1.4: Interacciones EMR con la atmósfera y superficie de la Tierra

Después de que la radiación electromagnética haya sido creada por el Sol, la parte de ella que ha encontrado su camino a través del vacío del espacio hasta la cima de la atmósfera terrestre debe pasar a través de la atmósfera, ser reflejada por la superficie de la Tierra, pasar de nuevo a través de la atmósfera en su camino de regreso al espacio, y luego llegar a el sensor con el fin de ser grabado. Si bien no le sucede nada al campo de radiación a medida que pasa por el espacio vacío, suceden varias cosas a medida que interactúa con la atmósfera y superficie de la Tierra. Es debido a estas interacciones que la radiación medida termina conteniendo información sobre el ambiente de la Tierra, por lo que es importante echar un vistazo más de cerca a lo que sucede exactamente en estas interacciones, y cómo afecta al campo de radiación.

Interacciones con la atmósfera

La interacción entre la radiación electromagnética y la atmósfera terrestre puede considerarse que tiene tres componentes: refracción que cambia la dirección de propagación del campo de radiación debido a diferencias de densidad entre el espacio exterior y la atmósfera, dispersando que cambia la dirección de propagación de los fotones individuales a medida que son absorbidos y reemitidos por gases o aerosoles u otros constituyentes atmosféricos sin cambiar la longitud de onda, y absorción que convierte los fotones en vibraciones en una molécula, energía que (más tarde) es reemitida como uno o más fotones con longitud de onda (s) más larga. Cada uno será considerado con más detalle a continuación.

Refracción

La refracción es la flexión (y desaceleración) de la dirección de propagación de la radiación electromagnética a medida que se mueve entre dos medios con diferentes densidades. Esto sucede cuando la radiación llega del espacio exterior (densidad ≈0) y entra a la atmósfera (densidad >0). El ángulo en el que cambia la dirección de propagación está determinado por los índices de refracción de los dos medios. El índice de refracción de un medio (n) se determina como la relación de la velocidad de radiación electromagnética en un vacío (c) a la velocidad similar en el medio (c _n): n=c/c _n. El índice de refracción de una atmósfera estándar es de 1.0003, mientras que el índice de refracción del agua es de 1.33. Usando los índices de refracción de los dos medios, la cantidad de refracción se puede determinar con la Ley de Snell: n ₁ * Sinθ ₁ = n ₂ * Sinθ ₂.

donde n son los índices de refracción de los dos medios y θ son los ángulos en los que la dirección de propagación cruza la normal de la superficie que separa los dos medios (Figura 22). La refracción rara vez es un factor relevante en el uso práctico de los datos de teledetección. Su única influencia importante se refiere a la georreferenciación de imágenes recolectadas cuando el Sol está cerca del horizonte, y este es un problema que casi siempre es tratado por el proveedor de imágenes. Una situación importante en la que la refracción es importante y debe ser considerada es cuando un analista de imagen necesita geolocalizar con precisión los objetos submarinos (como las características del fondo marino en zonas costeras).

22: Refracción según Ley de Snell. Si bien esta imagen ilustra la refracción de la luz que pasa del aire al vidrio, el mismo principio se aplica a la interfaz aire-agua. Ejemplo snells ley por RJHall, Wikimedia Commons, CC BY-SA 2.0 AT.

Dispersión

Uno de los dos procesos restantes que influyen en la radiación electromagnética a medida que pasa a través de la atmósfera es la dispersión. La dispersión ocurre cuando un fotón interactúa con algo en la atmósfera que hace que cambie de dirección. Dependiendo del tamaño del objeto con el que interactúa el fotón, se reconocen dos tipos distintos de dispersión. La dispersión de Rayleigh ocurre cuando el objeto es mucho más pequeño que la longitud de onda de la radiación. En el caso de la luz solar y la atmósfera terrestre esto significa que la dispersión de Rayleigh es causada por gases atmosféricos como N ₂, O ₂, CO ₂ etc. Mie dispersión ocurre cuando el objeto es similar en tamaño a la longitud de onda de la radiación, lo que significa que es causado por aerosoles como humo y partículas de polvo. La dispersión adicional puede ocurrir si la radiación interactúa con partículas de mayor tamaño que su longitud de onda, como gotas de agua o partículas de arena.

