4. FUNDAMENTOS FÍSICOS II LA INTERACCIÓN DE LA ATMÓSFERA...

Sistemas de Información Geográfica: datos RASTER. E. Sánchez Rodríguez y V. Rodríguez Galiano

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4. FUNDAMENTOS FÍSICOS II

LA INTERACCIÓN DE LA ATMÓSFERA CON LA ENERGÍA ELECTROMAGNÉTICA

Toda radiación utilizada en teledetección debe atravesar la atmósfera terrestre; si el sensor es transportado por un avión que vuele relativamente bajo, el espesor de atmósfera que tiene que atravesar la energía electromagnética es muy reducido y por tanto se puede considerar negligible su efecto sobre los datos recibidos por el sensor. Sin embargo, la energía en la que se basan las imágenes de satélite ha tenido que pasar por el espesor completo de la atmósfera terrestre; en este caso, la atmósfera puede tener importantes efectos sobre la calidad de las imágenes generadas por los sensores embarcados en satélites. Por ello, para la práctica de la teledetección es importante conocer las interacciones que se producen entre la energía electromagnética y la atmósfera, y el efecto que ello produce en las imágenes que nosotros vamos a manejar. Como sabemos, la atmósfera se compone de gases (anhídrido carbónico, oxígeno, ozono, nitrógeno y argón fundamentalmente), vapor de agua y aerosoles. Estos componentes de la atmósfera afectan a la energía electromagnética que la atraviesa de diferentes formas, fundamentalmente mediante procesos de dispersión y absorción, y también hasta cierto punto de emisión. Estos procesos introducen modificaciones, a veces muy importantes, en la radiación electromagnética propagada entre la cubierta de interés y el sensor. Veamos cada uno de estos procesos: 1. Dispersión (SCATTERING). La dispersión es la reflexión de la energía electromagnética que atraviesa la atmósfera en todas direcciones provocada por las partículas suspendidas en la atmósfera o por grandes moléculas de gases atmosféricos. Esta reflexión supone un aporte adicional a la radiancia que provenía de la superficie terrestre, y que alcanza al sensor. Disminuye la radiancia directa (la que va desde la superficie terrestre hasta el sensor) pero aumenta la radiancia difusa, es decir, la que entra en el campo de visión del sensor sin provenir de la superficie terrestre a la que apunta, sino de la atmósfera directamente: luz atmosférica. La cantidad de dispersión que se produce en una situación concreta depende del tamaño de las partículas que lleve en suspensión la atmósfera, su abundancia, la longitud de onda de la radiación EEM, y el espesor de atmósfera que la energía electromagnética tenga que atravesar. La relación entre el tamaño de la partícula y la longitud de onda de la energía electromagnética a la que afecta nos permite hablar de distintos tipos de dispersión: dispersión Rayleigh, dispersión Mie y dispersión no selectiva.


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La dispersión Rayleigh se produce cuando las partículas atmosféricas tienen un diámetro muy pequeño en relación con la longitud de onda de la radiación. Estas partículas pueden ser aerosoles de pequeño diámetro, pero más normalmente son algunas moléculas de gases atmosféricos, como N2 u O2, cuyos diámetros son mucho más pequeños que la longitud de onda de la radiación visible e infrarroja próxima. Esta dispersión se produce incluso en atmósferas totalmente limpias, sin impurezas, por lo que a veces se hace referencia a ella como "dispersión de atmósfera clara". Es el proceso dominante en la zona superior de la atmósfera, entre los 9 y 10 km de altura, el límite más alto en que se produce dispersión atmosférica. La dispersión Rayleigh es dependiente de la longitud de onda: la dispersión aumenta rápidamente a medida que disminuye la longitud de onda. La luz azul es dispersada 4 veces más que la roja, y la radiación ultravioleta, 16 veces más que la radiación roja. La ley de Rayleigh dice que esta forma de dispersión es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda, es decir, que con que disminuya un poco la longitud de onda, la dispersión aumenta muchísimo. La dispersión Mie es causada por partículas de mayor tamaño presentes en la atmósfera, incluyendo polvo, polen, humo y gotas de agua. Se produce cuando el diámetro de las partículas es similar a la longitud de onda de la radiación. Este tipo de dispersión también afecta a un rango amplio de longitudes de onda, y también es hasta cierto punto dependiente de la longitud de onda, pero la relación no es tan directa como en el caso de la dispersión Rayleigh. Frente a la dispersión Rayleigh, la Mie tiende a ser máxima en los primeros 5 km de atmósfera, donde abundan más las partículas grandes. Depende, como es lógico, mucho más del estado de la atmósfera. La dispersión no selectiva es la causada por partículas cuyo diámetro es mucho mayor que la longitud de onda de la radiación que es dispersada. Como su nombre indica, no es dependiente de la longitud de onda y afecta por igual a todas ellas. Por esto, las nubes o nieblas se ven blancas o grisáceas, ya que todas las longitudes de onda visibles son dispersadas por igual. Estas partículas de gran diámetro son generalmente polvo atmosférico o, más frecuentemente, gotas de agua.


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La dispersión hace que la atmósfera tenga luz propia, que aquellas zonas donde no llega la radiación directamente no sean totalmente negras; si no existiera dispersión, las sombras serían totalmente negras, no simplemente “oscuras”; no veríamos dentro de una habitación si no entrara la luz solar directa... Para la Teledetección la dispersión atmosférica tiene importantes consecuencias:

- Debido a la dependencia de la dispersión Rayleigh respecto a la longitud de onda, la energía electromagnética en las zonas ultravioletas y azul del espectro no se utiliza a menudo en Teledetección, ya que las imágenes que utilizan estas longitudes de onda recogen más bien el brillo de la atmósfera que el de la superficie terrestre de interés.

