INTERACCIONES ENTRE LA RADIACIÓN ELECTROMAGNÉTICA, LA ATMÓSFERA Y LA SUPERFICIE TERRESTRE
G174: FOTOINTERPRETACIÓN Y TELEDETECCIÓN
Domingo F. Rasilla
2026-01-25
💡 OBJETIVOS DE LA UNIDAD:
Los objetivos básicos son los siguientes:
► Comprender los principios fundamentales de la radiación electromagnética y su propagación, identificando cómo diferentes longitudes de onda interactúan con la atmósfera y los objetos de la superficie terrestre.
► Analizar los procesos de absorción, dispersión y emisión atmosférica, evaluando cómo estos afectan la radiación que finalmente llega a los sensores de teledetección.
► Describir las formas de interacción de la radiación con la superficie terrestre, incluyendo absorción, transmisión y reflexión (especular y difusa), y su influencia en la captura de imágenes satelitales y aéreas.
► Interpretar las firmas espectrales de distintos tipos de superficie (vegetación, agua, suelo), comprendiendo cómo la reflectancia, absorción y contenido de agua determinan las propiedades espectrales observadas.
► Aplicar los conceptos de interacción radiación-atmósfera-superficie para mejorar la interpretación de imágenes de teledetección, seleccionando las bandas espectrales más adecuadas y evaluando factores que afectan la calidad y precisión de los datos.
💡 MATERIALES PARA LA ACTIVIDAD:
En esta unidad no son necesarios materiales adicionales.
INTRODUCCIÓN
La radiación electromagnética es la principal fuente de información para la teledetección, ya que transporta energía que puede ser detectada y analizada. Sin embargo, la radiación no viaja de manera independiente: durante su trayecto desde el Sol hasta la superficie terrestre, y posteriormente hacia los sensores satelitales o aéreos, la radiación sufre interacciones complejas con la atmósfera y los objetos de la superficie.
Cuando la radiación alcanza la atmósfera, esta puede absorber, dispersar o emitir energía, dependiendo de la longitud de onda y de la composición del aire, incluyendo gases como el ozono, el dióxido de carbono, el vapor de agua y partículas en suspensión (aerosoles).
Al llegar a la superficie terrestre, la radiación puede ser reflejada, pero también absorbida o transmitida, dependiendo de las propiedades ópticas de cada objeto. La fracción de energía reflejada, conocida como albedo, junto con la energía absorbida o transmitida, determina la cantidad de radiación que regresa a la atmósfera y, eventualmente, es captada por los sensores. La naturaleza de esta interacción varía según el tipo de superficie (agua, vegetación, suelo, nieve, etc.) y la longitud de onda de la radiación incidente.
Finalmente, la radiación que alcanza un sensor satelital o aéreo es una combinación de la energía reflejada por la superficie y la radiación modificada por la atmósfera, que incluye dispersión y emisión. Esta mezcla hace que los datos detectados requieran corrección atmosférica y radiométrica para obtener información precisa sobre las propiedades de la superficie. Comprender estas interacciones es fundamental para interpretar correctamente los datos de teledetección y para el desarrollo de técnicas de monitoreo ambiental, agricultura de precisión, estudios urbanos y análisis de cambio climático, entre otros.
Radiación Solar (EM)
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│ Atmósfera │
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│ │ │Absorción│ Dispersión│ Emisión│ (O3, CO2, H2O) (Rayleigh, Mie, No selectiva) (Vapor de agua, gases) │ │ │ ▼ ▼ ▼ Radiación que llega a la superficie terrestre │ ▼ ┌─────────────────────┐ │ Superficie terrestre │ └─────────────────────┘ ▲ ▲ ▲ │ │ │ Reflexión Absorción Transmisión │ │ │ ▼ ▼ ▼ Radiación modificada que regresa hacia la atmósfera │ ▼ Sensor TIR / Óptico (Recibe combinación de: radiación reflejada, dispersada y emitida por la atmósfera)
Todos los cuerpos reciben radiación procedente de otros cuerpos. La interacción de esta radiación con un objeto puede clasificarse en tres procesos principales:
Reflexión: la radiación es reenviada al espacio.
Absorción: la radiación incrementa la energía interna del objeto.
Transmisión: la radiación atraviesa el objeto y puede alcanzar otros cuerpos.
