Efectele atmosferice asupra imaginilor de teledetectie si corectiile acestora

1. Introducere

Datele de teledetectie sunt furnizate utilizatorilor în forma numerelor digitale care din punct de vedere cantitativ nu corespund valorilor fizice usuale (radianta, albedoul, reflectanta, etc.), determinate prin mãsurãtori clasice în laborator sau pe teren. Stabilirea relatiilor dintre datele obtinute cu sistemele satelitare si parametrii corpurilor de pe suprafata Pãmântului precum si studiile axate pe rãspunsurile spectrale si directionale ale acestora necesitã transformarea numerelor digitale brute în valori asociate unor mãrimi fizice, ceea ce presupune realizarea calibrãrii radiometrice a datelor satelitare.

Obtinerea informatiilor utile din datele provenite de la senzorii de teledetectie, pentru aplicatiile cu caracter cantitativ din domeniul meteorologiei, hidrologiei, agrometeorologiei sau supravegherii factorilor de mediu, pentru evidentierea modificãrilor acoperirii / utilizãrii terenului, supravegherii stãrii de vegetatie sau pentru determinarea impactului antropic asupra ecosistemelor terestre depinde de calitatea datelor obtinute de la distantã. Calitatea acestor date este în mare mãsurã determinatã de precizia calibrãrii radiometrice a scenei la nivelul suprafetei, care la rândul ei este într-o strânsã interdepententã cu efectuarea corectiilor efectelor radiometrice asupra datelor de imagine.

O importantã deosebitã trebuie acordatã efectelor radiometrice datorate atmosferei terestre care afecteazã permanent, indiferent de tipul de senzor sau platformã satelitarã calitatea datelor de teledetectie din canalele situate în vizibil si IR apropiat.

2. Constituentii atmosferici

Principalii constituenti atmosferici, gazele si aerosolul, influenteazã prin procese de absorbtie si difuzie caracteristicile transferului radiativ pe parcursul Soare - tintã - senzor satelitar. Corectiile efectelor atmosferice asupra datelor de teledetectie sunt absolut necesare pentru determinarea valorilor intrinseci ale reflectantelor corpurilor si stabilirea legãturilor cu parametrii fizici, chimici sau biologici ai acestora.

2.1. Gazele atmosferice

Principalele gaze din atmosferã sunt reprezentate de: azot, oxigenul atomic si molecular, vaporii de apã, bioxidul de carbon, ozonul si metanul. Absorbtia gazoasã se datoreazã benzilor specifice de absorbtie care depind de structura molecularã a fiecarui gaz. Astfel, ozonul are benzi de absorbtie foarte puternice în UV îndepãrtat (banda Hartley: 0.2 - 0.3 ; banda Huggins: 0.3 - 0.36 ) si benzi de absorbtie mai slabe în vizibil (banda Chappuis: 0.55 - 0.65 ). Bioxidul de carbon are benzi de absorbtie centrate pe 1.46 , 1.6 , 2.04 si 2.75 si care se suprapun de obicei cu benzile mult mai puternice ale vaporilor de apã. Oxigenul molecular prezintã o absorbtie puternicã în UV ( pentru < 0.25 ) si cîteva benzi de absorbtie mai slabe centrate pe 0.69 si 0.76 . Vaporii de apã constituie principalul asorbant atmosferic în benzile de 0.93, 1.13, 1.38, 1.87 si 2.7 .Împrãstierea radiatiei pe gaze este cauzatã de fluctuatia densitatii acestora si teoretic toate gazele atmosferice contribuie la împrãstiere iar efectul lor combinat este functie de densitatea si de presiunea atmosfericã.

