Teledetectie

From Coastal Wiki
Jump to: navigation, search

Remote sensing (of teledetectie) is een manier om informatie over voorwerpen te verkrijgen via gegevensverzameling en -analyse zonder dat het instrument in direct contact komt met de voorwerpen (vanop afstand)[1]. In praktijk wordt hiermee verwezen naar het verkrijgen van informatie over processen aan het aardoppervlak via satellieten en vliegtuigen (waartoe dit artikel beperkt blijft). Maar in principe voldoet onder meer elke vorm van fotografie en ruimtelijke scanning (zoals een MRI voor het opsporen van hersentumoren en OAWRS voor de visualisatie van vispopulaties) aan de definitie.

Het absolute pluspunt van remote sensing met satellieten is de omvangrijkheid van het observatiegebied. Bijna de volledige aardbol kan gemonitord worden. En dit gebeurt door snelle opeenvolgende metingen, die langdurig (gedurende decennia) kunnen verzameld worden[2]. Omdat het om “remote” sensing gaat, is er ook geen verstoring van het geobserveerde doel. Nadeel aan de techniek is de lagere ruimtelijke resolutie (sensor afhankelijk) en de behoefte aan complexe installaties. Verder is het altijd nog nodig de verzamelde data te kalibreren. Zo moeten de elektromagnetische metingen nog omgezet worden naar numerieke waarden, wat gebeurt aan de hand van in-situ data (bekomen via meetboeien, schepen en Argo floats). Ook is er meestal ruis in de data, afkomstig van andere bronnen dan de gewenste. Atmosferische effecten zijn bijvoorbeeld gewenst als metingen naar de ijsdikte worden uitgevoerd[3].

Remote sensing vanuit vliegtuigen (of helikopters en luchtballonnen) heeft vergelijkbare eigenschappen. Echter is de schaal kleiner en worden metingen normaliter niet uitgevoerd met een vast patroon (zoals een satelliet die bv. dagelijks voorbij hetzelfde punt passeert, of daarboven blijft hangen). Maar omdat ze dichter bij het zeeoppervlak passeren hebben ze een grotere beeldresolutie. Momenteel worden vliegtuigen voornamelijk ingezet voor de snelle verzameling van informatie bij onverwachte gebeurtenissen, zoals stormvloeden en aardbevingen[4].


Geschiedenis

De eerste (beeld)sensoren werden ontwikkeld als onderdeel van fototoestellen in de tweede helft van de 19de eeuw. De term “remote sensing” dook pas op bijna honderd jaar later (jaren 1950)[5]. Voornamelijk gedurende de eerste wereldoorlog werden deze gewone camera’s ingezet vanuit vliegtuigen of luchtballonnen. De eerste satelliet werd gelanceerd in 1957 (de Spoetnik 1 door de Sovjet-Unie), maar bezat geen apparatuur voor remote sensing. De eerste Amerikaanse satelliet was de Explorer 1, gelanceerd vier maanden later[6]. Belangrijke militaire opvolgers waren SAMOS (jaren 1960) en CORONA (1960-1972). De eerste satellieten voor meteorologisch onderzoek kwamen twee jaar na de initiële doorbraak (de Explorer 7 in 1959 en TIROS-1 in 1960). In 1978 werd Seasat de ruimte ingeschoten, de eerste satelliet met oceanografische instrumenten. Door een snelle ontwikkeling in technologie zijn er ondertussen al meer dan 2500 satellieten succesvol gelanceerd[6].


Principe

Elke materie op aarde reflecteert en zendt elektromagnetische energie uit[3]. Bij remote sensing wordt de stralingsintensiteit van bepaalde golflengtes gemeten. Oorspronkelijk werden de metingen gedaan in het visuele gedeelte van het elektromagnetisch spectrum (fotografie). Technologische ontwikkelingen maken het nu ook mogelijk om informatie op te pikken van andere golflengtes, zoals infrarood en microgolven (Figuur 1). Metingen vinden plaats in spectrale banden, discrete opdelingen van het spectrum. Monospectrale of panchromatische systemen gebruiken maar één band en leveren een zwart-wit beeld. Wanneer gegevens verzameld worden over meerdere banden verwijst men naar multispectrale (verschillende banden), superspectrale (tientallen) of hyperspectrale (honderden) data[2].

Sensoren zijn mechanismen voor het opmeten van deze energie en kunnen opgedeeld worden in twee groepen: passieve en actieve sensoren+. Passieve sensoren maken gebruik van een externe energiebron, meestal de zon. Het meest voorkomend voorbeeld hiervan is de camera. Actieve sensoren zenden zelf straling uit en meting vervolgens de terug gereflecteerde hoeveelheid. Omdat ze niet afhankelijk zijn van de heersende belichtingscondities zijn ze meer gecontroleerd. Beiden hebben hun eigen toepassingen.