Si bien la refracción es predecible y puede ser determinada por la Ley de Snell, la dispersión es un proceso inherentemente estocástico: lo que le sucede a un fotón individual a medida que pasa por la atmósfera es completamente impredecible, incluyendo si experimenta o no alguna dispersión, y si es así qué dirección es reemitido en. Sin embargo, la magnitud y dirección de dispersión que ocurre en promedio a los muchos fotones en un campo de radiación es predecible.

Dispersión de Rayleigh

Un hecho que tiene gran importancia para la teledetección de la Tierra es que la magnitud de la dispersión de Rayleigh está inversamente relacionada con la ^4ª potencia de la longitud de onda de la radiación. En otras palabras, la radiación con longitudes de onda más cortas se dispersa mucho más por la dispersión de Rayleigh que la radiación a longitudes de onda más largas. En las longitudes de onda visibles, esto significa que la luz azul se dispersa más que la luz verde, que a su vez se dispersa más que la luz roja. Este es el proceso que hace que los océanos de la Tierra se vean azules cuando se ven desde el espacio. Lo que sucede es que sobre superficies muy oscuras de la Tierra, como los océanos, la mayor parte de la radiación que llega a la superficie de la Tierra es absorbida más que reflejada por ella. Lo que es visible desde el espacio no es, pues, la radiación reflejada por la superficie, sino la dispersión de la radiación desde el interior de la atmósfera. Debido a que las longitudes de onda azules son las más dispersas a través de la dispersión de Rayleigh, esta radiación dispersa en su conjunto se ve azul (Figura 23). Otro efecto de la dispersión de Rayleigh es que independientemente de lo que esté en la superficie de la Tierra, un sensor basado en el espacio detectará una cantidad sustancial de luz azul proveniente del sistema Tierra-Atmósfera. Esto puede ser un problema porque la 'señal azul' forma la atmósfera abruma las variaciones en la 'reflectancia azul' en la superficie. Pero también puede ser una ventaja, ya que las mediciones en las longitudes de onda azules pueden ayudar a evaluar la fuerza de la dispersión de Rayleigh a través del espectro visible e infrarrojo, lo que a su vez puede corregirse para. Esta es la base de la banda 'aerosol' que se incluyó en Landsat 8 OLI (pero no se encontró en sus instrumentos predecesores), en Sentinel-2, y en los sensores WorldView-2 y -3.

23: Tierra desde el espacio. El Mármol Azul (globo oeste) de Reto Stöckli, Tierra Visible (NASA), Tierra Visible Imagen Política de uso.

Si bien cualquier dispersión en la atmósfera es una fuente de ruido (para aquellos interesados en usar imágenes satelitales para caracterizar la superficie de la Tierra), la dispersión de Rayleigh es una fuente de ruido relativamente benigna porque su dependencia de la longitud de onda la hace en gran parte predecible, y porque los gases responsables de ella tienden a tener concentraciones estables en el espacio y el tiempo. Por lo tanto, la dispersión de Rayleigh no es una fuente de gran incertidumbre para la mayoría de las aplicaciones de teledetección.

Mie dispersión

Mie dispersión, debido a que su fuerza y dependencia de longitud de onda depende del tipo y densidad de las partículas que hacen que suceda, varía sustancialmente a través del tiempo y el espacio. Como resultado es una de las causas más importantes de incertidumbre en la teledetección, especialmente cuando se utilizan datos satelitales para estudiar partes oscuras de la superficie de la Tierra a partir de las cuales la cantidad de radiación reflejada es pequeña en relación con la señal total de la dispersión atmosférica. Por la misma razón es difícil generalizar su importancia, pero en términos generales la fuerza de la dispersión de Mie excede a la de la dispersión de Rayleigh, y aunque aún disminuye con el aumento de la longitud de onda su influencia se extiende más hacia el espectro infrarrojo. Debido a que la dispersión de Mie es causada por partículas atmosféricas, a menudo aumenta drásticamente durante tormentas de polvo, incendios forestales u otros eventos que causaron que la carga de aerosol atmosférico aumentara. Uno de esos ejemplos se ve en la Figura 24.