Estas fracciones de energía se definen formalmente como:
Reflectividad o albedo (ρ): fracción de energía reflejada.
Absortividad (α): fracción de energía absorbida.
Transmisividad (τ): fracción de energía transmitida.
De acuerdo con el principio de conservación de la energía: ρ + τ + α = 1.
La interacción de la radiación con la atmósfera y con los objetos de la superficie terrestre depende de la longitud de onda y de las propiedades del medio. A modo de ejemplo:
| Medio | Reflectividad (ρ) | Absortividad (α) | Transmisividad (τ) |
|---|---|---|---|
| Atmósfera despejada | Muy baja | Depende de la longitud de onda | Depende de la longitud de onda |
| Nubes | Alta en el visible | Depende de la longitud de onda | Depende de la longitud de onda |
| Agua | Muy baja | Depende de la longitud de onda | Depende de la longitud de onda |
| Superficie terrestre | Depende de la longitud de onda | Depende de la longitud de onda | Prácticamente nula |
INTERACCIÓNES ENTRE LA RADIACIÓN SOLAR Y LA ATMÓSFERA
La atmósfera es un componente clave al considerar la propagación de la radiación entre el Sol, la superficie terrestre y los satélites. Aproximadamente el 97 % de la masa atmosférica se encuentra entre la superficie y los 25 km de altitud, y su densidad disminuye con la altura debido a la gravedad.
La atmósfera está formada principalmente por gases como \(N_{2}\) (78 %), \(O_{2}\) (21 %), \(Ar\) (0,9 %) y \(CO_{2}\) (0,03 %), junto con trazas de gases nobles, ozono (\(O_{3}\)), vapor de agua (\(H_{2}O\)) y aerosoles. Estos últimos pueden ser partículas sólidas (por ejemplo, polvo o humo) o partículas líquidas dispersas (como gotas de agua).
En el espacio exterior, no existe pérdida de radiación por interacción con ningún medio, y la única atenuación se debe a la ley del cuadrado de la distancia. En la atmósfera terrestre, los procesos de absorción, dispersión y emisión reducen la energía incidente de aproximadamente ∼ 340 W m⁻² en lo alto de la atmósfera a cerca de ∼ 173 W m⁻² que llega a la superficie.
No todas las longitudes de onda del espectro electromagnético alcanzan la superficie terrestre, ya que los gases y partículas de la atmósfera modifican la radiación incidente. La radiación que atraviesa la atmósfera lo hace principalmente a través de las denominadas ventanas atmosféricas, donde la transmitancia es máxima.
Estos mecanismos actúan de manera selectiva, dependiendo de la longitud de onda de la radiación, y son fundamentales para la interpretación de datos de teledetección.
| Longitud de onda | Ventanas/Transmisión | Principales efectos atmosféricos | Observaciones en teledetección |
|---|---|---|---|
| 0,3 – 0,4 μm (UV cercano) | Baja | Absorción por ozono (\(O_3\)) | Dificultad para observación directa desde superficie; se usa satélites especializados |
| 0,4 – 0,7 μm (Visible) | Alta (ventana óptica) | Dispersión por moléculas de aire (Rayleigh), absorción parcial | Región más utilizada en teledetección óptica y fotografía aérea |
| 0,7 – 1,3 μm (NIR) | Alta | Absorción débil, algo de dispersión | Útil para análisis de vegetación y contenido de agua |
| 1,3 – 2,5 μm (SWIR, MIR) | Moderada | Absorción por vapor de agua y CO₂ | Permite estudiar humedad del suelo y vegetación; requiere corrección atmosférica |
| 3 – 5 μm (MIR) | Moderada | Mezcla de radiación solar reflejada y emisión térmica | Detección de altas temperaturas y dinámica térmica |
| 8 – 14 μm (TIR) | Alta (ventana térmica) | Absorción por vapor de agua y CO₂ fuera de ventana | Medición de temperatura de superficie, evapotranspiración y calor urbano |
| >14 μm | Baja | Fuerte absorción por CO₂ y vapor de agua | Radiación térmica fuertemente atenuada; limitada observación desde superficie |
La absorción.
La absorción atmosférica implica que ciertas moléculas presentes en la atmósfera captan longitudes de onda específicas de la radiación electromagnética. Los principales gases responsables son el ozono, el dióxido de carbono y el vapor de agua, que absorben aproximadamente el 16 % de la radiación incidente, de manera selectiva según la longitud de onda.