1

In zona vizibilului, transmisia radiatiei prin atmosfera este afectatã în special de absorbtia pe ozon si vaporii de apã si de difuzia pe molecule, numitã si difuzie Rayleigh. In regiunea IR apropiat se remarcã o bandã îngustã de absorbtie a oxigenului (~ 0.76 ) precum si câteva benzi ale vaporilor de apã si bioxidului de carbon, care reduc domeniul lungimilor de undã cu absorbtie redusã ce poate fi utilizat în teledetectie.Vaporii de apã predominã în stratul limitã de la interfata sol-atmosferã (1 - 2 Km), concentratia acestora fiind foarte variabilã. Variabilitatea continutului mediu de vapori de apã, integrat pe coloana verticalã atmosfericã cu suprafatã unitate, la nivelul globului terestru, rezultã din dependenta latitudinalã deasupra oceanelor (valorile maxime în zonele ecuatorile si tropicale putând atinge 60-70 Kg/m²) si din variabilitatea surselor de vapori de apã de pe suprafata terestrã si a rezervoarelor de vapori (norii). Bioxidul de carbon este mult mai stabil în atmosferã, si concentratia sa medie globalã, la nivelul anilor ‘90 era de 353 ppm, cu tendintã de crestere, datoritã în special emisiilor antropogene si defrisãrilor.Metanul este produs în conditii anaerobice si are atât surse naturale cât si antropogene (exploatarea zãcãmintelor de cãrbune si gaze naturale, arderile de biomasã, cultivarea orezului). Concentratia sa medie globalã, la nivelul anilor ‘90 era de aproximativ 2 ppm, cu tendintã de crestere (Siegenthaler, 1991).Ozonul stratosferic, scutul natural împotriva radiatiilor ultraviolete, este produs si distrus prin procese fotochimice, fiind concentrat între 20 - 50 Km. In emisfera sudicã, scãderea dramaticã a concentratiei de ozon, în special deasupra Antarcticii se datoreazã cresterii emisiilor de clorofluorcarburi (CFC); la nivelul latitudinilor medii din emisfera nordicã s-a observat o scãdere a cantitãtii totale a ozonului cu 3.4 - 5.2% în ultimii 25 de ani, mai cu seamã iarna ( WMO, 1995).Ozonul troposferic este un produs secundar al proceselor fotochimice care sunt în crestere datoritã activitãtilor umane. Concentratia sa, depinde de concentratia gazelor implicate în aceste procese (CO, CH4, NO2, NO) si de intensitatea radiatiei solare. Distributia sa spatialã si temporalã este eterogenã: în emisfera nordicã s-a observat o crestere continuã a concentratiei în ultimii 20-25 de ani, în timp ce în cea sudicã concentratia este cvasi-constantã.Figura de mai jos prezintã distributia spectralã a radiatiei solare directe care atinge suprafata terestrã dupã ce a suferit absorbtia si împrãstierea pe gazele atmosferice.

------- Iradianta solarã la limita superioarã a atmosferei––––– Iradianta solarã la suprafata Pãmântului pentru Soare la zenit si atmosferã fãrã aerosoli

Efectul gazelor atmosferice asupra distributiei spectrale a radiatiei solare directe

2

2.2. Aerosolul atmospheric

Notiunea de aerosol atmosferic se referã la corpurile lichide si solide suspendate în aer. Pentru a estima efectul aerosolului asupra propagãrii radiatiei electromagnetice prin atmosferã, si deci efectul atmosferei asupra procesului de detectie de la distantã, trebuiesc cunoscute caracteristicile chimice si fizice ale acestuia. Aceste caracteristici depind de originea aerosolului si de procesul sau de formare. Principalele surse ale aerosolului atmosferic sunt:

- suprafetele solide : fortele mecanice desprind particule microscopice de pe suprafata terestrã; timpul de viatã al acestor particule suspendate în atmosferã depinde de mãrimea lor.

- suprafata mãrilor si oceanelor : mecanismul major îl constituie formarea picãturilor cu raze mai mici de 100 µdeasupra suprafetelor de apã, care prin evaporare genereazã particule microscopice de sãruri.

- gazele active chimic : gazele emise de surse naturale (vulcani, incendii) sau produse de activitatea umanã (procesele industriale si agrare) sunt transferate prin reactii chimice într-o formã lichidã în atmosferã. Conversia gaz-lichid poate rezulta din procesele "uscate" (agregare de molecule), din condensarea pe particulele existente sau prin conversia în faza lichidã (absorbtia gazelor de cãtre picãturile de nori care se evaporã ulterior). Conversia uscatã genereazã particule mult mai mici decât cea umedã. Aceste procese genereazã particule submilimetrice. Evaporarea particulelor de nor creazã nuclei pe care apoi se formeazã conglomeratele de aerosoli uriasi.

