DÁLKOVÝ PRŮZKUM ZEMĚ

Transkript

VYSOKÉ U ENÍ TECHNICKÉ V BRN
FAKULTA STAVEBNÍ
LADISLAV PLÁNKA
DÁLKOVÝ PR ZKUM ZEM
MODUL 01
TEORETICKÉ ZÁKLADY
STUDIJNÍ OPORY
PRO STUDIJNÍ PROGRAMY S KOMBINOVANOU FORMOU STUDIA
Dálkový pr zkum Zem · Modul 01
© RNDr. Ladislav Plánka, CSc., Brno 2007
- 2 (71) -
Obsah
OBSAH
Úvod....................................................................................................................5
1.1 Zavedení pojmu.....................................................................................8
1.2 Systém dálkového pr zkumu Zem ....................................................11
1.3 Cíle ......................................................................................................13
1.4 Požadované znalosti ............................................................................13
1.5 Doba pot ebná ke studiu .....................................................................13
1.6 Klí ová slova.......................................................................................14
2 Historický p ehled ......................................................................................15
2.1 Po átky dálkového pr zkumu .............................................................15
2.2 Letecký dálkový pr zkum...................................................................16
2.3 Družice a družicové systémy ..............................................................17
2.3.1
Americké družice a družicové systémy ................................18
2.3.2
Sov tské družice a družicové systémy..................................21
3 Fyzikální principy dálkového pr zkumu .................................................23
3.1 Radiometrické veli iny .....................................................................23
3.2 Elektromagnetické spektrum a vznik zá ení ................................26
3.3 Zdroje zá ení v dálkovém pr zkumu .............................................32
3.3.1
P írodní zdroje zá ení............................................................32
3.3.1.1 Zá ení Slunce ........................................................................32
3.3.2
Um lé zdroje zá ení ..............................................................33
3.4 Interakce elektromagnetického zá ení s prost edím............................33
3.5 Odraz zá ení od rozhraní ................................................................35
3.5.1
Odraz od hladkého povrchu ..................................................35
3.5.2
Ur ování odrazivosti.............................................................39
3.5.3
Diagram odrazivosti..............................................................42
3.6 Vliv atmosféry.....................................................................................43
3.6.1
Složení atmosféry..................................................................44
3.6.2
Rozptyl v atmosfé e ..............................................................46
3.6.2.1 Rozptyl na molekulách .........................................................48
3.6.2.2 Rozptyl v aerosolech.............................................................48
3.6.3
Absorpce a útlum zá ení v atmosfé e....................................49
3.6.4
P enosová funkce atmosféry .................................................52
3.7 Spektrální projevy a vlastnosti krajiny................................................56
3.7.1
Optické vlastnosti vegetace a jejich režim............................60
3.7.1.1 Spektrální vlastnosti listu......................................................60
3.7.1.2 Parametry ovliv ující odrazivost vegetace ...........................62
3.7.2
Optické vlastnosti vybraných složek hydrosféry a jejich
režim .....................................................................................64
3.7.2.1 Kapalné skupenství vody ......................................................64
3.7.2.2 Pevné skupenství vody..........................................................65
3.7.3
Optické vlastnosti anorganických látek a jejich režim .........66
3.7.3.1 P da.......................................................................................67
- 3 (71) -
3.7.3.2 Horninový podklad............................................................... 69
4 Záv r ........................................................................................................... 71
4.1 Shrnutí ................................................................................................ 71
4.2 Studijní prameny ................................................................................ 71
4.2.1
Seznam použité literatury..................................................... 71
- 4 (71) -
Úvod
Úvod
Z dnešního pohledu je až neuv itelné, že v tšina zem pisných objev a
mapování zna né ásti zemského povrchu bylo provedeno namáhavými a
zdlouhavými pozemními pr zkumy a m eními. Sou asná praxe si obdobné
práce bez masivního nasazení výkonných leteckých, resp. družicových
snímkovacích systém , po izujících okamžité „snímky” velkých územních
celk , nedovede ani p edstavit. Snímek vhodného m ítka odhalil další dimenzi
v oblasti mapové tvorby, a už s ohledem na porozum ní topografickému i
tematickému obsahu map, s ohledem na rychlost jejich tvorby a na udržování
jejich aktuálního stavu. Družicové systémy p isp ly mj. významnou m rou ke
zp esn ní informací o tvaru Zem a k operativnímu mapování a
k pravidelnému sledování stavu pozemních objekt
(monitoring,
multitemporální snímkování) v r zných
pásmech spektra (spektrální,
multispektrální snímkování) aj. Na druhé stran však vedly i ke zna né eskalaci
vojenského nap tí ve sv t zejména v období tzv. studené války.