Ozono (O₃): absorbe la radiación ultravioleta del Sol, dañina para la mayoría de los seres vivos. Esta capa protectora evita que la radiación UV llegue directamente a la superficie terrestre, protegiendo la piel de los seres humanos y otros organismos.
Dióxido de carbono (CO₂): absorbe radiación entre 13–17,5 μm, contribuyendo al efecto invernadero al retener calor en el infrarrojo lejano emitido por la superficie terrestre.
Vapor de agua (H₂O): absorbe gran parte de la radiación infrarroja y media, principalmente en las bandas 5,5–7 μm y por encima de 27 μm. Su distribución varía significativamente entre regiones, siendo muy baja en desiertos y alta en los trópicos.
Las nubes emiten radiación en el infrarrojo térmico, generalmente a menor temperatura que la superficie terrestre, lo que puede ocultar la superficie tanto en el infrarrojo como en otras bandas del espectro. La capacidad de absorción de radiación por el vapor de agua contenido en las nubes depende de su espesor, debido a la saturación en esas bandas.
Dado que estos gases absorben energía en regiones específicas del espectro, determinan qué bandas son más adecuadas para la teledetección. Además, la presencia de moléculas absorbentes limita los rangos de longitud de onda útiles para la medición remota de propiedades atmosféricas y terrestres.
Por lo tanto, las ventanas atmosféricas en las que la radiación atraviesa la atmósfera con mínima absorción son:
Visible e infrarrojo cercano: 0,3–1,35 μm
Infrarrojo de onda corta (SWIR): 1,5–1,8 μm y 2–2,4 μm
Infrarrojo medio (MIR): 2,9–4,2 μm y 4,5–5,5 μm
Infrarrojo térmico (TIR): 8–14 μm
Microondas: longitudes de onda superiores a 20 cm, donde la atmósfera es prácticamente transparente.
Incluso dentro de estas ventanas, la transmitancia nunca alcanza el 100 %, por lo que la radiancia que llega al satélite es siempre menor que la emitida desde la superficie terrestre.
| Gas / Componente | Longitudes de onda afectadas (μm) | Tipo de radiación absorbida | Impacto en teledetección |
|---|---|---|---|
| Ozono (O₃) | 0,2 – 0,35 (UV) | Ultravioleta | Protege de UV; limita observación directa en UV desde superficie |
| Dióxido de carbono (CO₂) | 13 – 17,5 | Infrarrojo térmico | Retención de calor; necesario considerar corrección atmosférica en TIR |
| Vapor de agua (H₂O) | 0,94; 1,1–1,2; 1,4–1,5; 1,8–2,0; 2,6–2,8; 5,5–7; >27 | Infrarrojo cercano y medio | Atenúa radiación IR; afecta humedad y energía térmica detectada |
| Nubes / aerosoles | Variable según espesor y tipo | IR y visible | Ocultan la superficie; dispersan radiación; limitan penetración en bandas ópticas y térmicas |
La dispersión
La dispersión atmosférica ocurre cuando partículas o grandes moléculas de gas presentes en la atmósfera —principalmente aerosoles y vapor de agua— modifican la radiación electromagnética, reduciendo la radiancia directa y aumentando la radiancia difusa. Como resultado, la energía detectada por un sensor combina radiación reflejada por la superficie terrestre y radiación dispersada por la atmósfera, introduciendo un ruido que debe corregirse durante el procesamiento de la imagen.
La magnitud de la dispersión depende de varios factores: 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. La elevada variabilidad espacial y temporal de algunos gases y aerosoles dificulta establecer modelos generales para cuantificar su influencia sobre una imagen. Los tres mecanismos principales de dispersión son:
► La dispersión de Rayleigh ocurre cuando las partículas son mucho más pequeñas que la longitud de onda de la radiación. Las longitudes de onda más cortas se dispersan mucho más que las largas, siendo dominante en las capas altas de la atmósfera. 1. El color azul del cielo se debe a este fenómeno: la luz azul se dispersa más que la roja o verde. 2. Durante el amanecer y atardecer, la luz atraviesa una mayor columna de atmósfera; las longitudes de onda más largas se dispersan más, dando lugar a los tonos rojizos típicos del cielo al amanecer o al atardecer.
