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Capítulo 10
Teledetección
10.1. Fundamentos de la teledetección
Teledetección es la técnica que permite obtener información a distancia de objetos sin que exista un contacto material. Para que ello sea posible es necesario que, aunque sin contacto material, exista algún tipo de interac- ción entre los objetos observados; situados sobre la superficie terrestre, marina o en la atmósfera; y un sensor situado en una plataforma (satélite, avión, etc.).
En el caso la teledetección la interacción que se produce va a ser un flujo de radiación que parte de los objetos y se dirige hacia el sensor (figura ?? ). Este flujo puede ser, en cuanto a su origen, de tres tipos:
Radiación solar reflejada por los objetos(luz visible e infrarrojo reflejado)
Radiación terrestre emitida por los objetos (infrarrojo térmico)
Radiación emitida por el sensor y reflejada por los objetos (radar)
Las técnicas basadas en los dos primeros tipos se conocen como teledetección pasiva y la última como telede- tección activa.
La radiación (solar reflejada, terrestre o emitida por el sensor y reflejada) que llega de la superficie terrestre y que ha atravesado la atmósfera, es almacenada en formato digital. Una vez recuperados los datos en el centro de control del satélite, permitirán obtener información acerca de la superficie terrestre y de la atmósfera. El tipo de información que se obtiene dependerá de la longitud de onda en la que el sensor capte radiación.
El análisis de esta información permite el reconocimiento de las características de los objetos observados y de los fenómenos que se producen en la superficie terrestre y oceánica y en la atmósfera. Por tanto son muchas las ciencias, tanto naturales como sociales, interesadas en su uso (Geografía, Geología, Meteorología, Agronomía, etc.).
182 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
Región Rango de longitudes Rayos γ < 0 , 03 nm Rayos X 0 , 03 nm - 3 nm Ultravioleta 3 nm - 0 , 3 μ Visible 0 , 3 μ - 0 , 7 μ Infrarrojo 0 , 7 μ - 300 μ Microondas 300 μ - 20 cm Radio-TV > 200 cm
Cuadro 10.1: Regiones del espectro electromagnético
10.1.1. Naturaleza de la radiación
La naturaleza de la radiación electromagnética puede ser explicada a partir de dos modelos aparentemente contradictorios y en el fondo complementarios. El módelo de onda asume que la radiación se produce en forma de ondas que resultan de oscilaciones en los campos eléctrico y magnético en las inmediaciones de los objetos y se desplazan por el espacio a la velocidad de la luz. Las ondas se definen fundamentalmente por su longitud (λ) o distancia entre dos picos de onda (se mide en μm, es decir 10 −^6 metros). El modelo de partícula asume que la energía viaja como un flujo de elementos discretos: los fotones. La energía transportada por cada fotón (Q) depende de la longitud de onda, de este modo ambos modelos se relacionan mediante la ecuación:
Q =
hc λ
donde h es la constante de Planck ( 6 , 626 x 10 −^34 Js) y c la velocidad de la luz ( 300000 m/s). La ecuación ?? implica que a menor longitud de onda mayor es la energía transportada por la radiación.
El conjunto de todas las longitudes de onda se denomina espectro electromagnético (figura ?? y tabla ?? ). Dentro del espectro electromagnético se distinguen una serie de regiones, las más utilizadas por las diferentes técnicas de teledetección son la luz visible, el infrarrojo reflejado, el infrarrojo térmico y las microondas (radar).