Figuur 1: Het elektromagnetisch spectrum[7]



Toepassingen

De toepassingen van remote sensing zijn extreem uitgebreid. De techniek is niet alleen interessant voor de wetenschap, maar is ook belangrijk vanuit een economisch, technisch en militair perspectief. Voor marien onderzoek kunnen variabelen en processen opgevolgd worden zoals biogeochemische eigenschappen, golven, wind, getijden, regen, nevels, oceaancirculatie, tektonische beweging, zee-ijs, oppervlaktetemperatuur, enz. Economisch (en marien/maritiem) zijn de gegevens belangrijk voor het regelen van maritiem verkeer, kustgebonden constructie-ontwikkeling, visserijactiviteiten en het monitoren van vervuiling. Technisch gezien is het ontwikkelen van de benodigde soft- en hardware (sensoren, raketten, enz.) ook nuttig voor andere domeinen (bv. geneeskunde). Voor militaire diensten is voornamelijk het bepalen en voorspellen van de vijandelijke situatie belangrijk. Hieronder worden de voornaamste toepassingen voor marien onderzoek belicht.


Toepassingen van passieve remote sensing

Oceaankleur en primaire productie

Figuur 2: Harmful Algal Bloom in lake Erie (one of the Great lakes in North America) [8]

Zichtbaar licht dat wordt uitgestraald door de zon wordt gereflecteerd door deeltjes in de oceaan. De absorberende en reflecterende eigenschappen hiervan bepalen de waargenomen kleur. Chlorofyl, de groene kleurstof in planten, absorbeert bijvoorbeeld sterk de blauwe en rode golflengtes, terwijl het de groene frequentieband reflecteert[9]. De drie belangrijkste kleur gevende bestanddelen van de oceaan zijn fytoplankton (door het chlorofyl), sedimenten en degradatieproducten van organisch materiaal (CDOM; Colored Dissolved Organic Matter). Met de kennis van onder meer hun optische eigenschappen en na atmosferische correctie kan zo een bepaling gedaan worden van bv. de primaire productie en de waterhelderheid van een gebied. Er kunnen twee types water onderscheiden worden. Type 1 is gewoonlijk helder water, zoals meestal in de open oceaan. Type 2 daarentegen is troebel, kenmerkend voor kustgebieden. Eveneens kunnen ook al dan niet schadelijke algenbloeien (HAB; Harmfull Algal Bloom) gedetecteerd en bestudeerd worden. Upwelling zones, die gekenmerkt worden door een hoge productiviteit kunnen eveneens worden onderzocht. Hedendaagse satellieten met kleursensoren zijn SeaWiFS (Sea-viewing Wide Field of view Sensor), MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) en MERIS (Medium Resolution Imaging Spectrometer)[10].


Oppervlaktetemperatuur

Het oceaanoppervlak straalt energie uit in het infrarode gebied, en dit proportioneel met zijn temperatuur. Gebaseerd op een uitgebreid netwerk van in-situ observaties (Argo floats, meetboeien, scheepsmetingen) zijn empirische algoritmen opgesteld voor het omzetten van satelliet gemeten energiehoeveelheden naar de effectieve temperatuur[11]. Verder dient de data bijvoorbeeld gecorrigeerd te worden voor radiatie uitgezonden door wolken, waterdamp of aerosols. Metingen worden gebruikt voor de studie van het klimaat (en de opwarming daarvan), identificatie van oceanische kenmerken (zoals stromingen, fronten, vortices) en meteorologie. De meest aangewende sensoren zijn AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), ATSR (Along Track Scanning Radiometer) en MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer).

Toepassingen van actieve remote sensing

Zeespiegelhoogte en oppervlaktetopografie

Figuur 3: Altimetrie principe. Met aanduiding van de referentie geoïde (ellipsoid), zeespiegelhoogte en satelliet altitude[12]

Hoogtemeting of altimetrie laat toe om de topografie van het oceanisch oppervlak, de zeespiegelhoogte en de bathymetrie te bepalen. Hiervoor worden voortdurend microgolf pulsen uitgezonden naar het zeeoppervlak. Het signaal wordt weerkaatst en aan de hand van de tijd sinds uitzending wordt de hoogte van de satelliet bepaald ten opzichte van het zeeoppervlak. Samen met de kennis van de exacte omloopbaan van de satelliet en de vlieghoogte ten opzichte van de referentie geoïde kan de zeespiegelhoogte berekend worden. Dit is namelijk het verschil tussen de satelliet vlieghoogte en de afstand gemeten tot het zeeoppervlak (Figuur 3)[12]. Omdat de laagte tussen twee golven en de top van de golf een ander signaal terugzenden, kan ook de golfhoogte vastgesteld worden. Specifiek worden deze gegevens toegepast voor bijvoorbeeld onderzoek naar klimaat (El Niño, zeespiegelstijging, ijskap monitoring).

