Chapitre 7 PDF

7. Radiométrie infrarouge Le spectre électromagnétique et ses applications dans l'observation de la Terre, mettant en évidence l'utilisation de différentes longueurs d'onde pour étudier divers paramètres océanographiques. 7.1.Température de l'océan : Chaleur émise dans la partie infrarouge du spectre électromagnétique. Le rayonnement infrarouge est un type de rayonnement électromagnétique invisible à l'œil humain. Les objets émettent un rayonnement infrarouge en fonction de leur température. Sur la première photo, on voit un homme portant un sac en plastique noir à la main. Le sac en plastique noir recouvre sa main de nos yeux, et nous ne pouvons pas voir sa main. La 2ème photo a été prise par une caméra infrarouge. L'infrarouge nous permet de voir des choses que nous ne pouvons pas voir habituellement. 1 sur 25 De même, les images satellites peuvent capturer des informations sur l'océan qui ne sont pas visibles à l'œil nu. En analysant ces images, les scientifiques peuvent recueillir des données précieuses sur : Température de surface de la mer (SST) : Les zones plus chaudes de l'océan apparaissent plus lumineuses sur les images infrarouges. Courants océaniques : Les différences de température et de couleur de l'eau peuvent révéler le mouvement des courants océaniques. Efflorescences phytoplanctoniques : Ces organismes microscopiques apparaissent souvent sous forme de variations de couleur sur les images satellites. En combinant différents types de données satellitaires, telles que la concentration de chlorophylle et la température de surface de la mer, les scientifiques peuvent établir des liens importants. Par exemple, ils peuvent identifier les zones où les rivières se jettent dans l'océan, car ces zones ont souvent des concentrations de chlorophylle plus élevées et des températures plus basses. Fenêtres spectrales : Pour mesurer avec précision la SST, deux fenêtres spectrales principales sont utilisées : 1. Fenêtre infrarouge à ondes courtes (SWIR) (3,5-4,1 µm) : o Très sensible aux changements de température. o Cependant, ils sont sensibles aux interférences dues au rayonnement solaire réfléchi. o Limitation : Convient principalement aux mesures nocturnes. 2. Fenêtre infrarouge thermique (TIR) (G,5-13 µm) : o Moins sensible aux changements de température par rapport à la fenêtre SWIR. o Avantage : Peut être utilisé pour des mesures de jour comme de nuit. 2 sur 25 En combinant les données des deux fenêtres, les scientifiques peuvent obtenir des mesures SST fiables et précises. E et de l'atmosphère sur les capteurs infrarouges (rappel) Interférences atmosphériques Pour mesurer avec précision la température de surface de la mer (SST) à l'aide de capteurs infrarouges, il est crucial de prendre en compte les effets de l'atmosphère. Fenêtres atmosphériques : Il s'agit de gammes de longueurs d'onde spéci ques où l'atmosphère est relativement transparente au rayonnement infrarouge. o Fenêtre infrarouge thermique (10-12 μm) : Cette fenêtre est moins affectée par les interférences atmosphériques, ce qui permet des mesures de jour comme de nuit. o Fenêtre infrarouge moyenne (3,5-4 μm) : Bien que très sensible aux changements de température, il est sensible aux interférences du rayonnement solaire ré échi, limitant son utilisation à des conditions nocturnes ou sans nuages. Absorption et émission atmosphériques : Les gaz atmosphériques, principalement la vapeur d'eau, peuvent absorber et émettre un rayonnement infrarouge, ce qui affecte la précision des mesures SST. Cette variabilité des conditions atmosphériques peut introduire des incertitudes dans le processus de télédétection. 7.2. Récupération par satellite de SST Pour récupérer avec précision la température de surface de la mer (SST) à partir de données satellitaires, nous nous appuyons sur la fonction de Planck, qui décrit la distribution spectrale du rayonnement émis par un corps noir à une température donnée. Cependant, les surfaces naturelles, comme l'océan, ne sont pas des corps noirs parfaits. Ils émettent des rayonnements avec une ef cacité variable, caractérisée par leur émissivité (ε). -> Fonction de Plank (leçon 2) 3 sur 25 ff fi fl fi L'émissivité et ses varia ons L'émissivité est fonction à la fois de la longueur d'onde et de l'angle d'émission. Pour l'eau de mer, l'émissivité est particulièrement élevée à une longueur d'onde de 10 micromètres. Influence de la vitesse du vent : Les vagues générées par le vent peuvent incliner la surface de la mer, affectant l'angle d'émission et, par conséquent, l'émissivité observée. Cela introduit une dépendance de la vitesse du vent dans les calculs d'émissivité. Récupéra on de la SST à par r de mesures de radiance En mesurant le rayonnement émis par la surface de la mer à une longueur d'onde spécifique, nous pouvons dériver la température correspondante à l'aide de la fonction de Planck et de l'émissivité connue. Comme le rayonnement émis augmente avec la température, une mesure de radiance plus élevée indique une surface de la mer plus chaude. Dé s et considéra ons Interférences atmosphériques : Les gaz atmosphériques, tels que la vapeur d'eau, peuvent absorber et émettre des rayonnements, ce qui affecte la précision des mesures SST. Contamination des nuages : La couverture nuageuse peut obscurcir la surface de la mer, empêchant des récupérations précises de SST. Réflexion solaire : Le rayonnement solaire réfléchi peut contaminer les mesures, en particulier dans les bandes de longueurs d'onde plus courtes. En examinant attentivement ces facteurs et en utilisant des techniques de correction atmosphérique avancées, les scientifiques peuvent obtenir des estimations fiables de la SST à partir de données satellitaires, fournissant des informations précieuses sur le changement climatique, la circulation océanique et les écosystèmes marins. 