TELEDETECCIÓN: BASES TEÒRIQUES. Curs d’especialista universitari en Sistemes d’Informació Geogràfica i Teledetecció

D C C A V

Grup de Meteorologia Departament de Física Universitat de les Illes Balears Angel Luque: [email protected] Bernat Amengual: [email protected]

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ÍNDICE…………………………………………………………………………….pag 1. Importancia de la teledetección……………………………………………………3 2. Bases de la teledetección…………………………………………………………..3 2.1

Definición de Teledetección ………………………………………………...3

2.2

Objetivos de la Teledetección espacial………………………………………3

2.3

Breve desarrollo histórico……………………………………………………6

2.4

Partes de un sistema de Teledetección…………………………………….....6

3. La Radiación Electromagnética……………………………………………………9 3.1

Principios físicos de la radiación electromagnética………………………….9

3.2

Variables y leyes de la radiación…………………………………………….10

3.3

Radianza …………………………………………………………………….13

3.4

El Espectro Electromagnético……………………………………………….14

3.5

Radiación solar y radiación terrestre………………………………………...16

4. Interacción de la energía radiante con la atmósfera……………………………….17 4.1

La radiación sometida a la difusión y a la absorción atmosférica….………..17

4.2

Sensores meteorológicos, relación con las bandas espectrales……………...21

4.3

Ejercicio práctico de detección de gases y ventanas atmosféricas...………...23

5. Propiedades espectrales de la superficie terrestre y las nubes……………………..25 5.1

Albedo o reflectancia de una superficie...........................................................25

5.2

Reflectancia de la vegetación y del agua....…………………………………..26

5.3 Reflectancia de la nieve, el hielo y las nubes…………………..…………….27 5.4

Reflectancia del suelo………………………………………...........................28

6. Material interesante en la web …………………………..........................................30

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1. IMPORTANCIA DE LA TELEDETECCIÓN. En los últimos años, la teledetección ha cobrado un protagonismo extraordinario en el análisis y predicción de todo tipo de fenómenos meteorológicos, y en los próximos, va a seguir ampliándose los recursos materiales para estos fines en todo el mundo. Esto significa que la teledetección figurará como una herramienta de uso común e indispensable en meteorología, no sólo para la predicción operativa, sino también para la investigación básica. Por esta razón, el objetivo de este curso será el de profundizar en las bases físicas y técnicas de la teledetección a un nivel elemental e interpretativo y de las posibilidades meteorológicas que pueda ofrecer. Los fenómenos violentos a escala sinóptica son posibles de monitorizar y predecir a través de los modelos numéricos, no ocurre lo mismo con fenómenos severos a nivel de meso-escala o escala local. La atención la centraremos en los fenómenos que se producen en escalas intermedias que son en las que se encuadran los procesos convectivos, de gran preocupación social para los habitantes de la costa mediterránea e Islas Baleares. 2. BASES DE LA TELEDETECCIÓN. 2.1 Definición de Teledetección El término teledetección es la traducción de la expresión en inglés de Remote sensing y se introduce para designar el conjunto de medios que permiten adquirir información a distancia sobre las cosas, sin necesidad de contacto material con ellas. Esto es posible a partir del análisis de la energía electromagnética (o sonora) desprendida (o reflejada) por el objeto en estudio y que es capaz de propagarse por un medio determinado. También se puede incluir en este término las técnicas empleadas para transformar dichos datos en información útil para los distintos campos de aplicación como la agricultura, geografía, geología, meteorología, oceanografía, etc. Los instrumentos que se utilizan en teledetección específicos en la meteorología son: - RADAR: Dispositivos que emiten una energía electromagnética en todas las direcciones y a continuación analizan la energía reflejada. Detectan gotas de lluvia, nieve y granizo pero no partículas nubosas. - SODAR: Como el radar pero utilizando ondas sonoras. es capaz de determinar el perfil vertical del viento. - LIDAR (LASER): Como el radar pero en posición vertical y apuntando el haz hacia arriba es capaz de determinar la altura de la base nubosa. - Aviones: Con cámaras fotográficas o sensores de radiación observan la superficie terrestre. - Satélites artificiales: Con cámaras fotográficas o sensores de radiación observan la superficie terrestre. 2.2 Objetivos de la Teledetección espacial En este curso nos vamos a centrar en la teledetección espacial y sobre todo sus aplicaciones meteorológicas aunque hablaremos también del radar terrestre meteorológico debido a la importancia adquirida en los últimos 20 años como herramienta de detección de células convectivas.

