Teledetección (oceanografía)

La teledetección se utiliza activamente en diversos campos de las ciencias naturales como la geología , ^{[ 4 ]} la geografía física, ^{[ 5 ]} la ecología, ^{[ 6 ]} la arqueología y la meteorología ^{[ 7 ] [ 8 ]} pero la teledetección del océano es muy diferente. ^{[ 3 ]} A diferencia de la mayoría de los procesos terrestres, el océano, al igual que la atmósfera, es variable en escalas de tiempo mucho más cortas en toda su escala espacial; el océano siempre está en movimiento. La variabilidad temporal en el objeto de estudio determina la utilidad de datos específicos y los métodos aplicables, y es la razón por la que los métodos de teledetección difieren materialmente entre las superficies oceánicas y terrestres. Una sola ola en la superficie del océano no puede ser rastreada por los satélites actuales. Las olas del océano rompen o desaparecen antes de que se realice una nueva observación; las características con esta escala de tiempo son más raras en tierra. A diferencia de la vegetación, la nieve y otras cubiertas terrestres, el océano es opaco a la mayor parte de la radiación electromagnética ^{[ 9 ]} (excepto la luz visible) por lo tanto, la superficie del océano es fácil de monitorear, pero es un desafío recuperar información de capas más profundas. La teledetección permite realizar análisis temporales a gran escala espacial, ya que los satélites tienen un tiempo de revisita constante , proporcionan una imagen amplia y suelen estar operativos durante varios años consecutivos. Este concepto de datos constantes en el tiempo y el espacio supuso un gran avance en oceanografía , que anteriormente dependía de mediciones realizadas con boyas a la deriva , estaciones costeras como mareógrafos , barcos y boyas . Todas las mediciones in situ tienen una huella espacial reducida o varían en ubicación y tiempo, por lo que no proporcionan datos constantes y comparables.

La teledetección tal como la conocemos hoy comenzó con el primer satélite en órbita terrestre Landsat 1 en 1973. ^{[ 10 ]} Landsat 1 proporcionó las primeras imágenes multiespectrales de características en zonas terrestres y costeras de todo el mundo y ya mostró efectividad en oceanografía, ^{[ 11 ]} aunque no fue diseñado específicamente para ello. En 1978, la NASA dio el siguiente paso en la teledetección para la oceanografía con el lanzamiento del primer satélite en órbita dedicado a la investigación oceánica, ^{[ 12 ]} Seasat . El satélite llevaba 5 instrumentos diferentes: un altímetro de radar para obtener la altura de la superficie del mar, un dispersómetro de microondas para obtener la velocidad y dirección del viento, un radiómetro de microondas para obtener la temperatura de la superficie del mar (SST), un radiómetro óptico e infrarrojo para comprobar las nubes y las características de la superficie y, por último, el primer instrumento de radar de apertura sintética (SAR). Seasat solo estuvo operativo durante unos meses, pero, junto con el escáner de color de la zona costera (CZCS) a bordo del Nimbus-7 , demostró la viabilidad de muchas técnicas e instrumentos de teledetección oceánica. TOPEX/POSEIDON , un altímetro lanzado en 1992, proporcionó el primer mapa global continuo de la topografía de la superficie del mar y dio continuidad a las posibilidades exploradas por Seasat. Las misiones Jason-1 , Jason-2 y Jason-3 continúan las mediciones desde 1992 hasta la actualidad para conformar una serie temporal completa de la altura global de la superficie del mar. Asimismo, otras técnicas alojadas en Seasat encontraron continuidad. El radiómetro avanzado de muy alta resolución (AVHRR) es el sensor que se lleva a cabo en todas las misiones de la NOAA y que ha permitido la obtención de la temperatura superficial del mar (TSM) con una serie temporal continua desde 1979. La Agencia Espacial Europea (ESA) desarrolló aún más el SAR con las misiones ERS-2 , ENVISAT y ahora Sentinel-1, proporcionando mayores coberturas espaciales, reduciendo la resolución y realizando misiones gemelas para disminuir el tiempo efectivo de revisita. La teledetección óptica del océano tuvo continuidad después del CZCS con las misiones de órbita polar ENVISAT , OrbView-2 , MODIS y, muy recientemente, con Sentinel-3., para formar un registro continuo desde 1997. Sentinel-3 es ahora una de las misiones mejor equipadas para cartografiar el océano, ya que alberga un altímetro SAR, un espectrómetro multiespectral, un radiómetro y varios otros instrumentos en múltiples satélites con órbitas alternas que proporcionan una resolución temporal y espacial excepcional.