2.2.1. Compozitia si caracteristicile aerosolului stratospheric

Constituentii dominanti ai aerosolui stratosferic (între 12 si 45 Km) sunt: sulfatul de amoniu, acidul sulfuric, acid azoric, silicatii si praful meteoric. Procentul de acid sulfuric din compozitia aerosolului variazã cu umiditatea relativã si se situeazã între 50 - 85 %. Raportul dintre acidul sulfuric si sulfatul de amoniu scade cu cresterea particulelor.Mãrimea particulelor care compun aerosolul stratosferic obtinutã din mãsurãtori se situeazã între 0.05 µ si 5 µ, concentratia fiind maximã pentru particulele cu raze mai mici de 0.1 µ.

2.2.2. Compozitia si caracteristicile aerosolului troposferic

Aerosolul troposferic este alcãtuit din foarte multe substante, având o distributie neuniformã în spatiu si variabilã in timp. Principalii constituenti sunt: sãrurile marine, sulfatii, oxizii de sulf, hidrocarburile, sãrurile de amoniu, nitratii, praful meteoric, praful vulcanic, particulele provenite din icendii, substantele organice, particulele de origine antropicã. Sulfatii si oxizii de sulf constituie un element important al particulelor de dimensiunea nucleilor Aitken, reprezentând între 30 - 80 % din masa acestora. Majoritatea particulelor ce alcãtuiesc aerosolul troposferic nu sunt substante chimice pure si sunt solubile; din acest motiv, atunci când umezeala relativã a atmosferi creste, aceste particule îsi altereazã mãrimea, forma si indicii de refractie, modificându-se astfel propritãtile optice si modalitãtile de interactie cu radiatia.Domeniul de valori al dimensiunilor particulelor ce formeazã aerosolul troposferic este foarte larg, de la 0.07 µ la 30 µ; în unele situatii, cum este cazul particulelor de sãruri marine aflate la câtiva metri deasupra mãrii, a particulelor de nisip din zonele desertice, a constituentilor

3

proveniti din activitatea industrialã sau din incendii, etc., se pot întâlni si dimensiuni foarte mari de peste 100 µ.Particulele reprezentate de sãrurile marine au într-o proportie covârsitoare dimensiuni mai mari de 1 µ.

2.2.3. Efectele optice ale aerosolului

Efectele optice ale aerosolului depind de caracteristicile fizice ale particulelor :- distributia dimensiunilor;- indicele de refractie (care depinde si de compozitia chimicã)- forma particulelor (sfericã sau nesfericã);- distributia spatialã a concentratiei de particule.

Particulele rezultate din suprafete solide prin procese mecanice sunt în general nesferice; în schimb particulele produse prin transformarea de fazã gaz-lichid sunt de obicei sferice, desi prezenta carbonului în aer poate modifica forma si omogenitatea particulelor de lichid.

Aceste caracteristici ale aerosolului complicã analiza cantitativã a efectului indus asupra semnalului înregistrat de senzorii de teledetectie si a corectiei sale. O metodã de a simplifica analiza este aceea de a grupa informatiile disponibile într-un model optic al aerosolului atmosferic. Acest model poate descrie o parte a caracteristicilor aerosolului în functie de localizarea geograficã si anotimp.In modelul AFGL (Air Force Geophysical Laboratory) se discutã 5 tipuri de aerosol : rural, urban, maritim, troposferic (aerosol afectat de surse locale) si ceata. Pentru fiecare tip de aerosol s-a determinat distributia în mãrime în functie de umiditatea relativã. Pentru a simplifica analiza s-a presupus cã aerosolul constã din particule sferice uniforme si indicele de refractie s-a calculat în functie de umiditatea relativã si lungimea de undã.

3. Efectele atmosferice asupra câmpului radiativ reflectat, detectat de senzorii satelitari în domeniul optic si legãtura lor cu calibrarea datelor de teledetectie

Atmosfera introduce douã tipuri de perturbatii: geometrice si radiometrice:

A1) Perturbatiile geometrice se datoreazã în esentã faptului cã o radiatie electromagneticã nu se propagã în linie dreaptã prin atmosferã; conform principiului lui Fermat aceastã propagare se datoreazã variatiei indicelui de refractie al atmosferei, ca urmare a variatiei densitatii si turbulentei atmosferei.

