Download 2. Entender la señal electromagnética Explicación de la radiación

2. Entender la señal
electromagnética
Tipo de procesos en teledetección
Origen de la señal.
Dominio óptico.
Interacción con la atmósfera.
(i) reflexión; (ii) emisión; (iii)
emisión-reflexión
(iii)
(ii)
(i)
Teoría ondulatoria
Explicación de la radiación
λ = Longitud de onda
F = frecuencia
Campo eléctrico
Campo magnético
Cuántica
(Planck, Einstein)
Amplitud
UNIDADES DISCRETAS DE ENERGÍA
(MASA=0)
Ondulatoria
(Huygens, Maxwell)
c=λ*f
Q=h*f
Q = h*(c/ λ)
c = 3*108m/s
h = const. Planck
Mayor Q a mayor f o menor λ
Magnitudes físicas (1/3)
Espectro electro-magnético
Flujo radiante
φ = δQ/δt (W)
Frecuencia (MHz)
10
14
10
10
12
10
11
10
10
100
10
0,1
IRM= 2,5-8 µm
Térmico= 8-14 µm
Microondas= 1 mm-1,5 m
7
1
10
ESPECTRO VISIBLE
AZUL VERDE ROJO
0,4
10
6
10
5
10
4
10
3
10
0,5
0,6
0,7 µm
100
2
EN TODAS LAS
DIRECCIONES
MICRO-ONDAS
Irradiancia
RADAR
TÉRMICO
Micrómetros
Visible= 0,4-0,7 µm
SWIR= 1,3-2,5 µm
10
RADIO, TV.
UHF
Angstroms
IRC= 0,7-1,3 µm
8
INFRARROJO
MEDIO
10
9
CERCANO
RAYOS - X
GAMMA
0,01
0,1
1
Longitud de onda (λ)
10
ULTRAVIOLETA
RAYOS
13
0,1
1
10
Centímetros
VHF
1
Ángulo sólido Ω
10
Metros
Emitancia radiativa
sobre
E = δφ/δΑ (W m-2)
Constante solar =
1300 W m-2
desde
M = δφ/δΑ (W m-2)
Intensidad radiativa
I = δφ/δΩ (W sr-1)
por ángulo sólido
1
Magnitudes físicas (2/3)
Magnitudes físicas (3/3)
φ
φ
θ1
r
ρ = φr/φi (reflectividad)
i
φt
A
Radiancia
α = φa/φi (absortividad)
φa
τ = φt/φi (transmisividad)
θ
L = δΙ/δΑ cos θ
(W m-2 sr-1)
θ2
A’=A*cos θ
Leyes de la radiación electromagnética
(1/2)
Emitancia
radiativa de un
cuerpo negro
Q=h(c/ λ) energía radiante de un fotón
2πhc
  hc  
λ5 exp
CUERPO
 − 1
NEGRO
 λkT  DEL
 ENCIMA
CUALQUIER OBJETO POR
Planck:
2
M n ,λ =
Ley de PlanckÆ λ max
emitancia de un cuerpo
negro, conociendo T
Mn,l emitancia
CEROradiativa
ABSOLUTO (0 K= -273ºC) RADIA
H, constante de Planck (6,626 x 10-34 W s²);
ENERGÍA :
k, constante de Boltzmann (1,38 x 10-23 W s² K-1);
c, velocidad de la luz; -Aumenta con T
λ, longitud de onda,
< λ negro (en Kelvin, K).
T, temperatura absoluta -de>TÆ
un cuerpo
Simplificar sustituyendo algunas
constantes:
c1 = 3,741 x 108 W m-2µm4
c2 = 1,438 x 104 µm K.
M n ,λ
Ley de Wien
c1
=
 c  
λ5 exp 2  − 1
  λT  
Leyes de la radiación electromagnética
Wien:
λmax = 2898 µm K/ T (K)
Stefan-Boltzmann:
Línea de máxima
emitancia radiativa (ley
de Wien)
(2/2)
Seleccionar λ
para detectar un
objeto a una
T dada
TOTAL DE E RADIADA POR UNIDAD DE SUPERFICIE
EMITANCIA DEPENDE DE T
Mn = σ T4
σ es la constante de Stefan-Boltzmann (5,67 x 10-8 W
m-2 K-4 ),T la temperatura en Kelvin.
