INTERACCIONES ENTRE LA LA RADIACIÓN ELECTROMAGNÉTICA, LA ATMÓSFERA Y LOS OBJETOS
G174: FOTOINTERPRETACIÓN Y TELEDETECCIÓN
Domingo F. Rasilla
2025-02-11
INTRODUCCIÓN
Todos los objetos (independientemente de la radiación que emitan) van a recibir radiación emitida por otros cuerpos (fundamentalmente del sol), que, en función del tipo de objeto que estemos considerando, puede:
► Reflejarse, es decir, la radiación es reenviada de vuelta al espacio.
► Absorberse, es decir, la radiación incrementa la energía del objeto.
► Transmitirse, es decir, la radiación se transmite hacia abajo a otros objetos.
Como se ha visto en el apartado anterior:
► La fracción de energía reflejada es la reflectividad o albedo (ρ).
► La fracción de energía absorbida es la absortividad (α).
► La fracción de energía transmitida se denomina transmisividad (τ).
De modo que ρ + τ + α = 1.
La interacción de la radiación con la atmósfera y con los objetos terrestres, es decir los valores de ρ, τ y α de un cuerpo concreto, va a depender de la longitud de onda de que se trate y de las características de ese cuerpo.
Unas primeras líneas generales acerca del comportamiento de diferentes objetos respecto a su interacción con la radiación serían:
► Atmósfera despejada:
– ρ muy baja para todas las longitudes de onda. – α depende de la longitud de onda. – τ depende de la longitud de onda.
► Nubes :
– ρ muy alta en el visible. – α depende de la longitud de onda. – τ depende de la longitud de onda.
► Agua:
– ρ muy baja en todas las longitudes de onda. – α depende de la longitud de onda. – τ depende de la longitud de onda.
► Superficie terrestre:
– ρ depende de la longitud de onda. – α depende de la longitud de onda. – τ nulo.
INTERACCIONES CON LA ATMÓSFERA
La atmósfera es un factor importante al considerar los flujos de radiación entre el sol y la superficie terrestre y entre esta y los satélites.
El 97% de la masa atmosférica se encuentra entre la superficie terrestre y los 25 km de altura, y su densidad disminuye a medida que ascendemos producto de la gravedad. La atmósfera se compone principalmente de gases como el \(N_{2}\) (78%), \(O_{2}\) (21%), \(Ar\) (0,9%), \(CO_{2}\) (0,03%), algunas trazas de gases nobles y Ozono (\(O_{3}\)), también vapor de agua \(H_{2}O\) y aerosoles (partículas sólidas como humo o polvo o partículas líquidas dispersas en el medio gaseoso como gotas de agua)
Y todo el conjunto reduce el total de energía incidente de ∼ 340 Wm−2 a sólo ∼ 173 Wm−2 que llegan a la superficie terrestre.
No todas las longitudes de onda del espectro electromagnético alcanzan la superficie terrestre, ya que las partículas (aerosoles) y los gases de la atmósfera las modifican. La radiación que sí atraviesa la atmósfera lo hace aprovechando las llamadas ventanas atmosféricas. En dichas ventanas la transmitancia de la atmósfera terrestre es máxima.
En el espacio exterior no hay pérdida de radiación por interferencia con ningún medio material, sólo atenuación debida a la ley del cuadrado de la distancia.
Los mecanismos atmosféricos que influyen en la radiación solar durante su trayectoria atmosférica son:
• Absorción de determinadas bandas del espectro.
• Dispersión de determinadas bandas de longitud de onda causadas por los aerosoles y nubes.
• Emisión que, por su temperatura, tendrá un máximo en el infrarrojo térmico.
Estos mecanismos actúan de manera selectiva (es decir, dependiendo de la longitud de onda).
La absorción.