7.3. Récupération SST dans la partie IR du spectre Température de brillance (BT) Lorsqu'un radiomètre satellitaire mesure le rayonnement infrarouge émis par la surface de la Terre, il calcule une température connue sous le nom de température de brillance (BT). Cette température représente la température d'un corps noir qui émettrait la même quantité de rayonnement à la longueur d'onde mesurée. Transmission atmosphérique Les gaz atmosphériques, les aérosols et les nuages peuvent absorber, diffuser et émettre un rayonnement infrarouge, modifiant ainsi le signal reçu par le satellite. Cela signifie que le BT dérivé des mesures satellitaires peut ne pas représenter avec précision le SST réel. Dé s de la récupéra on SST Pour récupérer avec précision la SST à partir des mesures BT, plusieurs défis doivent être relevés : 4 sur 25 fi fi ti ti ti ti ti 1. Contamination des nuages : Les nuages peuvent bloquer complètement le rayonnement infrarouge de la surface de la mer, ce qui rend impossible des mesures SST précises. 2. Absorption et diffusion atmosphériques : Les gaz atmosphériques et les aérosols peuvent absorber et diffuser le rayonnement infrarouge, réduisant ainsi l'intensité du signal atteignant le satellite. 3. Émission atmosphérique : L'atmosphère elle-même émet un rayonnement infrarouge, qui peut contaminer le signal provenant de la surface de la mer. Surmonter les interférences atmosphériques Pour atténuer ces effets atmosphériques, des algorithmes avancés sont utilisés pour corriger le BT mesuré. Ces algorithmes tiennent compte de l'absorption, de l'émission et de la diffusion atmosphériques, ce qui permet des récupérations plus précises des SST. De plus, une sélection minutieuse des fenêtres atmosphériques, où l'atmosphère est plus transparente, peut améliorer la précision des mesures SST. En relevant ces défis et en utilisant des techniques de récupération sophistiquées, les scientifiques peuvent obtenir des mesures SST fiables à partir de données satellitaires, qui sont essentielles pour comprendre le changement climatique, la circulation océanique et les écosystèmes marins. 7.4. Fenêtres atmosphériques utilisées pour mesurer la TSM : Pour mesurer avec précision la température de surface de la mer (SST) à l'aide de la télédétection par satellite, nous nous appuyons sur des fenêtres atmosphériques spécifiques où l'atmosphère est relativement transparente au rayonnement infrarouge. Fenêtres atmosphériques clés pour le SST : Fenêtre infrarouge thermique (TIR) (10-12 µm) : o Avantages: ▪ Relativement moins affecté par les interférences atmosphériques. ▪ Peut être utilisé pour des mesures de jour et de nuit. o Inconvénients: ▪ Sensibilité plus faible aux changements de température par rapport à la fenêtre de longueur d'onde plus courte. Fenêtre infrarouge moyenne (SWIR) (3,5-4,1 µm) : o Avantages: ▪ Très sensible aux changements de température, permettant des mesures SST précises. o Inconvénients: ▪ Sensible aux interférences du rayonnement solaire réfléchi, limitant son utilisation à des conditions nocturnes ou sans nuages La vapeur d'eau dans l'atmosphère peut interférer considérablement avec les mesures infrarouges, en particulier dans la fenêtre de 3,5 à 4,1 µm. Des niveaux élevés de vapeur d'eau peuvent affaiblir le signal provenant de la surface de la mer, ce qui rend plus difficile la mesure précise de la SST. Les atmosphères sèches et froides permettent une meilleure transmission infrarouge. Cependant, une teneur accrue en vapeur d'eau peut réduire considérablement la force du 5 sur 25 signal, entraînant des variations de la transparence atmosphérique entre les différentes régions et saisons. Spectres simulés de transmission atmosphérique dans la fenêtre de transmission IR thermique, pour Les images illustrent l'impact des conditions atmosphériques sur la transmission infrarouge. Conditions hivernales sèches : L'atmosphère est relativement sèche, ce qui permet une transmission élevée du rayonnement infrarouge. Le spectre présente de nombreuses bandes d'absorption étroites, mais dans l'ensemble, la transmission est forte. Conditions estivales humides : L'atmosphère est plus humide, ce qui entraîne une augmentation de l'absorption de vapeur d'eau. Le spectre présente beaucoup plus de bandes d'absorption, en particulier autour de la longueur d'onde de 10 microns, ce qui réduit la transmission globale. Implica ons pour la télédétec on par satellite : Récupération SST : Une teneur plus élevée en vapeur d'eau peut interférer avec la précision des mesures SST, en particulier dans la fenêtre de 10 microns. Correction atmosphérique : Des techniques avancées de correction atmosphérique sont nécessaires pour tenir compte des conditions atmosphériques variables et améliorer la précision des récupérations SST. 6 sur 25 ti ti Variations régionales et saisonnières : Les conditions atmosphériques peuvent varier considérablement d'une région à l'autre et d'une saison à l'autre. Les régions sèches et froides ont généralement une teneur en vapeur d'eau plus faible et une transmission atmosphérique plus élevée, tandis que les régions tropicales humides connaissent une absorption de vapeur d'eau plus élevée. Ces variations doivent être prises en compte lors de l'interprétation des données satellitaires et de l'obtention de mesures SST précises. 