Nutno poznamenat, že bez vložení dlouholeté mraven í práce geograf ,
geodet a jiných odborník na jedné stran a armády dobrodruh všeho ražení
na druhé stran , kte í k ížem krážem zem kouli prošlapali, resp. propluli a na
vlastní k ži tak pocítili sílu a kouzlo p írody, by sou asná analýza snímkových
materiál nemohla být tak dokonalá, za jakou ji dnes považujeme. Jinak
e eno, bez „apriorních dat”, nebo-li bez dat pozemního podp rného systému
nelze ani dnes zodpov dn vyhodnocovat (interpretovat) letecké, resp.
družicové snímky.
I pro mnohé odborníky je velmi inspirativní, shlédnou-li p edm t svého
zájmu z letadla ( i z družice) osobn . Ani trochu nadsazené nejsou slova
francouzského geografa Emmanuela de MARTONNEho, který ve svém díle
“Géographie aérienne” vyslovil názor, že: “... zem pisec, který ješt nikdy
nelet l v letadle, m že být jen s obtížemi pokládán za plnohodnotného
odborníka...”.
Letecké a družicové snímky po ízené tradi ní fotografickou technikou byly
relativn velmi brzy nahrazeny snímky, po ízenými mimo viditelnou ást
spektra. Šlo zejména o snímky tepelné a radarové, které dovolily mimo jiné
mapování oblastí se stabiln nízkou obla ností a hustou vegetací a získání
správného obrazu nap . vnitrozemí Amazonsko-orinockého pralesa a pustin
kanadské Arktidy.
Pro analýzu (výklad) b žných fotografických leteckých a družicových snímk
se vžil výraz fotointerpretace. Na obrazy, tj. záznamy vzniklé p vodn
nekonven ní záznamovou technikou (skenery) se nevztahoval. S rozvojem
snímkovacích technologií, a už klasické fotografie, i skenujících radiometr ,
je dnes podobné rozlišení bezp edm tné, i když v n kterých zemích, p edevším
v anglosaské literatu e, rozlišení pojmu “snímek” a “obraz” p etrvává.
Všechny snímky (obrazy), a jsou po izovány v kterékoliv ásti
elektromagnetického spektra, jsou získávány tak, že mezi záznamovým
mediem (filmem, detektorem elektromagnetického zá ení) a snímaným
objektem nedochází k fyzickému kontaktu. Po izování a analýza takových
snímk (obraz ) je pak souhrnn ozna ováno jako dálkový pr zkum, resp.
- 5 (71) -
dálkové snímání (remote sensing1, télédetection, Fernkundung aj.) a má-li se
zvýraznit, že snímaný objekt je sou ástí planety Zem , pak jako dálkový
pr zkum Zem (Fernerdkundung) s obecn uznávanou zkratkou DPZ užívanou
v R. V souladu s d íve uvedeným tvrzením se tento pojem p vodn vztahoval
výhradn na po izování a zpracovávání snímk (obraz ) získaných pomocí
rozkladných za ízení (skener ), pomocí radar , termovize apod. Dnes je
fotointerpretace jeho nedílnou, nikoliv však rozhodující sou ástí.
Velmi dlouhé a zbyte né polemiky se svého asu vedly o za azení dálkového
pr zkumu do systému v d (nap . fotoarcheologie, fotogeologie aj.). Svým
charakterem však jde jednozna n o výzkumnou metodu (nap . na úrovni
matematické statistiky v archeologii) a jako takové se jí budeme v novat i my.
astý je také nekone ný „spor“ o vzájemný vztah fotogrammetrie a dálkového
pr zkumu (Zem ). Je z ejmé, že na rozdíl od fotogrammetrie, která klade d raz
na geometrickou p esnost vyhodnocení informací ze snímk (poloha, tvar,
velikost objekt a jejich vzájemná vzdálenost), se u obrazových záznam
dálkového pr zkumu (Zem ) d íve opravdu jednalo o prioritn tematické
za azení objekt mezi p edem definované objekty (resp. klasifika ní t ídy),
sekundárn o kvantitativní (množstevní) hodnocení objekt prost ednictvím
„nefotogrammetrických“ parametr (nap . množství biomasy, teplota povrchu,
obsah vody apod.) a teprve ve t etí úrovni o geometrické vlastnosti objekt .