- La dispersión envía al sensor energía que en realidad no proviene de la parte de la superficie terrestre observada por él, por lo que consigue hacer que los objetos oscuros parezcan más claros de lo que son, reduciendo así el contraste de la imagen. Como las buenas imágenes son las que tienen buen contraste, porque nos permiten reconocer visualmente pequeñas diferencias en niveles de gris, la dispersión atmosférica tiene el efecto de reducir la calidad de las imágenes. Por ello, a la hora de trabajar con una imagen una de las primeras operaciones que es necesario realizar es intentar eliminar o al menos reducir al máximo este efecto introducido por la atmósfera, aplicando una serie de transformaciones a la imagen que, debido a su objetivo, se denominan operaciones de CORRECCIÓN ATMOSFÉRICA.

2. Absorción. La absorción de la radiación se produce cuando la atmósfera impide o atenúa mucho la transmisión de la energía electromagnética a través de ella. La atmósfera retiene esa energía electromagnética, la usa para aumentar su temperatura y posteriormente la reemite a mayores longitudes de onda (en función de la temperatura que haya alcanzado). La absorción atmosférica es selectiva respecto a la longitud de onda, actúa como un filtro selectivo, dejando pasar toda la radiación a determinadas longitudes de onda y reteniéndola por completo en otras. Esto supone que en determinadas zonas del espectro electromagnético sea imposible trabajar con Teledetección porque la atmósfera no permite que la energía electromagnética pase de un extremo a otro del sistema (de la fuente de energía a la superficie terrestre o de la superficie terrestre al sensor). La absorción atmosférica está causada fundamentalmente por cuatro gases, componentes normales de la atmósfera: Oxígeno (O2), Ozono (O3), Vapor de agua y Anhídrido carbónico (CO2). 1. Oxígeno. Absorbe en su mayor parte la energía electromagnética de longitud de onda ultravioleta, y también pequeñas zonas dentro de la región del IR térmico (lejano) y de las microondas. 2. Ozono. Se forma en la alta atmósfera debido a la interacción de la energía UV con las moléculas de oxígeno (20-30 km de altura, donde se da la máxima concentración de ozono). Aunque sus concentraciones son siempre muy bajas, incluso en la estratosfera (0’1-0’2 ppm), en su formación se


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absorbe muchísima radiación ultravioleta, especialmente por debajo de 0’24 micrómetros, por lo que esta región no puede utilizarse en teledetección (se usa el ultravioleta desde 0’3 micrómetros, si acaso). También elimina la energía electromagnética de un sector de las microondas, en torno a 27 mm de longitud de onda. 3. Anhídrido carbónico. Absorbe mucho en las regiones del espectro del infrarrojo medio y lejano, fundamentalmente entre: 2’5-4’5 micrómetros 13-17’5 micrómetros 4. Vapor de agua. Frente a los demás gases, cuya proporción en la atmósfera es prácticamente constante (excepto en el caso del CO2, que no ha sido constante a largo plazo, pero sí lo es a corto plazo), la proporción de vapor de agua en la atmósfera es muy variable, dependiendo de las condiciones meteorológicas, por lo que su papel como absorbente de energía electromagnética también es muy variable en el tiempo. De todas formas, el vapor de agua es mucho más efectivo absorbiendo energía electromagnética que los demás gases que hemos mencionado. La principal región del espectro en la que absorbe el agua es entre 5’5 y 7 micrómetros, donde es capaz de absorber más del 80% de la energía electromagnética. También absorbe mucho en las regiones situadas en torno a los 0’6 y 2 micrómetros y también por encima de los 27 micrómetros. La absorción atmosférica supone que existen importantes zonas del espectro electromagnético donde no es posible trabajar con teledetección, y otras en las que, por ser muy pequeña la absorción, es posible la observación remota. Estas zonas del espectro en las que la absorción es mínima son conocidas como ventanas atmosféricas; son aquellas regiones del espectro en las que la energía electromagnética es fácilmente transmitida a través de la atmósfera, las regiones donde la energía electromagnética no es bloqueada por la atmósfera.

Las principales ventanas atmosféricas son las siguientes: - espectro visible e infrarrojo cercano, entre 0’3 y 1’35 micrómetros.

- varias en el infrarrojo medio: de 1’5 a 1’8 micrómetros, de 2’0 a 2’4 micrómetros, de 2’9 a 4’2


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micrómetros, y de 4’5 a 5’5 micrómetros. - infrarrojo térmico, entre 8 y 14 micrómetros.

- microondas, por encima de 20 mm, donde la atmósfera es prácticamente transparente. Estas ventanas atmosféricas son idóneas para realizar estudios de teledetección, por lo que, como hemos visto, el diseño de los sensores tiende a ajustarse a estas bandas. Sin embargo, cuando lo que se pretende es observar la atmósfera en lugar de la superficie terrestre, las zonas del espectro más adecuadas son entonces aquellas donde la absorción es mayor, porque la cantidad de energía en ese caso nos da referencia de la cantidad del gas presente en la atmósfera (sobre todo de vapor de agua, ya que la proporción de los otros gases que actúan como absorbentes es bastante constante). Por ello, los satélites meteorológicos incorporan bandas en estas regiones del espectro, como por ejemplo el sensor SEVIRI a bordo del Meteosat-7, que tiene una banda que trabaja en las longitudes de onda comprendidas entre 5’7 y 7’1 micrómetros, cuyo objetivo es, lógicamente, dar información sobre el contenido en vapor de agua de la atmósfera. 3. Emisión. La atmósfera absorbe parte de la energía solar que la atraviesa, y la transforma en calor; por ello emite también energía electromagnética, aunque, debido a su relativamente baja temperatura, lo hace en longitudes de onda largas (ley del desplazamiento de Wien). Por ello, si bien no influye para trabajos de teledetección que usan energía en el rango visible o infrarrojo cercano, sí lo hace en trabajos donde lo que interesa es realizar mediciones de la temperatura de la superficie terrestre a partir de la información proporcionada por la zona del infrarrojo térmico. LA INTERACCIÓN DE LA ENERGÍA ELECTROMAGNÉTICA CON LA SUPERFICIE TERRESTRE: SIGNATURAS

ESPECTRALES.