► La difusión de Mie se produce cuando las partículas tienen un tamaño aproximadamente igual a la longitud de onda. Polvo, polen, humo y vapor de agua (niebla) son ejemplos típicos. Este mecanismo afecta principalmente longitudes de onda más largas y domina en la baja atmósfera, especialmente en presencia de nubes.
► La dispersión no selectiva ocurre cuando las partículas son mucho mayores que la longitud de onda, como gotas de agua o grandes partículas de polvo. Todas las longitudes de onda se dispersan por igual, haciendo que la niebla y las nubes aparezcan blancas.
Una consecuencia de la dispersión atmosférica es que los sensores situados en la atmósfera registran no sólo la energía reflejada por la superficie terrestre, sino también la radiación dispersada, produciendo un efecto de bruma. Esto disminuye la visibilidad y provoca pérdida de nitidez y contraste en imágenes en blanco y negro, además de un predominio de tonos azulados en imágenes a color.
| Tipo de dispersión | Tamaño de partículas relativo a λ | Partículas típicas | Longitudes de onda afectadas | Efecto sobre imágenes satelitales / percepción |
|---|---|---|---|---|
| Rayleigh | Mucho más pequeñas que λ | Moléculas de aire | Cortas (UV, azul visible) | Dominio de capas altas; cielo azul; efecto de “bruma azulada”; reduce contraste de objetos |
| Mie | Aproximadamente igual a λ | Polvo, polen, humo, vapor de agua (niebla) | Medias (visible-verde-rojo, NIR) | Baja atmósfera; afecta contraste; dispersión parcial de luz; aumenta radiancia difusa; contribuye a la bruma |
| No selectiva | Mucho mayores que λ | Gotas de agua, grandes partículas de polvo | Todas (visible) | Niebla y nubes blancas; dispersión uniforme; disminuye nitidez y visibilidad; acentúa tonos azulados y blanquecinos |
La emisión
También existen influencias importantes de las emisiones atmosféricas, principalmente en el rango térmico (TIR, Thermal Infrared). Al trabajar en el infrarrojo térmico, el objetivo principal es estimar la temperatura de la superficie terrestre. Sin embargo, los datos que llegan al satélite incluyen la emisión combinada de la superficie y de las diferentes capas de la atmósfera.
Para obtener con precisión la temperatura de la superficie, es necesario corregir la señal atmosférica, de manera similar a como se maneja la dispersión atmosférica: la radiación emitida por la atmósfera debe separarse de la señal térmica emitida por la superficie. Esta tarea resulta complicada, ya que ambos efectos interactúan y son difíciles de distinguir.
En los últimos años, se han logrado avances significativos mediante diversas técnicas que permiten corregir las imágenes térmicas y mejorar la estimación de la temperatura superficial. Estas técnicas se estudiarán en la sección dedicada a la corrección atmosférica de imágenes de teledetección.
Radiación Térmica Emitida por la Superficie (TIR)
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│ Atmósfera │
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Emisión de la atmósfera │ Dispersión atmosférica
(radiación propia de │ - Rayleigh: moléculas de aire
gases y vapor de agua) │ - Mie: polvo, polen, humo, vapor
│ - No selectiva: gotas de agua, polvo grueso
│ │
▼ ▼
Señal que llega al sensor
(mezcla de emisión de superficie,
emisión atmosférica y radiación dispersada)En resumen:
La absorción reduce la radiancia que llega a la superficie en ciertas bandas del espectro y determina la existencia de ventanas atmosféricas, regiones del espectro donde la transmisión es máxima.
La dispersión, por su parte, desvía parte de la radiación, generando radiación difusa que puede introducir ruido en las imágenes de teledetección,
La emisión atmosférica, especialmente en el infrarrojo térmico, suma radiación propia de la atmósfera a la señal emitida por la superficie.
INTERACCIONES ENTRE LA RADIACIÓN SOLAR Y LOS OBJETOS DE LA SUPERFICIE TERRESTRE
Para la identificación de objetos y procesos en la superficie terrestre, lo que interesa es la reflectividad de los distintos materiales frente a las diferentes longitudes de onda de la radiación incidente. Cada tipo de objeto —suelo, vegetación, agua, etc.— refleja la radiación de manera diferente, lo que permite su identificación mediante medición de la radiación reflejada.