Cualquier cuerpo en la naturaleza emite radiación y lo hace con diferentes longitudes de onda. La cantidad de energía que emite un cuerpo por radiación como la distribución de esta energía en diferentes longitudes de onda depende fundamentalmente de la temperatura de dicho cuerpo (ley de Stefan-Boltzman):
M = σT 4 (10.2)
por otro lado la ley de Wien:
λmax =
T
184 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
- 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 y α muy variable, dependiendo de la longitud de onda y del tipo de cobertura
- τ nulo
10.1.3. Interacción atmósfera-radiación electromagnética
Algunos de los gases que componen la atmósfera absorben radiación en determinadas longitudes de onda. La radiación no absorbida se transmite a la superficie terrestre aunque se ve afectada por procesos de dispersión (responsables del color azul del cielo y de que podamos ver en zonas de sombra). Los gases responsables de la absorción son fundamentalmente:
Ozono: Absorbe radiación ultravioleta
Dióxido de carbono: Absorbe radiación en 13 − 17 , 5 μ;
Vapor de agua: Absorbe radiación en 5 , 5 − 7 μ y por encima de 27 μ;
De este modo aparecen una serie de regiones en el espectro en las que la radiación es absorbida por uno o varios de los gases. Esto deja, por otro lado, regiones del espectro en las que no se produce absorción, son las denominadas ventanas atmosféricas.
Visible e infrarrojo cercano ( 0 , 3 − 1 , 35 μ)
Varias en el infrarrojo medio ( 1 , 5 − 1 , 8 μ; 2 − 2 , 4 μ; 2 , 9 − 4 , 2 μ; 4 , 5 − 5 , 5 μ)
Infrarrojo térmico ( 8 − 14 μ)
Microondas, por encima de 1 cm la atmósfera es prácticamente transparente
10.1. FUNDAMENTOS DE LA TELEDETECCIÓN 185
Problema aparte supone la aparición de partículas líquidas (nubes, figura ?? ) o sólidas (figura ?? ) que reflejan gran parte de la radiación solar que reciben. Las nubes 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, su capcidad 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. Cuanto menos radiación llegue mayor será la cantidad de gas.
Las tres bandas de Meteosat (figura ?? ) son un ejemplo de cada una de estas posibilidades:
- La imagen visible capta radiación solar reflejada integrando todas las longitudes de onda del visible y parte del infrarrojo reflejado ( 0 , 5 − 0 , 9 μ), cuanto mayor sea el valor recibido por el sensor mayor es el albedo (colores claros).
- La imagen del infrarrojo térmico capta radiación emitida por la Tierra ( 5 , 7 − 7 , 1 μ) que, por tanto, depende de su temperatura, a mayor temperatura mayor energía recibida (colores oscuros).
- La imagen del vapor de agua ( 10 , 5 − 12 , 5 μ) capta ebergía en la longitud de onda en que mayor es la absorción del vapor de agua; por tanto cuanto mayor sea la cantidad de vapor de agua presente en la columna atmosférica menor es la cantidad de energía que capta el sensor (colores claros).
La combinación de estas tres bandas permite distinguir:
Tierra de oceano, por su diferente albedo y temperatura
Temperatura de la superficie terrestre sin cubierta nubosa
Nubes bajas (albedo muy alto, temperatura moderada, contenido en vapor de agua moderado)
Nubes altas (albedo muy alto, temperatura muy baja, contenido en vapor de agua moderado)
Nubes de desarrollo vertical (albedo muy alto, temperatura muy baja, contenido en vapor de agua eleva- do)
10.2. INTERACCIÓN DE LOS ELEMENTOS DE LA SUPERFICIE TERRESTRE CON LA RADIACIÓN 187
debido a la escasa capacidad de penetración de la radiación, estas consideraciones sólo son válidas en aguas muy someras.
La profundidad a la que la luz puede penetrar depende de la longitud de onda. En el agua clara la profundidad de penetración son 10 m entre 0 , 5 y 0 , 6 μ cayendo hasta 10 cm en 0 , 8 − 1 , 1 μ. Por tanto al incrementarse la profundidad del agua la reflectancia, en cualquier longitud de onda, desciende.
Cuando el agua contiene turbidez, las consecuencias sobre la respuesta espectral van a depender del tipo de turbidez. Si se trata de fitoplancton, aparecen importantes alteraciones en el verde (aumenta) y en el azul (dismi- nuye). Estos resultados han permitido el desarrollo de diversas ecuaciones empíricas. Si se trata de sedimentos inorgánicos la reflectividad aumenta, especialmente en el rojo
La reflectividad en la nieve es completamente diferente a la del agua, alta en todas las longitudes de onda, especialmente en el caso de la nieve fresca, pudiendo incluso saturar los sensores^1. Es posible confundir nieve con nubes altas (al fin y al cabo formadas por partículas de hielo) con la salvedad de que la reflectividad de la nieve cae hasta cero para longitudes de onda mayores de 1 , 4 μ mientras que la de las nubes sigue siendo alta.