La absorción es un mecanismo de interacción entre la radiación electromagnética y la atmósfera. La absorción atmosférica filtra algunas ondas electromagnéticas, concretamente aquellas que, por su longitud de onda, pasan a través de la atmósfera aprovechando las ventanas atmosféricas. La absorción implica que algunas moléculas presentes en la atmósfera absorben algunas longitudes de onda, quedando el resto intactas. Además, la existencia de moléculas en la atmósfera capaces de absorber radiación electromagnética limita el rango de longitudes de onda que pueden aplicarse a la medición remota de propiedades atmosféricas. El ozono, el dióxido de carbono y el vapor de agua son los tres componentes atmosféricos principales que absorben la radiación (aproximadamente el 16 % de la incidente), aunque de forma selectiva.
► El ozono absorbe la radiación ultravioleta del Sol (dañina para la mayoría de los seres vivos). Sin esta capa protectora en la atmósfera, nuestra piel se quemaría expuesta a la luz solar. ► El dióxido de carbono absorbe radiación entre 13 − 17,5μm. Es uno de los gases de efecto invernadero más importante. Esto se debe a que tiende a absorber la radiación en el infrarrojo lejano, una región del espectro que atrapar el calor de la superficie terrestre dentro de la atmósfera.
► Finalmente, el vapor de agua absorbe gran parte de la radiación entrante en forma de microondas (entre 5,5 − 7μm y por encima de 27μm). Su distribución varía enormemente a lo largo del planeta. En las capas de aire por encima de un desierto, por ejemplo, hay una cantidad muy pequeña de vapor de agua, mientras que sobre los trópicos esta cantidad es mucho más grande.
Debido a que estos gases absorben la energía electromagnética en regiones muy específicas del espectro (por ejemplo, la acción sobre las longitudes de onda más largas > 0,6 centímetros es mínima), determinan en qué región del espectro se debe “mirar” para usar los diferentes procedimiento de teledetección.
Las regiones del espectro en las que no se produce absorción, y en las que es viable la teledetección son las siguientes:
► Visible e infrarrojo cercano (0,3 − 1,35 μm)
► Infrarrojo cercano de onda corta (1,5 − 1,8 μm; 2 − 2,4 μm)
► Infrarrojo medio (2,9 − 4,2 μm; 4,5 − 5,5 μm)
► Infrarrojo térmico (8 − 14 μm)
► Microondas, por encima de 20 μ la atmósfera es prácticamente transparente
Incluso en las ventanas atmosféricas, la transmitancia nunca va a ser del 100% y así la radiancia que llega al satélite es siempre algo menor que la que sale de la Tierra.
En relación a las nubes, éstas emiten su propia radiación en el infrarrojo térmico, diferente a la terrestre debido a su menor temperatura, con lo que ocultan la superficie terrestre en ambas regiones del espectro. Debido a la saturación en vapor de agua del aire dentro de las nubes su capacidad de absorber radiación en la banda de absorción del vapor de agua dependerá de su espesor.
A la hora de diseñar un sensor, existen tres posibilidades fundamentales:
► Captar radiación solar reflejada por la superficie (en una longitud de onda correspondiente a una ventana atmosférica).
► Captar radiación infrarroja procedente de la superficie terrestre o las nubes.
► Captar radiación de una banda en la que un gas presente una elevada capacidad de absorción para así estimar la concentración de este gas. Canto menos radiación llegue mayor será la cantidad de gas.
La dispersión
La dispersión ocurre cuando las partículas o grandes moléculas de gas presentes en la atmósfera (principalmente los aerosoles y el vapor de agua) modifican la radiación electromagnética. De este modo disminuye la radiancia directa y aumenta la difusa.
Como resultado, la radiación detectada por el sensor es una mezcla de energía reflejada tanto por la superficie como por la atmósfera, conteniendo un ruido indeseable que se debe eliminar durante la recuperación de las propiedades superficiales.