7.5. Systèmes d'étalonnage embarqués Pour garantir la précision des mesures de température de surface de la mer (SST) dérivées des satellites, il est crucial d'étalonner régulièrement les capteurs. Ceci est particulièrement important en raison de l'orbite du satellite, qui implique des transitions entre les périodes ensoleillées et ombragées. Ces fluctuations de température peuvent affecter la réponse du capteur. Techniques d'étalonnage : Cibles de corps noires intégrées : o Ces cibles, généralement des cavités à haute émissivité, fournissent une température de référence stable. o En comparant la réponse du capteur à la température connue du corps noir, un étalonnage peut être effectué. o Souvent, deux corps noirs sont utilisés : un chaud (environ 305K) et un froid (environ 265K). Étalonnage pour les bandes d'ondes spectrales : Un étalonnage distinct est nécessaire pour chaque bande d'onde spectrale afin de tenir compte des variations de la réponse du capteur sur différentes longueurs d'onde. Cela garantit des mesures précises sur l'ensemble du spectre. En mettant en œuvre ces techniques d'étalonnage, les scientifiques peuvent minimiser l'impact des facteurs instrumentaux et environnementaux sur les mesures SST, ce qui permet d'obtenir des données plus fiables et plus précises. Le revêtement doré est hautement réfléchissant, conçu pour minimiser l'absorption de l'énergie solaire et ainsi maintenir une température interne stable. L'ouverture permet au capteur satellite de mesurer précisément la température de cette surface interne, qui sert de référence pour l'étalonnage. Trajectoire de vol AATSR et géométrie de balayage L'image fournit une vue simplifiée de l'instrument AATSR (Advanced Along-Track Scanning Radiometer) et de son système d'étalonnage. 7 sur 25 Image de gauche L'instrument AATSR est le capteur principal du satellite. Il balaie la surface de la Terre le long de sa trajectoire orbitale. La vue au nadir, directement sous le satellite, est divisée en 555 pixels, chacun représentant un carré de 1 km. La vue vers l'avant, légèrement oblique, couvre une zone plus large avec 371 pixels à une résolution légèrement inférieure. Le miroir du capteur peut s'incliner jusqu'à 55 degrés pour maximiser la couverture. L'image de droite montre les cibles d'étalonnage utilisées pour l'instrument AATSR. Les cibles infrarouges à corps noir sont utilisées pour calibrer les capteurs infrarouges de l'instrument en fournissant des références de température connues. Une cible d'étalonnage visible est également présente pour l'étalonnage des capteurs de spectre visible. La direction de balayage indique la trajectoire suivie par le miroir du capteur pour balayer la surface de la Terre. Présentation du SLSTR Sentinel-3 embarqué Schéma d'un instrument satellitaire (SLSTR) utilisé pour mesurer la température de surface de la Terre, montrant ses principaux composants : système de refroidissement, unité optique et cibles d'étalonnage Sentinel-3 est équipé de trois grands types de capteurs : un radiomètre à haute résolution spatiale (SLSTR), un altimètre radar (SRAL) et un spectromètre imageur (OLCI). 7.6. Filtrage des nuages : Ces images illustrent clairement le processus de masquage des nuages dans les données de température de surface de la mer (SST) acquises par le satellite Sentinel-3. L'image de gauche présente des données SST brutes, ce qui signifie qu'elles n'ont subi aucun traitement pour éliminer les artefacts causés par les nuages, l'atmosphère ou d'autres perturbations. Des valeurs extrêmes (très basses ou très élevées) peuvent être observées, correspondant à la présence de nuages, de brouillard ou d'autres phénomènes atmosphériques qui affectent les mesures de température de surface de la mer. Ces valeurs aberrantes peuvent fausser 8 sur 25 l'interprétation des données et rendre difficile l'analyse des tendances à long terme. L'image de droite montre les mêmes données SST après l'application d'un algorithme de masquage du cloud. Les pixels correspondant aux nuages ont été identifiés et masqués, ce qui permet d'obtenir une image plus nette et plus représentative de la température réelle de la surface de la mer. Les valeurs extrêmes ont disparu, révélant une distribution plus homogène des températures. L'image présente une comparaison de la couverture nuageuse globale à 14 heures (14h00) au cours des mois de janvier et septembre 2019, telle qu'observée par le satellite géostationnaire GOES-16. De plus, il affiche la variation saisonnière de la couverture nuageuse tout au long de la journée Iden ca on et exclusion des pixels contaminés par le cloud : Approche de test binaire Cette approche utilise un arbre de décision basé sur divers critères, tels que l'uniformité de la température de brillance (BT), les minima BT et les différences par rapport à un champ de référence. Bien qu'efficace, il peut avoir du mal à s'adapter aux fronts météorologiques 9 sur 25 ti fi ti tranchants, aux bords des nuages et aux nuages minces qui ne sont pas significativement plus froids que la surface. De plus, la précision de cette méthode peut varier entre les extractions de nuit et de jour. Approche probabiliste Cette méthode s'appuie sur des simulations de transfert radiatif pour modéliser les BT attendus par ciel clair. En comparant les BT mesurés à ces valeurs simulées, une probabilité de contamination des nuages est attribuée à chaque pixel. Cette approche offre une évaluation plus nuancée de la nébulosité, mais elle peut nécessiter des calculs intensifs. Approche par arbre de décision alternatif (ADT) L'approche ADT utilise des techniques d'apprentissage automatique pour déterminer la probabilité qu'un pixel soit clair ou trouble. En tenant compte de plusieurs facteurs et en attribuant des poids à chaque test, cette méthode permet d'obtenir une grande précision dans l'identification des pixels contaminés par les nuages. Dériva on de la TSM tout en corrigeant les e ets atmosphériques du ciel clair : L'impact de l'atmosphère sur le rayonnement infrarouge varie considérablement entre les différentes bandes spectrales. Dans le contexte de la récupération de la température de surface de la mer (SST) par satellite, les fenêtres de 3,5 à 4,1 µm et de 9,5 à 12,5 µm sont particulièrement importantes. Absorption de vapeur d'eau : Fenêtre de 9,5 