10.2.2. Respuesta espectral de la vegetación
La vegetación sana tiene una reflectividad baja en el visible aunque con un pico en el color verde debido a la clorofila, ese pigmento aparece en concentraciones entre 5 y 10 veces mayores que otros 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, 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 de- masiado 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 portanto 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 longitu- des de onda hasta alcanzar valores de α = 0, 9 que afectan incluso a las longitudes de onda vecinas de aquellas
(^1) Un sensor se satura cuando la radiación que recibe es superior al máximo que puede recibir dada su resolución radiométrica
188 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
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.
10.2.3. 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 como se puede ver en la figura ??^2. 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 (se ven más claros) 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 tienen 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, imposi- bilita 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 (figura ?? ).
10.3. Caracterización de las imágenes de satélite
10.3.1. Plataformas, sensores y canales
Se entiende por plataforma los satélites (LANDSAT, METEOSAT, NOAA, SPOT) o aviones que transportan los aparatos necesarios para captar, almacenar y transmitir imágenes a distancia ( sensores ).
Un sensor es el aparato que reúne la tecnología necesaria para captar imágenes a distancia y que es transportado en una plataforma. Puede captar información para diferentes regiones del espectro y cada una de estas regiones se denomina canal o banda.
(^2) Esta es la razón de que un suelo mojado se vea más oscuro
190 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
Sensor Res.espacial Tamaño de imagen Res.temporal Res. Radiométrica Res. espectral Meteosat 2500 m Toda la esfera 0.5 horas 256 ND 1Vis 1Ir 1 It NOAA AVHRR 1100 m 2700 x 2700 Km 12 horas 1024 ND 2Vis 1Ir 1It Landsat TM 30 m 185x185 Km 16 días 256 ND 3Vis 3Ir 1It SPOT HRV 20 m 60x60 Km 20 días 256 ND 2Vis 1Ir SPOT Vegetation 1150 m 2200x200 Km 1 día 1024 ND 2Vis 2Ir MODIS 250 - 100 m 2330x2330 Km 1 1024 ND 36 bandas IKONOS 4 m 100x100 Km a petición 2048 ND 3Vis 1Ir
Cuadro 10.2: Características de los principales sensores utilizados en teledetección
Al recibir la radiación procedente de la superficie terrestre, el sensor almacena un número entero, se trata de un intervalo de intensidad o nivel digital a partir del cual se puede obtener de nuevo la radiación recibida mediante una sencilla transformación lineal. El número de niveles de intensidad se denomina resolución radiométrica
Una imagen de satélite en estado bruto es un conjunto de imágenes (una por banda) similares a las que se obtienen haciendo una fotografía digital. Los pixels están organizados en un sistema de filas y columnas pero sin referencia a coordenadas reales.
10.3.2. Análisis de imágenes de satélite en un SIG
Una imagen de satélite en bruto, tal como normalmente llega al usuario final, consiste en un conjunto de matrices, una por cada canal del sensor, en la que aparecen números del 0 al 255. El cero índica que no llega nada de radiación desde ese punto y el 255 que llega el valor más alto de radiación. Estos valores se denominan Niveles Digitales y será necesario transformarlos en algún tipo de variable física.
El tratamiento de una imagen de satélite previo a su análisis incluye:
Georreferenciación (paso de un sistema de filas y columnas a un sistema de coordenadas estandard). Para ello debe obtenerse una muestra de puntos de control de los que conozcamos tanto sus coordenadas reales como sus coordenadas en la imagen, deben ser por tanto objetos de un tamaño adecuado para resultar identificables tanto en la imagen como sobre el terreno, el tamaño dependerá lógicamente de la resolución de la imagen. A pertir de estos puntos de control se obtendrán por regresión unas ecuaciones que permitirán a cada par fila,columna un par de coordenadas X,Y.
