Généralités
(1975) et Gordon et Clark (1981). En effet, l’atténuation de cette lumière dans la masse d’eau
s’accentue avec la présence des particules non-algales en suspension, très marquée dans les eaux
côtières. En outre, la similarité dans les signatures spectrales entre certains composants océanique et
atmosphérique (par exemple, les spectres d'absorption des particules détritiques
1
et des matières
organiques dissoutes colorées (CDOM
2
, Colored Dissolved Organic Matter or yellow matter, or
gelbstoff), les spectres de rétrodiffusion des particules océaniques, et les aérosols
3
) peuvent limiter la
capacité à les distinguer induisant parfois des erreurs dans le spectre d'absorption du phytoplancton.
2.
La théorie de la couleur de l’océan
L’irradiance
4
spectrale dans la couche superficielle de l’eau dépend de la distribution du rayonnement
électromagnétique et de la réponse spectrale des COS présentes dans l’eau de mer. La luminance
5
normalisée (nL w ( λ)) (Water-leaving radiance) est calculée pour la première fois par Gordon et Clark
(1981) selon la formule suivante:
L w ( λ) = n L w ( λ)cos (θ 0 )t 0 (λ)
Éq. 1
ʎ : longueur d’onde, L w ( λ) : la luminance, t 0 ( λ) : la transmittance
6
diffuse de l’atmosphère, θ 0 : l’angle
solaire zénithal.
Les algorithmes de la couleur de l’océan utilisent la réflectance
7
de télédétection (Rrs
8 (λ)) de l’eau de
mer. C’est la principale variable utilisée pour l’estimation des paramètres biogéochimiques (e.g. Chla). Elle est définit comme:
Rrs ( λ )=
π L w ( λ)
E d
Éq. 2
E d : la radiance solaire (downwelling solar irradiance), Rrs( λ): la réflectance de la couleur de l’océan à
la longueur d’onde ʎ, L w ( λ): la luminance.
La source du changement de couleur dans les eaux marines inclut le phytoplancton et ses pigments, la
matière organique dissoute et la matière en suspension. La matière organique dissoute colorée, appelée
1 Matière détritus : fragments d'organismes morts, matières fécales…
2 CDOM : une coloration jaune verdâtre provenant des produits de décomposition des matières organiques. Ces matières absorbent
fortement à des longueurs d'onde s'étalant du bleu à l'ultraviolet.
3 Aérosols : Suspension dans le milieu gazeux, l’air par exemple, de particules solides (poussières) ou de gouttelettes microscopiques. Le
brouillard et les constituants cellulaires.
4 Irradiance : quantité d’énergie solaire arrivant par unité de surface et par unité de temps.
5 Luminance : est la puissance émise par une surface unitaire, selon un angle solide et une direction donnée par rapport au zénith.
6 Transmittance : rapport entre l’énergie reçue par une surface et l’énergie transmise par cette surface. Ce qui n’est pas transmis est
absorbé et/ou réfléchi.
7 Réflectance : c’est une mesure de la capacité d’une surface à réfléchir l’énergie qu’elle reçoit. C’est le rapport entre l’énergie reçue par
une surface et l’énergie réfléchie par cette surface.
8 Rrs : Remote Sensing Reflectance.
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(1975) et Gordon et Clark (1981). En effet, l’atténuation de cette lumière dans la masse d’eau
s’accentue avec la présence des particules non-algales en suspension, très marquée dans les eaux
côtières. En outre, la similarité dans les signatures spectrales entre certains composants océanique et
atmosphérique (par exemple, les spectres d'absorption des particules détritiques
1
et des matières
organiques dissoutes colorées (CDOM
2
, Colored Dissolved Organic Matter or yellow matter, or
gelbstoff), les spectres de rétrodiffusion des particules océaniques, et les aérosols
3
) peuvent limiter la
capacité à les distinguer induisant parfois des erreurs dans le spectre d'absorption du phytoplancton.
2.
La théorie de la couleur de l’océan
L’irradiance
4
spectrale dans la couche superficielle de l’eau dépend de la distribution du rayonnement
électromagnétique et de la réponse spectrale des COS présentes dans l’eau de mer. La luminance
5
normalisée (nL w ( λ)) (Water-leaving radiance) est calculée pour la première fois par Gordon et Clark
(1981) selon la formule suivante:
L w ( λ) = n L w ( λ)cos (θ 0 )t 0 (λ)
Éq. 1
ʎ : longueur d’onde, L w ( λ) : la luminance, t 0 ( λ) : la transmittance
6
diffuse de l’atmosphère, θ 0 : l’angle
solaire zénithal.
Les algorithmes de la couleur de l’océan utilisent la réflectance
7
de télédétection (Rrs
8 (λ)) de l’eau de
mer. C’est la principale variable utilisée pour l’estimation des paramètres biogéochimiques (e.g. Chla). Elle est définit comme:
Rrs ( λ )=
π L w ( λ)
E d
Éq. 2
E d : la radiance solaire (downwelling solar irradiance), Rrs( λ): la réflectance de la couleur de l’océan à
la longueur d’onde ʎ, L w ( λ): la luminance.
La source du changement de couleur dans les eaux marines inclut le phytoplancton et ses pigments, la
matière organique dissoute et la matière en suspension. La matière organique dissoute colorée, appelée
1 Matière détritus : fragments d'organismes morts, matières fécales…
2 CDOM : une coloration jaune verdâtre provenant des produits de décomposition des matières organiques. Ces matières absorbent
fortement à des longueurs d'onde s'étalant du bleu à l'ultraviolet.
3 Aérosols : Suspension dans le milieu gazeux, l’air par exemple, de particules solides (poussières) ou de gouttelettes microscopiques. Le
brouillard et les constituants cellulaires.
4 Irradiance : quantité d’énergie solaire arrivant par unité de surface et par unité de temps.
5 Luminance : est la puissance émise par une surface unitaire, selon un angle solide et une direction donnée par rapport au zénith.
6 Transmittance : rapport entre l’énergie reçue par une surface et l’énergie transmise par cette surface. Ce qui n’est pas transmis est
absorbé et/ou réfléchi.
7 Réflectance : c’est une mesure de la capacité d’une surface à réfléchir l’énergie qu’elle reçoit. C’est le rapport entre l’énergie reçue par
une surface et l’énergie réfléchie par cette surface.
8 Rrs : Remote Sensing Reflectance.
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