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El desarrollo de los satélites meteorológicos en la actualidad es muy grande ya que permite la observación de la atmósfera desde grandes distancias abarcando por tanto amplias zonas del globo, que de otra manera no sería posible. Sin embargo, en contraposición, existe el problema del detalle de la observación, pero los beneficios que esta tecnología aporta contribuyen en gran medida al avance del desarrollo de modelos globales de análisis y predicción. La teledetección en combinación con el desarrollo de los modelos numéricos, experimentado en los últimos años gracias al perfeccionamiento de los grandes ordenadores, ha contribuido a un avance extraordinario del conocimiento de las propiedades de la atmósfera y de su comportamiento. Por ejemplo, la asimilación de datos de teledetección para inicializar correctamente los modelos numéricos. La técnica de la teledetección se basa principalmente en la medida de la radiación electromagnética recibida en un sensor al efecto (radiómetro). Esta radiación procedente de los cuerpos observados puede llegar al radiómetro después de varios procesos diferentes: - Emisión: Radiación emitida por el propio cuerpo puesto que todos los cuerpos con temperatura mayor de 0º Kelvin emiten radiación. - Reflexión: Radiación procedente de una fuente, se refleja en el cuerpo y luego llega al sensor. - Scattering (difusión): Radiación que incide sobre las partículas y gases atmosféricos y posteriormente es difundida por estos en todas las direcciones como radiación difusa. En realidad la teledetección esta vinculado a la radiación electromagnética y consiste en la identificación de los objetos y sus propiedades a partir de la radiación recibida desde ellos. Para lograrlo con las mayores garantías es necesario la obtención de datos, su procesamiento y finalmente su interpretación. Todas estas acciones se consideran también dentro del campo de la teledetección. Debido a la complejidad del procesamiento e interpretación de datos y la dificultad en la diferenciación entre ellos, se ha definido ciertos límites entre los datos interpretados y procesados: - Datos primarios: son datos adquiridos por sensores remotos a bordo de satélites espaciales y que son transmitidos a tierra, por telemetría en forma de señales electromagnéticas, películas fotográficas, cintas magnéticas o por cualquier otro medio. (Mirar figura 2.1) - Datos procesados: son el resultado del procesamiento de los datos primarios para hacerlos útiles y manejables. (Mirar figura 2.2) - Información analizada: Es la información resultante de la interpretación de los datos procesados, datos introducidos y propiedades conocidas desde otras fuentes. (Mirar figura 2.3) Desde el punto de vista meteorológico la teledetección se aplica para: - Interpretación de las situaciones meteorológicas. - Determinación de la altura de las nubes. - Velocidad de los vientos. - Perfiles de temperaturas. - Contenido de vapor de agua en la atmósfera - etc.

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Figura 2.1 Imagen Bruta del Meteosat7 Día: 22 de sep de 2002 Hora: 11:00 UTC Imagen 8-bit Rango de datos: 0 - 255

Figura 2.2 Imagen procesada a partir de la figura 2.1 Está calibrada en temperatura de brillo, unidad física que la hace comparable con imágenes infrarrojas de otros sensores. Rango de datos: 165º - 330º Kelvin

Figura 2.3 Imagen analizada. las temperaturas de la figura 2.2 se han transformado en intensidad de precipitación en mm/hora tras un procedimiento. Rango de datos: 0 – 55 mm/hora Sería posible analizar también el movimiento y crecimiento de las células nubosas precipitantes con una serie temporal de estas imágenes.

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2.3 Breve desarrollo histórico. Los años 60 marcan el inicio de observaciones gracias a los primeros satélites artificiales. Anteriormente existía la fotografía aérea desde globos cautivos en la guerra civil americana y desde aviones en la I guerra mundial. En la II guerra mundial aparece el radar. La fotografía espacial se inicia en 1946 desde cohetes V-2 sin demasiado buenos resultados. En octubre de 1957 se pone en órbita el primer satélite ruso Sputnik y en 1959 se emite la primera imagen desde el espacio por medio del Explorer-6. En 1960 la NASA lanza el satélite meteorológico TIROS-1 (Televisión and Infrared Observation Satellite) que obtuvo 23000 imágenes del planeta. Esta serie es hoy día mejor conocida como NOAA (Nacional Oceanic & Atmospheric Administration). Otras misiones destacadas fueron: Proyecto Mercury (1964), Gemini y Apolo (1965-69) y Skylab (1973-79). El primer satélite destinado al estudio de los recursos naturales de la tierra se lanzó en 1972 (ERST-1) rebautizado como LANSAT-1. METEOSAT es una serie de satélites geostacionarios europeos controlados por EUMETSAT (European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites). El METEOSAT 1 fue lanzado en noviembre de 1977 hace ahora mas de 35 años; desde entonces se han sucedido una serie de satélites operacionales, el ultimo de este tipo fue lanzado en septiembre de 1997 y ha seguido operativo hasta la actualidad. En agosto de 2002 se puso en órbita el Meteosat Segunda Generación o Meteosat-8 pero éste ya pertenece a otro rango de satélites con mayor potencia espacial, temporal y espectral y con gran interés sobre todo para aplicaciones científicas. Satélites europeos destacables tenemos también el francés SPOT (Satélite Probatoire d’Observatier de la Terra) y el de la Agencia Europea del Espacio (ESA) ERS (European Remote-Sensing Satellite). 2.4 Partes de un sistema de Teledetección La radiación electromagnética que ha interaccionado con la superficie de la tierra o ha estado emitida por esta y que a continuación se traslada a través de la atmósfera es recogida finalmente por un sensor. Posteriormente la información se almacena y/o se disemina para ser explotada por los centros meteorológicos. Las partes en que consta un sistema de Teledetección son básicamente: - Una fuente de radiación. - El objeto que se pretende observar (superficie terrestre, nube, aerosol, gas …). - Medio por el que circula la radiación electromagnética. - Sistema sensor que recibe y analiza la radiación. Figura 2.4 La radiación solar parte de una fuente (el sol), se transmite por un medio (espacio y atmosfera), interacciona con el objeto (se refleja) y finalmente llega al sensor instalado en una plataforma espacial (satélite) tras circular de nuevo por un medio.

