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1 Fundamentos de la teledetección

Teledetección es la técnica que permite obtener información a distancia de objetos sin que exista un contacto material. Para que ello sea posible es necesario que, aunque sin contacto material, exista algún tipo de interacción entre los objetos observados; situados sobre la superficie terrestre, marina o en la atmósfera; y un sensor situado en una plataforma (satélite, avión, etc.).

En el caso la teledetección la interacción que se produce va a ser un flujo de radiación que parte de los objetos y se dirige hacia el sensor (figura 97). Este flujo puede ser, en cuanto a su origen, de tres tipos:

Las técnicas basadas en los dos primeros tipos se conocen como teledetección pasiva y la última como teledetección activa.

La radiación (solar reflejada, terrestre o emitida por el sensor y reflejada) que llega de la superficie terrestre y que ha atravesado la atmósfera, es almacenada en formato digital. Una vez recuperados los datos en el centro de control del satélite, permitirán obtener información acerca de la superficie terrestre y de la atmósfera. El tipo de información que se obtiene dependerá de la longitud de onda en la que el sensor capte radiación.

El análisis de esta información permite el reconocimiento de las características de los objetos observados y de los fenómenos que se producen en la superficie terrestre y oceánica y en la atmósfera. Por tanto son muchas las ciencias, tanto naturales como sociales, interesadas en su uso (Geografía, Geología, Meteorología, Agronomía, etc.).

1.1 Naturaleza de la radiación

La naturaleza de la radiación electromagnética puede ser explicada a partir de dos modelos aparentemente contradictorios y en el fondo complementarios. El módelo de onda asume que la radiación se produce en forma de ondas que resultan de oscilaciones en los campos eléctrico y magnético en las inmediaciones de los objetos y se desplazan por el espacio a la velocidad de la luz. Las ondas se definen fundamentalmente por su longitud ($ \lambda$) o distancia entre dos picos de onda (se mide en $ \mu$m, es decir 10-6 metros). El modelo de partícula asume que la energía viaja como un flujo de elementos discretos: los fotones. La energía transportada por cada fotón (Q) depende de la longitud de onda, de este modo ambos modelos se relacionan mediante la ecuación:

Q = $\displaystyle {\frac{{hc}}{{\lambda}}}$ (78)

donde h es la constante de Planck ( 6.626x10-34Js) y c la velocidad de la luz ( 300000m/s). La ecuación 83 implica que a menor longitud de onda mayor es la energía transportada por la radiación.

El conjunto de todas las longitudes de onda se denomina espectro electromagnético (figura 97 y tabla 56.1). Dentro del espectro electromagnético se distinguen una serie de regiones, las más utilizadas por las diferentes técnicas de teledetección son la luz visible, el infrarrojo reflejado, el infrarrojo térmico y las microondas (radar).

Figura 97: Espectro electromagnético y técnicas de teledetección
\fbox{
\includegraphics[width=15cm]{/mnt/externo/datos1/alonso/figuras/espectro1.png}
}


Tabla 7: Regiones del espectro electromagnético
Región Rango de longitudes
Rayos $ \gamma$ <0.03nm
Rayos X 0.03nm - 3nm
Ultravioleta 3nm - 0.3$ \mu$
Visible 0.3$ \mu$ - 0.7$ \mu$
Infrarrojo 0.7$ \mu$ - 300$ \mu$
Microondas 300$ \mu$ - 20cm
Radio-TV > 200cm


Cualquier cuerpo en la naturaleza emite radiación y lo hace con diferentes longitudes de onda. La cantidad de energía que emite un cuerpo por radiación como la distribución de esta energía en diferentes longitudes de onda depende fundamentalmente de la temperatura de dicho cuerpo (ley de Stefan-Boltzman):

M = $\displaystyle \sigma$T4 (79)

por otro lado la ley de Wien:

$\displaystyle \lambda_{{max}}^{}$ = $\displaystyle {\frac{{2898}}{{T}}}$ (80)

nos permite calcular a que longitud de onda se produce el pico de máxima emisión de energía de un cuerpo a una temperatura T. Como puede observarse a mayor temperatura menor longitud de onda. Tanto en la ecuación 84 como en la 85 la temperatura se expresa en grados Kelvin.

La temperatura del Sol es de aproximadamente 6000oK mientras que la de la Tierra es de 300oK. Esto significa que la radiación solar va a ser máxima para una longitud de onda de 0.48 $ \mu$ (región visible) y la terrestre máxima en una longitud de onda de 9.66 $ \mu$ (infrarrojo térmico).

Determinados fenómenos de la superficie terrestre (por ejemplo los incendios) implican una temperatura mucho mayor ( 548.5 - 693.5oK) que la habitual de la superficie terrestre, esto significa que el total de radiación emitida va a ser mucho mayor y que el pico de emisión va a estar en longitudes de onda de 5.28 - 4.3 $ \mu$, también en el infrarrojo térmico pero con valores considerablemente diferentes a los correspondientes a la temperatura normal de la Tierra.