Cuando la energía electromagnética incide sobre cualquier objeto de la superficie terrestre, existen tres posibles interacciones que pueden tener lugar entre la energía y el objeto: diferentes fracciones de la energía incidente en el objeto son reflejadas, absorbidas y/o transmitidas. Aplicando el principio de conservación de la energía, podemos afirmar que la relación entre estos tres procesos es la siguiente:

Flujo incidente = flujo reflejado + flujo absorbido + flujo transmitido Sobre esta relación debemos profundizar en dos puntos: 1. La proporción de energía reflejada, absorbida y transmitida varía para los diferentes objetos de la superficie terrestre, dependiendo del tipo de material de que estén formados y de las condiciones concretas en las que se encuentre (seco o mojado, a una temperatura o a otra, etc...). Estas diferencias en su comportamiento respecto a la energía electromagnética son las que nos permiten diferenciar los objetos en las imágenes. 2. En segundo lugar, todos estos parámetros son también dependientes de la longitud de onda, lo que significa que, incluso en un mismo objeto, la proporción de energía que es reflejada, absorbida y


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transmitida es variable en función de la longitud de onda de la energía electromagnética que le llega. Así, dos objetos o cubiertas diferentes pueden comportarse de la misma forma y por tanto no ser diferenciables en una región del espectro electromagnético, y sin embargo ser muy diferentes en otra zona del espectro. Como en teledetección trabajamos con la energía que llega al sensor, de las tres posibles interacciones la que más nos interesa es la reflejada por las diferentes cubiertas terrestres, más que la energía que éstas absorben o transmiten. El parámetro con el que trabajamos en teledetección cuando hablamos de energía reflejada es la REFLECTIVIDAD, que ya conocemos: ρ (ro), que definimos como la proporción de energía incidente que es reflejada por un objeto:

ρ = φi/ φr Un gráfico que representa la reflectividad espectral de un objeto en función de la longitud de onda de la energía electromagnética es lo que se llama una CURVA DE REFLECTIVIDAD ESPECTRAL. Como cada curva de reflectividad espectral suele ser característica de un objeto o cubierta concreta, a un gráfico de este tipo también se le suele llamar SIGNATURA ESPECTRAL, indicando la unicidad de cada patrón de respuesta espectral, hasta el punto que es lo que nos permite reconocer los diferentes objetos a partir de los datos proporcionados por las imágenes de satélite. Conocer la curva de reflectividad del objeto de interés nos permite elegir con las máximas garantías de éxito la región del espectro, las longitudes de onda en las que debemos trabajar para una determinada aplicación, porque en ellas la respuesta espectral de las cubiertas de interés es más característica, más diferente de las demás cubiertas. Esta es la base de la mayor parte de las aplicaciones de teledetección: la separabilidad espectral entre las cubierta de interés. La experiencia en teledetección ha demostrado que muchas de las cubiertas terrestres pueden identificarse a partir de su comportamiento espectral, en una banda u otra del espectro. Pero la experiencia también ha demostrado que algunas cubiertas de interés no son espectralmente diferenciables. Para utilizar la teledetección efectivamente, debemos comprender y conocer las características espectrales de la cubierta terrestre en la que centramos nuestra investigación. A continuación estudiaremos la signatura espectral característica de tres cubiertas terrestres muy representativas: vegetación verde sana, suelo desnudo seco y agua clara. Representan curvas de reflectividad medias, obtenidas de una serie bastante larga de mediciones. Por ello precisamente, tampoco son reales; es decir, probablemente no haya ningún árbol cuya respuesta espectral coincida exactamente con la de la figura, etc...


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1. Signatura espectral de la vegetación sana.

