II.5 Les observations satellitaires
II.5.3 Les sondeurs micro-ondes
II.5.3.2 Le sondeur MHS
MHS (Microwave Humidity Sounder) est un sondeur micro-onde destiné à observer l’humi-dité de l’atmosphère et la surface terrestre, et permet par exemple d’obtenir des informations à propos des précipitations et de la couverture nuageuse. MHS est à bord des satellites à orbites polaires Metop-A/B/C et NOAA et observe la Terre avec des angles de visée allant de -50◦ à +50◦. Le champ de visée de MHS a une forme circulaire, donnant une empreinte au sol de 16 km de diamètre au nadir. MHS observe l’atmosphère dans cinq fréquences allant de 89 GHz à 190 GHz présentés dans le tableau II.8.
Table II.8 – Caractéristiques des canaux du sondeur MHS Fréquence (GHz) Largeur de bande (MHz) Sensibilité Température (K) Sensibilité 1 89 2.8 0.22 Surface 2 150 2.8 0.52 Humidité 3 183 ± 1 2 x 0.24 0.4 Humidité 4 183 ± 3 2 x 0.21 0.25 Humidité 5 183 ± 7 2.2 0.57 Humidité
À l’exception du canal de fréquence 89 Ghz, qui est sensible à la surface et permet ainsi l’observation des caractéristiques de la surface (température et émissivité de surface) ainsi que des nuages bas et des précipitations, les quatre canaux de MHS de 150 Ghz à 183 Ghz sont sensibles à l’humidité, comme décrit sur la figure II.22.
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Figure II.22 – Les fréquences et les canaux du sondeur MHS (ESA)
La figure II.22 montre les fréquences des canaux MHS ainsi que les opacités atmosphériques par rapport à l’oxygène et la vapeur d’eau. Une comparaison des quantités de vapeur d’eau observées dans deux pixels adjacents peut renseigner sur les limites de nuages. Le choix des bandes de fréquences MHS a été réalisé en vue d’optimiser la quantité et le type d’information collectée, tout en ayant une variabilité d’absorption atmosphérique dans chaque bande de fréquence [ESA, 2001]. À Météo-France, les canaux 3, 4 et 5 sont assimilés dans les modèles AROME et ARPEGE. Le canal 1 (89 Ghz) est utilisé pour la restitution de l’émissivité de surface, nécessaire à la simulation des canaux à assimiler. Le canal 2 est quant à lui utilisé dans l’identification des pixels nuageux et dans la détection des nuages de glace.
Étant donné que les instruments satellitaires mesurent le rayonnement total au sommet de l’atmosphère, la simulation des luminances satellitaires nécessite une bonne modélisation du bilan radiatif de la Terre. Le chapitre suivant présente alors le principe du transfert radiatif ainsi que les principales approches de restitution de la LST.
Chapitre
III
Le transfert radiatif et la restitution de la LST
III.1 Le transfert radiatif
Le transfert radiatif est un processus de transfert d’énergie. L’équilibre énergétique de la Terre est perturbé en permanence par le rayonnement solaire qui constitue sa première source d’énergie. À son arrivée à la Terre, le rayonnement solaire est réfléchi en partie par l’atmosphère et par la surface terrestre comme décrit sur la figure III.1.
Figure III.1 – Le bilan énergétique de la Terre moyenné sur la période allant de mars 2000 à mars 2004 en W m−2 (http ://education.meteofrance.fr/dossiers-thematiques/l-evolution-du-climat/le-soleil-moteur-de-latmosphere-)
L’atmosphère terrestre réfléchit environ 30% du rayonnement reçu. Une grande partie du rayonnement reçu est absorbée par l’atmosphère et également par la surface terrestre. Sa-chant que tout objet ayant une température supérieure au zéro absolu émet du rayonnement,
48 Le transfert radiatif
la Terre émet du rayonnement, soit sous forme de transfert de chaleur (chaleur latente et cha-leur sensible), soit sous forme de rayonnement infrarouge. La figure III.1 montre également qu’une partie du rayonnement émis par la Terre est interceptée par les gaz à effet de serre et réémise vers la surface terrestre. Ce processus est bien étudié en climatologie afin d’analyser le phénomène de réchauffement de la planète. Par ailleurs, une grande partie du rayonnement infrarouge émis par la surface et l’atmosphère arrive dans l’espace et pourra alors être captée par les instruments de mesure à bord des satellites météorologiques. Le rayonnement émis par la surface a pu être altéré par l’atmosphère et additionné à d’autres rayonnements émis vers l’espace (nuages, ozone, ...). En condition d’équilibre radiatif, la quantité de rayonnement reçu par un corps est égale à la quantité absorbée, réémise et réfléchie. Dans le cas particulier d’un corps noir, c’est à dire un corps qui absorbe la totalité du rayonnement reçu, la quantité du rayonnement absorbé est égale au rayonnement émis. Nous parvenons alors à la loi de Planck qui définit une relation entre le rayonnement émis et les longueurs d’onde d’émis-sion pour une température donnée. Ainsi, pour une fréquence ν, la luminance énergétique spectrale émise pour une température T (en K) s’écrit :
Lν(T ) = 2hν
3c
exphνckT − 1 (III.1) où : h est la constante de Planck (6.62617 10−34 Js), k est la constante de Boltzmann (1.38066 10−23 J/K) et c est la vitesse de la lumière dans le vide (3.108 m/s). Dans la réalité, la Terre, réfléchissant une partie du rayonnement incident, ne se comporte pas comme un corps noir parfait. Ainsi, un paramètre de correction est alors introduit. Ce paramètre, appelé émissivité, représente le rapport entre la luminance spectrale émise par le corps considéré et celle qu’il aurait émise s’il se comportait comme un corps noir à la même température. L’émissivité est ainsi comprise entre 0 et 1, et elle est égale à 1 pour un corps noir. Ainsi, pour un canal ν, l’équation décrivant les interactions radiatives surface-atmosphère peut s’écrire sous la forme suivante [Guedj et al., 2011] :
Rν(θ) = εν(θ)Lν(Ts)Γν(θ) + L↑ν(θ) + (1 − εν(θ))Γν(θ)L↓ν(θ) (III.2)
où εν est l’émissivité de surface, Rν(θ) est la luminance ou radiance observée, θ est l’angle d’incidence, Lν(Ts) est la fonction de Planck, Γν(θ) est la transmittance atmosphérique, Ts
est la température de surface, L↑ν(θ) et L↓ν(θ) sont respectivement le flux radiatif montant et descendant pour la fréquence ν.