à 12,5 µm : La vapeur d'eau absorbe fortement le rayonnement dans cette bande, ce qui entraîne une atténuation significative du signal provenant de la surface de la mer. Fenêtre de 3,5 à 4,1 µm : La vapeur d'eau a un impact beaucoup plus faible sur le rayonnement dans cette bande, ce qui la rend plus adaptée à la récupération de la SST, en particulier dans des conditions humides. Récupération SST et correction atmosphérique La différence d'atténuation atmosphérique entre ces deux fenêtres peut être exploitée pour corriger les effets atmosphériques. En combinant les mesures des deux bandes, il est possible d'estimer l'impact de l'atmosphère et d'obtenir une SST plus précise. L'algorithme SST multicanal (MCSST) L'algorithme MCSST utilise la différence de températures de brillance (BT) mesurée dans les deux fenêtres pour estimer la SST. La formule est la suivante : SST = a * Ti + γ * (Ti - Tj) + c où: SST : Température de surface de la mer Ti : Température de brillance dans la bande de longueurs d'onde plus courte (3,5-4,1 µm) Tj : Température de brillance dans la bande de longueurs d'onde les plus longues (9,5- 12,5 µm) 10 sur 25 ti ff a, γ et c : Coefficients qui dépendent des conditions atmosphériques Les coefficients a, γ et c sont généralement déterminés par une analyse de régression de mesures in situ et satellitaires colocalisées ou à l'aide de modèles de transfert radiatif. Ces coefficients tiennent compte des conditions atmosphériques variables et permettent des récupérations SST plus précises. BT mesuré à TOA dans 2 canaux spectraux - Effet Atm. plus fort dans le canal j que i- T réduit plus significativement dans B - La différence entre les canaux donne l'atténuation par atmosphère Atténuation atmosphérique plus importante en B qu'en A (plus de vapeur d'eau et d'autres gaz) Océan avec une température uniforme Ts L'image montre comment les interférences atmosphériques affectent les mesures satellitaires de la température de surface de la mer (SST). En comparant le rayonnement infrarouge mesuré dans deux bandes spectrales différentes (A et B), les scientifiques peuvent tenir compte de l'absorption atmosphérique et estimer la véritable TSM. Cette technique est cruciale pour la surveillance précise de la température des océans et la recherche sur le climat. Amélioration de la récupération SST à l'aide d'algorithmes avancés L'algorithme MCSST (Multi-Channel SST) peut être affiné en tenant compte de l'impact de l'augmentation de la longueur du trajet dans l'atmosphère, en particulier dans les angles de vision obliques. De plus, la mise à l'échelle du coefficient d'absorption différentielle avec la SST peut tenir compte des variations régionales de la relation entre les différences de température de luminosité et la SST. Algorithme SST non linéaire : Une approche plus avancée implique une relation non linéaire entre la SST et les températures de brillance mesurées : SST = a0 + a1 * T11 + a2 * (T11 - T12) * Tsfc + a3 * (sec(θ) - 1,0) * (T11 - T12) où: T11 et T12 sont les températures de brillance dans deux canaux spectraux différents Tsfc est une première estimation de la SST θ est l'angle zénithal du satellite A0, A1, A2 et A3 sont des coefficients déterminés par des processus d'étalonnage et de validation Cet algorithme non linéaire peut être appliqué aux mesures de jour et de nuit. 11 sur 25 Exploitation des mesures dans l'infrarouge moyen Pour les extractions nocturnes, les mesures dans la fenêtre infrarouge moyen (par exemple, 3,7 µm) peuvent fournir des estimations SST plus précises. Le capteur VIIRS, par exemple, utilise cette bande spectrale pour améliorer les récupérations nocturnes de SST. Optimisation de l'algorithme L'algorithme optimal pour la récupération SST dépend des canaux spectraux spécifiques disponibles sur un capteur donné. Une revue complète de Minnett et al. (2019) fournit des informations précieuses sur les différentes techniques et leurs limites. Valida on des mesures SST L'image met en évidence les défis et les progrès réalisés dans la vérification des mesures SST par satellite. Besoins en matière de validation : Une évaluation précise des erreurs pour une recherche fiable sur le climat. Stabilité des données à long terme pour les études climatiques. Processus de validation : 1. Traitement des données : les données brutes sont nettoyées des erreurs. 2. Estimation de la SST : Les méthodes estiment la SST en tenant compte des effets atmosphériques et de la variabilité spatiale. 3. Comparaison in situ : Les résultats des satellites sont comparés à ceux des bouées et des navires. 4. Analyse multi-satellites : Les données provenant de plusieurs satellites améliorent la précision. Défis et améliorations : Les dysfonctionnements des satellites et les effets atmosphériques peuvent introduire des erreurs. De nouvelles méthodes et de nouveaux algorithmes améliorent la précision et réduisent les incertitudes. Schéma de validation des mesures de température de surface de la mer (SST) par satellite. Les différentes étapes de traitement des données satellitaires et les sources d'incertitude sont présentées. 12 sur 25 ti Chronologie des principaux événements affectant la qualité des données SST satellitaires depuis les années 1970. Les défaillances d'instruments et les événements naturels (éruptions volcaniques) sont mis en évidence. Confrontations Les mesures n-situ de la température de surface de la mer (SST) sont cruciales pour l'étalonnage et la validation des produits SST dérivés des satellites. Pour garantir des comparaisons précises, une différence de temps maximale d'une heure et une distance spatiale de 10 km entre les mesures satellitaires et in situ sont généralement utilisées. Des différences plus importantes peuvent introduire une variabilité importante, compromettant le processus de validation. Plates-formes in-situ courantes Plusieurs plateformes sont utilisées pour collecter les mesures SST in-situ : Bouées dérivantes : o Assurer une bonne couverture géographique. o Mesurez le SST à une faible profondeur (environ 20 cm). o Les données sont disponibles en temps quasi réel par l'intermédiaire du Système mondial de télécommunication (GTS). Bouées amarrées : o Offrez des mesures en virgule fixe. o Peut mesurer la SST à différentes profondeurs. Navires: o Fournir des mesures SST le long des routes maritimes. o Peut être équipé de divers capteurs pour des données océanographiques supplémentaires. Les flotteurs Argo : o Principalement conçu pour profiler l'intérieur de l'océan. 