La magnitud de la dispersión atmosférica depende de varios factores, incluida la longitud de onda de la radiación, la abundancia de partículas o gases y la distancia que recorre la radiación a través de la atmósfera. Debido a la elevada variabilidad espacio-temporal de algunos de los gases y de los aerosoles resulta difícil establecer modelos generales para cuantificar su influencia final en una imagen.
Hay 3 tipos de dispersión.
► La dispersión de Rayleigh ocurre cuando las partículas son muy pequeñas en comparación con la longitud de onda de la radiación que atraviesa la atmósfera. La dispersión de Rayleigh hace que las longitudes de onda más cortas se dispersen mucho más que las longitudes más largas, siendo el mecanismo dominante en las capas altas de la atmósfera. El hecho de que el cielo parezca “azul” durante el día se debe a este fenómeno : a medida que la luz del sol atraviesa la atmósfera, las longitudes de onda más cortas del espectro visible (es decir, el azul) se dispersan más que las restantes (más largas). Al amanecer y al atardecer, sin embargo, la luz atravesar una capa más potente de la atmósfera por lo que la dispersión de las longitudes de onda más largas es mayor; de ahí la posibilidad de atardeceres rojizos (además, por la tarde, una mayor convección facilita que los aerosoles asciendan desde la superficie hasta la atmósfera).
► La difusión de Mie también depende de la longitud de onda de la radiación entrante, aunque en menor grado que la dispersión de Rayleigh. Se activa cuando las partículas tienen aproximadamente el mismo tamaño que la longitud de onda de la radiación. El polvo, el polen, el humo y el vapor de agua (nieblas, por ejemplo) son causas comunes de la dispersión de Mie, que tiende a afectar longitudes de onda más largas. La dispersión de Mie ocurre principalmente en los niveles inferiores de la atmósfera, donde las partículas más grandes son más abundantes, y domina cuando hay muchas nubes.
► El último mecanismo de dispersión importante se denomina dispersión no selectiva. Ocurre cuando las partículas son mucho más grandes que la longitud de onda de la radiación, por ejemplo, las gotas de agua y las partículas grandes de polvo. La dispersión no selectiva recibe su nombre del hecho de que todas las longitudes de onda se dispersan por igual. Este tipo de dispersión hace que la niebla y las nubes parezcan blancas a nuestros ojos porque la luz azul, verde y roja se dispersan en cantidades aproximadamente iguales (luz azul+verde+roja = luz blanca).
Una consecuencia de los procesos de dispersión atmosférica es que supone un aporte adicional de energía para los sensores situados en la atmósfera (por ejemplo, satélites). Los sensores no sólo registran la energía reflejada por los objetos de la superficie terrestre, sino también la energía que ha sido dispersada por la atmósfera sin haber alcanzado la Tierra. Este aporte adicional de energía produce un efecto de bruma que reduce la visibilidad, y en el caso de las imágenes, ocasiona una pérdida de nitidez y contraste en las fotos en blanco y negro y una acentuación de los tonos azulados en las de color.
La emisión
También hay influencias de las emisiones atmosféricas que son importantes principalmente en el rango termal (TIR). Cuando se trabaja en el infrarrojo térmico, el objetivo fundamental es estimar la temperatura de la superficie terrestre. Sin embargo los datos que llegan al satélite incluyen emisión tanto de la superficie como de las diferentes capas de la atmósfera.
Esta debe corregirse para obtener con precisión la temperatura de la superficie a partir de imágenes adquiridas por satélite(al igual que con la dispersión atmosférica, la señal de la emisión de la atmósfera debe ser separada de la señal térmica que emite la superficie), aunque resulta difícil distinguir un efecto del otro.
En los últimos años se ha avanzado significativamente en la resolución de estos problemas a través de varias técnicas que se estudiarán en el tema de corrección de imágenes.
INTERACCIÓNES ENTRE LA RADIACIÓN SOLAR Y LOS OBJETOS DE LA SUPERFICIE TERRESTRE.