En caso de la radiación terrestre o infrarroja térmica la fuente y el objeto es lo mismo porque el objeto es el que emite la radiación. En este caso el proceso se simplifica. 6

I) Según el origen de la radiación las Fuentes de radiación pueden ser: - Natural, como el sol, por lo que la luz solar recibida por el sensor desde la superficie terrestre es reflejada. Radiación infrarroja nocturna emitida por la superficie terrestre, por lo que esta superficie es también una fuente emisora natural. - Artificial, fuentes de radiación construidas por el hombre como los radares de precipitación en el microondas. El mismo sensor emite una onda y luego recibe la onda reflejada o difundida en todas las direcciones para analizar. II) En Teledetección terrestre el Objeto en observación es la superficie terrestre y atmósfera. En función del tipo de objeto cuando la radiación solar llega hasta el puede ocurrir tres fenómenos: - Reflexión: permite calcular el albedo α (fracción de energía que se refleja) α = (energía reflejada) / (energía incidente) - Absorción: permite calcular la Absortividad (fracción de energía que se absorve) ρ = (energía absorvida) / (energía incidente) - Transmisión: permite calcular la Transmisividad (fracción de energía que se transmite) τ = (energía transmitida) / (energía incidente)

I

R

A

Figura 2.5 I = energía incidente R = energía reflejada A = energía absorbida por la capa atmosférica T = energía transmitida A partir de un balance energético: I = R + A + T Æ 1= (R + A + T)/I Æ 1= R/I + A/I + T/I

T

1= α + ρ + τ

III) La atmósfera es a su vez objeto de observación y medio por donde se transmite la radiación. Si la tomamos como objeto, esta está compuesta básicamente por: ƒ Gases: Oxígeno, Nitrógeno, vapor de agua, Ozono, etc. ƒ Aerosoles: Gotas y cristales de agua en suspensión (son las nubes), polvo y humos (partículas sólidas) Si la tomamos como medio, la atmósfera esta representada por todas las moléculas y partículas que interaccionan con la radiación electromagnética (reflejan, absorben y transmiten) y además, la difunden o dispersa en todas las direcciones. Una prueba de la difusión es el color azul del cielo. Figura 2.6 Una partícula atmosférica sometida a la radiación solar incidente además de reflejar, absorber y transmitir energía, dispersa la radiación en todas las direcciones creando una radiación difusa.

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IV) El Sistema Sensor está formado por instrumentos capaces de detectar la energía electromagnética en un determinado intervalo de longitud de onda Δλ y la convierten en una magnitud física que puede ser tratada y almacenada. En teledetección los sensores empleados son cámaras fotográficas, de televisión y mas actualmente radiómetros y radares. - Radiómetros: Registran la radiación recibida en un cierto intervalo de longitud de onda Δλ. Habitualmente se montan en un sistema de barrido que lee la información de forma secuencial y esta es convertida a forma digital en una matriz bidimensional de datos. - Radares: Son sistemas activos (El mismo sensor emite una onda y luego recibe la onda reflejada para analizar) Componentes y características de un sensor de barrido: Figura 2.7 (A) Espejo rotante (C) IFOV: Ángulo de visión instantánea de cada píxel. (D) Célula de resolución o pixel: Tamaño de la unidad mínima espacial, representa la resolución espacial del píxel, normalmente se mide en Km. (E) FOV: Angulo total de visión (F) Swath: Campo total de observación.