Por tanto puede concluirse que la radiación solar domina aquellas regiones del espectro electromagnético que corresponden a la radiación visible y al infrarrojo reflejado. La radiación terrestre domina el infrarrojo térmico, mientras que las radiaciones que corresponden a las microondas (radar) no aparecen en la naturaleza, deben ser por tanto de origen artificial, generadas por el propio sensor que las recibe posteriormente reflejadas (figura 97).

1.2 Interacciones entre la radiación y los objetos

Todos los objetos (independientemente de la radiación que emitan) van a recibir radiación, fundamentalmente del sol, que, en función del tipo de objeto que estemos considerando, puede seguir tres caminos:

La fracción de energía que se refleja se denomina reflectividad o albedo ($ \rho$ ); la fracción de energía que se absorbe se denomina absortividad ($ \alpha$ ); la fracción de energía que se transmite se denomina transmisividad ($ \tau$) cumpliendose que $ \rho$ + $ \tau$ + $ \alpha$ = 1. Las tres variables tienen lógicamente valores entre 0 y 1.

La interacción de la radiación con la atmósfera y con los objetos terrestres, es decir los valores de $ \rho$, $ \tau$ y $ \alpha$ de un cuerpo concreto, va a depender de la longitud de onda de que se trate y de las características de ese cuerpo. Unas primeras líneas generales acerca del comportamiento de diferentes objetos respecto a su interacción con la radiación serían:

1.3 Interacción atmósfera-radiación electromagnética

Algunos de los gases que componen la atmósfera absorben radiación en determinadas longitudes de onda. La radiación no absorbida se transmite a la superficie terrestre aunque se ve afectada por procesos de dispersión (responsables del color azul del cielo y de que podamos ver en zonas de sombra). Los gases responsables de la absorción son fundamentalmente:

De este modo aparecen una serie de regiones en el espectro en las que la radiación es absorbida por uno o varios de los gases. Esto deja, por otro lado, regiones del espectro en las que no se produce absorción, son las denominadas ventanas atmosféricas.

Figura: Bandas de absorción y ventanas en el espectro electromagnético
Image absorcion

Problema aparte supone la aparición de partículas líquidas (nubes, figura 99) o sólidas (figura 100) que reflejan gran parte de la radiación solar que reciben. Las nubes emiten su propia radiación en el infrarrojo térmico, diferente a la terrestre debido a su menor temperatura, con lo que ocultan la superficie terrestre en ambas regiones del espectro. Debido a la saturación en vapor de agua, su capcidad de absorber radiación en la banda de absorción del vapor de agua dependerá de su espesor.

Figura 99: Efecto de las nubes sobre las observaciones de satélite
Image nubes

Figura 100: Efecto del polvo sobre las observaciones de satélite
Image Canary_sand2

A la hora de diseñar un sensor, existen tres posibilidades fundamentales:

Las tres bandas de Meteosat (figura 101) son un ejemplo de cada una de estas posibilidades:

  1. La imagen visible capta radiación solar reflejada integrando todas las longitudes de onda del visible y parte del infrarrojo reflejado ( 0.5 - 0.9$ \mu$), cuanto mayor sea el valor recibido por el sensor mayor es el albedo (colores claros).
  2. La imagen del infrarrojo térmico capta radiación emitida por la Tierra ( 5.7 - 7.1$ \mu$) que, por tanto, depende de su temperatura, a mayor temperatura mayor energía recibida (colores oscuros).
  3. La imagen del vapor de agua ( 10.5 - 12.5$ \mu$) capta ebergía en la longitud de onda en que mayor es la absorción del vapor de agua; por tanto cuanto mayor sea la cantidad de vapor de agua presente en la columna atmosférica menor es la cantidad de energía que capta el sensor (colores claros).

La combinación de estas tres bandas permite distinguir:

Figura 101: Imágenes de cada uno de los canales del satélite Meteosat
Image Meteosat_VIS Image Meteosat_IR Image Meteosat_WV

Visible Infrarrojo térmico Vapor de agua

En general se considera que si el día es suficientemente despejado la absorción atmosférica puede despreciarse en las ventanas. Dispersión y refracción son más difíciles de evitar, introduciendo distorsiones que deben ser corregidas.

En todo caso, los problemas relacionados con la interacción de la atmósfera tienen mayor importancia en estudios multitemporales. Si se trabaja con imágenes de una sola fecha se asume que la distorsión atmosférica es equivalente en todo el espacio (al menos en las imágenes de alta resolución que cubren una pequeña porción de la superficie terrestre).


alonso 2006-02-13