V sou asné dob se toto rozd lení tém rozplynulo, nebo se v „klasickém“
dálkovém pr zkumu používá panchromatických nebo spektrozonálních
kosmických snímk s vysokým rozlišením (i lepším než 1 m), jež jsou vhodné i
pro mapovací ú ely a tvorbu stereosnímk , z nichž lze zkonstruovat v rný
digitální model terénu, tedy produkty, které byly d íve výhradní doménou
fotogrammetrie. V analogové oblasti p ejímá DPZ metody fotogrammetrie a
digitální fotogrammetrie naopak p evzala technologii používanou v DPZ.
Splývání fotogrammetrie a dálkového pr zkumu (Zem ) v sou asné dob
akceleruje a jejich plné integraci brání snad jen rozdílné využití výsledných
produkt .
Politické zm ny v R po roce 1989 umožnily volný p ístup k dat m a
technologiím dálkového pr zkumu, které tak u nás v posledních letech
zaznamenaly spolu s GIS mezi geov dními disciplínami nejrychlejší rozvoj.
Data dálkového pr zkumu Zem , vznikající jako záznamy družicových nebo
leteckých skener , jsou primárním zdrojem prostorových dat v digitálním
tvaru2. Za sekundární zdroj takových dat m žeme pokládat data vzniklá
digitalizací leteckých a družicových analogových snímk anebo existujících
map. Vhodným prost edkem k ukládání prostorových dat jsou prostorové
digitální databáze, p edstavující soubory polohov kódovaných dat uložené
na ur itém nosném médiu v digitálním tvaru. Data v takových databázích lze
1
Anglický termín „remote sensing”, který se p ekládá jako „dálkový pr zkum Zem ”, zavedla
v polovin padesátých let 20. století geografka a oceánografka Evelyn Pruittová z U.S. Office
of Naval Research jako reakci na skute nost, že do té doby používaný termín „letecká
fotografie” už nepostihoval reálný stav používaných technologií.
2
Prostorová data jsou data kódovaná s explicitním z etelem ke své prostorové, obvykle
geografické lokalizaci.
- 6 (71) -
Úvod
ú inn zpracovávat pomocí mocných programových prost edk , jaké jsou k
dispozici v sou asných geoinforma ních systémech3.
Mezi nejaktivn jší uživatele typických dat dálkového pr zkumu Zem pat í
p edevším meteorologové a lesníci.
Lesníci odjakživa pot ebovali pom rn p esné informace o lesních porostech,
které mají ve své správ . eští lesníci nejsou v tomto sm ru výjimkou. Protože
území, která spravují, mají obvykle velkou rozlohu, jsou metody p inášející
informace z výšek vítaným dopl kem pozemních šet ení. Fotogrammetrické
metody za aly být v eském lesnictví aplikovány už ve t icátých letech, kdy
prof. Tichý na brn nské lesnické fakult vyhotovil první situa ní a výškové
plány školního lesního statku ´Masaryk v les´ metodami letecké
stereofotogrammetrie. Od té doby se fotogrammetrické metody staly velmi
ú inným prost edkem k aktualizaci grafické dokumentace lesních
hospodá ských plán . P ekotný industriální rozvoj v Evrop let šedesátých až
osmdesátých m l za následek nadm rnou imisní zát ž lesních porost , která se
zejména v exponovaných lokalitách projevila odumíráním celých lesních
masiv . Tyto evidentní zm ny byly zachyceny pomocí družic pro pr zkum
p írodních zdroj , zejména Landsatu a SPOTu. Celospole enské zm ny ve
st ední a východní Evrop na po átku devadesátých let, zrušení zákazu
snímkování z leteckých nosi , dostupnost družicových snímk a mohutné
programové balíky komer ních geoinforma ních systém otev ely novou
dimenzi v získávaní i zpracovávání prostorových dat, samoz ejm nejen v
lesnictví.
Vzhledem k rychlému toku informací se situace v oblasti dálkového pr zkumu
stává dosti nep ehlednou, z mnohých míst se m že dokonce jevit jako
chaotická. P edkládaný text, který z velké ásti vychází z rešerší tuzemské a
zahrani ní literatury a p ihlíží k vlastním zkušenostem autora s prací
v p edm tné oblasti si ne iní nárok na absolutno. Mohl by| se však stát jednou
z dalších pom cek pro rychlejší orientaci student a dalších zájemc o moderní
a stále ješt módní metodu výzkumu geoprostoru.