Para un cuerpo real (no cuerpo negro):
M = ε Mn
EMISIVIDAD
(relación emitancia de una superficie y la que ofrecería un emisor perfecto
-cuerpo negro- a la misma temperatura)
El dominio óptico (0,4 – 2,5 µm)
φ
i
φ
φa
El 49% de la energía
emitida por el Sol se sitúa
en el espectro visible, un
42% en el infrarrojo.
r
La energía detectada por
el sensor es una función
de la reflejada.
La reflejada es una
función negativa de la
absorbida por la cubierta.
2
Factores que inciden en la
reflectividad de una cubierta
Elementos que absorben (agua,
pigmentos, minerales).
Rugosidad superficial (reflectividad
lambertiana o especular).
Ángulos de observación e iluminación.
Tipos de reflectores
Ángulo
Incidencia
REFLECTOR ESPECULAR
REFLECTOR LAMBERTIANO
Colores resultantes
Firmas espectrales
80
70
ρ=
60
% reflectividad
Ángulo
Reflexión
Lreflejada
Vegetación
seca
Agua
Lincidente
50
40
30
agua
vegetación
arena
hormigón
nieve
20
10
0
0,4
0,6
A V R
0,8
1
IRC
1,2
1,4
1,6
1,8
2
2,2
2,4
λ (µm)
Suelo
descubierto
SWIR
Factores que modifican la
reflectividad característica
Nieve
Vegetación
vigorosa
Reflectividad de la vegetación
Reflectividad de la hoja:
(i) altura solar
(ii) orientación
(iii) pendiente
(iv) atmósfera
(v) fenología
(vi) sustrato
Chuvieco (1996, p. 61)
Pigmentos.
Estructura de la hoja.
Humedad
Dosel vegetal.
Proporción hoja / lignina / suelo
Geometría de las hojas.
Ángulos de observación.
3
Curva característica de
la hoja
Pigmentos
hoja
Estructura
celular
Espectro de
absorción de
la clorofila
Contenido de agua
Estructura de la hoja
Factores: Humedad de la hoja
Reflectividad de jara (Cistus ladanifer ) para distintos valores de FMC
60
FMC
50
142.1
% reflectividad
131.6
40
118.9
102.6
30
78.4
48.9
20
25.3
16.3
10
6.3
0
400
0.0
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
longitud de onda
Vaughan, 2001
Deterioro de
la hoja y
reflectividad.
Simulación de distintas variables
Ceccato et al. 2001
4
La reflectividad de una hoja
no es igual a la de la planta
R = Er / Ei
Variación
estacional de
la reflectividad
hoja-dosel
Variaciones espectrales de la reflectividad
del trigo de primavera en Arizona.
En la parte superior, ref de las hojas
medida con una esfera de integración; en la
inferior ref del dosel con iluminación solar
(Pinter et al, 2003).
Características del dosel
Ángulos de observación
Magritte, 1963, La Belle Saison, CA
Arquitectura del dosel
La existencia de
varios estratos
de hojas
modifica la
reflectividad
efectiva de la
vegetación:
I - incidente
R - reflejado
T - transmitido
Arquitectura de la Planta
Cantidad de hojas: LAI
Geometría de las hojas: LAD
Componentes vivos / muertos.
Reflectividad del fondo
(Adaptado de
Belward, 1991)
Índice de área foliar (LAI)
Área de las hojas por una unidad de
superficie de terreno. Variantes:
Efecto del Índice de Área Foliar
Hojas verdes o también secas.
Sólo hojas o también troncos.
Clave para cálculo de biomasa y
productividad vegetal.
Valores típicos:
Desierto: 1
Zonas agrícolas: 3-5
Praderas: 3-7
Bosques caducos: 5-8.
Short, 2000
5
Angulo de las hojas respecto a la
horizontal:
Minerales en el suelo (cuarzo, feldespatos,
silicatos).