Además como característica propia de cada sensor tenemos: - Resolución espectral: Representa el intervalo de longitud de onda Δλ dentro del espectro electromagnético para el cual el sensor registra la radiación electromagnética. Cuanto menor sea Δλ mayor es la resolución espectral. - Resolución radiométrica: Rango máximo de los valores digitales que compone cada punto de la imagen ΔR. ƒ ƒ

0(puntos muy oscuros) < ΔR < 255(Puntos muy brillantes) Æ 255 = 28-1 Æ imagen de 8 bits o de 1 byte (MET-7) 0(puntos muy oscuros) < ΔR < 1023(Puntos muy brillantes) Æ 1023 = 210-1 Æ imagen de 10 bits o de 2 bytes (AVHRR, SEVIRI)

Los valores digitales son los valores registrados por cada sensor, estos se traducen en unidades físicas comparables con las de otros sensores o a partir de un proceso de calibrado radiométrico. - Resolución Temporal: Δt, intervalo de tiempo entre imagen e imagen generada sobre un mismo punto. ƒ Satélite polar, solar sincrónico (ej: AVHRR): Δt = 12 horas (pasa dos veces al día sobre un mismo punto de la tierra) ƒ Satélite geoestacionario:GOES Æ Δt = 15 mins (Continente americano) METEOSAT-7 y 8 Æ Δt = 30 mins y 15 mins respectivamente (Continente Africano y Europeo)

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3. LA RADIACIÓN ELECTROMAGNÉTICA Las tres formas posibles de propagación de la energía son: - Propagación por conducción. (proceso a nivel molecular) - Propagación por convección. (movimiento de masa) - Propagación por radiación. (emisión de radiación) En teledetección se trata con radiación que es la propagación de energía en forma de radiación electromagnética. Esta radiación se puede propagar a través del vacío o de medios materiales. Todos los cuerpos que están a una temperatura superior a 0ºK (ºK=ºC+273) emiten radiación electromagnética. En el vacío las ondas electromagnéticas se propagan a una velocidad de 3*108 m/seg que se conoce como velocidad de la luz. 3.1 Principios físicos de la radiación electromagnética. Las ondas electromagnéticas son ondas transversales formadas por un campo eléctrico y uno magnético perpendiculares entre si y perpendiculares ambas a la dirección de propagación, como se muestra en la figura 3.1 Figura 3.1 E : Campo eléctrico M : Campo magnético C : dirección de propagación de las ondas.

Como características básicas de de las ondas electromagnéticas tenemos: ƒ Longitud de onda (λ): distancia entre dos máximos consecutivos, en radiación la unidad básica es el micrómetro, μm. (1 m = 106 μm) ƒ Frecuencia (f): número de máximos que pasan por un punto fijo en un intervalo de tiempo determinado. Se mide en Hz (Hercios) (1 Hz = 1 seg-1 ) ƒ Periodo (T): Tiempo que tarda en pasar por un punto una oscilación completa. Se mide en segundos. Relaciones entre ellas:

f= 1 /T

C= λ /T

c= λ f

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Figura 3.2 Según esta figura la onda (ii) sería la de menor longitud de onda (λ) y por tanto la de mayor frecuencia (f) por la fórmula c=λ*f puesto que la velocidad de propagación o velocidad de la luz (c) de la onda se mantiene constante en la naturaleza.

Podemos comprobar que λ y f son inversas entre si para que la velocidad de propagación de las ondas electromagnéticas se mantenga constante. La energía está emitida en forma de unidades básicas llamados fotones, de tal forma que la energía de un fotón está relacionada con su frecuencia de la forma:

E = h·f = h·c/ λ h es la constante de Plank h = 6.6256·10-27 erg· seg = 6.6256·10-34 Jul·seg Por tanto la energía es proporcional a la frecuencia y a la inversa de la longitud de onda.

E = cte·f E = cte / λ En base a estas relaciones, una onda electromagnética es más energética para frecuencias (f) mayores y, por tanto, para longitudes de onda (λ) menores. 3.2 Variables y leyes de la radiación. Como ya se ha dicho, todos los cuerpos que están a una temperatura superior a 0ºK (ºK=ºC+273) emiten energía electromagnética, pero esta emisión no se realiza a una sola λ, sino que se produce en un amplio espectro de longitudes de onda. Para el estudio de la radiación electromagnética se utiliza el concepto de cuerpo negro. Este cuerpo es un cuerpo hipotético que absorbe toda la radiación incidente y emite la misma cantidad de radiación, en todas las longitudes de onda, se dice que es un perfecto emisor. Los conceptos explicados en este apartado sirven para tratar de cuantificar de forma muy general la energía emitida por un cuerpo determinado. A partir del concepto de cuerpo negro, la relación entre la energía emitida por un cuerpo real y la máxima que podría emitir como si éste fuera un cuerpo negro viene dada por lo que se llama emisividad ε de forma que:

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ε=

QR QRN

Donde QR es la radiación real emitida por el cuerpo y QRN es la radiación emitida por dicho cuerpo a la misma temperatura como si este fuera un cuerpo negro. De aquí los cuerpos emisores se pueden dividir en: -

Cuerpo negro o radiador perfecto: QR = QRN , ε = 1

-

Cuerpo gris: QR < QRN , 0 < ε < 1. Un cuerpo gris es mas realista que un cuerpo negro por lo que conocido ε es posible trabajar con dicho cuerpo aplicando todas las leyes del cuerpo negro explicadas a continuación.