Družicový dálkový pr zkum se vyvíjí nerovnom rným tempem. Prožívá
období akcelerace a stagnace, která jsou obvykle spojena s aktuálním stavem
p íslušní p ístrojové techniky, ale i s okolnostmi zdánliv odtažitými jako je
nap . politická a ekonomická situace ve sv t . Jeho celkový úrove obecn
stoupá, jeho praktické využití však za možnostmi, které ukrývá, stále
pokulhává. Je nap . dávno za námi doba, kdy jsme se mohli z nejr zn jších
d vod získávat informace jen z jedné scény n kolik rok staré, po ízené
z paluby prvních družic Landsat. V sou asné dob po et pozorovacích družic,
ur ených pro civilní využití v dálkovém pr zkumu stoupá zna ným tempem.
Úm rn tomu se rozši uje i potenciální oblast aplika ní, to znamená po et
možností, kde lze informace získané z družicových dat lze využít. Pokud
existují omezení, pak jsou vlastn jen finan ní, nebo po asové.
Dálkový pr zkum, dnes velmi silný zdroj informací, intenzívn využívají,
samoz ejm
krom
voják , nap . ekologové, zem d lští inžený i,
3
Geoinforma ní systémy (GIS) jsou informa ní systémy s vizualizovanou prostorovou
informací. Umož ují nejen názorné zobrazování skute nosti, ale poskytují i efektivní
prost edky k její analýze a modelování.
- 7 (71) -
oceánografové, geologové, kartografové a další odborníci, jejichž p edm ty
zájmu se nacházejí v krajinné sfé e. Získaná data se využívají mimo jiné i
v leteckých simulátorech, p i ochran osob a majetku p ed živelnými
pohromami, ale i pro po izování atraktivních pohled na zemský povrch, jež
jsou využívány k dekorativním ú el m.
Chceme-li poznat vlastní planetu a její vývoj, pak se stále ast ji otá ejí
detektory zá ení do vzdáleného kosmického prostoru, kde jsou zkoumány ty
ásti elektromagnetického spektra, jež jsou pro vlastní studium Zem z r zných
d vod nepoužitelné (radiové vlny, gama paprsky apod.), nebo ty ásti
elektromagnetického spektra, které dosud pro svou velmi malou intenzitu
unikaly pozornosti (nap . po náhrad Hubbleova teleskopu, který pracuje na
ob žné dráze od roku 1990, teleskopem James Webb Space Telescope, ke které
by m lo dojít cca v roce 2013, bude možné registrovat infra ervené zá ení
vysílané galaxiemi vzniklými v okamžiku „velkého t esku“.
1.1
Zavedení pojmu
Dálkový pr zkum (v užším smyslu slova pak dálkový pr zkum Zem – DPZ)
je v obecném pojetí soubor metod a technických postup , zabývajících se
pozorováním objekt a jev (v etn m ení jejich charakteristik) na zemském
povrchu4 a ve sty ných podpovrchových a nadzemních vrstvách bez p ímého
fyzického kontaktu s nimi. Tento princip je dlouhodob známý a využívaný.
Vždy každý z nás získává poznatky o svém okolí dálkov svým zrakem,
sluchem a ichem.
Je založen na fyzikálním poznatku, že pro každý fyzikální objekt a jeho stav je
charakteristický
zp sob,
jakým
ovliv uje
okolní
silová,
resp.
elektromagnetická pole p irozeného nebo um lého p vodu. M ením
charakteristik silových a elektromagnetických polí lze zp tn zjistit údaje o
objektu. aniž bychom se s ním dostali do p ímého kontaktu.
Pro dálkový pr zkum Zem je charakteristické, že získávání pot ebných údaj
se neomezuje jen na cesty p ímo vnímatelné lidskými smysly. Použití
p ístrojové techniky umož uje registrovat jevy a údaje, které jsou pro lov ka
nepostižitelné a navíc nabízejí možnost vyjád it jejich velikost i íseln . Tak je
možné údaj o silovém poli zaznamenat a p evést do podoby akceptovatelné
lov kem.