De cara a la identificación de objetos y procesos en la superficie terrestre, lo que nos interesa es la reflectividad de estos objetos respecto a las diferentes longitudes de onda. Cada tipo de material, suelo, vegetación, agua, etc. reflejará la radiación incidente de forma diferente lo que permitirá distinguirlo de los demás si medimos la radiación reflejada.
Formas de interacción
Del total de energía que llega a la atmósfera, aproximadamente el 50% alcanza la superficie terrestre; no ha sido absorbida ni dispersada en la atmósfera. Al llegar a la superficie interactúa con ella. Hay tres formas de interacción que pueden tener lugar cuando la energía incide sobre la superficie, según la longitud de onda de la energía y las características del objeto:
► La absorción ocurre cuando la radiación es absorbida por la superficie y transformada en calor, que será emitida de nuevo hacia la atmósfera en forma de energía térmica, cuya longitud de onda abarca de los 3 a los 15 µm. Téngase en cuenta que, en comparación con la radiación solar, sólo detectable durante el día, la radiación terrestre se emite día y noche.
► La transmisión ocurre cuando la radiación pasa a través del objeto.
► La reflexión ocurre cuando la radiación “rebota” sobre el objeto y “sale despedida” en diferentes direcciones. La teledetección se basa en la medición de esta radiación reflejada por los objetos y superficies. Hay dos tipos de reflexión:
Cuando una superficie es lisa, obtenemos un reflejo especular, similar a un espejo en el que toda (o casi toda) la energía se aleja de la superficie en una sola dirección. Se habla, en consecuencia de superficies especulares.
La reflexión difusa ocurre cuando la superficie es rugosa y la energía se refleja casi uniformemente en todas las direcciones. Éstas son las superficies lambertianas.
Igualmente, otros factores además de la reflectividad de la cubierta condicionan el flujo de energía recibido por el sensor sino también de otros factores como:
► Las condiciones atmosféricas.
► La pendiente y orientación del terreno.
► La geometría de la observación.
La mayoría de los objetos y superficies se encuentran en algún lugar entre objetos reflectores perfectamente especulares o perfectamente difusos, aunque se asume que el comportamiento es lambertiano. En el espectro visible sólo el agua en calma presenta un carácter especular. En algunos casos, la superficie marina captada en fotografías aéreas o imágenes de satélite muestra el reflejo del sol.
Fuente: METEORED(https://www.tiempo.com/ram/37277/reflejo-especular-lunar/)
Si un objeto en particular se refleja de forma especular o difusa, o en algún punto intermedio, depende de la rugosidad de su superficie y de las longitudes de onda de la radiación entrante. Si las longitudes de onda son mucho más pequeñas que las variaciones de la superficie o los tamaños de las partículas que forman la superficie dominará la reflexión difusa. Por ejemplo, la arena de grano fino parece bastante suave para las microondas de longitud de onda larga, pero bastante áspera para las longitudes de onda visibles.
La firma espectral
A partir de medidas de laboratorio se ha obtenido la reflectividad para las distintas cubiertas en diferentes longitudes de onda.
El gráfico que, para cada longitud de onda, nos da la reflectividad en tanto por ciento se conoce como firma espectral de dicho objeto. Constituye una marca de identidad de los objetos. Resulta así fácil por ejemplo distinguir entre suelo y vegetación, e incluso entre diferentes tipos de suelo o diferentes tipos de vegetación.
La firma espectral es el perfil de radiancia emitida por los diferentes elementos de la superficie de la tierra. Este perfil es el resultado de unir el porcentaje de radiación reflejada más el porcentaje de la absorbida más el porcentaje de la transmitida. Cada superficie interactúa con la radiación de una manera diferente, absorbiendo unas longitudes de onda y reflejando otras, comportamiento que ayuda a diferenciar los distintos tipos de superficies, como por ejemplo el agua, el suelo o la vegetación, sin necesitad de entrar en contacto con ellos (es decir, constituye el fundamento de la teledetección).