13 sur 25 o Les mesures de surface sont limitées et ne coïncident pas avec les passages supérieurs des satellites. En comparant la SST dérivée des satellites avec les mesures in situ, les scientifiques peuvent évaluer la précision et la fiabilité des produits satellitaires, garantissant ainsi leur utilisation dans les études climatiques et la recherche océanographique. Pro leurs Argo : Les flotteurs Argo sont des flotteurs profileurs autonomes qui mesurent la température et la salinité dans les 2000 mètres supérieurs de l'océan. Proposé pour la première fois lors de la conférence OceanObs99, l'objectif est de déployer un réseau mondial d'au moins 3000 flotteurs, avec un espacement moyen de 3 degrés de longitude par 3 degrés de latitude. Environ 800 nouveaux flotteurs sont déployés annuellement pour entretenir ce réseau. En plus de la température et de la salinité, certains flotteurs Argo sont équipés de capteurs biogéochimiques pour mesurer des paramètres tels que l'oxygène, le pH et la chlorophylle. Ces flotteurs biogéochimiques Argo élargissent les capacités du réseau, permettant une compréhension plus complète des processus océaniques. Le réseau Argo fournit des données précieuses pour la recherche sur le climat, la modélisation des océans et les prévisions opérationnelles. En surveillant la température et la salinité de l'océan, les scientifiques peuvent suivre les changements dans la circulation océanique, le contenu thermique et l'absorption de carbone. L'image de gauche montre une coupe transversale d'un flotteur Argo, un flotteur profileur autonome utilisé pour mesurer la température et la salinité de l'océan. La carte montre la répartition mondiale des flotteurs Argo au 18 mars 2015, démontrant la couverture étendue de l'océan fournie par ce réseau. Comment fonctionnent les profileurs Argo Les flotteurs Argo ajustent leur flottabilité pour monter et descendre dans la colonne d'eau, recueillant ainsi de précieuses données océanographiques. 14 sur 25 fi Bouées dérivantes de surface Les bouées dérivantes de surface suivent les courants océaniques, fournissant des informations précieuses sur la circulation océanique. Ces bouées, équipées d'un débarcadère souterrain, sont principalement influencées par les courants de surface et le vent. Bien qu'ils incluent souvent des capteurs de température et parfois de salinité, leur fonction principale est de suivre le mouvement des masses d'eau. Les défis potentiels associés aux dérives de surface comprennent le risque de détachement de la drogue et d'encrassement biologique, qui peuvent affecter leur performance et la qualité des données. Cette image montre la répartition mondiale des bouées dérivantes de surface en date du 27 février 2017. Chaque point représente une bouée dérivante, et les différentes couleurs indiquent le pays qui les a déployées. La carte met en évidence la vaste couverture mondiale du réseau de dérivants, qui est essentiel pour étudier les courants océaniques et d'autres processus océanographiques. 7.7. Différence entre la SST cutanée et la SST souterraine La température de la couche supérieure de l'océan, en particulier dans le premier centimètre, peut présenter une variabilité importante. Cette variabilité peut être influencée par une multitude de facteurs, notamment : Cycle diurne : Les différences de température entre le jour et la nuit peuvent être importantes. 15 sur 25 Force du vent : Les vents forts peuvent mélanger les couches supérieures, réduisant ainsi les gradients de température. Emplacement géographique : Les variations régionales de température peuvent être importantes. Cycles saisonniers : Les changements saisonniers du rayonnement solaire et des conditions atmosphériques affectent les températures près de la surface. Facteurs influençant les gradients de température près de la surface Plusieurs facteurs contribuent à la formation de gradients de température dans la couche proche de la surface : Absorption du rayonnement solaire : L'absorption du rayonnement solaire dans les mètres supérieurs de l'océan réchauffe l'eau. Perte de chaleur dans l'atmosphère Rayonnement thermique : La chaleur est émise de la surface de l'océan dans l'atmosphère. Conduction : La chaleur est transférée de la surface de l'océan à l'atmosphère par contact direct. Mélange turbulent souterrain : Les processus turbulents à l'intérieur de l'océan peuvent mélanger de l'eau plus chaude et plus froide, affectant le profil de température. Le graphique illustre le profil vertical de la température de la partie supérieure de l'océan, montrant la variation de la température de surface de la mer (TSM) dans différentes conditions, telles que le jour et la nuit et les vents forts ou faibles. Dé ni ons de la SST (tirées de Minnett et al, 2019) (1)Température d'interface (SSTint) : La température à la frontière de l'échelle moléculaire entre l'air et la mer. (2) Température de surface de la mer (SSTskin) : La température mesurée par des radiomètres infrarouges à des profondeurs d'environ 10 à 20 micromètres, influencée par la diffusion conductrice. (3) Température de surface de la mer du sous-revêtement (SSTsubskin) : La