Výb r konkrétního zp sobu dálkového pr zkumu, výb r silového a
elektromagnetického pole, závisí na tom, jak malé jsou informa ní ztráty p i
p enosu informace mezi pozorovaným objektem a idlem detektoru. Z toho
hlediska se výhodn používá p edevším elektromagnetického pole ve tvaru
elektromagnetické vlny vyzá ené nebo odražené zkoumaným objektem.
Elektromagnetické vlny nejsou p i pohybu ve vhodném prost edí p íliš
zeslabovány a nabízejí široký rozsah mnoha ád vlnových délek. V širokém
smyslu zahrnují techniky dálkového pr zkumu založené na využití p irozeného
a emitovaného vln ní (elektromagnetického zá ení a mechanického vln ní) a
4
V obdobném smyslu lze hovo it v daleko obecn jší rovin o „dálkovém pr zkumu“ ve vztahu
ke sledování vlastností vesmírných t les
- 8 (71) -
Úvod
techniky, které sledují parametry zemských fyzikálních polí (gravita ního,
magnetického, termického a radionuklidového).
Pom rn z eteln se ustálil fakt, že objekty a jevy sledované metodami
dálkového pr zkumu jsou snímány „shora“, tzn. že obraz, který je zachycuje
má charakter kolmého nebo šikmého „snímku“. Horizontální snímání se za
dálkový pr zkum považuje pouze v p ípadech využití speciálních
snímkovacích technik (ultrafialové, infra ervené a radarové snímkování apod.),
nap . zjiš ování úniku tepla plášt m budov, testování kvality obraz , kontrola
izolátor v elektrorozvodných sítích aj.
ada více i mén zda ilých definic je uvedena v tém každé publikaci o
dálkovém pr zkumu. Za pozornost stojí v tomto sm ru p edevším práce
Alföldi, T. et al (1993) a Campbell, J.B. (1996).
Dálkový pr zkum znamená podle P. Dobrovolného získávání informací o
objektech a jevech na dálku – bez p ímého kontaktu s t mito jevy i objekty,
p i kterém se využívá dvou základních poznatk :
• lov k, a již sám i za pomoci r zn složitých p ístroj , je schopen
získávat kvalitativní i kvantitativní informace o jevech a v cech, které ho
obklopují
• každý tento jev
ovliv uje své okolí
i objekt n jakým charakteristickým zp sobem
Zpravidla se z mnoha definic prosazují jen ty, které propagují užší pojetí
dálkového pr zkumu, nap . ve smyslu definice obsažené v rezolucích
Všeobecného shromážd ní OSN a mezinárodních smluv o mírovém využití
Vesmíru: „termín dálkový pr zkum znamená snímání zemského povrchu z
prostoru využitím vlastností elektromagnetických vln emitovaných,
odrážených nebo lomených snímanými objekty, pro ú ely zlepšení využívání
zemských zdroj , území a ochrany prost edí.”
V dnešním pojetí se ozna ení dálkový pr zkum zúžilo na m ení
elektromagnetického zá ení vyza ovaného nebo odraženého zkoumaným
objektem. K registraci zá ivých tok se p itom využívá p ístroj (detektor )
umíst ných na nosi ích aparatur. Jejich úkolem je dopravit p ístrojové
vybavení do místa nebo je stabilizovat v míst , ze kterého je možno snímat
zemský povrch k získání optimálního výsledku. Pro sb r dat dálkového
pr zkumu se v tomto smyslu využívá:
• speciálních pozemních stavbách (stožáry, je áby, visuté lanové dráhy aj.),
• upoutaných i „ iditelných“ balónech a vzducholodích,
• radiem ízených modelech letadel,
• na malých pilotovaných letadlech r zných konstrukcí a nosností od tzv.
„ultralight “ až po dopravní a nákladní letadla typu „aerotaxi“,
• na letadlech st edního a velkého doletu a výškového dostupu
• na raketách, um lých družicích Zem a kosmických lodích.
V tšina detektor , umíst ných na uvedených nosi ích m í tzv. p írodní zá ení,
tj. teplotní zá ení emitované objektem nebo odražené slune ní zá ení. Tento
zp sob se ozna uje jako pasivní metoda. Aktivní metoda naproti tomu využívá
- 9 (71) -
um lý zdroj zá ení, zpravidla nesený nosi em sou asn s m ící aparaturou,
která registruje intenzitu odraženého zá ení.