El estado físico y químico de una superficie u objeto influye directamente en la emisividad , reflectancia y refractancia de la radiación electromagnética. Los sensores de los instrumentos de teledetección capturan la radiación, que se puede interpretar para deducir las propiedades fisicoquímicas de la superficie. El contenido de agua, la temperatura, la rugosidad y el color son características que a menudo se deducen de las características espectrales de la superficie. Un sensor en un satélite devuelve la señal compuesta para un área determinada dentro de su huella, denominada celda; el tamaño de las celdas únicas se conoce como resolución espacial. La resolución espacial de un sensor está determinada por la distancia a la Tierra y el ancho de banda disponible para la transferencia de datos. Un satélite pasa sobre la misma ubicación de forma constante a lo largo del tiempo con el mismo intervalo, lo que se denomina tiempo de revisita o resolución temporal. Los sensores no pueden tener una resolución temporal y espacial muy alta simultáneamente, por lo que es necesario encontrar un equilibrio específico para el objetivo de la misión. Los sensores en los satélites presentan errores de medición, causados, por ejemplo, por interferencias atmosféricas, imprecisión en la geolocalización y distorsión topográfica. Los productos derivados completos de la teledetección suelen utilizar cálculos o algoritmos sencillos para transformar la firma espectral de una celda a un valor físico. Todos los métodos de transferencia de datos espectrales presentan ciertos sesgos que pueden contribuir a los errores de medición del resultado final. A menudo, las características de la superficie pueden deducirse con márgenes de error muy bajos gracias a las correcciones de datos, el uso de datos o modelos a bordo y una traducción físicamente correcta de las características espectrales a características fisicoquímicas.

Aunque es interesante conocer las características de la superficie en un momento determinado, a menudo la investigación está más interesada en documentar el cambio de una superficie a lo largo del tiempo o el transporte de características a través del espacio. La detección de cambios aprovecha el componente temporal consistente de los datos de teledetección para analizar el cambio de las propiedades de la superficie en el tiempo. La detección de cambios se basa en tener al menos dos observaciones tomadas en momentos diferentes para analizar la diferencia entre las dos imágenes visual o analíticamente. En la teledetección terrestre, la detección de cambios se utiliza, por ejemplo, para: evaluar el impacto de una erupción volcánica, ^{[ 13 ]} comprobar el crecimiento de las plantas a lo largo del tiempo, ^{[ 14 ]} mapear la deforestación, ^{[ 15 ]} y medir el derretimiento de las capas de hielo. ^{[ 16 ]} En oceanografía, la superficie cambia más rápidamente que el tiempo de revisita de un satélite, lo que dificulta el monitoreo de ciertos procesos. La detección de cambios en oceanografía requiere que la característica cambie continuamente, como el aumento del nivel del mar , o que cambie la escala espacial más lentamente que el tiempo de revisita del satélite, como las floraciones de algas . Otra forma de inferir cambios a partir de una sola adquisición es calculando el componente dinámico y la dirección a partir de una imagen estática, que se utiliza en la altimetría RADAR para deducir la velocidad de la corriente superficial.

La superficie del océano emite radiación electromagnética.${\displaystyle B}$dependiente de la temperatura${\displaystyle T}$a cierta frecuencia${\displaystyle \nu }$siguiendo la ley de Planck para la radiación de cuerpo negro, escalada por la emisividad${\displaystyle \epsilon }$de la superficie, ya que el océano no es un cuerpo negro perfecto.

• ${\displaystyle B(\nu ,T)={\frac {2h\nu ^{3}}{c^{2}}}{\frac {1}{e^{\frac {h\nu }{k_{\mathrm {B} }T}}-1}}\cdot \epsilon }$

Con${\displaystyle B(\nu ,T)}$la radiancia espectral,${\displaystyle h}$la constante de Planck ;${\displaystyle c}$la velocidad de la luz y${\displaystyle k}$la constante de Boltzmann . La mayor parte de la radiación emitida por la Tierra se encuentra en el espectro infrarrojo térmico , que forma parte de la ventana atmosférica , la región espectral para la cual la atmósfera no absorbe radiación de manera significativa. La radiación proveniente de la superficie terrestre con una longitud de onda dentro de la ventana atmosférica puede ser captada por un sensor de radiometría pasiva a la altura de un satélite. La radiación captada por el sensor se corrige para tener en cuenta las perturbaciones atmosféricas y el ruido de radiación, con el fin de calcular la temperatura de brillo de la superficie oceánica. Con una estimación correcta de la emisividad del agua de mar (~0,99), se puede deducir la temperatura del cuerpo gris de la superficie oceánica, también conocida como Temperatura de la Superficie del Mar (TSM).