La respuesta espectral de la vegetación sana suele mostrar la configuración en picos que aparece en la figura. Los valores bajos que corresponden a la zona del visible, se deben a los pigmentos que contienen las hojas de las plantas. La clorofila, por ejemplo, absorbe mucho en la región situada entre 0.45 y 0.67 micrómetros (por eso vemos la vegetación verde, porque la clorofila absorbe en el rojo y el azul fundamentalmente). Si una planta sufre cualquier tipo de estrés, interrumpe su crecimiento y productividad normal, por lo que suele disminuir o incluso cesar su producción de clorofila. Ello supone un aumento de la reflectividad en las regiones azul y roja del espectro porque no hay clorofila que las absorba; normalmente, aumenta mucho más rápidamente la reflectividad en el rojo, por lo que la planta se vuelve marrón/naranja/amarilla (mezcla de verde y rojo). Al avanzar hacia la parte infrarroja del espectro, alrededor de los 0.7 micrómetros, la reflectividad de la vegetación sana aumenta rápidamente. Entre 0.7 y 1.3 micrómetros, una hoja de una planta típica refleja al menos el 40 ó 50% de la energía que incide sobre ella. Esta alta reflectividad en este rango espectral viene determinada ya no por los pigmentos de la hoja, sino por su estructura interna, las paredes de sus células, etc... Como la estructura interna de las hojas es muy variable entre diferentes especies, las medidas de reflectividad realizadas en esta zona del espectro a menudo sirven para discriminar entre especies vegetales, incluso si son similares en la zona visible del espectro. Además, también el stress hídrico o causado por una plaga o enfermedad puede alterar la estructura interna de la hoja, por lo que también altera la reflectividad en esta región del espectro, por lo que sensores que trabajan en esta zona se utilizan igualmente para la detección de plantas enfermas. Además, la presencia de muchas capas de hojas aumenta la reflectividad en esta zona del espectro (más hojas que reflejan la energía que les llega transmitida por las superiores), por lo que la cantidad de energía reflejada aumenta con la cantidad de hojas, y de ella se puede derivar información sobre el índice de superficie foliar de una determinada masa vegetal. A partir de 1.3 micrómetros, la energía electromagnética es fundamentalmente absorbida o reflejada, pero no transmitida. Se producen descensos importantes en la reflectividad en 1.4, 1.9 y 2.7 micrómetros, porque el agua contenida en las hojas absorbe casi totalmente la energía electromagnética en estas longitudes de onda. Por ello, estas longitudes de onda se conocen como BANDAS DE ABSORCIÓN DEL AGUA y el valor de reflectividad de la vegetación en ellas nos indica el contenido de agua en las hojas. Se producen picos de reflectividad alrededor de los 1.6 y 2.2 micrómetros, entre las bandas de absorción.


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2. Signatura espectral del agua.

En la signatura espectral del agua, probablemente el rasgo más llamativo sea la fuerte absorción (y por tanto casi nula reflectividad) de la energía electromagnética que se produce en las longitudes de onda correspondientes al infrarrojo próximo. Es por ello que la localización y delimitación de láminas de agua es tan fácil de realizar en imágenes de sensores remotos, siempre que se disponga de alguna banda en la región del infrarrojo cercano. Sin embargo, en estas longitudes de onda es difícil obtener información sobre las características del agua, aparte de la ya mencionada delineación de la zona ocupada por ella. Características importantes del agua se manifiestan principalmente en las longitudes de onda del visible, aunque la interacción de la energía con el agua en estas longitudes de onda es muy compleja y depende de un número importante de factores que se relacionan estrechamente entre sí: la profundidad del agua (a veces, si las aguas son poco profundas y claras, la respuesta que recibe el sensor no es la reflejada por el agua, sino por el fondo), el estado de su superficie (puede producirse reflexión especular...), su contenido en clorofila, materiales en suspensión, etc., que modifican la signatura espectral del agua pura. El agua pura absorbe muy poca energía a longitudes de onda inferiores a 0.6 micrómetros; en estas longitudes de onda el agua se caracteriza por su alta transmisividad, especialmente en las regiones verde-azul del espectro electromagnético, por lo que su reflectividad también es baja en estas regiones. Sin embargo, si el agua no es pura, sino que presenta materiales en suspensión o disolución, su comportamiento espectral varía considerablemente: por ejemplo, aguas cargadas en sedimentos tienen una reflectividad en el visible mucho más alta que las aguas limpias. Igualmente, la reflectividad del agua cambia a medida que aumenta la concentración en clorofila: el aumento de la concentración en clorofila tiende a disminuir la reflectividad del agua en la región del azul, y aumentarla en la región del verde. Por ello, es posible controlar la presencia de fitoplancton y estimar su cantidad a través de imágenes obtenidas mediante sensores remotos.


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3. Signatura espectral del suelo.

La curva de reflectividad del suelo es bastante diferente de la de la vegetación, y mucho más plana, con menos picos. Ello significa que los factores que influyen en la reflectividad del suelo actúan en bandas menos específicas del energía electromagnética. Algunos de los factores que influyen en la reflectividad del suelo son: contenido en humedad, textura del suelo, rugosidad superficial, presencia o ausencia de óxido de hierro y contenido en materia orgánica. Estos factores son complejos, variables y se interrelacionan entre sí. Por ejemplo, la presencia de humedad en el suelo disminuye su reflectividad; igual que en el caso de la vegetación, este efecto es más importante en las llamadas BANDAS DE ABSORCIÓN DEL AGUA, alrededor de 1.4, 1.9 y 2.7 micrómetros. El contenido de humedad del suelo se relaciona directamente con su textura: suelos de textura gruesa, arenosos, son normalmente suelos bien drenados, por lo que su contenido en humedad es escaso y su reflectividad es relativamente alta; los suelos mal drenados de textura fina suelen tener por ello menor reflectividad. En ausencia de agua, sin embargo, el suelo suele presentar la tendencia contraria: los suelos de textura gruesa suelen aparecer más oscuros, menos reflectivos que los de textura fina. Como vemos, la reflectividad de un suelo depende de muchos factores, que se interrelacionan entre sí y pueden producir efectos contrarios, por lo que en general es necesario que el analista esté familiarizado con las características del suelo en cuestión para que pueda obtener conclusiones fiables a partir de su comportamiento espectral. 4. Modelos de respuesta espectral. Muchos autores piensan que, aunque muchas coberturas terrestres manifiestan comportamientos espectrales muy característicos (como es el caso de las tres que acabamos de comentar), es mejor hablar de “MODELOS DE RESPUESTA ESPECTRAL” que de SIGNATURAS ESPECTRALES. La razón es que la palabra SIGNATURA implica una unicidad que no siempre se da: la signatura espectral de una misma cobertura no es única: presenta una variabilidad importante. Por ello, aunque utilicemos en la práctica el término de signatura espectral, debemos tener en cuenta la inevitable variabilidad dentro de cada una de ellas. Esta variabilidad en la respuesta espectral de los objetos viene dada en primer lugar por las condiciones en que se encuentren estos objetos: su composición (más o menos clorofila en el agua, como vimos antes), su humedad (suelos), etc... Otros factores que influyen en la respuesta espectral de un objeto y por tanto contribuyen a la variabilidad de las signaturas espectrales, son los efectos espaciales y temporales. Los factores temporales son aquellos que hacen que la signatura espectral de un objeto