M enými kvantitativními
p edevším:
•
intenzita
•
vlnová délka
•
sm r
•
polarizace
•
rychlost,
•
koherence
•
fáze.
parametry
elektromagnetického
K výše uvedeným parametr m dále p istupuje ješt
m ení.
zá ení
jsou
as, udávající termín
Prakticky se využívají:
• vlnová délka - p esnost jejího ur ení je dána po tem použitých spektrálních
pásem detektoru a jejich ší kou (spektrální rozlišení)
• intenzita - p esnost jejího ur ení je dána citlivostí (spektrální citlivostí)
detektoru. Vyjad uje po et úrovní, v nichž je zá ivá energie registrována
(prakticky se jedná v tšinou o mocninu ísla 2)
• polarizace - po et polariza ních rovin a jejich orientace udává polariza ní
rozlišení (p i použití radaru).
Kvalita m ení je posuzována podle nejmenšího možného rozdílu ve velikosti
nam ených a p írodních hodnot. Je ozna ována jako rozlišovací schopnost
m ící aparatury. Krom již zmín ného spektrálního rozlišení (radiometrická
rozlišovací schopnost), polariza ního rozlišení a citlivosti je posuzována
kvalita m ení i z hlediska jejich prostorového rozlišení, které udává velikost
zorného pole detektoru na zemském povrchu a odpovídá velikosti obrazového
elementu po p evodu dat do obrazové podoby a tzv. termínové rozlišení, které
udává po et dní mezi dv ma po sob následujícími p elety téhož území a je
tudíž specifikou družicového m ení.
Za hlavní výhody metod dálkového pr zkumu (Zem ) je pokládána:
a) horizontální spojitost získaných dat (získání aktuální informace z velkého
území)
b) vertikální spojitost (získání aktuálních informací z r zných komponent
geosféry)
c) dynamická spojitost (získání informací jedním technickým za ízením p i
n kolikerém opakování snímání téhož území v p esn stanovených
intervalech).
- 10 (71) -
Úvod
1.2
Systém dálkového pr zkumu Zem
Systém DPZ se obvykle d lí na dva subsystémy, a to:
a) - subsystém sb ru informací a p enosu dat
b) - subsystém analýzy a interpretace dat
Z jiného zorného úhlu se pak každý systém dálkového pr zkumu skládá ze ty
základních složek, a to:
• krajiny jako zdroje zá ení a atmosféry, resp. hydrosféry kterými toto zá ení
prochází, nebo-li subsystému, do kterého pat í faktory, které formují
velikost m ené fyzikální veli iny,
• energetického zdroje, tj. fyzikálního pole Zem a dalších zdroj
elektromagnetických a mechanických vln, které jsou základem používaných
metod dálkového pr zkumu
• m ící aparatury (detektoru/ ), nebo-li subsystému, který po izuje soubor
dat o krajin a o fyzikálním prost edí v bec,
• zpracovatelského systému, do kterého náleží složka p edzpracování dat na
palub nosi e a uživatelská složka p edzpracování a zpracování dat, jejímiž
výstupy jsou podkladové materiály pro popis sledovaných objekt a jev a
pro podporu rozhodování.
U zdroje m eného zá ení jsou sm rodatné zejména jeho spektrální vlastnosti.
Všechny p írodní objekty, jako zdroje elektromagnetického zá ení, mají
spektrální rozd lení intenzity zá ení zna n nerovnom rné. Navíc je slune ní
zá ení prom nné v prostoru i v ase. U aktivních zá i lze zá i kontrolovat,
ale i v tomto p ípad nelze zaru it, že bude produkovat konstantní zá ivou
energii pro všechny vlnové délky nezávisle na ase a míst . Z toho d vodu je
t eba kalibrovat zá ení zdroje pro každý experiment anebo se omezit na
relativní energetické jednotky platné pro daný as i místo m ení.
Prom nnost zá ivého zdroje je siln ovlivn na p sobením atmosféry. Ta vždy
do jisté míry modifikuje množství a spektrální rozložení m ené zá ivé energie.
Omezuje m ení na ur ité oblasti spektra a p sobí rozdíln na zá ení r zných
vlnových délek.