24: Aumentó considerablemente la dispersión de Mie causada por incendios forestales en Australia, 2009. Nubes de humo por Warren, Flickr, CC BY-NC-SA 2.0.

Absorción

Lo último importante que le sucede a la radiación electromagnética a medida que pasa por la atmósfera es que es absorbida parcialmente por los gases atmosféricos (principalmente H ₂ O, CO ₂ y O ₃). Si bien la energía absorbida es finalmente reemitida por estas moléculas de gas, la reemisión ocurre a longitudes de onda típicamente fuera del espectro considerado en la teledetección óptica (pero que puede ser importante para la teledetección térmica), por lo que para fines prácticos los fotones absorbidos pueden considerarse desaparecidos cuando absorbido. La fuerza de absorción depende en gran medida de la longitud de onda porque ocurre más fácilmente cuando la radiación tiene una longitud de onda (frecuencia) que es similar a una frecuencia resonante del gas que realiza la absorción, que a su vez depende de su estructura atómica o molecular. Por ejemplo, debido a su estructura molecular, O ₂ es particularmente bueno para absorber radiación electromagnética con longitudes de onda alrededor de 760 nm, pero no a 750 o 770 nm. Existen longitudes de onda similares en las que otros gases son efectivos o no para absorber la EMR, y en combinación los gases atmosféricos dejan pasar algunas longitudes de onda a través de la atmósfera casi sin absorción, mientras que otras longitudes de onda se absorben casi por completo antes de que lleguen a la superficie de la Tierra (Figura 25 y Figura 26). Como es especialmente claro en la Figura 26, el vapor de agua es responsable de gran parte de la absorción gaseosa total de la EMR en la atmósfera, incluso en el espectro visible (no se muestra claramente en esa figura). Este es un desafío importante para la teledetección porque mientras las concentraciones de los otros gases son relativamente estables a través del tiempo y el espacio, las concentraciones de vapor de agua varían mucho a través del tiempo (días húmedos vs. secos) y a través del espacio (ártico seco vs. tropical húmedo).

25: Opacidad atmosférica por longitud de onda a través del espectro electromagnético. Transmitancia u opacidad electromagnética atmosférica de Edwtie, creada por la NASA, Wikimedia Commons, dominio público.

Figura 25, pero cubriendo un rango más amplio de longitudes de onda y mostrando qué gases son los principales responsables de la absorción a qué longitud de onda. Transmisión Atmosférica por Cepheiden, Wikimedia Commons, CC0 1.0.

Interacciones con la superficie

La parte del campo de radiación que ha atravesado la atmósfera sin ser absorbida o dispersada de nuevo hacia el espacio llega ahora a la superficie de la Tierra. Para cualquier longitud de onda que sea relevante para la teledetección, solo una de dos cosas le puede pasar ahora a cada fotón individual: puede ser absorbido por la superficie de la Tierra, o puede reflejarse de nuevo hacia el espacio. La probabilidad de reflexión en lugar de absorción se denomina reflectancia de la superficie, y depende del material en la superficie, así como de la longitud de onda de la radiación entrante. Cada material de superficie tiene una 'firma' única que define qué proporción de radiación se refleja para cada longitud de onda. Por ejemplo, el agua refleja una pequeña cantidad de longitudes de onda azules y verdes (típicamente alrededor del 5% — 10% dependiendo de la turbidez), menos de las longitudes de onda rojas y casi nada en las longitudes de onda infrarrojas. La vegetación, por otro lado, reflejaba alrededor de la mitad de toda la radiación infrarroja entrante, excepto las longitudes de onda específicas que son efectivamente absorbidas por el agua líquida en las hojas. Estas firmas espectrales se representan comúnmente como gráficas, con longitudes de onda a lo largo del eje x y reflectancia a lo largo del eje y (como en la Figura 27).

27: Firmas espectrales de tipos comunes ampliamente definidos de materiales de la superficie terrestre. Reflectancia de agua, suelo y vegetación a diferentes longitudes de onda por Educación Científica a través de la Observación de la Tierra para Escuelas Secundarias (SEOS), CC BY-NC-SA 2.0.