A2) Perturbatiile radiometrice se datoreazã interactiilor radiatiei cu constituentii atmosferici; ele au în principal 2 efecte:

- un efect de atenuare datorat absorbtiei si difuziei pe constituentii atmosferici. Absorbtia molecularã, depinde de lungimea de undã, temperatura, compozitia molecularã a atmosferei, continutul de vapori de apã. Difuzia este asociatã împrãstierii pe molecule (difuzie Rayleigh) si pe aerosoli (difuzie Mie). Difuzia Rayleigh are o sectiune eficace macroscopicã care variazã cu -4; deci va predomina în regiunea lungimilor de undã scurte. Difuzia Mie are o sectiune eficace macroscopicã care variazã cu -n, unde n depinde de raportul dintre diametrul particulelor difuzante si lungimea de undã.

- un efect de re-difuzie. Emisia proprie este datoratã faptului cã atmosfera se comportã ca un corp gri. Aceastã emisie se face în principal în benzile de absorbtie si depinde de profilul

4

termic si de concentratia molecularã a atmosferei. Re-difuzia este datoratã mecanismelor de difuzie si depinde de compozitia în aerosoli a atmosferei. In cazul unei atmosfere senine re-difuzia are loc în vizibil cu un maxim spre 0.5 µ. Emisia atmosfericã va introduce o radiantã atmosfericã ce va cuprinde atât partea de radiatie împrãstiatã (în regiunea vizibil-IR apropiat) cât si partea de radiatie proprie emisã de atmosferã (în IR termic). Radianta aparentã mãsuratã de senzor, Lap este exprimatã de relatia:

Lap ts, ,,x, y, h, ) = T,,h,ts). Ls ,,x, y, ts,) + Latm (,, ts, h)

unde: ts este timpul solar local;T este transmitanta spectralã; h este altitudinea senzorului;x,y sunt coordonatele pixelului; , sunt coordonatele polare ale directiei de observare;

Ls este radianta reflectatã/emisã de scenã.

4. Principiile de bazã ale corectiilor atmosferice. Clasificãri ale metodelor de corectie

Efectele datorate atmosferei sunt dependente de lungimea de undã, de reflectanta suprafetei si de distributia sa spatialã si variazã în timp si spatiu. Prin natura lor aceste efecte au un caracter stocastic si teoretic nu pot fi în întregime eliminate. Corectia efectelor atmosferice asupra semnalelor de teledetectie permite, prin minimizarea influentelor perturbatoare, obtinerea unor informatii care sunt mai bine corelate cu caracteristicile suprafetei. In cele ce urmeazã vom discuta principiile de bazã ale corectiilor atmosferice pentru imaginile obtinute în intervalul vizibil - infrarosu apropiat, precum si câteva metode specifice de corectie.

Absorbtia si împrãstierea radiatiei solare pe molecule este practic invariabilã în spatiu si timp. Pe de altã parte, absorbtia pe gazele atmosferice este mult redusã deoarece canalele spectrale în care opereazã senzorii se aflã, de regulã în ferestrele atmosferice. Rezultã cã împrãstierea si absorbtia pe aerosolul atmosferic rãmân componentele variabile majore ce definesc efectele atmosferice.

Corectia efectelor atmosferice impune cunoasterea parametrilor optici ai atmosferei. Acestia se pot determina fie sub forma microscopicã (profile verticale ale coeficientilor de extinctie, albedoul de difuzie, functia de fazã de difuzie, etc.), fie sub forma macroscopicã (grosimea opticã a atmosferei, media functiilor de fazã ale difuziei pe aerosol, coeficientul de atenuare a

5

fluxului radiativ datorat pãturii atmosferice, etc.). In situatia în care caracteristicile aerosolului si ale absorbtiei pe gaze, nu se pot mãsura sau determina, sunt utile pentru corectii informatiile referitoare la radianta parcursului si la functiile atmosferice de transmisie ale fluxului radiativ.

Corectiile atmosferice au drept scop obtinerea caracteristicilor intrinseci ale câmpului reflectat de suprafetele observate de la distantã, independente de starea atmosferei. Aceste corectii sunt necesare în cazul aplicatiilor bazate pe utilizarea datelor de imagine obtinute în conditii ce corespund urmãtoarelor cazuri :

a) configuratii experimentale diferite : pozitia Soarelui, directia de observare, diferite tipuri de atmosferã, diferite nivele de obtinere a informatiilor (mãsurãtori "in situ", aeropurtate, spatiale);

b) captori diferiti : captori aeropurtati (ISM, MSK, etc.) si captori spatiali (NOAA-AVHRR, SPOT-HRV, LANDSAT-MSS si TM, etc.);

c) date diferite de obtinere ale imaginilor : ore, zile, sezoane, ani.