Para eliminar correctamente la perturbación atmosférica, tanto de emisión como de absorción, los radiómetros aerotransportados se calibran para cada medición mediante mediciones de SST en múltiples bandas y/o bajo diferentes ángulos. La corrección atmosférica solo es viable si la superficie medida no está cubierta de nubes, ya que estas perturban significativamente la radiación emitida. Las nubes se eliminan como píxeles viables en la imagen mediante algoritmos de eliminación de nubes o se manejan mediante técnicas de histograma y coherencia espacial (hasta un 80 % de cobertura nubosa). La radiometría captura la temperatura superficial del océano (~10 micras de profundidad), que difiere significativamente de las mediciones in situ de SST a granel. Fenómenos cercanos pero no en la superficie, como la formación de la termoclina diurna , no se capturan bien con satélites, pero la SST aún puede ser de gran valor en oceanografía. En general, los satélites miden la SST con una precisión de ~0,1-0,6 K dependiendo del sensor y solo experimentan problemas limitados como manchas superficiales.

Los conjuntos de datos de la temperatura superficial del mar (TSM) recuperaron transformaron la investigación oceanográfica durante la década de 1980 y tienen múltiples usos. La TSM es un indicador climatológico claro que se relaciona con los ciclos ENSO , el tiempo y el cambio climático , pero también puede evidenciar el movimiento del agua oceánica. Las anomalías de la TSM pueden resaltar remolinos de mesoescala , frentes oceánicos y regiones de surgencia, mezcla vertical o desembocadura de ríos, ya que el agua es localmente más fría o cálida debido al transporte. La TSM está directamente relacionada con el gradiente de densidad horizontal , que es muy fuerte en los frentes y es inducido por las corrientes oceánicas y los remolinos. Las corrientes y los frentes son visibles en las imágenes de TSM y pueden detectarse mediante la detección de bordes a través de filtros de paso alto o transformaciones de núcleo para estudiar la dinámica y el origen. La TSM se utiliza ampliamente para rastrear la intensidad de la surgencia y la desembocadura de ríos, ya que estos procesos son claramente visibles como anomalías negativas de la TSM. ^{[ 17 ]}

Una floración de algas es el crecimiento excesivo de organismos fotosintéticos en un sistema acuático, que se manifiesta como un cambio evidente en el color del agua. Las floraciones de algas suelen ser causadas por un enriquecimiento local del sistema acuático con nutrientes, que eliminan temporalmente el factor limitante del crecimiento de organismos fotosintéticos como las cianobacterias. Debido al agotamiento del oxígeno, el bloqueo de la luz solar y la liberación de posibles toxinas, las floraciones de algas pueden ser perjudiciales para el medio ambiente. Las algas se caracterizan por su color verde, causado por el espectro de absorción de la clorofila-a en estos organismos. Satélites ópticos como Sentinel-2 o radiómetros activos como Sentinel-3 y MODIS pueden capturar la reflectancia de la superficie oceánica en el espectro visible e infrarrojo cercano. Las áreas con una mayor concentración de algas cerca de la superficie presentan un color distintivo. La firma espectral de una floración de algas en el agua es capturada por el sensor como una alta reflectancia de radiación verde e infrarroja cercana y una baja reflectancia de luz roja.

Para mapear las floraciones de algas se utiliza el umbral en combinación con un índice espectral como el Índice de Vegetación de Diferencia Normalizada (NDVI) . En una observación se puede registrar la intensidad y la ubicación de la floración de algas, y con una segunda observación en un momento diferente se puede rastrear el desplazamiento y el cambio de intensidad de la floración de algas. Las floraciones de algas se utilizan para estudiar estructuras de ondas internas, surgencias y salidas de ríos, ^{[ 21 ]} que aportan nutrientes a las aguas superficiales, ya que están correlacionadas con la concentración de algas. La contaminación a menudo coincide con aguas con alto contenido de nutrientes, lo que hace que las floraciones de algas sean buenos indicadores de la gravedad y el impacto de la contaminación del agua ^{[ 22 ].}

Los altímetros de radar envían pulsos de microondas a la superficie y captan la intensidad de la reflexión durante un breve período de tiempo, midiendo el tiempo de viaje bidireccional de la señal. La radiación electromagnética viaja a la velocidad de la luz.${\displaystyle c}$por lo tanto el tiempo de viaje de ida y vuelta${\displaystyle t}$proporciona información sobre la altura del satélite sobre la superficie.${\displaystyle R_{sat}}$siguiendo la fórmula${\displaystyle R_{sat}={\frac {c\cdot t}{2}}}$ Para deducir la altura de la superficie del mar a partir de la altura del satélite, el tiempo de viaje de ida y vuelta debe corregirse teniendo en cuenta los errores dinámicos, las condiciones atmosféricas y la altura del geoide local.${\displaystyle h_{geoid}}$. El cambio local de la altura de la superficie del mar debido a efectos dinámicos como el viento y las corrientes se puede expresar utilizando la siguiente fórmula.