Dálkový pr zkum by byl relativn velmi jednoduchý a ekonomicky velmi
výhodný, kdyby každý objekt na zemském povrchu odrážel nebo emitoval
zá ení jednozna ným a lehce poznatelným zp sobem. K ur ování objekt a
rozpoznávání jejich stavu se používá hlavn spektrálních vlastností, ale v
jejich chápání je sou asn i ada nejasností. Odlišné látky mají podobné
spektrální vlastnosti, ímž se jejich identifikace stává obtížnou. Navíc je bádání
a výzkum zákonitostí, kterými se ídí interakce zá ení s materiály zemského
povrchu asov a finan n velmi náro né a p es zna nou délku jeho provád ní
si troufám tvrdit, že je stále ješt v za átcích.
- 11 (71) -
Obr. 0-1 Schéma hlavních
(p evzato)
ástí systému dálkového pr zkumu Zem
Krajinu nelze pro pot eby m ení upravit. Bez její d kladné znalosti však její
kvalitní interpretaci z materiál dálkového pr zkumu Zem , nelze získat. Je
výhodné používat její více i mén homogenní p írodní segmenty (vodní a
lesní plochy, vybrané zem d lské kultury apod.), resp. antropogenní objekty
(betonové plochy, dálnice aj.) za etalony známých radia ních vlastností, které
velmi usnadní interpretaci ostatních objekt v krajin a jejich stav .
Hlavním úkolem m ící aparatury je po ídit soubor reprezentativních dat o
krajin . Jejich konkrétní skladba je závislá na cílech m ení a je v úzké
závislosti na použité technice. V sou asné dob p evládají p i po izování dat
dálkového pr zkumu skenery, radiometry spektrometry a fotografické kamery.
P i volb konkrétní m ící aparatury je zohled ována p edevším jejich
prostorová rozlišovací schopnost, spektrální rozlišovací schopnost, složitost
celého optického, mechanického a elektronického systému, požadavky na
energii, prostor a stabilitu m ícího systému.
P i zpracování dat je t eba využitím odpovídající interpreta ní metodiky docílit
jejich optimální informa ní výt žnosti, a to v souladu s podmínkami m ení a
fyzikální podstatou po ízených dat.
Metody dálkového pr zkumu lze d lit podle r zných kritérií (viz dále), nap .
•
podle zp sobu záznamu:
a) konven ní, tj. na sv tlocitlivou vrstvu (fotografie)
b) digitální (imagery), tj. s využitím íselného záznamu energetické úrovn
ásti krajiny, odpovídající nejmenšímu obrazovému prvku - pixelu
•
podle druhu registrovaného zá ení:
a) aktivní (nap . radarové systémy), kdy se registrují zm ny zá ení vysílaného
p ístrojem po jeho pr chodu prost edím a odrazu od m eného objektu
b) pasivní (nap . fotografie), kdy se registruje jen odražené p írodní (nap .
slune ní) zá ení a emitované zá ení objektem, resp. jeho okolím.
- 12 (71) -
Úvod
• podle druhu nosi e: letadla, družice, modely letadel, balony, vrtulníky,
pozemní základny
• podle zaznamenané ásti elektromagnetického spektra: panchromatické,
infra ervené, tepelné, radarové
•
podle zorného pole kamery: s úzkým úhlem, normální, širokoúhlé
•
podle osy záb ru: svislé a šikmé
• podle velikosti snímaného území: globální, oblastní, lokální, podrobné
aj.
1.3
Cíle
Dálkový pr zkum (Zem ) je velmi dynamicky se vyvíjející metoda zkoumání
krajiny a mnoha jejich složek. V rámci studia oboru Geodézie a kartografie má
p edm t s touto tématickou náplní okrajovou funkci jen zdánliv , nebo i
podrobné mapování, nap . pro katastrální ú ely, se v n kterých zemích sv ta
p esouvá do sféry po izování a zpracovávání obrazových záznam , které byly
po ízeny z kosmických nosi snímacích aparatur. Cílem tohoto modulu je
seznámit zájemce se základy teorie dálkového pr zkumu a vzbudit tak zájem o
hlubší poznání a rozvíjení této módní a stále moderní v decké metody. Tento
modul je nedílnou sou ástí komplexu, zahrnujícího dále modul 02, který je
v nován p edevším p ístrojové technice pro po izování družicových dat a
modul 03, který se v nuje základním informacím o zpracování obrazových dat
a organizacích, které se na dálkový pr zkum Zem zam ují profesionáln .
