrique pour les plus grosses particules et dans le régime de Mie pour les plus petites ; l’intensité rétrodiffusée est donc proportionnelle au carré du diamètre de la particule (donc à sa surface).
Le signal lidar est sensible à la section efficace des particules et à leur concentration. Ainsi, il est très fortement atténué par les nuages d’eau liquide où les particules sont très concentrées. En contrepartie, il peut distinguer les nuages optiquement fins comme les cirrus.
Les lidars peuvent également avoir des capacités de Haute Résolution Spectrale (HRS) qui permet de séparer le signal Rayleigh (donc provenant des molécules d’air) du signal de Mie (donc correspondant aux particules de nuages ou d’aérosols). La Figure II.2 présente un profil spectral de rétrodiffusion de molécules et de particules ; on voit qu’avec un filtre de très fine largeur de bande on peut séparer les deux signaux.
Figure II.2 – Profil spectral de rétrodiffusion provenant d’un mélange de molécules et d’aérosols [Hostetler et al., 2005]
Cette séparation de signaux permet d’avoir une estimation directe et indépendante de la rétrodiffusion et de l’extinction des nuages ou des aérosols.
Les travaux des chercheurs de l’université du Wisconsin [Eloranta, 2005], et de l’IPSL [Bruneau and Pelon, 2003] détaillent les principes de fonctionnement des lidars HRS.
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à différents types d’hydrométéores tout en ayant une plage de sensibilité commune. La combinaison de ces deux instruments permet d’avoir une image plus complète du nuage sur la verticale.