Paso de nivel digital a radiación recibida por el sensor. Normalmente a través de una ecuación lineal cuyos parámetros se suministran junto con la imagen. En la tabla ?? aparecen los parámetros para las 6 bandas más utilizadas del sensor LANDSAT -TM, junto con la irradiancia solar extraterrestre, cantidad de energía solar que llega al límite de la atmósfera que se utiliza para calcular la reflectividad.
10.4. VISUALIZACIÓN DE IMÁGENES 191
Banda a0 a1 E 1 (Azul) -6.2 0.768 1970 2 (Verde) -6 0.818 1843 3 (Rojo) -4.5 0.64 1555 4 (Infrarrojo a) -4.5 0.635 1047 5 (Infrarrojo b) 1 0.128 227. 6 (Infrarrojo térmico) 7 (Infrarrojo c) -0.35 0.0424 80
Cuadro 10.3: Parámetros del sensor Landsat TM
Corrección atmosférica (para eliminar las interferencias producidas por la absorción, dispersión y refrac- ción en la radiación recibida)
Corrección de luminosidad (para eliminar el efecto de solana-umbría)
Dependiendo de la región del espectro de que se trate:
- calculo de la reflectividad dividiendo la radiación recibida por el sensor entre la radiación estimada en superficie (ventana atmosférica en el visible). A partir de la reflectividad en diferentes bandas pueden obtenerse índices que se comporten como indicadores de desertificación. Puede tabien cla- sificarse los distintos pixeles de la imagen en función de sus valores de reflectividad en clases que se correspondan con tipos de suelo, vegetación, etc. Ejemplos: Landsat, NOAA
- Estimación de la concentración del gas que absorbe la radiación en la región del espectro manejada (zona de absorción): Ejemplos TOMS y Meteosat
- Estimación de la temperatura del cuerpo emisor utilizando la banda de infrarrojo térmico. Casi todos los satélites recogen radiación en alguna región del infrarrojo térmico.
En ocasiones no se llevan a cabo todos los pasos incluidos, depende de los objetivos que se persigan con el empleo de la teledeteccción, en algunos casos es suficiente trabajar con los ND georreferenciados. El paso siguiente suele incluir todas o alguna de las siguientes fases:
Visualización y composiciones de color
Obtención de variables físicas a partir de los valores de reflectividad
Clasificación de la imagen
10.4. Visualización de imágenes
Tradicionalmente se ha dividido el análisis de imágenes de satélite en 2 fases, un análisis visual y un análisis digital. El primero es similar en muchos aspectos a la fotointerpretación clásica con las ventajas que aporta
10.4. VISUALIZACIÓN DE IMÁGENES 193
R rojo
G verde
B azul
para representar los 3 colores básicos; puede utilizarse cada canal para representar la intensidad de una banda y obtener así una composición de color, la más obvia seria simular el color real. Para ello, en landsat, la correspondencia entre bandas y cañones sería:
b1 ->B b2 ->G b3 ->R
pero como se dispone de más bandas, nada impide utilizarlas para generar visualizaciones en falso color. Estas composiciones servirán para resaltar los elementos que mayor reflectividad presentan en las bandas utilizadas, además de obtener visualizaciones más o menos estéticas. Por ejemplo, si se pasa la banda 4 de landsat (con alta reflectividad por parte de la vegetación) por el canal verde, la vegetación se verá mucho más claramente que si se utiliza la banda 2
b1 ->B b4 ->G b3 ->R
En general, se trata de aprovechar que podemos visualizar tres canales a la vez para introducir las tres bandas que más nos van a ayudar a discriminar visualmente los elementos que nos interesan.
En la figura ?? aparece una composición a partir de la descomposición en colores de la figura ??. La intensidad del rojo se pasa por el canal azul, la del color azul por el canal verde y la del color verde por el canal rojo.
El equivalente satelital de las figuras ?? y ?? son las figuras ?? y ?? en las que se puede ver en el extremo NO el embalse de Puentes y en el SE la ciudad de Lorca y parte del valle del Guadalentín.