Fuente: https://ms-my.facebook.com/MasterGIScom/photos/a.384774331706146/1691904320993134/)
En el caso de la radiación visible, las diferencias en cuanto a la reflexión para las diferentes longitudes de onda se traduce en lo que lamamos colores. Un objeto es verde si refleja la radiación solar preferentemente en esta zona del espectro.
Un par de ejemplos muestran que, dependiendo de la naturaleza y composición del objeto que se está analizando y las longitudes de onda de la radiación involucrada, se observan respuestas muy diferentes a los mecanismos de absorción, transmisión y reflexión.
► Respuesta espectral de las Hojas: la clorofila de las hojas de las plantas absorbe la radiación en las longitudes de onda roja y azul pero refleja el verde. Las hojas parecen “más verdes” en verano cuando el contenido de clorofila es máximo; en otoño, al haber menos clorofila en las hojas, hay menos absorción y, proporcionalmente, más reflexión de las longitudes de onda rojas, lo que hace que las hojas se vean rojas o amarillas (el amarillo es una combinación de longitudes de onda rojas y verdes). La estructura interna de las hojas sanas actúa como un excelente reflector difuso de las longitudes de onda del infrarrojo cercano. Si nuestros ojos fueran sensibles al infrarrojo cercano, los árboles parecerían extremadamente brillantes en estas longitudes de onda. De hecho, medir y monitorear la reflectancia del IR cercano es una forma en que los científicos pueden determinar cuán saludable (o no saludable) puede ser la vegetación.
La vegetación sana tiene una reflectividad baja en el visible aunque con un pico en el color verde debido a la clorofila, este pigmento aparece en concentraciones entre 5 y 10 veces mayores que otos como el caroteno. La reflectividad es muy alta en el infrarrojo reflejado o próximo debido a la escasa absorción de energía por parte de las plantas en esta banda. En el infrarrojo medio hay una disminución especialmente importante en aquellas longitudes de onda en las que el agua de la planta absorbe la energía.
Durante el otoño, las hojas pierden los cloroplastos (organos que contienen la clorofila) ya que dejan de ser necesarios al cesar la actividad fotosintética, por tanto deja de ser la clorofila el pigmento principal y las plantas adquieren un color pardo-amarillento debido a la cada vez mayor importancia relativa de carotenos y otros pigmentos.
Esta curva tan contrastada se debilita en el caso de la vegetación enferma en la que disminuye el infrarrojo y aumenta la reflectividad en el rojo y azul. Se observa también que la reflectividad de una planta depende de su contenido en agua. Cuando el contenido de agua aumenta disminuye la reflectividad ya que aumenta la absorción de radiación por parte del agua contenida en la planta. La cantidad de energía de los fotones que viajan con longitudes de onda mayores (infrarrojo cercano) es demasiado baja para ser aprovechada por la vegetación por lo que sólo se absorbe en torno al 5%, el resto se transmite (40%) o refleja (55%). Sin embargo, la energía transmitida acabará llegando a otra hoja situada por debajo, y por tanto el 55% de ese 40% se volverá a reflejar. Este proceso, repetido en diferentes capas hace que se incremente el tanto por ciento de energía reflejada por un dosel vegetal.
El envejecimiento de la planta conlleva también una reducción en la reflectividad en el infrarrojo. Las variaciones en la estructura interna de las hojas son la causa principal de que los patrones de respuesta espectral sean diferentes de unas especies a otras.
En cuanto al infrarrojo medio, el agua presente en los tejidos vegetales absorbe la radiación en diversas longitudes de onda hasta alcanzar valores de α = 0.9 que afectan incluso a las longitudes de onda vecinas de aquellas en las que se produce máxima absorción. En general cuanto menor sea el contenido de agua de una planta, mayor será su reflectividad en el infrarrojo medio.