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cambie a medida que pasa el tiempo. Por ejemplo, las especies vegetales cambian su respuesta espectral a lo largo del ciclo fenológico: un árbol no tiene la misma signatura en la estación de crecimiento que durante el estiaje, por ejemplo. Los factores espaciales son aquellos que hacen que el mismo tipo de objeto (por ejemplo, el maíz), en un mismo momento, presente un comportamiento espectral diferente si se encuentra en un lugar o en otro, especialmente si la distancia es muy grande (por ejemplo, maíz en la vega del Guadalquivir y el la Vega de Granada). Estos factores temporales y espaciales afectan prácticamente a todas las operaciones de teledetección y en muchos casos dificultan el trabajo, al impedir que haya una única respuesta espectral que caracterice a cada cobertura. Pero, a menudo, los cambios temporales y espaciales de la respuesta espectral de una cobertura pueden ser las claves para conseguir la información que buscamos en una imagen: los cambios temporales nos pueden decir en qué estado fenológico está un determinado cultivo, etc... Por último, además de estar influidos por factores temporales y espaciales, los modelos de respuesta espectral están influidos por la atmósfera, y es posible que los valores obtenidos en nuestra imagen para una determinada cobertura no coincidan con los valores esperados en función de su signatura espectral, ni siquiera la forma de la curva; ello puede deberse a la influencia de la atmósfera, que, como sabemos, es selectiva y actúa fundamentalmente añadiendo radiancia en las longitudes de onda más cortas. 5. SISTEMAS DE TELEDETECCIÓN ESPACIAL ESQUEMA: 1.- Concepto de resolución.

1.1- Resolución espacial. 1.2- Resolución espectral. 1.3- Resolución radiométrica. 1.4- Resolución temporal.

2. Tipos de plataformas. 2.1. Satélites geoestacionarios 2.2. Satélites heliosincrónicos 3. Tipos de sensores. 3.1. Explorador de barrido 3.2. Explorador de empuje. 4. Sistemas de teledetección espacial. 5. El sistema Landsat. 5.1. Landsat 5 5.2. Landsat 7

5.3. Landsat 8 6. El sistema Sentinel. CHUVIECO, E. 2006. Teledetección ambiental. La observación de la Tierra desde el espacio. Ed. Ariel Ciencia. Barcelona Páginas 85 a 151. ------ 1- Concepto de resolución. JENSEN, en su libro Introductory digital image processing define la resolución como “una medida de la


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habilidad de un sistema óptico para diferenciar entre señales que están cerca en el espacio o son espectralmente similares”. CHUVIECO dice que “la resolución de un sistema sensor es su habilidad para registrar, discriminándola, información de detalle”. En realidad, se encuentran muchas más definiciones del término, pero lo básico en todas ellas es que el término resolución hace referencia al NIVEL DE DETALLE de la información que nos proporciona un sistema sensor. 1.1- Resolución espacial. Hace referencia al tamaño del objeto más pequeño que puede distinguirse e identificarse sobre una imagen. Es el tamaño sobre el terreno de la mínima unidad de información incluída en la imagen, que se llama pixel. Depende de varios factores, como: la altura orbital, la abertura del sensor (campo de visión). Influye directamente en la escala a la que se puede trabajar con las imágenes. Los sistemas de teledetección actuales presentan un rango bastante amplio de resoluciones espaciales: desde los 61 cm del sistema Quickbird a los 1100 metros del NOAA-AVHRR. 1.2- Resolución espectral. Se refiere al número y anchura de las bandas espectrales que puede discriminar el sensor, es decir, el número de regiones del espectro en las que el sensor recoge información a la vez. Cuantas más bandas registre el sensor, más información nos proporcionará y por tanto, más posibilidades tendremos de identificar las distintas cubiertas de la superficie terrestre. Además, interesa que esas bandas o regiones del espectro sean suficientemente estrechas, y no hacer una media sobre regiones muy amplias del espectro. También existen importantes diferencias entre los sistemas de teledetección actuales en cuanto a su resolución espectral: desde 1 (sistemas pancromáticos) hasta 220 (Hyperion a bordo del EO-1). 1.3- Resolución radiométrica. Hace referencia a la capacidad del sensor para detectar variaciones en el nivel de radiancia espectral que recibe. En la práctica equivale a decir en cuántos niveles o valores digitales cuantifica el sensor la energía que recibe. Por ejemplo: el sistema Landsat-TM produce valores comprendidos entre 0 y 255: 0 cuando no recibe luz, y 255 cuando se satura el sensor; por su parte, el NOAA-AVHRR cuantifica en 1024 niveles: 0 para el pixel del que no le llega luz, 1023 para el pixel del que le llega tanta luz que se satura el sensor. Es evidente que las variaciones en el nivel de radiancia quedan mejor recogidas si cuantificamos en 1024 que en 256 niveles. Algunos sistemas de teledetección cuantifican en sólo 128 niveles (0-127), como el Landsat-MSS o el MOS-MESSR. Cuantos más niveles use para codificar la información, el sistema es más sensible, detecta diferencias más pequeñas de radiancia. 1.4- Resolución temporal. Alude a la frecuencia con que el sensor adquiere una imagen del mismo punto de la superficie terrestre. Por ejemplo, tenemos una imagen Landsat-TM de cada punto de la tierra cada 17 días, SPOT cada 26 días, METEOSAT cada 30 minutos, NOAA-AVHRR cada 12 horas, etc... Viene controlada fundamentalmente por el tipo de órbita que describe el satélite alrededor de la tierra. Los cuatro tipos de resolución están muy relacionados. Un sensor no puede tener muy buena resolución de los cuatro tipos. El problema fundamental es la transmisión de las imágenes a la superficie terrestre.