-

Reflector perfecto QR = 0 , ε = 0

-

Radiador selectivo, QR(λ). En este caso, la emisión real del cuerpo depende de la longitud de onda λ de forma que la emisividad del cuerpo también, ε(λ).

Llamaremos flujo radiante de energía Φ a la cantidad de energía radiante Q por unidad de tiempo, es decir:

Φ=

dQ dt

que también se conoce como potencia radiante.

Las unidades en el sistema internacional S.I. son: Vatios = Julios/segundos, W = Jul/seg Emitancia o irradiancia E al flujo radiante por unidad de superficie: Y las unidades en el S.I. Vatios/metros2 , W/m2

E=

dΦ dS

Emitancia monocromática Eλ es para el caso de que la emisión de energía dependa de la longitud de onda λ.

Eλ =

dE dλ

Las unidades en el S.I. (W/m2·µm) pues λ se suele medir en µm (micrometros) donde 1µm = 10-6 m.

Para un cuerpo negro, observaciones de laboratorio han demostrado que la energía emitida por ellos depende de la longitud de onda λ y de la temperatura de emisión de dicho cuerpo T como se muestra a través de la ley empírica de Planck (Figura 3.3). Esta ley es muy importante en teledetección porque es la que permite explicar la relación que existe entre la radiación que emite un cuerpo y su temperatura para una longitud de onda determinada.

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Eλ (W/m2μm)

Figura 3.3 Comportamiento de la energía por metro cuadrado en función de la longitud de onda λ y de la temperatura T representada por la Ley de Plank. Si nos fijamos para cada temperatura T obtenemos una energía en función de λ.

Función de Plank donde E λ en Watios m-2μm-1 y cuyos valores son:

λ en μm. C1 y C2 son coeficientes

C1= 3.74151*10-16 W m2 C2= 1.43879 * 104 μm K

La ley de Wien (figura 3.4) nos relaciona directamente la temperatura del cuerpo negro T (Kelvin) con la longitud de onda de máxima emisión de energía λmax.

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Figura 3.4 Relación entre la temperatura de un cuerpo negro (T) y la longitud de onda de maxima emisión de energía. Si λmax esta en µm en lugar de m la relación es λmax = 2898/T

La ley de Stefan Boltzman nos relaciona la emitancia total E con la temperatura del cuerpo T considerado también como cuerpo negro de la forma: E = σ·T4

donde σ = 5.6697·10-8 W/(m2·K4) es la constante de Stefan Boltzman.

A diferencia de de la ley de Plank esta ley nos da un valor de energía emitida por el cuerpo para todas las longitudes de onda λ. 3.3 Radianza. El concepto de radianza (Lλ) define la emisión de radiación de un cuerpo cualquiera cuya área plana de emisión llamaremos S. Lλ es más complicado que cualquiera de los conceptos definidos en el punto 3.2. La razón es que para definir Lλ se considera la divergencia de la radiación en todas las direcciones tal y como se muestra en la figura 3.5, lo cual se acerca bastante a lo que ocurre en la realidad, para la radiación difusa. Figura 3.5 La radiación de cada punto de la superficie S se propaga por igual en todas las direcciones. Este tipo de superficie recibe el nombre de Lambertiana.

S

Aislamos un punto con superficie infinitesimal ds que emite radiación en una longitud de onda determinada (Eλ: emitancia monocromática) y tomamos un rayo cualquiera emitido por ds con un ángulo θ con respecto al eje vertical. Dicho rayo diverge según se muestra en la figura 3.6 formando un cono invertido de base con forma de casquete esférico. Toda la Eλ procedente de ds va a estar repartido en toda el área de dicho casquete y es lo que va a ser la radianza (Lλ).

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Figura 3.6

Lλ

Por tanto, la radianza queda definida como emitancia monocromática por unidad de área esférica y va a venir dada por:

Lλ =

1 dE λ cos θ dΩ

donde dΩ representa una unidad infinitesimal de área esférica. Si consideramos que el radio de la esfera que contiene al casquete esférico es igual a uno, entonces el área de dicha sección esférica se puede expresar en unidades de ángulo sólido, es decir, estereorradianes (sr). Por tanto las unidades de la radianza en el sistema internacional va a venir dado en W/(m2·µm·sr). La importancia de la radianza radica en que representa la radiación real procedente de un punto determinado de una superficie emisora. Esta radiación es registrada en forma de radianza en W/(m2·µm·sr) por un sensor a cierta distancia del punto emisor. Una imagen de satélite está compuesta por multitud de puntos llamados píxeles. Si la imagen es de radiación cada píxel nos da un valor de la radianza en W/(m2·µm·sr) emitida por ese punto de la tierra. Si la propagación de la radiación es independiente de la dirección de emisión como ocurre en la figura 3.5, para una superficie Lambertiana, entonces: Lλ = Eλ / π Conociendo Eλ y bajo las condiciones de superficie Lambertiana el cálculo de Lλ es muy sencillo. 3.4 El Espectro Electromagnético. El ojo humano es un sensor capaz de detectar radiación en el rango del visible. Este rango representa una pequeña parte del espectro electromagnético entre las longitudes de onda λ de 0.4 a 0.78 μm. El espectro completo está representado a continuación en la figura 3.7, en ella, la parte a la izquierda del visible es donde λ es menor y las frecuencias f son mayores y por tanto según la ecuación de la energía E=h·f la radiación es mas energética. A la derecha del