température à la base de la sous-couche laminaire conductrice, généralement mesurée par des radiomètres à micro-ondes. (4) Température de surface en profondeur (SSTz ou SSTdepth) : toute mesure de température sous la couche de sous-peau. (5) Température de fondation (SSTfnd) : La température au point où le gain de chaleur solaire commence à dépasser la perte de chaleur à la surface de la mer, représentant une base diurne. E et peau thermique : La surface de l'océan est généralement plus chaude que l'atmosphère sous-jacente. Cette différence de 16 sur 25 ff fi ti température entraîne un flux de chaleur de l'océan vers l'atmosphère. Dans les cent premiers micromètres de l'océan, la chaleur est transférée vers le haut par conduction moléculaire. Ce processus crée un gradient de température vertical, les températures diminuant plus près de la surface. Cette région est connue sous le nom de couche thermique de la peau. Les baisses de température moyennes à travers la couche de peau thermique sont d'environ 0,17 Kelvin, bien que cette valeur puisse être plus importante dans des conditions de vent très faible. Effet du vent sur le TSM Exemple : vent dans le golfe du Lion (mer méditerranée) À l'aide des données VIIRS pour la température de surface de la mer (SST) et des données Metop-B pour la vitesse du vent, un important événement de refroidissement a été observé dans le golfe du Lion à partir du 12 août 2019. Quatre jours plus tard, le 16 août 2019, une tendance au refroidissement plus généralisée était évidente dans tout le nord de la mer Méditerranée. Un refroidissement particulièrement fort a été observé à l'est des bouches de Bonifacio. Pourquoi? La cause de ce refroidissement de l'eau de surface et de cette dispersion thermique est complexe. En Corse, la présence des montagnes agit comme une barrière naturelle contre le vent, empêchant l'homogénéisation des températures de surface de la mer. Cependant, le détroit de Bonifacio, étant une ouverture dans cette barrière montagneuse, permet au vent de pénétrer et de refroidir les eaux dans cette zone spécifique. C'est pourquoi on observe une zone plus froide près des détroit de Bonifacio par rapport à d'autres régions de Corse. La figure montre une corrélation négative entre la température de surface de la mer (TSM) et la vitesse du vent dans une zone située à l'est des bouches de Bonifacio. L'augmentation de la vitesse du vent coïncide avec une diminution de la TSM, ce qui suggère un mélange des eaux de surface entraîné par le vent. 17 sur 25 Variabilité diurne Pendant la journée et en l'absence de vents assez forts pour entraîner un mélange vertical de chaleur, le réchauffement diurne provoque la formation d'une couche chaude relativement peu profonde La carte montre le nombre d'heures par an où l'augmentation de la température de surface de la mer (TSM) est d'au moins 1 °C, mettant en évidence les régions où le réchauffement diurne est important. Missions en orbite polaire avec micro-ondes et capteurs optiques et IR Premières descriptions d'un signal SST fort : carte Franklin-Folger du Gulf Stream publiée en 1768 Evolution des capteurs C images, exemple SST : 7.8. Schéma du flux d'informations pour la mesure SST par un radiomètre IR La luminance IR dépend de : 18 sur 25 o SSTskin : La température de la couche de peau de surface de l'océan. o Émissivité (ε) : Mesure de la capacité de l'océan à émettre des radiations. o Température du ciel : La température du ciel vue de la surface de l'océan. Température de brillance (BT) du sommet de l'atmosphère (TOA) : Mesure atténuée de la luminance au départ de l'eau, ou approximation de la température au sommet des nuages. Capteurs multispectraux : Ces instruments mesurent la luminance à plusieurs bandes spectrales. La luminance mesurée, Tb(λn), représente la température d'un corps noir émettant le même rayonnement à la longueur d'onde λn. Acquisition et traitement des données : o Radiomètre : Enregistre la radiance sous forme de signal électrique, Sn. o Station au sol : reçoit les données brutes (Sn). o Récupération de l'éclat : Récupère Tb(λn) de chaque Sn. o Correction atmosphérique : Tient compte des effets atmosphériques pour obtenir des estimations précises de la TSM. 7.9. Résolution spatiale L'image (a) montre une image à haute résolution avec des limites de nuages distinctes et des températures de surface de la mer (TSM) de fond différentes. Les nuages se distinguent clairement des zones environnantes. L'image (b) montre une image basse résolution de la même scène. En raison de la résolution plus grossière, les limites des nuages sont moins définies. Les pixels de la zone nuageuse (S) ont des valeurs de luminosité similaires à celles des pixels de la zone de ciel clair (A). Les pixels à l'intérieur de l'ombre du nuage (B et C) sont plus foncés que (A) mais contiennent toujours une partie importante du nuage (>10 %). Cela démontre qu'une résolution spatiale plus faible peut entraîner des difficultés d'identification et de classification précises des pixels contaminés par les nuages. Cela peut avoir un impact sur la qualité des produits dérivés, comme la température de surface de la mer, car la contamination par les nuages peut introduire des erreurs dans les mesures. 