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El aumento de cualquiera de los cuatro tipos de resolución supone un incremento, normalmente muy grande, del volumen de datos que hay que transmitir y procesar en la estación receptora. Por ello, normalmente cada sistema de teledetección presenta unas resoluciones adaptadas a la finalidad para la que fueron diseñados: Meteosat por ejemplo tiene pobre resolución espacial (2km) pero muy buena resolución temporal, porque está destinado al seguimiento de fenómenos muy dinámicos. Landsat, por su parte, hace más hincapie en la resolución espacial y espectral y deja un poco de lado la temporal porque su objeto de estudio no cambia en plazos de tiempo tan cortos. 2- Tipos de plataformas. Un satélite es un objeto artificial que se desplaza alrededor de la tierra siguiendo una órbita específica. Como puede permanecer en órbita mucho tiempo, permite obtener información de la tierra de manera constante durante largos periodos de tiempo. Los satélites artificiales que se utilizan más frecuentemente para sistemas de teledetección se pueden clasificar en dos tipos diferentes, de acuerdo con las características de su órbita: 2.1- Satélites geoestacionarios. Los satélites GEOESTACIONARIOS son aquellos que se mantienen siempre sobre un punto fijo de la superficie terrestre. Ello se consigue aumentando la altura de la órbita lo suficiente para que el periodo orbital (el tiempo que tarda el satélite en realizar una vuelta completa a la tierra) sea igual al periodo de rotación de la tierra. Eso significa que el satélite y la tierra se mueven a la misma velocidad angular, por lo que en realidad es como si el satélite estuviera quieto encima de un mismo punto de la tierra. La altura orbital a la que consigue esa igualdad con la velocidad de rotación de la tierra es de alrededor de

36.000 km. Normalmente, los satélites geoestacionarios se suelen situar sobre el ecuador. Aunque la desventaja más evidente es que ante la gran altura de su órbita, la resolución espacial será forzosamente baja, tienen la ventaja de que se pueden tomar imágenes de la misma porción de la superficie terrestre casi constantemente, ya que el satélite está siempre sobre ella; es decir, su resolución temporal es mucho mejor. 2.2- Satélites heliosincrónicos polares o casi polares.

Los satélites con ÓRBITAS HELIOSINCRÓNICAS POLARES giran alrededor de la tierra en el sentido de los meridianos, describiendo una órbita circular de manera que siempre mantienen la misma altura sobre la superficie terrestre. Al rotar la Tierra de Oeste a Este, en cada órbita el satélite observa una franja diferente de la superficie terrestre, observando el mismo punto a intervalos regulares de tiempo. La altura y la velocidad de la órbita del satélite se calculan de manera que cada vez que pasa por un


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determinado punto de la tierra, sea la misma hora solar. Cuando lo que interesa es recoger la energía solar reflejada por la superficie terrestre, un satélite con estas características orbitales es el más adecuado. Para poder recoger imágenes de la mayor superficie terrestre posible, la inclinación orbital del satélite (el ángulo entre el plano orbital del satélite y el plano que contiene el ecuador) es de alrededor de 90 grados (casi polar), de manera que la cobertura que el satélite puede hacer de la superficie terrestre se extiende de un polo a otro. Para conseguir esto, los satélites de este tipo suelen situarse a una altura cercana a los 1.000 km sobre la superficie terrestre. Este tipo de órbita consigue que el satélite pase de una forma periódica, con varios días de diferencia, por cada punto de la tierra, y siempre a la misma hora solar. 3- Tipos de sensores. Aunque existen varias clasificaciones de los sensores remotos, la más frecuente es la que se basa en la procedencia inicial de la energía que recibe el sensor. Ya sabemos que para que la energía que recibe el sensor contenga información sobre la superficie terrestre que pueda ser interpretada tiene que haber interactuado antes con la superficie terrestre, pero en origen esa energía puede provenir de diferentes fuentes, y ello nos permite clasificar los sensores en: 1.- SENSORES PASIVOS: la fuente de energía original es exterior al sensor (fundamentalmente el solo o el propio objeto de estudio). 2.- SENSORES ACTIVOS: emiten un haz de energía electromagnética hacia el objeto de interés y recogen la parte de esta energía que el objeto refleja de nuevo hacia el sensor. Son lógicamente más flexibles, ya que no dependen de una fuente de iluminación externa. Entre los sensores activos destacan el radar y el lidar. Dentro de los sensores pasivos podemos hacer una nueva clasificación en función del procedimiento que utilicen para recoger la energía electromagnética reflejada o emitida por la superficie terrestre, en tres tipos fundamentales:

1. Fotográficos. 2. Óptico-electrónicos, que se dividen a su vez en: - exploradores de barrido - exploradores de empuje - tubos de vidicón. 3. De antena: radiómetros de microondas.