4.1. Clasificãri ale metodelor de corectie

In principal procedeele de corectie depind de tipul dominant de efecte atmosferice si de aplicatiile de teledetectie folosite.

Se disting trei mari tipuri de efecte ale atmosferei si anume :

a) Pentru suprafete cu reflectantã uniformã sau imagini cu rezolutie mai scazutã (de exemplu NOAA - AVHRR), efectul unei atmosfere senine, cu un continut neglijabil de aerosol poate conduce la întunecarea suprafetelor luminoase (nisipul sau vegetatia în IR apropiat) sau la cresterea luminozitatii suprafetelor întunecate (apa sau vegetatia în vizibil). Cresterea reflectantei aparente este datoratã în principal radiantei parcursului iar scãderea reflectantei aparente absorbtiei si retroîmprãstierii iradiantei descendente si radiantei ascendente.

b) Pentru suprafete cu o distributie neuniformã a reflectantei înregistrate de senzorii cu mare rezolutie spatialã (de exemplu LANDSAT- MSS si TM, SPOT, AVIRIS), atmosfera reduce variatiile spatiale ale radiantei ascendente. Aceasta reducere este produsã de difuzia molecularã si pe aerosol si de efectele de adiacentã.

c) In cazul unei atmosfere noroase, norii de dimensiuni mai mici decât dimensiunea pixelului de imagine (sub puterea de rezolvare a senzorului), provoacã cresterea radiantei aparente a sistemului suprafatã terestrã - atmosferã. Aceastã crestere este proportionalã cu aria acoperirii noroase la nivelul imaginii.

Metodele de corectie atmosfericã se clasificã în metode "exacte" si metode aproximative.

4.1.1. Metodele de corectie "exacte" ,

Metodele de corectie "exacte necesitã cunoasterea caracteristicilor atmosferei : distributia aerosolilor, concentratiile de vapori de apã si gaze, etc. Acesti parametri servesc drept parametri de intrare într-un model atmosferic care trebuie inversat (Chahine, 1970). Principalele constrângeri sunt legate de :

necesitatea de a dispune de parametrii atmosferei si de alte date "adevãr-teren" mãsurate simultan cu pasajul satelitar;

timpul mare de calcul pentru inversarea modelului atmosferic.

6

4.1.2. Metodele de corectie aproximative

Metodele de corectie aproximative sunt mai practice si eficiente, bazându-se pe utilizarea modelelor atmosferice simplificate ai caror parametri de intrare sunt usor de determinat cu ajutorul câtorva mãsurãtori la sol si/sau cu ajutorul informatiei continute in imaginea ce trebuie corectatã. Aceste metode sunt mai rapide si, pentru anumite conditii (atmosferã clarã-seninã si omogenã la nivelul scenei, tinte cvasi-lambertiene) permit obtinerea unor corectii al cãror nivel de precizie este sensibil echivalent cu cel obtinut de metodele "exacte".

4.1.3.Exemple de metode de corectie

I) Metode de corectie pentru imagini ale marilor suprafete de apã

Metodele de corectie ale efectelor atmosferei asupra imaginilor mãrilor si oceanelor se numãrã printre metodele cu aplicatii operationale larg utilizate pentru diferite tipuri de senzori si platforme (Coastal Zone Color Scanner, NOAA - AVHRR, LANDSAT- MSS si TM, etc.). Algoritmii de corectie se sprijinã pe avantajul, cu totul remarcabil, oferit de proprietãtile apei mãrilor si oceanelor de a permite determinarea directã a parametrilor atmosferici (necesari pentru corectii) din imaginea ce urmeazã a fi corectatã. Asa cum s-a mai arãtat principiul de bazã al acestor tipuri de corectii este acela cã apa oceanelor este omogenã, având o reflectantã foarte scazutã în regiunea rosu-IR apropiat. Radianta ascendentã detectatã în aceste canale deasupra suprafetelor de apã este datoratã difuziei Rayleigh si pe aerosolul atmosferic si se poate utiliza pentru a estima radianta parcursului, grosimea opticã a aerosolului si alti parametri de interes. Trebuie mentionat cã astfel de estimãri se fac pentru fiecare pixel separat si în consecintã nu este necesar sã se considere cã atmosfera este uniform încãrcatã cu aerosol pentru toatã zona redatã în imagine.Metoda clasicã de corectie atmosfericã pentru imagini ale oceanului utilizeazã un model simplu de transfer radiativ. Radianta aparentã a suprafetei oceanului se exprimã prin :