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visible la radiación es menos energética pero sin embargo muy importante en la teledetección terrestre (infrarrojo) y en las comunicaciones por ondas (microondas, radio y televisión).

Figura 3.7. Espectro electromagnético.

Figura 3.8. Unidades utilizadas en teledetección.

Tabla 3.1 Regiones del espectro electromagnético Rayos gamma Rayos X Ultravioleta Radiación solar, muy energética y perjudicial para la salud de los seres vivos. Está filtrada por la capa de ozono Visible Coincide con las longitudes de onda donde la radiación solar es máxima y donde el ojo humano la detecta. Infrarrojo próximo Rango utilizado para discriminar masas vegetales y concentraciones de humedad en suelos. Infrarrojo medio Se mezclan los procesos de reflexión de la luz solar y de emisión de la

9 km) la densidad del aire es baja (ρ -> 0) y hay menos moléculas que absorben radiación. Por otro lado para niveles cerca del suelo gran parte de la radiación para un λ determinado ya ha sido absorbido por las capas superiores (Eλ -> 0). Es necesario que exista un equilibrio entre la densidad del aire ρ y la radiación Eλ para encontrar el nivel de máxima absorción.

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4.2 Sensores meteorológicos, relación con las bandas espectrales. Los sensores instalados en satélites meteorológicos están diseñados para la observación de la nubosidad y la concentración del vapor de agua. Dicho diseño consiste en seleccionar aquellos intervalos de longitud de onda (Δλ) en los que se estos fenómenos se manifiesten claramente. Para ello, los sensores de radiación funcionan en bandas o canales espectrales que detectan radiación en unos Δλ determinados. Estas bandas se distribuyen por un lado coincidiendo con las ventanas atmosféricas del espectro para observar la superficie (se obtiene información de radiaciones y temperaturas de brillo) y por otro coincidiendo con Δλ de máxima absorción de ciertos gases como el vapor de agua. Tabla 4.1 METEOSAT-1-7 0.5 – 0.9 μm 5.7 – 7.1 μm 10.5 – 12.5 μm

Banda visible (VIS) Banda de absorción del vapor de agua (WV) Banda de infrarrojo térmico (ventana) (IR)

IR

Δλ VIS

Δλ WV

Una desventaja importante del rango visible es que solo hay radiación durante el día, por lo que en horas de la noche una imagen de esta banda está completamente oscura. No ocurre lo mismo con los otros dos canales del Meteosat-7 (WV e IR) que están basados en radiación térmica terrestre. Sensor AVHRR a bordo de las plataformas polares NOAA. Tabla 4.2 1 0,58-0.68 μm 2 0.725-1.1 μm 3 3.55-3.93 μm

Visible Infrarrojo próximo Infrarrojo térmico

4 10.3-11.3 μm

Infrarrojo térmico

5 11.5-12.5 μm

Infrarrojo térmico

Nubes y nieve Nubes y vegetación Nubes, Incendios y actividad volcánica (ventana) Nubes, Temperaturas de la superfície, humitat (ventana) Idem 4

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Canal 3 [3.55~3.93] Canal 4 [10.3~11.3]

Canal 1 [0.58~0.68] Canal 2 [0.73~1.1]

Canal 5 [11.5~12.5]

GOES-E (75º W) / GOES-W (135º W) Geoestationary Operational Environmental Satellite 0.55 – 0.75 μm = Banda visible 3.80 – 4.00 μm = Banda de infrarrojo cercano 6.50 – 7.00 μm = Banda de absorción del vapor de agua 10.20 – 11.20 μm = Banda de infrarrojo térmico (ventana) 11.5 – 12.50 μm = Banda de infrarrojo térmico (ventana) GMS (140ºE) Geostationary Meteorological Satellite 0.55 – 0.90 μm = Banda visible 6.50 – 7.00 μm = Banda de absorción del vapor de agua 10.5 – 11.50 μm = Banda de infrarrojo térmico (ventana) 11.5 – 12.50 μm = Banda de infrarrojo térmico (ventana) MSG-1 o Meteosat-8 Tabla 4.3 Channel No.