De todos ellos, los que más nos interesan desde el punto de vista práctico porque son los más utilizados son los óptico electrónicos y dentro de ellos los exploradores de barrido y los de empuje. Los sensores ÓPTICO-ELECTRÓNICOS se denominan así porque combinan una óptica semejante a la de los sistemas fotográficos con un sistema de detección electrónico que evita la dependencia de la película y permite transmitir los datos obtenidos hasta estaciones receptoras en tierra. 3.1- Exploradores de barrido Entre este tipo de sensores óptico-electrónicos, los más habituales en teledetección espacial son los llamados EXPLORADORES O RASTREADORES DE BARRIDO. En ellos, un espejo móvil, que oscila perpendicularmente a la dirección de la trayectoria, les permite explorar una franja de terreno a ambos lados del recorrido del satélite (por ello también se les llama sensores de espejo oscilante o "wiskbroom"). La radiancia recibida por este componente óptico se dirige a una serie de detectores que la amplifican y convierten esa luz en una señal eléctrica. Esta señal eléctrica después se transforma en un valor numérico que puede almacenarse a bordo o transmitirse a una red de antenas receptoras (en


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tierra o en satélites de comunicaciones). Lo mejor de los sistemas de exploración por barrido es que tienen la capacidad de trabajar a la vez en diferentes porciones del espectro electromagnético. Ello se consigue descomponiendo la energía electromagnética que llega de la superficie terrestre a través del espejo en varias longitudes de onda (pasando el haz de luz por una serie de filtros), cada una de las cuales se envía a unos detectores diferentes, que son sensibles a ese tipo de energía. En ese caso, se dice que son EXPLORADORES DE BARRIDO MULTIESPECTRALES, porque nos proporcionan información de la misma superficie de la tierra en distintas bandas del espectro. Como vemos, como la información de todas las bandas para cada pixel proviene del mismo haz de luz, los valores que se recogen para todas las bandas en cada pixel provienen exactamente de la misma porción de la superficie terrestre. El número y anchura de esas bandas es lo que se llama resolución espectral del sensor. Los equipos de barrido multiespectral pueden abarcar desde los 0'4 a los 12'6 micrómetros, incluyendo por tanto ya el infrarrojo medio y el lejano o térmico. En la actualidad, los equipos de barrido multiespectral están presentes en las principales misiones de teledetección desde el espacio. Destacaremos: Landsat MSS, TM, ETM y OLI, y NOAA AVHRR. 3.2- Exploradores de empuje. En este tipo de sensor desaparece el espejo oscilante, ya que disponen de una cadena de detectores que cubre todo el campo de visión del sensor. Estos detectores van recibiendo la radiancia procedente de la superficie terrestre a medida que el satélite se va moviendo sobre la superficie terrestre siguiendo su órbita. Se les llama exploradores de empuje porque exploran líneas completas, empujados por el movimiento orbital del satélite. Este tipo de sensores consigue aumentar la resolución espacial del sistema frente a los exploradores de barrido, ya que se elimina la parte móvil y además se reducen los problemas geométricos que los sensores de barrido presentan a veces por la pérdida de la sincronía entre el movimiento del espejo y el de la plataforma. Además, se toma de cada vez una línea entera de datos, lo que agiliza su captura. Frente a esta importante ventaja, uno de los principales problemas que plantean los sensores de este tipo es la dificultad en la calibración de su cadena de detectores. Al aumentar el número de detectores, es mucho más difícil mantenerlos todos ajustados para que todos ellos traduzcan la energía que reciben de la misma forma. Otro problema que todavía no se ha conseguido resolver para este tipo de sensores es ampliar la información espectral que proporcionan; hasta ahora, sólo pueden trabajar en longitudes de onda visibles e infrarrojo de onda corta, y no en el infrarrojo de onda larga. La causa es que, en las longitudes de onda mayores, especialmente en la región del infrarrojo térmico, la calibración de los detectores es mucho más difícil (por los bajos niveles de energia con los que se trabaja). Los exploradores de empuje se utilizan en varios programas de teledetección actuales, fundamentalmente por esa ventaja de que permite una mayor resolución espacial. Entre los sistemas que cuentan con este tipo de sensores, algunos son Spot, IRS, MOS… 4- Sistemas de teledetección espacial. En la actualidad hay numerosos sistemas de teledetección en funcionamiento, gestionados tanto por agencias espaciales gubernamentales como por empresas privadas, con diferentes objetivos. Además, seguimos utilizando imágenes de sistemas de teledetección que ya no están en activo, para estudios evolutivos o multitemporales. Algunos de los sistemas de teledetección más utilizados para aplicaciones geográficas son: - Landsat, Sentinel, SPOT, IRS, SeaStar, NOAA, METEOSAT, TERRA EOS, IKONOS, etc…


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En el siguiente enlace puedes encontrar las características de los sensores en funcionamiento en estas y otras misiones espaciales: http://concurso.cnice.mec.es/cnice2006/material121/. 5- El sistema Landsat. Las experiencias llevadas a cabo en la adquisición de fotografías espaciales desde las misiones tripuladas Mercury, Gemini y Apolo en los años 1960 y los buenos resultados obtenidos llevaron al desarrollo de una serie experimental de satélites dirigida a evaluar la utilidad de imágenes obtenidas por un satélite sin tripular. Es el programa que hoy conocemos como LANDSAT, pero que en un principio recibió el nombre de ERTS (Earth Resources Technology Satellites). Es quizás el proyecto más importante de teledetección espacial que se ha desarrollado hasta el momento y el que más se ha utilizado. Ello se puede explicar por la buena resolución espacial de sus sensores, y sobre todo, por la buena comercialización de sus productos, que en principio era realizada por la NASA directamente, que después pasó a depender de NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) y, desde que se dejó de considerar como un programa experimental (1985), de una empresa comercial llamada EOSAT (Earth Observation Satellite Company), que en la actualidad tiene la responsabilidad no sólo de comercializar las imágenes, sino también del mantenimiento de los dos satélites en funcionamiento (5 y 7) y del diseño y lanzamiento de los satélites futuros. Comentaremos las características orbitales y los sensores a bordo de los satélites Landsat 5, 7 y 8. 5.1- Landsat 5. Lanzamiento 01-03-1985 Órbita Heliosincrónica casi polar Inclinación 98.2o Altura orbital 705 km Sensores a bordo: MSS y TM Sensor MSS (MultiSpectral Scanner):