${\displaystyle h_{dyn}=H_{sat}-RH_{sat}-h_{geoid}-h_{tide}-h_{atm}}$

• ${\displaystyle h_{dyn}}$es la altura dinámica de la superficie del mar (SSH, por sus siglas en inglés), que cambia en función de las condiciones del viento y las corrientes.
• ${\displaystyle H_{sat}}$es la altura del satélite sobre el elipsoide de referencia , que es del orden de 100  km y se conoce con una precisión de cm.
• ${\displaystyle R_{sat}}$es la altura del satélite sobre la superficie del océano y es la cantidad medida por el satélite con precisión en centímetros.
• ${\displaystyle h_{geoid}}$es la diferencia de altura local entre el geoide y el elipsoide de referencia, que es del orden de ±100  cm y se puede estimar utilizando una serie temporal de datos de altimetría oceánica.
• ${\displaystyle h_{tide}}$es la diferencia de altura local debida a los movimientos de las mareas, cuya magnitud varía en función de la hora del día.
• ${\displaystyle h_{atm}}$es la diferencia de altura local debida a la diferencia de presión atmosférica sobre la superficie.

Es difícil estimar correctamente${\displaystyle h_{geoid}}$,${\displaystyle h_{tide}}$y${\displaystyle h_{atm}}$para un momento y lugar determinados. Como solución, los analistas de teledetección utilizan la Anomalía de la Altura de la Superficie del Mar (SSHA), que solo requiere información sobre la altura de la marea y la presión atmosférica, que se puede deducir de boyas a la deriva, programas meteorológicos y modelos de mareas. La altura del geoide para la recuperación de la SSHA se deduce de una larga serie temporal de los mismos datos de altimetría RADAR. La SSHA se calcula restando la media temporal de la SSH o la Superficie Media del Mar (MSS) de la SSH actual con${\displaystyle h_{MSS}=[(h_{dyn}+h_{geoid})]}$de modo que:${\displaystyle h_{SSHA}=h_{dyn}+h_{geoid}-MSS}$

Aunque la SSHA puede mostrar anomalías en las corrientes superficiales del océano, a menudo se calcula una medida llamada Topografía Dinámica Absoluta (ADT, por sus siglas en inglés) utilizando una medición independiente de la altura del geoide para mostrar las corrientes oceánicas totales.

${\displaystyle h_{ADT}=h_{SSHA}+h_{MSS}-h_{geoid}}$ con la altura del geoide como una medición obtenida a partir de instrumentos como el Explorador de Circulaciones Gravitacionales y Oceánicas (GOCE) o el Experimento de Recuperación de la Gravedad y el Clima (GRACE).

Con el lanzamiento de TOPEX/POSEIDON en 1992, se inició una serie temporal continua de datos globales de altura de la superficie del mar (SSH), que ha sido extremadamente valiosa para evaluar el aumento del nivel del mar en las últimas décadas mediante la combinación de datos con mareógrafos locales. La altura dinámica de la superficie del mar obtenida mediante altimetría radar proporciona información útil sobre las corrientes oceánicas. Si se asume el equilibrio geostrófico , la anomalía de velocidad y la dirección de las corrientes superficiales perpendiculares al paso del satélite se pueden calcular utilizando la fórmula:

${\displaystyle fv_{a}=g{\frac {\partial h_{ssha}}{\partial x}}}$y${\displaystyle fu_{a}=g{\frac {\partial h_{ssha}}{\partial y}}}$para${\displaystyle u=[u]+u_{a}}$y${\displaystyle v=[v]+v_{a}}$

Con${\displaystyle f}$la fuerza de Coriolis,${\displaystyle g}$la constante gravitatoria,${\displaystyle u,v}$la velocidad zonal y meridional y${\displaystyle h_{SSHA}}$la anomalía de la altura de la superficie del mar derivada. Los altímetros de radar pueden recopilar datos incluso en condiciones nubosas, pero solo cubren el globo hasta latitudes de ~60-65°. A menudo, la resolución espacial de los altímetros de radar no es muy alta, pero su cobertura temporal es enorme, lo que permite una monitorización constante de la superficie del océano. Los altímetros de radar también se pueden utilizar para determinar la altura específica de las olas y estimar las velocidades del viento utilizando la forma de onda y el coeficiente de retrodispersión de la señal de retorno limitada por pulsos. ^{[ 23 ]}