Spectral Band (µm)

Characteristics of Spectral Band (µm) λmin

λmax

Main observational application

1

VIS0.6

0.56

0.71

Surface, clouds, wind fields

2

VIS0.8

0.74

0.88

Surface, clouds, wind fields

3

NIR1.6

1.50

1.78

Surface, cloud phase

4

IR3.9

3.48

4.36

Surface, clouds, wind fields

5

WV6.2

5.35

7.15

Water vapor, high level clouds, atmospheric instability

6

WV7.3

6.85

7.85

Water vapor, atmospheric instability

7

IR8.7

8.30

9.1

Surface, clouds, atmospheric instability

8

IR9.7

9.38

9.94

Ozone

9

IR10.8

9.80

11.80

Surface, clouds, wind fields, atmospheric instability

22

10

IR12.0

11.00

13.00

Surface, clouds, atmospheric instability

11

IR13.4

12.40

14.40

Cirrus cloud height, atmospheric instability

Broadband (about 0.4 – 1.1 µm) 12

HRV

1Km pixel resolution

Surface, clouds

4.3 Ejercicio práctico de detección de gases y ventanas atmosféricas. 1) Análisis y detección de componentes atmosféricos. Utilizando la información de la figura 4.5 sobre el comportamiento de la absorción en % por 100 con respecto a la longitud de onda λ para los gases: ozono (O3), dióxido de carbono (CO2) y vapor de agua (H2O) Indica sobre la figura 4.4 del comportamiento de la transmisión en % por 100 de la radiación con respecto a λ, los lugares espectrales donde cada uno de los tres gases esta afectando a la transmisión de radiación. Recuerda que la radiación que absorbe cada gas no se transmite. 2) Ventanas atmosféricas, sensores y bandas espectrales. a) Utilizando la figura 4.4 comenta de forma breve que ventanas atmosféricas son mas sobresalientes y que intervalos de longitud de onda Δλ serían útiles para diseñar un sensor multiespectral de O3 , CO2 y H2O. (Utilizar los resultados de la pregunta 1) b) ¿Qué Δλ serían útiles para medir radiación procedente de la superficie terrestre? ¿Por qué? c) Utilizando la siguiente información espectral procedente de las características técnicas el sensor a bordo de las plataformas GOES-E y GOES-W. Marca con otro color dichos canales sobre la figura 4.4, indica a parte a que región del espectro pertenece cada canal y que es lo que se puede observar en cada uno.

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Figura 4.7 Es posible comprobar como los lugares del espectro donde ocurre la mayor absorción debida a ciertos gases la transmisión de radiación prácticamente se anula.

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5. PROPIEDADES ESPECTRALES DE LA SUPERFICIE TERRESTRE Y LAS NUBES. 5.1 Albedo o reflectancia de una superficie: Si recordamos la definición de Albedo: Albedo o reflectancia (α) = (Irradiancia Reflejada / Irradiancia incidente)*100% El Albedo o reflectancia depende del tipo de superficie con la cual interaccione la radiación tal y como se muestra en la lista de la siguiente figura 5.1. Las superficies mas reflectantes son los cumulonimbos grandes y espesos (nubes convectivas y precipitantes) y las que menos reflejan son las superficies acuosas sobre todo cuando la radiación solar incide perpendicularmente a dicha superficie. Figura 5.1

Por otro lado el albedo o reflectancia de una misma superficie varía también con la longitud onda λ de la radiación incidente. El albedo o reflectancia en función de λ “α(λ) “ es lo que se denomina señal espectral y ésta es característica de cada tipo de superficie que la genera (mirar figura 5.2). Se define la señal espectral como la respuesta de distintos materiales de la superficie de la tierra a la radiación solar incidente en función de la longitud de onda λ.

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Figura 5.2. Representación de la señal espectral en % Reflectancia del suelo desnudo, agua y vegetación sana. Para este tipo de estudios son necesarios sensores multiespectrales o multibanda.

5.2 Reflectancia de la vegetación y del agua. La vegetación sana se caracteriza por una baja reflectividad en la zona del espectro visible, una alta reflectividad en el infrarrojo próximo y disminución irregular de la reflectividad en el infrarrojo medio a medida que aumenta λ (ver figura 5.3). En la zona del visible es posible observar un máximo relativo para λ ≈ 0.55 μm que coincide con el color verde aproximadamente, debido a los pigmentos fotosintéticos de las plantas que absorben el rojo y el azul. En la zona del infrarrojo medio los mínimos relativos de reflectividad son provocados por la absorción de radiación debido al contenido de agua líquida de la vegetación y del suelo. Lo que permite, además, identificar zonas de vegetación con respecto a otros tipos de suelos es el contraste fuerte de reflectividad entre la zona del visible y el infrarrojo próximo.

Figura 5.3 Señal espectral de la vegetación sana en % reflectividad y zonas de absorción.