Fuente: (https://www.um.es/geograf/sigmur/temariohtml/node70_ct.html)
► Respuesta espectral del Agua: absorbe la radiación visible e infrarroja cercana de longitud de onda más larga frente a las longitudes de onda visibles más cortas. Por eso, el agua tiene un color azul o azul verdoso, debido a la mayor reflectancia en estas longitudes de onda más cortas, pero más oscuro si absorbe longitudes de onda rojas o infrarrojas cercanas. Si hay sedimento en suspensión presente en las capas superficiales del cuerpo de agua, mostrará mejor reflectividad y una apariencia más brillante. El color aparente del agua mostrará un ligero cambio a longitudes de onda más largas. El sedimento en suspensión se puede confundir fácilmente con agua poco profunda (pero clara), ya que estos dos fenómenos parecen muy similares. La clorofila en las algas absorbe las longitudes de onda azules y refleja el verde, lo que hace que el agua parezca más verde cuando hay algas presentes. La topografía de la superficie del agua (materiales ásperos, lisos, flotantes, etc.) también puede generar complicaciones para la interpretación relacionada con el agua debido a problemas potenciales de reflexión especular y otras influencias en el color y el brillo.
Al comparar las características de la firma espectral es posible distinguir diferentes objetos de una mnaera más precisa que si sólo se compara una única longitud de onda. Por ejemplo, el agua y la vegetación reflejan de manera similar las longitudes de onda visibles, pero casi siempre son separables en el infrarrojo. La respuesta espectral puede ser bastante variable, incluso para el mismo tipo de objetivo, y también puede variar con el tiempo (por ejemplo, el “verdor” de las hojas), la ubicación etc… Saber dónde “mirar” espectralmente y comprender los factores que influyen en la respuesta espectral son fundamentales para interpretar correctamente la interacción de la radiación electromagnética con la superficie.
► Respuesta espectral del suelo. Las propiedades espectrales del suelo son relativamente simples, la transmisión es nula, por tanto toda la energía se absorbe o refleja. La reflectividad es relativamente baja para todas las bandas aunque aumentando hacia el infrarrojo. Hay una cierta dependencia entre reflectividad y contenido en agua del suelo, cuanto mayor es el segundo, mayor es la primera. Este aumento se ve interrumpido en aquellas regiones en las que el agua absorbe energía, por tanto cuanto mayor sea el contenido de agua en el suelo, mayor va a a ser la disminución en reflectividad de estas regiones. Otros factores que afectan la respuesta espectral del suelo son la textura con una mayor reflectividad al aumentar el tamaño medio de las partículas de suelo (los suelos arenosos tienen mayor reflectividad que los arcillosos). El problema es que la textura afecta también al contenido de humedad por lo que no resulta fácil diferenciar (con imágenes de satélite entre ambos factores). Los minerales de la arcilla tienen, por su parte, una caida en reflectividad entorno a 2.2 μ que no tienene las arenas. El contenido en materia orgánica también afecta a la reflectividad, cuanto mayor sea su contenido y cuanto menos descomupesta se encuentre más oscuro resulta el suelo (menor reflectividad). La composición química y mineralógica también va a influir en la respuesta espectral, así por ejemplo el contenido en óxidos de hierro va a incrementar la reflectividad en el rojo. La fuerte correlación entre muchos de los factores que influyen sobre la respuesta espectral del suelo, imposibilita el que puedan sacarse conclusiones claras del análisis de una imagen de unas zonas cuyas características edáficas se desconocen. En todo caso se ha comprobado que las áreas de suelo desnudo de una misma imagen siguen una serie de pautas reconocibles. La más estudiada es que si se hace una representación gráfica con la reflectividad en el rojo en abcisas y la reflectividad en el infrarrjo cercano en ordenadas, las zonas de suelo desnudo aparecen formando una linea que se conoce como linea del suelo.
Fuente: GIS&BEERS (http://www.gisandbeers.com/cuales-los-valores-l-del-indice-savi-vegetacion/)