L() = L0() + Lw().T(, µ) unde : Lw este radianta apei, asociatã semnalului util ce trebuie extras; T(, µ) este transmitanta totalã ascendentã.In ipoteza în care se poate neglija difuzia multiplã, contributiile la radianta parcursului (L0) vor putea fi decuplate, evidentiându-se radianta asociatã difuziei moleculare (Lm) si cea datoratã difuziei pe aerosolul atmosferic (La) :

L0 = Lm + LaMetoda face apel la un canal de referintã situat in IR apropiat (centrat pe lungimea de undã ref), unde radianta intrinsecã a apei este practic nulã si introduce mãrimea K(i, ref) definitã prin :

K(i,ref) = La(i)/La(ref)

Marimea K se poate determina în unele situatii direct din imagini (în zone cu apa curatã si cu concentratie redusã de clorofilã) si se considerã independentã de pozitie, ceea ce înseamnã cã, desi cantitatea de aerosol poate varia de la un pixel la altul, caracteristicile acestuia se presupun constante.Pentru determinarea contributiei atmosferei deasupra unei tinte de apã modelul Royer ia în considerare componentele semnalului emergent, inclusiv efectele de suprafatã. Astfel, reflectanta aparentã cuprinde :

7

- reflectanta volumicã, vol , ce corespunde fractiunii radiatiei reflectate difuz de volumul de

apã, (apa), amendatã de functiile de transmisie directã si difuzã, ascendentã si descendentã

prin atmosferã (tdir , tdir , tdif , tdif) :vol = (tdir + tdif).(tdir + tdif).apa

- componenta regulatã, reg.dif(s), corespunde reflexiei regulate pe suprafata apei sub un

unghi de incidentã egal cu unghiul solar zenital (s) si urmatã de o transmisie difuzã spre

directia de observare definitã de unghiul v:reg.dif (coss) = tdir.F(coss).tdif

- componenta regulatã, reg.dif (v), corespunde fractiunii din fluxul solar difuz în directia – v si care este reflectatã regulat dupã dirctia de observare, fiind transmisã direct spre captor:

reg.dif (cosv) = tdif.F.tdirunde : F este coeficientul de reflexie Fresnel .- componenta regulatã directã, reg.dir, corespunde fluxului direct, reflectat regulat de suprafata apei si apoi transmis direct spre captor:

reg.dir = tdir.[F().p( n,V).cos()/4coss.cos3n].tdirunde : F() este coeficientul de reflexie Fresnel relativ la unghiul de reflexie

p( n,V) corespunde probabilitatii de avea o reflexie regulatã în directia de observare.

Tinând seama de termenii de mai sus, reflectanta aparentã mãsuratã de senzor (ap ) este :

ap = (atm + vol + reg.dif + reg.dir).tgcu tg = transmisia totalã datoratã gazelor atmosferice.

II) Metode de corectie pentru suprafete de uscat acoperite cu vegetatieO metodã des utilizatã face apel la mãsurãtori la sol ale reflectantei în zone test. Radianta spectralã mãsuratã de senzor în cazul unor tinte cvasi-lambertiene (Lap) este legatã de reflectanta intrinsecã a acestora (Rc) printr-o relatie linearã:

Lap = Eg.T(v ).Rc/ + Lp

unde: T(v ) este transmitanta totalã ascendentã; Lp este radianta parcursului atmosferic; Eg este iradianta globalã la nivelul solului

Ecuatia de mai sus stabileste o relatie linearã între reflectanta aparentã normalizatã si reflectanta tintei care se poate folosi pentru evaluarea radiantei atmosferice si a transmitantelor, în conditiile în care existã un numãr suficient de mãsurãtori la sol ale reflectantelor Rc.

8