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Sin embargo la vegetación seca o enferma presenta una disminución de reflectividad en el infrarrojo próximo y un aumento en el rojo y en el azul. Si además el contenido de agua líquida en la zona es grande, la reflectividad disminuye rápidamente con λ ya que aumenta la absorción de radiación por parte del agua. Es lo que ocurriría en zonas pantanosas con vegetación. El agua absorbe casi toda la radiación que recibe y dicha absorción aumenta con la longitud de onda λ (mirar figura 5.2). De manera que el mínimo de absorción y por tanto el máximo de de reflectividad se produce en el azul disminuyendo hacia el infrarrojo próximo y medio donde la reflectividad es casi nula. La reflectividad del agua depende de: ƒ La profundidad: en aguas profundas disminuye la reflectividad, a mayor profundidad mayor absorción. ƒ Materiales en suspensión o turbidez: cuanto mayor sea la turbidez del agua mayor reflectividad. Por ejemplo, la clorofila provocada por el fitoplancton en el mar disminuye la reflectividad del azul y lo aumenta hacia el verde y el sedimento inorgánico aumenta la reflectividad hacia el rojo. ƒ La rugosidad: Cuanto más rugosa está la superficie mayor reflectividad. 5.3 Reflectancia de la nieve, el hielo y las nubes. Tanto la nieve como el hielo y las nubes tienen una reflectividad muy alta en el visible aunque para la nieve y el hielo disminuye en el infrarrojo próximo y medio mientras que la reflectividad se mantiene en valores relativamente altos para las nubes (mirar figura 5.4). La reflectividad es mayor para la nieve fresca y limpia que para la helada o sucia. En la figura 5.4 se observa como en el infrarrojo medio (para λ > 1.3 μm) la reflectividad de las nubes es significativamente mayor que para la nieve o hielo. Esta propiedad se puede utilizar para diferenciar nieve de nube.

Figura 5.4. Diferencia espectral entre nubes y nieve-hielo.

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5.4 Reflectancia del suelo. La reflectividad para el suelo es bastante uniforme y aumenta ligeramente con la longitud de onda λ (mirar figura 5.2). Ésta depende de: ƒ Su composición química (calcáreos, blancos; arcillosos, rojizos). ƒ Sus características físicas, mayor reflectividad en suelos finos y compactos, también se detecta una mayor reflectividad cuando el tamaño medio de las partículas es mas gordo (la arena refleja mas que las arcillas). ƒ El contenido de humedad disminuye la reflectividad debido a la absorción de agua. (mirar figura 5.6) ƒ El contenido de materia orgánica oscurece el suelo.

Figura 5.5. Respuesta espectral en % de reflectividad de suelos de: Cemento, asfalto, suelo desnudo, grava y pedregoso respectivamente. Se puede observar como en general los suelos de cemento son los que más radiación reflejan mientras que los de asfalto son los que menos.

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Figura 5.6. Variación de la reflectividad con la humedad.

Utilizando las características de las respuestas espectrales de los diferentes materiales, es posible identificar y estudiar zonas remotas de la superficie terrestre desde un satélite equipado con el sensor adecuado (sensor multiespectral).

6.

MATERIAL INTERESANTE EN LA WEB

Imágenes de satélite, radar, software y productos derivados de teledetección. http://www.latuv.uva.es/meteorol/meteorol.html http://www.infomet.fcr.es/ http://www.meteored.com http://www.meteosat.com/goes/ http://www.sat.dundee.ac.uk/pdus.html http://www.eumetsat.int/Home/index.htm?l=en http://www.eumetsat.int/Home/Main/Image_Gallery/index.htm?l=en

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http://nwcsaf.inm.es/ http://oiswww.eumetsat.org/IDDS-cgi/listImages http://www.geocities.com/CapeCanaveral/Hangar/1720/home.htm http://vppx134.vp.ehu.es/fisica/agustin/teledec/ http://www.inm.es/web/infmet/radar/radarre.html http://my.unidata.ucar.edu/content/software/mcidas/index.html ftp://eady.uib.es/pub/Angel/SIG/ http://anastasie.univ-paris1.fr/msg/ http://www.ssmi.com/ http://delenn.gsfc.nasa.gov/~imswww/pub/imswelcome/ http://eoweb.dlr.de:8080/servlets/template/welcome/entryPage.vm Cursos de teledetección on-line http://rst.gsfc.nasa.gov/Front/tofc.html http://ccrs.nrcan.gc.ca/resource/tutor/fundam/index_e.php http://www.crisp.nus.edu.sg/~research/tutorial/rsmain.htm http://www.zamg.ac.at/docu/Manual/SatManu/main.htm http://oiswww.eumetsat.org/WEBOPS/msg_interpretation/index.html https://www.fnmoc.navy.mil/PUBLIC/SATELLITE/TUTORIAL/index.html Programa IDIRSI utilizado en las prácticas http://www.clarklabs.org/

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