Los sensores y las técnicas utilizadas por las herramientas de teledetección presentan numerosas limitaciones para el mapeo de regiones costeras. Algunos desafíos se derivan de problemas con la resolución y el tamaño de píxel, ya que la mayoría de los satélites de imágenes remotas tienen un tamaño de píxel de aproximadamente 1 kilómetro cuadrado. Esto dificulta el análisis de las regiones costeras con el nivel de detalle deseado, dado que la mayoría de los procesos costeros ocurren en una escala espacial similar (o menor) al tamaño de píxel que ofrecen estos satélites. Además, la mayoría de los sensores oceánicos tienen una frecuencia de cobertura global de 1 a 2 días, lo que puede resultar demasiado prolongado para observar la escala temporal de los procesos oceánicos costeros.

Además, la teledetección de zonas costeras ha enfrentado dificultades para interpretar con precisión el color del océano. El color de las cuencas oceánicas abiertas está controlado principalmente por el fitoplancton y se desplaza de forma predecible o covaría con otros componentes de la columna de agua, como la clorofila a . Sin embargo, a medida que nos acercamos a las costas y pasamos del océano abierto a las plataformas continentales y a las aguas costeras, las partículas en el agua no covarían con la clorofila. El color aparente puede verse influenciado por componentes ópticamente activos en la columna de agua, como sedimentos provenientes de la escorrentía o la contaminación. Los satélites también pueden verse afectados por los "efectos de adyacencia", donde el color de la tierra puede invadir los píxeles del océano costero. Finalmente, eliminar los efectos de la atmósfera es difícil debido a la compleja y dinámica mezcla de aerosoles costeros y rocío marino. Todos estos factores pueden dificultar cada vez más el análisis preciso de las regiones costeras a partir de satélites de teledetección. ^{[ 24 ]}

Los satélites, si bien constituyen la base de la teledetección, presentan limitaciones en su resolución espacial , espectral y temporal . Para superar estas limitaciones, la teledetección satelital utiliza la interpolación y el modelado para completar las lagunas. Si bien los métodos de interpolación y modelado pueden desarrollarse con un alto grado de precisión estadística, en esencia son una estimación fundamentada en las condiciones del entorno. El uso de vehículos aéreos no tripulados (UAV), o drones, como herramienta de teledetección, puede proporcionar datos con resoluciones más altas que luego pueden utilizarse para completar las lagunas en los datos satelitales, a menudo a un costo menor que el de los satélites o las aeronaves tripuladas. Se pueden encontrar beneficios notables en la eliminación de las lagunas de píxeles que se observan en las zonas costeras en los datos satelitales, así como en la capacidad de realizar observaciones de un área determinada entre los pasos del satélite. ^{[ 25 ]}

La tecnología moderna ha proporcionado a los usuarios de UAV numerosas plataformas que pueden equiparse con paquetes de sensores comerciales o personalizados. Estos sensores consisten en sensores multiespectrales e hiperespectrales , así como cámaras de alta definición y espectro visual estándar. ^{[ 25 ]} El tamaño de los UAV modernos también es un factor que contribuye a su aplicabilidad. Los satélites y las aeronaves tripuladas requieren instalaciones terrestres o buques capaces de soportar operaciones de despegue y aterrizaje. Los UAV pequeños, definidos como aquellos que pesan menos de 55 libras, pueden lanzarse desde casi cualquier lugar en tierra, así como desde cualquier tamaño de embarcación en el mar. Requieren muy poca tripulación para operar y los requisitos de entrenamiento de vuelo son asequibles y relativamente fáciles de obtener.

Existen algunos factores limitantes para el uso de UAV en la teledetección oceánica. En primer lugar, el alcance está limitado por la capacidad de combustible o batería a bordo, así como por la distancia al controlador. Muchos gobiernos también imponen restricciones de alcance, indicando que los UAV deben volar dentro del alcance visual directo. El uso de UAV en alta mar debe ir acompañado de una embarcación debido a estas limitaciones de alcance. Además, los propios sensores presentan desafíos similares a los de los sensores montados en satélites, concretamente en lo que respecta a las alteraciones de la reflectancia oceánica en las zonas costeras; sin embargo, la mayor resolución que ofrecen los sensores montados en UAV permite una asignación más diversa de píxeles, lo que reduce el efecto de superposición entre entornos terrestres y acuáticos y disminuye la cantidad de cálculos necesarios para compensar los cambios de reflectancia.