19 sur 25 Les nuages sub-pixels, ou les nuages qui ne couvrent qu'une partie d'un pixel satellite, peuvent avoir un impact significatif sur la précision des mesures de température de surface de la mer (SST). Le défi du seuillage : Seuil élevé : si le seuil de détection des nuages est trop élevé, certains pixels contaminés par les nuages peuvent être classés à tort comme ciel clair. Cela peut conduire à une sous-estimation de la SST, car le capteur fera la moyenne de la température du nuage et des zones de ciel clair à l'intérieur du pixel. Seuil bas : à l'inverse, si le seuil est trop bas, les pixels du ciel clair peuvent être identifiés par erreur comme étant couverts de nuages. Cela peut conduire à une surestimation de la SST, car le capteur inclura la température du nuage la plus froide dans la moyenne. Impact sur la précision SST : Pour illustrer l'impact de la contamination par un nuage de sous-pixels, prenons l'exemple suivant : Véritable SST : 24°C Fraction de nuage : 10% Température des nuages : 14°C Si le SST est de 24°C, mais qu'il y a 10% du pixel recouvert d'un nuage avec T=14°C, quel est le SST mesuré par le capteur ? Dans ce scénario, le capteur mesurerait une TSM apparente de : Le calcul de la TSM apparente prend en compte la contribution de la surface océanique non couverte par le nuage (90%) à 24°C et la contribution de la partie couverte par le nuage (10%) à 14°C. La moyenne pondérée de ces deux températures donne la SST apparente, qui est inférieure à la SST réelle en raison de l'effet de refroidissement du nuage. Au-delà des nuages : Des problèmes similaires se posent avec d'autres phénomènes de sous-pixels, tels que la brume et la contamination du sol. Ceux-ci peuvent également introduire des erreurs dans les mesures SST, en particulier dans les régions côtières et les zones à fortes concentrations d'aérosols. Relever le défi : Pour atténuer l'impact des effets de sous-pixel, des algorithmes et des techniques avancés sont utilisés pour détecter et prendre en compte avec précision ces phénomènes. Ces méthodes impliquent souvent des modèles de transfert radiatif sophistiqués et des techniques d'apprentissage automatique. Thermocline diurne Thermocline saisonnière/principale : Située entre 20 et 1000 mètres de profondeur. Caractérisé par un gradient de température important. Sépare la couche superficielle chaude de l'eau profonde plus froide. Peut conduire à des structures océaniques relativement homogènes près de la surface, telles que mesurées par la température de surface de la mer (SST). 20 sur 25 Thermocline diurne : Formé par le chauffage solaire quotidien de la surface de l'océan. Crée un gradient de température faible et de courte durée dans le mètre supérieur de la colonne d'eau. Peut être affaibli ou perturbé par le mélange poussé par le vent. La couche superficielle chaude, moins dense, peut améliorer la stabilité de la colonne d'eau. Profils de température typiques : Le profil de température spécifique de l'océan varie en fonction de divers facteurs, notamment la latitude, la saison et les conditions locales. Cependant, certaines tendances générales peuvent être observées : Océans tropicaux : o Thermocline forte et persistante grâce à un chauffage solaire constant. o Couche de surface chaude et eau froide profonde. Océans des latitudes moyennes : o Thermocline saisonnière dont la profondeur et la force varient. o Couche superficielle plus chaude en été, plus fraîche en hiver. Océans polaires : o Thermocline faible ou absente. o Profil de température relativement uniforme de la surface à la profondeur. La compréhension de la dynamique de la formation et de l'évolution de la thermocline est cruciale pour diverses applications, notamment la modélisation océanique, les études climatiques et la gestion des pêches. Formation d'une stratification stable : La majeure partie du réchauffement se produit au niveau des 30 premiers centimètres jusqu'à ce que le vent commence à 14h30, puis les 30 premiers centimètres commencent à se refroidir, mais les couches inférieures (40-200 cm) se réchauffent en raison de la chaleur transférée de la surface par les vents. L'ampleur du réchauffement diurne n'était pas correctement caractérisée avant les mesures satellitaires SST. Réchauffement diurne global à partir de mesures satellitaires : une étude mondiale du réchauffement diurne à l'aide de la température de surface de la mer dérivée des satellites, Stuart-Mentheth et al 2003 21 sur 25 Champs climatologiques moyens saisonniers à partir de 6 ans (a) cartes de fréquence moyennes climatologiques ΔT et (b) cartes de fréquence lorsque ΔT ≥ 0,5°C Les images montrent des cartes mondiales de la température de surface de la mer (TSM) et de la fréquence des vagues pour différents mois de l'année. SST : Les eaux plus chaudes sont représentées par des couleurs plus chaudes (rouges, oranges) et les eaux plus froides par des couleurs plus froides (bleus, violets). Les cartes montrent clairement les variations saisonnières de la TSM, les régions tropicales étant généralement plus chaudes tout au long de l'année et les régions polaires connaissant des fluctuations de température plus importantes. Fréquence des vagues : Les couleurs plus chaudes indiquent des fréquences d'ondes plus élevées, tandis que les couleurs plus froides indiquent des fréquences plus basses. Des facteurs tels que la vitesse et la direction du vent et les courants océaniques influencent la configuration des vagues. 7.10. Applications océanographiques des données IR SST : Répar on des TSM dans les bassins océaniques : Cette visualisation globale met en évidence les variations de température à la surface de l'océan. Les teintes chaudes, concentrées principalement dans les régions tropicales, révèlent des eaux plus chaudes, tandis que les teintes froides, dominantes aux pôles, indiquent des eaux plus froides. Ces données sont essentielles pour l'étude du climat, de la circulation océanique et des écosystèmes marins. Varia on saisonnière du SST : Cette figure montre la variation d'une année sur l'autre de la SST dans la région de la mer Méditerranée. Les variations saisonnières de la température de surface de la mer Méditerranée 22 sur 25 ti ti ti sont clairement visibles sur la figure, avec des cycles réguliers de chauffage et de refroidissement. Varia ons interannuelles de la SST : Ces cartes montrent les anomalies de température de