R.espectral (micrómetros)

R.radiométrica R.espacial (metros)

R.temporal (días)

0.50-0.60 (verde) 0.60-0.70 (rojo) 0.70-0.80 (IRC) 0.80-1.10 (IRC) 10.4-12.5 (IRT)

256 ND (8 bits)

79 79 79 79

120

16

Sensor TM (Thematic Mapper):

R.espectral (micrómetros) R.radiométrica R.espacial

(metros) R.temporal

(días)

0.45-0.52 (azul) 0.52-0.60 (verde) 0.63-0.69 (rojo) 0.76-0.90 (IRC) 1.55-1.75 (IRM) 10.4-12.5 (IRT) 2.08-2.35 (IRM)

256 ND (8 bits)

30 30 30 30 30

120 30

16

http://concurso.cnice.mec.es/cnice2006/material121/


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5.2- Landsat 7. Lanzamiento 15-04-1999 Órbita Heliosincrónica casi polar Inclinación 98.2o Altura orbital 705 km Sensores a bordo: ETM+ Sensor ETM+ (Enhanced Thematic Mapper +)

R.espectral (micrómetros) R.radiométrica R.espacial

(metros) R.temporal

(días)

0.45-0.52 azul 0.52-0.60 verde 0.63-0.69 rojo 0.76-0.90 IRC 1.55-1.75 IRM 10.4-12.5 IRT 2.08-2.35 IRM 0.52-0.90 (PAN)

256 ND (8 bits)

30 30 30 30 30 60 30

15 m

16

5.2- Landsat 8 Lanzamiento: 11 de febrero de 2013 Órbita Heliosincrónica casi polar Inclinación 98.2o Altura orbital 705 km Resolución temporal: 16 días (órbita calculada para que tenga un desfase de 8 días con Landsat 7). Ancho de escena: 185 km Sensores a bordo: OLI y TIRS 6. El sistema Sentinel 6.1 Sentinel 2 Los Sentinel son una nueva flota de satélites diseñada específicamente para proporcionar los abundantes datos e imágenes de que se nutre el programa Copernicus, de la Comisión Europea. Este programa único de vigilancia medioambiental, está cambiando drásticamente la forma en que gestionamos nuestro entorno, entendemos y abordamos los efectos del cambio climático y protegemos nuestra vida cotidiana. Sentinel 2 llevan una innovadora cámara multiespectral de alta resolución, con 13 bandas espectrales


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que aportan una nueva perspectiva de la superficie terrestre y la vegetación. La combinación de la alta resolución y las nuevas capacidades espectrales, así como un campo de visión que abarca 290 kilómetros de anchura y sobrevuelos frecuentes, proporcionará vistas de la Tierra sin precedentes. La misión se basa en una constelación de dos satélites idénticos en la misma órbita, separados por 180 grados, para lograr una cobertura y una descarga de datos óptimos. Cada cinco días los satélites cubrirán todas las superficies terrestres, grandes islas y aguas costeras. La misión proporcionará sobre todo información útil para las prácticas agrícolas y forestales, y para gestionar la seguridad alimentaria. Las imágenes de los satélites serán empleadas para determinar varios índices vegetales, como el área con clorofila en la hoja y el contenido en agua. Esto es especialmente importante para predecir la producción de las cosechas, y para aplicaciones relativas a la vegetación de la Tierra. Además de para vigilar el crecimiento de las plantas, Sentinel-2 puede mapear el estado y los cambios de la superficie terrestre, y observar las selvas. También alertará de la contaminación en lagos y aguas costeras. Las imágenes de inundaciones, erupciones volcánicas y deslizamientos contribuirán a gestionar las consecuencias de estos desastres, y ayudarán en las tareas de ayuda humanitaria. Con su cámara multiespectral y su amplia cobertura, la misión Sentinel-2 ofrece no solo continuidad sino que amplía la capacidades de las misiones Spot, francesa, y Landsat, estadounidense. El primer satélite Sentinel-2A fue exitosamente lanzado el 23 de junio de 2015. El segundo Sentinel-2B fue lanzado el 7 de marzo de 2017. La frecuencia temporal de Sentinel 2 es de 5 días las zonas manteniendo los mismos ángulos de visión. En latitudes altas, Sentinel-2 realiza las labores cada 5 días, pero con diferentes ángulos de visión. La resolución espacial de 10; m, 20 m y 60 m. Tiene una amplio campo de visión de 290 km.

Banda Resolución (m)

Longitud de onda central (nm)

Ancho de banda (nm)

B01 60 443 20 Detección de aerosoles B02 10 490 65 Azul B03 10 560 35 Verde B04 10 665 30 Rojo B05 20 705 15 Vegetación B06 20 740 15 Vegetación B07 20 783 20 Vegetación B08 10 842 115 Infrarrojo cercano B08A 20 865 20 Vegetación B09 60 945 20 Vapor de agua B10 60 1375 30 Cirros

B11 20 1610 90 Nieve / hielo / nubes discriminación

B12 20 2190 180 Nieve / hielo / nubes discriminación

4. FUNDAMENTOS FÍSICOS II LA INTERACCIÓN DE LA ATMÓSFERA...

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