10.4.3. Filtros
Se utilizan para destacar algunos elementos de la imagen. Consiste en la aplicación a cada uno de los pixels de la imagen de una matriz de filtrado (generalmente de 3x3) que genera un nuevo valor mediante una media ponderada del valor original y los de los 8 pixels circundantes. Mediante diferentes combinaciones de los factores de ponderación se pueden conswguir diferentes efectos.
Los filtros más utilizados son los de paso bajo que asignan a cada pixel el valor medio de los pixels circundantes; o los de paso alto (para resaltar zonas de gran variabilidad).
La ecuación que se utiliza es:
ZFf,c =
dc=− 1
∑^ df^ =−^1 wdc,df^ Zc+dc,f^ +cf 1 dc=− 1
df =− 1 wdc,df
194 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
Cuadro 10.4: Filtro de paso bajo
-1.0 -1.0 -1. -1.0 9.0 -1. -1.0 -1.0 -1.
Cuadro 10.5: Filtro de paso alto
que, en definitiva, es la ecuación de un operador de vecindad que calcula la media ponderada. Los coeficientes de ponderación se definen como matrices (de 3x3 en este caso). Los valores de estas matrices dependerán de lo que se busque con el filtrado. Un filtro de paso bajo tenderá a suavizar la imagen, uno de paso alto (incluyendo valores negativos en algunos coeficientes de ponderación) resalta las variaciones. Finalmente existen filtros direccionales que resaltarán elementos lineales con determinadas orientaciones (figura ?? ).
10.5. Obtención de variables. Indices y transformaciones
Cuando interesa detectar algún aspecto específico de la superficie terrestre, pueden utilizarse índices que utili- cen algunas de las bandas. Estos índices suponen a su vez una transformación de las bandas.
En general podemos hablar de dos tipos de transformaciones:
Orientadas: Se sabe lo que se busca
- Indices de vegetación
- Transformación Tasseled Cap
No orientadas: No sabemos a priori lo que buscamos
- Análisis de Componentes Principales
Cuadro 10.6: Filtros direccionales (N-S y E-W)
196 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
Componente TM1 TM2 TM3 TM4 TM5 TM Brillo 0.3037 0.2793 0.4743 0.5585 0.5082 0. Verdor -0.2848 -0.2435 -0.5436 0.7243 0.0840 -0. Humedad 0.1509 0.1973 0.3279 0.3406 -0.712 -0.
Cuadro 10.7: Coeficientes de la transformacion tasseled cap
10.5.3. Análisis de Componentes Principales
Uno de los problemas que aparecen en la clasificación estadística es la alta correlación entre variables. En este caso la introducción de varias variables en la clasificación no aporta más información. En la figura 2 aparece un ejemplo en el cual las bandas 3 y 4 de Landsat TM podrían resumirse en una sola variable.
Las diferentes técnicas de análisis multivariante permiten transformar una serie de variables en nuevas variables denominadas componentes incorrelacionadas, que absorben la varianza (variabilidad) total de los datos. Estos componentes están ordenados además de mayor a menor en relación al porcentaje de la varianza total que absorben. Ello permite eliminar los componentes que absorban un escaso porcentaje de la varianza original y quedarnos con los que absorban mayor variabilidad.
Para ello hace falta analizar los resultados del análisis de componentes principales: la matriz de vectores pro- pios y el vector de valores propios. Sin embargo los modulos de análisis de componentes principales de los programas de SIG no suelen aportar toda la información necesaria.
10.5. OBTENCIÓN DE VARIABLES. INDICES Y TRANSFORMACIONES 197
Figura 10.1: Espectro electromagnético y técnicas de teledetección
10.5. OBTENCIÓN DE VARIABLES. INDICES Y TRANSFORMACIONES 199
Figura 10.4: Efecto del polvo sobre las observaciones de satélite
Visible Infrarrojo térmico Vapor de agua
Figura 10.5: Imágenes de cada uno de los canales del satélite Meteosat
200 CAPÍTULO 10. TELEDETECCIÓN
Figura 10.6: Respuestas espectrales
Figura 10.7: Refrelctividad del suelo