Formas de interacción
Del total de energía que llega a la atmósfera, aproximadamente el 50 % alcanza la superficie terrestre, sin haber sido absorbida ni dispersada. Al interactuar con la superficie, la energía puede experimentar tres procesos principales, determinados por la longitud de onda y las propiedades del objeto:
Absorción: la radiación es absorbida por la superficie y transformada en calor, que luego se emite nuevamente hacia la atmósfera como radiación térmica (longitudes de onda de 3 a 15 µm, correspondiente al infrarrojo térmico). Cabe destacar que, a diferencia de la radiación solar, la radiación terrestre se emite día y noche.
Transmisión: ocurre cuando la radiación atraviesa el objeto.
Reflexión: ocurre cuando la radiación se rebota sobre el objeto y se dispersa en distintas direcciones. La teledetección se basa en la medición de esta radiación reflejada. Existen dos tipos principales:
• Reflexión especular: se produce en superficies lisas, donde casi toda la energía se refleja en una sola dirección, como en un espejo.
• Reflexión difusa: ocurre en superficies rugosas, que reflejan la energía casi uniformemente en todas las direcciones. Estas superficies se denominan lambertianas.
Otros factores además de la reflectividad influyen en la cantidad de energía recibida por el sensor:
Condiciones atmosféricas.
Pendiente y orientación del terreno.
Geometría de la observación (ángulo de incidencia y de captación).
La mayoría de los objetos presentan un comportamiento intermedio entre superficies especulares y lambertianas, aunque en teledetección se suele asumir un comportamiento lambertiano. En el espectro visible, únicamente el agua en calma se comporta de manera especular, mostrando reflejos del sol en fotografías aéreas o imágenes satelitales.
El tipo de reflexión depende de la rugosidad de la superficie y de la longitud de onda de la radiación incidente. Cuando la longitud de onda es mucho menor que las irregularidades de la superficie o el tamaño de las partículas, predomina la reflexión difusa. Por ejemplo, la arena de grano fino puede comportarse como una superficie suave para microondas de longitud de onda larga, pero como una superficie rugosa para longitudes de onda visibles.
Fuente: METEORED(https://www.tiempo.com/ram/37277/reflejo-especular-lunar/)
| Tipo de interacción | Descripción | Longitud de onda relevante | Ejemplos / Observaciones | Impacto en teledetección |
|---|---|---|---|---|
| Absorción | La radiación es absorbida por la superficie y transformada en calor, que luego se emite como radiación térmica | 3 – 15 µm (IR térmico) | Suelo, vegetación, agua | Permite estimar temperatura de superficie; señal TIR emitida día y noche |
| Transmisión | La radiación atraviesa el objeto sin ser absorbida ni reflejada | Depende del material | Agua clara, hojas finas | Reduce radiación reflejada; influencia mínima en NIR/visible de superficies opacas |
| Reflexión | La radiación se refleja en la superficie | Visible, NIR, SWIR | Suelo, vegetación, agua, nieve | Base de la teledetección óptica; permite diferenciar tipos de cubierta y propiedades de la superficie |
| • Reflexión especular | Energía reflejada en una dirección predominante | Todas, especialmente visible | Agua en calma, espejos naturales | Reflejos intensos que pueden saturar sensores; se detecta ángulo-dependiente |
| • Reflexión difusa (lambertiana) | Energía reflejada de manera uniforme en todas las direcciones | Todas, principalmente visible y NIR | Suelo rugoso, vegetación | Facilita interpretación espectral; asume comportamiento isotrópico en modelos |
La firma espectral
La firma espectral de un objeto describe la reflectividad de sus diferentes superficies frente a distintas longitudes de onda. Se obtiene a partir de medidas de laboratorio y se representa mediante un gráfico que indica la reflectividad en porcentaje frente a la longitud de onda. Constituye una marca de identidad de los objetos, permitiendo, por ejemplo, distinguir entre diferentes tipos de suelo, vegetación o agua.
La firma espectral representa el perfil de radiancia emitida o reflejada por los elementos de la superficie terrestre. Este perfil combina la radiación reflejada, absorbida y transmitida, y varía según las características del objeto. Cada superficie interactúa con la radiación de manera distinta, absorbiendo ciertas longitudes de onda y reflejando otras, lo que constituye la base de la teledetección sin necesidad de contacto físico.