Materia orgánica.
Óxido de hierro.
Contenido de agua.
Textura y estructura.
Disposición vertical y horizontal.
Ángulos de observación e iluminación.
Erectófilas: 90º
Planófilas: 0º
Hemisféricas: +- 180º
Uniformes: igual angulo
Puede variar dentro del mismo individuo
(hojas superiores e inferiores).
Mineralogía y reflectividad
Calcite
Gypsum
Halite
80
Magnesite
Anhydrite
↑ Contenido de agua: ↓reflectividad.
Textura del suelo (% arena, limo y
arcilla): ↑ reflectividad cuando ↓
tamaño de las partículas.
↑ Materia orgánica: ↓reflectividad.
↑ Óxido de hierro:↓ reflectividad.
↓ Rugosidad: ↑ reflectividad.
Sodium Sulphate
60
S i de r i t e
Gypsum
40
Sodium Bicarbonate
Halite
20
Dolomite
0
0.4
0.5
1.0
1.5
Wavelength (µm)
2.0
2.5
6
7
8
9 10
12
15
COLOR
DOMINANTE
Efecto de los principales
factores
100
Calcium Carbonate
COMPOSICIÓN
COMPOSICIÓN
QUÍMICA
QUÍMICA
Factores en la reflectividad
del suelo
Distribución angular de las
hojas (LAD)
20
Wavelength (µm)
Humedad del suelo
100
Percent Reflectance
90
80
Silt
70
60
50
Sand
40
30
20
10
0
0.5 0.7
0.9
1.1
1.3 1.5 1.7 1.9
Wavelength (µm)
2.1
2.3
2.5
Jensen, 2000
Relación inversa: bandas de absorción en
1.9, 1.4, < 0.97, 1.2, 1.77 µm
6
Rugosidad
superficial
Materia orgánica
Oxido de hierro y materia orgnáica son las dos
propiedades de los suelos más importantes, y se
relacionan con los suelos degradados, particularmente en
el rango de 500 a 1200 nm
Diferencias en
apelmazamiento
Prácticas culturales
60
puffy crust
salty crust
50
Reflectance (%)
Al aumentar, decrece
la reflectividad en
todo el espectro.
Cuando los valores
son altos, se pueden
enmascarar otros
rasgos de absorción.
(MO < 2-2.5%)
non-saline, silty clay crust
cracked salty crust
40
mullido crust
ploughed field
30
20
10
0
450
500
550 600 650 700
Wavelength (nm)
750
800
Metternich, 2004
Factores en la reflectividad del
agua
Contenido de clorofila:
Absorción en el visible.
Reflexión en el IRC.
Materiales en suspensión.
Rugosidad superficial.
Inundaciones en Banda Aceh
LN Clorofila a
Efectos de la clorofila a
http://www.spaceimaging.com
7
Distribución mundial de Cl
Clorofila estimada para Sept. 97: Seawifs
Factores en la reflectividad de
la nieve
Turbidez
Manaos, Brasil
Imagen Aster,
2001
Compactación.
Grado de mezcla con suelo.
Tamaño de los cristales.
Absorción en el IRM (contraste con las
nubes).
Cortesía Nasa
Reflectividad de la nieve
Seguimiento de glaciares
100
Nieve fresca
reflectividad
80
Hielo glacial
60
40
20
0
Hielo glacial sucio
Longitud
de onda (µm)
Glaciar JUNEAU en su parte más meridional. Utiliza las bandas 5,4,2 (RGB)
La imagen de la izquierda corresponde al año 1986 mientras que la de la
derecha es de 1995
8
Diferencia nieve-nubes
Imagen LandsatTM del volcán
Cotopaxi
(Ecuador)
Infrarrojo térmico
La temperatura radiativa es el parámetro
clave:
La energía emitida depende de la absorbida en
otras longitudes de onda. En el térmico:
1 = ρ + ε (ley de Kirchoff).
Temperatura = f (Radiancia en el sensor, longitud
de onda, emisión atmosférica, emisividad de la
cubierta).