Las firmas espectrales son lo que nos permite diferenciar entre diferentes materiales en la superficie de la Tierra cuando miramos una imagen satelital. Como se muestra en la Figura 27, el agua tiene reflectancia cercana a cero a longitudes de onda superiores a 0.7 μm (700 nm), mientras que tanto el suelo como la vegetación verde tienen reflectancias alrededor de 40% a 1.3 μm. Por lo tanto, medir la cantidad de radiación reflejada en el sistema Tierra-Atmósfera a 1.3 μm será particularmente útil para diferenciar el agua de los dos tipos de superficie terrestre. Del mismo modo, las mediciones a longitudes de onda alrededor de 1.4 μm (donde el agua líquida en la vegetación es un fuerte absorbente) o 1.9 μm (misma) pueden ser efectivas para diferenciar entre suelo y vegetación verde.

Como ejemplo más detallado, las firmas espectrales han sido efectivas para la topografía/prospección geológica a gran escala debido a que diferentes minerales (que pueden ser característicos de diferentes condiciones subsuperficiales) pueden ser identificados a través de sus firmas espectrales únicas (Figura 28).

28: Ejemplos de firmas espectrales de minerales. SUS piedras LWIR de Aappo Roos, Wikimedia Commons, CC BY-SA 3.0.

La parte del campo de radiación que es reflejada por la superficie de la Tierra debe naturalmente retroceder a través de la atmósfera, con la consiguiente refracción, dispersión y absorción, antes de que pueda ser medida por cualquier sensor basado en el espacio. Si bien hay muchas ventajas y desventajas relativas en los sensores aéreos y espaciales, la capacidad de los sensores aéreos para medir el campo EMR reflejado antes de que haya tenido que pasar por la atmósfera por segunda vez es una clara ventaja.

Corrección atmosférica

A menos que seas un científico atmosférico, las interacciones entre el campo de radiación electromagnética y la superficie de la Tierra son lo único importante que te interesa en la teledetección, porque eso es lo que te permite usar la radiación medida para inferir algo sobre el estado de la superficie de la Tierra — ya sea cubierta de agua o tierra, de qué minerales está compuesta la superficie, qué tan sana es la vegetación, o cuánto sedimento hay en el agua. El hecho de que también se produzcan interacciones entre el campo EMR y la atmósfera, y que estas interacciones influyan en la intensidad de radiación medida por el sensor a diferentes longitudes de onda, es una fuente importante de ruido. Uno de los grandes y difíciles desafíos en la teledetección es así corregir el efecto que la atmósfera tiene sobre la radiación medida, convirtiendo así nuestras mediciones de una descripción del sistema Tierra-Atmósfera a una descripción solo de la superficie de la Tierra. Este proceso se llama corrección atmosférica. En términos prácticos, la corrección atmosférica se usa típicamente para convertir una estimación de radiancia TOA o reflectancia TOA en una estimación de reflectancia de superficie. Esta conversión es importante porque permite hacer comparaciones directas entre las reflectancias observadas en diferentes bandas para un píxel y las firmas espectrales medidas en la Tierra como las de la Figura 27 y la Figura 28.

Existen diferentes enfoques para la corrección atmosférica, que van desde lo muy simple hasta lo muy complicado. El enfoque más sencillo es emplear la suposición de que en algún lugar de la imagen se quiere realizar la corrección atmosférica ya que hay un píxel que es completamente, perfectamente, negro, a través de las bandas disponibles en la imagen. A esto se le llama la 'suposición de píxeles oscuros'. Estrictamente hablando esto no tiene que ser un solo píxel, también se podría suponer que al menos un píxel tiene reflectancia cero en la banda 1, un píxel (tal vez el mismo píxel, tal vez otro) tiene reflectancia cero en la banda 2, y así sucesivamente. Suponiendo que esto es cierto, para cada banda, el píxel en la imagen con la menor cantidad de radiancia medida viniendo de ella (es decir, con el valor DN más bajo) debe ser el píxel de reflectancia cero, y cualquier resplandor que se mida como proveniente de él debe haberse originado a partir de la dispersión en la atmósfera (porque si hubiera llegado a la superficie de la Tierra habría sido absorbido por ella). El hipotético píxel de reflectancia cero puede dar así una estimación de primer orden de la cantidad de luminosidad que se origina a partir de la dispersión en la atmósfera. Adicionalmente asumiendo que esta cantidad es constante a lo largo de la imagen, la 'contribución atmosférica' puede restarse de todos los píxeles, dejando solo lo que fue reflejado por la superficie, llamada 'contribución superficial'. Por supuesto, la suposición de la existencia de un píxel perfectamente negro en la imagen puede no ser cierta, y la contribución atmosférica tampoco puede ser la misma en todas partes, sino como método que se puede aplicar sin tener ningún conocimiento real del estado de la atmósfera cuando se adquirió la imagen, no es un mal método.