Fuente: https://ms-my.facebook.com/MasterGIScom/photos/a.384774331706146/1691904320993134/)
Respuesta espectral de la vegetación
La clorofila de las hojas absorbe radiación en las longitudes de onda roja y azul, reflejando principalmente el verde, por lo que las hojas parecen verdes en verano cuando la clorofila es máxima.
• En otoño, al disminuir la clorofila, aumenta la reflexión de las longitudes rojas y amarillas, cambiando el color aparente de las hojas.
• La estructura interna de la hoja actúa como reflector difuso de infrarrojo cercano (NIR). Si nuestros ojos fueran sensibles al NIR, los árboles parecerían extremadamente brillantes.
• La reflectividad en NIR es muy alta en vegetación sana y disminuye en vegetación enferma.
• El contenido de agua de la planta también influye: a mayor contenido, mayor absorción y menor reflectividad en ciertas bandas del infrarrojo medio (MIR).
Nota sobre el dosel vegetal
Parte de la radiación transmitida por una hoja puede reflejarse en hojas inferiores, incrementando la reflectancia total del dosel vegetal. El envejecimiento y la pérdida de clorofila también reducen la reflectividad en el NIR.
Respuesta espectral del agua
• El agua absorbe fuertemente la radiación visible de mayor longitud de onda y el infrarrojo cercano.
• La mayor reflectancia se produce en longitudes de onda cortas, dando al agua su color azul o verde-azulado.
• La presencia de sedimentos o algas altera la reflectividad y el color aparente del agua.
• La rugosidad de la superficie o materiales flotantes pueden generar reflejo especular, complicando la interpretación de imágenes.
Fuente: (https://www.um.es/geograf/sigmur/temariohtml/node70_ct.html)
Respuesta espectral del suelo
• La transmisión del suelo es prácticamente nula; toda la radiación se absorbe o refleja.
• La reflectividad aumenta hacia el infrarrojo, pero disminuye en bandas donde el agua presente en el suelo absorbe energía.
• La textura influye: suelos arenosos reflejan más que arcillosos, aunque el contenido de humedad también afecta la reflectividad.
• El contenido en materia orgánica oscurece el suelo, reduciendo su reflectividad.
• Minerales como los óxidos de hierro incrementan la reflectividad en el rojo.
La combinación de estos factores genera correlaciones complejas que dificultan interpretar imágenes sin información previa.
En análisis de suelo desnudo, una representación gráfica de reflectividad en rojo frente a NIR muestra una “línea del suelo”, patrón reconocido en teledetección.
Fuente: GIS&BEERS (http://www.gisandbeers.com/cuales-los-valores-l-del-indice-savi-vegetacion/)
Conclusión
Comparar la firma espectral a través de múltiples longitudes de onda permite diferenciar objetos más eficientemente que usando una sola banda. La respuesta espectral varía con el tipo de superficie, la salud de la vegetación, el contenido de agua, la textura del suelo y otros factores. Comprender estos patrones es esencial para interpretar correctamente las imágenes de teledetección y seleccionar las bandas espectrales más informativas.