Omdat de oppervlaktetopografie de bathymetrie nabootst omwille van veranderingen in het zwaarteveld van de aarde kan deze laatste ook afgeleid worden. Een toenemende aardmassa op de bodem (bv. een zeeberg) zorgt voor een grotere aantrekkingskracht. Hierdoor ontstaat er een deuk in de zeespiegel. Bij een verminderde aardmassa zijn er bulten aanwezig. Die anomalieën zijn enkel waarneembaar met altimetrie satellieten. Doordat er een dichte hoeveelheid altimetriegevens beschikbaar zijn, is het mogelijk om toch nog een voldoende gedetailleerde kaart op te stellen. Structuren groter dan 10-15km zijn hierop zichtbaar. Kartering met akoestische technieken levert een veel grotere resolutie, maar kan niet uitgevoerd worden op wereldschaal. Met de nieuwste technieken zou dit 125 jaar duren. Altimetrie bodemkaarten kunnen dus niet gebruikt worden voor scheepsnavigatie, maar zijn toch voldoende nauwkeurig voor onder meer het bepalen en lokaliseren van oceaanstromingen, plaatgrenzen (platentektoniek) en ondiepe zeebergen[13].

Alhoewel Skylab (1973) de eerste altimetrie satelliet was, was Geosat (en later Geosat Follow-On) degene met een grootschaligere en belangrijkere altimetrie missie. Momenteel zijn de meest gebruikte altimeters te verdelen in de groep van NASA/CNES (Topex/Poseidon met opvolgers Jason en Jason 2) en de groep van ESA (ERS-1, ERS-2 en Envisat)[4].

Oceanische winden

Voor het vaststellen van de windsnelheid en –richting wordt een scatterometer gebruikt. Metingen zijn gebaseerd op de “ruwheid” van het oppervlak. Een glad oppervlak reflecteert een opvallende radarpuls in een welbepaalde hoek weg van de satelliet (Figuur 4). Een woelig oppervlak (met meer golven) verstrooit de opvallende stralen, waardoor een deel teruggekaatst wordt naar de sensor. Actieve remote sensing wordt dus gekozen zodat de proportionele hoeveelheid teruggekaatst signaal kan gemeten worden. In tegenstelling tot de altimeter wordt hier een hoeveelheid bepaald, en geen reistijd. Die hoeveelheid is afhankelijk van de hoek waaruit de radarpuls verzonden wordt ten opzichte van de windrichting. Zo is het ontvangen signaal sterker wanneer de puls parallel met de windrichting verzonden werd, en omgekeerd. Scatterometers zenden signalen uit in meerdere richtingen. Aan de hand van het verschil in signaalsterkte tussen die stralen kan de windsnelheid afgeleid worden. Wind data wordt voornamelijk gebruikt voor het bestuderen en ontdekken van stormen, het verbeteren van weersvoorspellingen en het opvolgen van zee-ijs en ijsbergen. Drie recente scatterometers met hun respectievelijke platformen zijn NSCAT op ADEOS-I (1996-1997), SeaWinds op Quicksat (sinds 1999) en SeaWinds op ADEOS-II (2002-2003)[4].

Figuur 4: Vergelijking van de reflectie op een ruw en glad oppervlak.

Zee-ijs

Zee-ijs kan onderzocht worden met verschillende types sensoren, allen met hun bijhorende voor- en nadelen[14]. Omdat ijs hoog reflecterend is kan het waargenomen worden met zichtbaar licht. Echter zijn de polen slechts 6 maanden per jaar verlicht, en gedurende deze periode kunnen wolken de observaties belemmeren. In principe kunnen ook temperatuursensoren de taak verrichten. Maar alhoewel ijs kouder is dan zeewater, kan het verschil toch nog te klein zijn om dat met infrarood straling te detecteren. Bovendien spelen wolken ook hier een negatieve rol. Zee-ijs is ruw, dus een scatterometer kan eveneens gebruikt worden. Het probleem hier is dat het moeilijker is om kwantitatieve data te verkrijgen, en dat een ruwe oceaan ongeveer dezelfde backscattering coëfficiënt heeft als het ijs. In praktijk wordt daarom meestal met passieve microgolven gewerkt. Belichting (dag/nacht) en bewolking beïnvloeden de metingen niet. Verder is er gemakkelijk een verschil te maken tussen open water en ijs. De microgolf zendende eigenschappen van ijs zijn bovendien afhankelijk van de zee-ijs samenstelling. Hierdoor kan via de dikte ook de ouderdom van het ijs geschat worden. Meestal worden de gegevens gebruikt voor het bepalen van de ijsconcentratie en de ruimtelijke reikwijdte. Voorbeelden van recente passieve microgolf sensoren zijn AMSR-E op Aqua (2002) en AMSR op ADEOS-II[15](2002-2003).



Zie ook

http://nl.wikipedia.org/wiki/Remote_sensing

http://nl.wikipedia.org/wiki/Elektromagnetisch_spectrum


Bronnen


The main author of this article is Van Beveren, Elisabeth
Please note that others may also have edited the contents of this article.

Citation: Van Beveren, Elisabeth (2012): Teledetectie. Available from http://www.coastalwiki.org/wiki/Teledetectie [accessed on 22-01-2021]