El método 'dark pixel' es un ejemplo de lo que se llama métodos de corrección atmosférica impulsados por imágenes. Otros métodos de este tipo hacen otras suposiciones, como la presencia de vegetación oscura densa con características espectrales típicas, o la presencia de una gama de tipos de superficie con firmas espectrales conocidas. Estos métodos funcionan razonablemente bien cuando se cumplen sus suposiciones, pero pueden fallar espectacularmente cuando no lo son.

Los métodos más sofisticados se basan en algún tipo de información sobre el estado de la atmósfera en el momento de la adquisición de la imagen, típicamente la cantidad y tipo de aerosoles y la cantidad de vapor de agua. Con esta información, se pueden utilizar modelos numéricos que cuantifican la dispersión y absorción y así la transferencia de radiación de diferentes longitudes de onda a través de la atmósfera para modelar la reflectancia superficial que debe haber existido, en combinación con la atmósfera conocida, para producir el TOA observado reflectancia. Algunos de estos métodos no requieren información específica sobre aerosoles y vapor de agua, sino que más bien necesitan que les digas cuál era la visibilidad en la zona al momento de la adquisición de imágenes, ya que la visibilidad se reduce al aumentar las cantidades de vapor de agua en la atmósfera, los métodos pueden resolver el agua vapor e ir de ahí. La corrección atmosférica es un área muy activa de investigación en teledetección óptica, y los sensores satelitales modernos están diseñados rutinariamente para incluir bandas de medición que ayudan en una estimación basada en imágenes de vapor de agua y carga de aerosol.

Casi todos los métodos de corrección atmosférica hacen la suposición fundamental de que la atmósfera es uniforme dentro de la imagen satelital considerada. Si bien esto obviamente no es perfectamente cierto, a menudo pero no siempre es una suposición razonable. Los sensores hiperespectrales, que registran radiación en muchas, a menudo cientos, de bandas contiguas, tienen la capacidad de estimar las cargas de vapor de agua y aerosoles por píxel, mapeando de manera efectiva los componentes atmosféricos que contribuyen con la mayor incertidumbre, después de lo cual una corrección atmosférica por píxel se puede aplicar.

La importancia de la corrección atmosférica y la estimación de la reflectancia superficial para cada píxel no es solo para permitir la comparación con firmas espectrales medidas en campo, o para identificar los materiales de la superficie de la Tierra. Más fundamentalmente, su importancia se debe a que la reflectancia superficial es una propiedad física fundamental de la superficie, y que no está influenciada por las condiciones de iluminación, diseño del sensor, estado atmosférico, o cualquiera de los otros factores que difieren entre diferentes imágenes de una misma área. Para un píxel, una estimación de la reflectancia superficial es así directamente comparable entre imágenes tomadas en diferentes momentos, con diferentes sensores, en diferentes ángulos de cenit solar, y bajo atmósferas secas o húmedas, claras o ahumadas. Lo que esto significa es que un área puede ser monitoreada y en ausencia de cambio la reflectancia superficial estimada (por banda, es decir, la firma espectral) no debe cambiar —lo que a su vez significa que si efectivamente se ve que la firma espectral cambia a través del tiempo, el cambio real está ocurriendo en la superficie. Por lo tanto, la corrección atmosférica adecuada es (con algunas excepciones) la base para un gran campo de teledetección aplicada: detección de cambios.