surface de la mer (TSM) dans le Pacifique tropical pendant les épisodes El Niño (à gauche) et La Niña (à droite), mettant en évidence le réchauffement anormal des eaux de surface dans le Pacifique central et oriental pendant El Niño et leur refroidissement marqué pendant La Niña. Événements de mousson tropicale : Ces cartes mettent en évidence la variabilité saisonnière de la température de surface de la mer (TSM) dans la région indo-pacifique, liée aux moussons : un réchauffement marqué pendant la mousson d'été (juin-août) et un refroidissement pendant la mousson d'hiver (décembre-février). Le réchauffement estival des eaux de surface est accentué par l'arrivée de la mousson, qui apporte des vents chauds et humides. Ces vents réduisent les échanges verticaux dans l'océan, emprisonnant la chaleur près de la surface. À l'inverse, le refroidissement hivernal est renforcé par la mousson d'hiver, qui induit des remontées côtières, amenant l'eau froide des profondeurs vers la surface. Fronts de mer : Les lignes courbes colorées représentent les fronts de mer. Il s'agit de zones de transition où les propriétés de l'eau de mer changent rapidement, telles que la température, la salinité ou la densité. Ces fronts sont souvent associés à des changements d'aquarelle, visibles par satellite. La carte de droite montre la distribution de la température de surface de la mer à une date donnée (13 novembre 2019). Les couleurs chaudes (rouge, orange) indiquent des eaux plus chaudes, tandis que les couleurs froides (bleu, vert) correspondent à des eaux plus froides. Les fronts océaniques coïncident souvent avec des variations importantes de la température de surface de la mer. Par exemple, les eaux les plus chaudes se trouvent au sud des fronts, tandis que les eaux les plus froides se trouvent au nord 23 sur 25 ti Courants de fron ère ouest : Les différentes couleurs de la carte représentent la température de surface de la mer. Les couleurs chaudes (rouge, orange) indiquent des eaux plus chaudes, tandis que les couleurs froides (bleu, vert) correspondent à des eaux plus froides. Les courants marins de l'ouest sont généralement chauds, car ils transportent de l'eau équatoriale chaude vers les hautes latitudes. Ces courants sont mis en évidence par des gradients de température, c'est-à-dire des zones où la température de l'eau change rapidement sur une courte distance. Ces courants jouent un rôle crucial dans la régulation du climat mondial. Ils transportent la chaleur des régions tropicales vers les pôles, influençant les températures et les précipitations dans les zones côtières. Ils sont également d'importants vecteurs de dispersion des organismes marins et des nutriments. Tourbillons de méso-échelle : Première image : Température de surface de la mer (SST) et méso-échelle Couleurs : Les différentes couleurs représentent la température de surface de la mer. Les couleurs chaudes (rouge, orange) indiquent des eaux plus chaudes, tandis que les couleurs froides (bleu, vert) correspondent à des eaux plus froides. Méso-échelle : Les tourbillons océaniques apparaissent comme des zones circulaires de différentes températures. Par exemple, un tourbillon chaud apparaîtra comme une tache rouge entourée d'eau plus froide, et vice versa pour un tourbillon froid. Deuxième image : SST et courants Couleurs : Comme dans la première image, les couleurs représentent la température de surface de la mer. Flèches : Les flèches indiquent la direction et l'intensité des courants océaniques. On peut voir que les courants tourbillonnent autour des centres des méso-échelles, confirmant leur nature tourbillonnaire. Événements de remontée d'eau : Grâce à la télédétection par satellite, les scientifiques peuvent observer les remontées d'eau en temps réel. Les images satellites montrent des zones d'eau froide et riche en nutriments avec des concentrations élevées de chlorophylle. Cette abondance de nutriments favorise la prolifération du phytoplancton, base de la chaîne alimentaire marine. Ces zones d'upwelling sont essentielles pour la biodiversité marine et jouent un rôle clé dans la régulation du climat en absorbant le dioxyde de carbone. 24 sur 25 ti Événements d'alerte diurne : Les événements de réchauffement diurne, mis en évidence par les images satellites de cette figure, correspondent à des augmentations rapides de la température de surface de la mer au cours d'une journée. Ces phénomènes, souvent liés à des conditions météorologiques spécifiques, sont observés dans diverses régions du globe. Les variations spatiales et temporelles de ces événements, ainsi que leur intensité, sont étroitement liés à des facteurs tels que la saisonnalité, la dynamique des vents et les facteurs océanographiques locaux fonctionnalités. Vagues de chaleur marines : Cette image satellite Sentinel-3, datée du 4 juillet 2019, met en évidence une vague de chaleur marine dans la région méditerranéenne. Les couleurs chaudes (rouge) indiquent des températures de surface de la mer (TSM) anormalement élevées, révélant un épisode de réchauffement prolongé et intense. Panaches de rivière : Cette image satellite montre un panache de rivière s'écoulant dans un environnement marin. La zone de couleur plus claire, souvent située près de l'embouchure de la rivière, indique une diminution de la température de l'eau par rapport aux eaux environnantes. Ce phénomène est caractéristique des panaches fluviaux, où l'eau douce moins dense de la rivière se mélange à de l'eau de mer plus chaude et plus salée. Événements induits par le vent : These images show the evolution of a wind-induced event in a coastal region. Variations in sea surface temperature and changes in the wind field suggest active mixing of surface waters, probably due to wind action. 25 sur 25

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