Factores de interés
Inercia térmica
Relaciones temperatura y ET
Efectos sobre el clima
Emisividades
3-5 µm
Rocas ígneas
Temperatura de superficie, TS
10.3-11.3 µm
84 - 95 % 85 - 94 %
Rocas sedimentarias 72 - 95 % 95 - 98 %
Suelos
70 - 91 % 96 - 98 %
Hojas verdes
94 - 98 % 95 - 98 %
Hojas secas
75 - 97 % 83 - 95 %
Agua
97 - 98 % 99 - 99.5 %
Hielo
93 - 97 % 97 - 98 %
Petróleo
95 - 96 % 95 - 98 %
Salisbury y D’Aria, 1994
Micro-ondas / Radar
Independientes de las condiciones de
iluminación y las condiciones
atmosféricas (all-weather sensor).
Información subsuelo (o bajo arbolado).
Permite medir distancias.
(Sánchez, 1998)
Observación óptica y en
micro-ondas
A la derecha,
imagen óptica del
JERS-1. A la
izquierda, imagen
radar el mismo
satélite. Manaos,
1993. Cortesía
NASDA.
9
Interacción con
la atmósfera
Composición de la atmósfera
Gases
O3, H2O, O2, CO2, CH4 y N2O
Aerosoles
Partículas sólidas, humo, polvo desértico...
Partículas líquidas, gotículas de agua
Nubes
Efectos de la atmósfera
Efectos de la absorción
Absorción (filtro):
Visible-NIR-SWIR:
Atenuación de la señal; evitar ciertas longitudes
de onda
Atenuación de la señal.
Nubes.
Dispersión (reflexión):
Térmico:
Separar la reflectividad de la atmósfera y del suelo
Temperatura de la atmósfera.
Atenuación de la señal.
Nubes
Emisión (generación):
Separar temperatura de la atmósfera y del suelo
Ventanas atmosféricas
Componentes de absorción
Transmisividad
Atmosférica (%)
Oxígeno molecular (O2): ultravioleta < 0,1
µm, IRT.
Ozono (O3): ultravioleta < 0.3 µm, microondas (27 mm).
Vapor de agua: 6 µm, menor 0,6 y 2 µm.
CO2: IRT (15 µm), e IRM (2,5 a 4,5 µm).
100
50
0
0,4 0,7
1
2
3
5
10
(...)
10.000
µm
(adaptado de Lillesand y Kiefer, 1994)
10
Principales ventanas atmosféricas
Ventana
Interés para
detectar
gases
Banda espectral (µm)
1
2
3
0,3 – 1,3
1,5 – 1,8
2,0 – 2,6
4
5
6
3,0 – 3,6
4,2 – 5,0
7,0 – 15,0
Jensen, 2004
Detección de
Ozono
Dispersión atmosférica
Factores:
Vapor de agua.
Aerosoles.
Tipos de aerosoles:
Origen húmano
Contaminación industrial.
Quemas forestales/pastizales.
Naturales
Polvo desértico.
Partículas de agua oceánica.
Erupciones volcánicas (sulfatos).
Tipos de dispersión
atmosférica
Dispersión Rayleigh a distintas
longitudes de onda
Rayleigh:
Mie:
∅≈λ.
Afectan a mayores λ: aerosoles
y polvo atmosférico.
No selectiva:
∅>λ.
Por igual en cualquier λ: nubes
80
Intensidad de la dispersión (%)
∅ < λ.
Afecta a las más λ cortas (1/λ4)
y es la más intensa: cielo.
60
40
20
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9 µm
λ
(adaptado de Campbell, 1987)
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Efecto de la dispersión atmosférica
Emisión
Resulta clave en estudios de
temperatura (10-15º C).
El vapor de agua es el factor más
destacado.
Puede abordarse la corrección con
algoritmos multi-canal (split window).
Imagen TM de Cabañeros (Septiembre 1997)
Color natural sin y con expansión
Necesidad de la corrección
atmosférica
Cuando se aplican transformaciones
multiespectrales.
Cuando se trabaje con distintos
sensores / fechas.
Cuando se compara con radiómetros o
con modelos físicos.
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