| Tipo de superficie | Longitudes de onda clave | Comportamiento espectral | Factores que influyen | Observaciones / Uso en teledetección |
|---|---|---|---|---|
| Vegetación sana | Visible: 0.4–0.7 µm (azul, verde, rojo) NIR: 0.7–1.3 µm MIR: 1.3–2.5 µm |
- Baja reflectividad en azul y rojo (absorción por clorofila) - Pico en verde - Muy alta reflectividad en NIR - Absorción en MIR por agua |
- Contenido de clorofila - Contenido de agua - Estructura interna de hojas - Estado de salud |
- Diferenciar vegetación sana vs enferma - Monitoreo de salud vegetal y cobertura de doseles |
| Vegetación estacional/envejecida | Visible y NIR | - Mayor reflectividad en rojo y amarillo en otoño - Disminuye NIR |
- Pérdida de clorofila - Alteraciones en estructura de hojas |
Permite seguimiento de cambios estacionales y estrés vegetal |
| Agua | Visible: 0.4–0.7 µm NIR: 0.7–1.3 µm MIR: 1.3–2.5 µm |
- Alta absorción en NIR y MIR - Reflectancia mayor en azul/verde - Color aparente depende de sedimentos y algas |
- Turbidez / sedimentos - Presencia de algas / clorofila - Rugosidad superficial (reflexión especular) |
- Distinción de cuerpos de agua y su calidad - Identificación de algas y sedimentos |
| Suelo desnudo | Visible: 0.4–0.7 µm NIR: 0.7–1.3 µm MIR: 1.3–2.5 µm |
- Reflectividad baja a moderada en visible - Aumenta hacia NIR - Disminuye en bandas de absorción de agua |
- Contenido de humedad - Textura (arenoso vs arcilloso) - Materia orgánica - Composición mineralógica |
- Diferenciar tipos de suelo - Monitoreo de humedad y composición superficial - Línea del suelo en análisis multibanda |
ASPECTOS COMPLEMENTARIOS EN LA INTERACCIÓN RADIACIÓN-ATMÓSFERA-SUPERFICIE
Aunque los procesos de absorción, dispersión, emisión y reflexión describen la interacción básica de la radiación con la atmósfera y la superficie terrestre, existen otros factores y elementos que modulan significativamente la señal recibida por los sensores de teledetección y que conviene considerar para una interpretación más precisa de las imágenes.
- Ángulo de incidencia y geometría de observación
La cantidad de radiación reflejada o transmitida depende de cómo incide la luz sobre la superficie y del ángulo con que el sensor la captura. En superficies lisas, un ángulo de incidencia cercano a la perpendicular genera máxima reflexión especular, mientras que en ángulos oblicuos puede aumentar la difusión. Estos efectos se describen mediante funciones de distribución bidireccional de reflectancia (BRDF, Bidirectional Reflectance Distribution Function), fundamentales para interpretar correctamente la radiancia registrada.
- Efectos de la topografía
La pendiente, orientación y rugosidad del terreno influyen en la cantidad de energía reflejada hacia el sensor. En zonas montañosas, las sombras, inclinaciones y variaciones de exposición al sol pueden modificar notablemente la reflectancia aparente, afectando el contraste y la interpretación de las imágenes. Por ello, la topografía debe considerarse al analizar firmas espectrales de áreas con relieve irregular.
- Variabilidad temporal
Las firmas espectrales no son estáticas; cambian con el ciclo estacional, diurno o incluso con eventos puntuales. La vegetación modifica su contenido de clorofila y agua a lo largo del año, afectando la reflectancia en el visible y NIR. La radiación solar y térmica varía entre el día y la noche, alterando las mediciones en infrarrojo térmico. Asimismo, fenómenos como incendios, inundaciones o crecimiento de cultivos generan cambios temporales significativos en la radiancia de la superficie.
- Influencia de aerosoles y partículas suspendidas
Aunque la dispersión atmosférica ya fue mencionada, conviene profundizar en los tipos, concentración y composición de aerosoles, que afectan de manera selectiva diferentes longitudes de onda. Polvo, humo, cenizas volcánicas o partículas urbanas modifican la transmitancia y la radiancia aparente, especialmente en NIR y MIR, y pueden alterar la interpretación de la cobertura de vegetación, el agua o el suelo.
- Corrección atmosférica
Para recuperar la reflectancia real de la superficie, es fundamental aplicar métodos de corrección atmosférica, como modelos radiativos 6S, MODTRAN o DOS. Estos procedimientos permiten eliminar parcialmente los efectos de absorción, dispersión y emisión de la atmósfera, aumentando la precisión en la determinación de propiedades de vegetación, agua o suelo y mejorando la comparabilidad de imágenes tomadas en diferentes fechas o condiciones.
- Fluorescencia y emisión natural
Algunos materiales, particularmente la vegetación sana, emiten fluorescencia en bandas específicas del espectro visible y NIR. Esta emisión natural puede alterar ligeramente la reflectancia aparente, y su cuantificación es utilizada en teledetección hiperespectral para evaluar la fotosíntesis y el estado fisiológico de las plantas.
- Sensibilidad espectral de los sensores
Finalmente, la capacidad de los sensores para registrar la radiación en determinadas bandas depende de su resolución espectral y radiométrica. Los sensores multiespectrales capturan información en un número limitado de bandas, mientras que los hiperespectrales permiten medir de manera continua el espectro, lo que mejora la discriminación entre objetos con firmas espectrales similares.