Celý komplex modul 01 až 03 není p edm tem žádné systematické výzkumné
innosti, ale p edstavuje „u esaný“ rukopis text p ednášek p edm t
v novaných dálkovému pr zkumu. Informace p evzaté do textu jsou v tšinou
obecné povahy, mnohé formulace jsou p evzaty z publikovaných prací a
internetových adres, jejichž seznam je uveden v záv ru modulu 03 (pokud
nejsou p ímo citované v textu). Základ textu je postaven na výukových
publikacích (skriptech) zpracovaných p edevším J. Kolá em a P.Dobrovolným.
1.4
Požadované znalosti
Pro studium teoretických základ dálkového pr zkumu Zem je výhodou
znalost základních matematických a fyzikálních zákon spojených p edevším
s elektromagnetickým vln ním a s jeho ší ením látkovým prost edím. P ípadná
absence t chto znalostí však rozhodn nebrání studiu této v decké metody a
jejímu praktickému využívání.
1.5
Doba pot ebná ke studiu
Studium této v decké metody poznávání je neukon ený a neukon itelný
proces. V rámci studijního plánu pro obor Geodézie a kartografie je dotován
dv ma hodinami p ednášek a jednou hodinou cvi ení v letním semestru,
v nichž lze podat pouze základní informace, které v mnoha p ípadech ani
- 13 (71) -
neobsáhnou rozsah p edkládaných modul . P edpokládá se zde pom rn velký
rozsah samostudia.
1.6
Klí ová slova
Definice dálkového pr zkumu, fyzikální principy, optické vlastnosti krajinných
složek.
- 14 (71) -
Historický p ehled
2
Historický p ehled
Dálkový pr zkum Zem byl ve svém vývoji, obdobn jako ada jiných
výzkumných metod, velmi siln ovlivn n technickým rozvojem. Z
pedagogického hlediska v n m lze vy lenit t i hlavní zlomové body, a to:
vynález fotografie,
vynález letadla,
uvedení um lé družice Zem na ob žnou dráhu.
Je z ejmé, že k ivky po áte ních etap vývoje jednotlivých technologií m ly
velmi strmý r st. V sou asné dob se zdá, jako by se strmost t chto k ivek
velmi zmenšila. Tento fakt kladu na vinu skute nosti, že datová exploze daná
rozvíjenou technikou a technologií DPZ postupn p esahuje možnosti jejich
racionální informa ní hodnoty. Výzkum provád ný metodami DPZ také za íná
poci ovat akutní absenci kvalitního systému sb ru „apriorních” dat, který na
jedné stran umož uje rozši ovat informa ní využitelnost dat DPZ, na druhé
stran však od erpává pom rn významné množství financí, asových,
technických i lidských kapacit.
S pokroky v mikroelektrotechnice, optoelektronice, komunika ní technologii a
geoinformatice se postupn p echázelo od digitalizace klasických snímk
pomocí skeneru na pozemních stanicích a následného zpracování takto
vzniklých dat mj. i pomocí po íta až k umíst ní skeneru p ímo na družici,
jehož obrazová data se dopravují na Zem jako normální elektromagnetický
signál.
2.1
Po átky dálkového pr zkumu
Je vždy velmi obtížné jasn definovat v historii spole nosti po átky jakékoliv
jejich innosti, o metod dálkového pr zkumu to platí dvojnásob. Vždy i
samotný ranní pohled z okna, na který navazuje výb r vhodného oble ení, je
dálkovým pr zkumem, který byl volbou od vu vhodn interpretován.
Je nasnad , že p i ur ité mí e generalizace lze nap íklad po átky dálkového
pr zkumu položit do doby v domého používání technických prost edk ve
vojenství pro pr zkum nep átelských pozic. Nelze zakrývat, že práv tento
zp sob nasazení metod dálkového pr zkumu byl hybnou silou jeho nebývale
rychlého technického a institucionálního rozvoje. Podle t chto tezí pak
m žeme ko eny technického zp sobu sb ru informací hledat nap . v pr zkumu
vedeném vojenskými balony nad bojišti v 19. století. První balonová vojenská
jednotka vznikla ve Francii již v roce 1794 a využil ji generál Jean
M.J.Coutelle k pozorování bitvy u Fleurance.
První fotografické snímky po ídili v roce 1838 J.N.Niepc a J.L.M. Daguerr a o
rok pozd ji zkonstruoval Ch. Wheatstone první p ístroj pro stereoskopické
pozorování snímkových dvojic - zrcadlový stereoskop. V roce 1849 p ipevnil
A.Laussedat fotografickou kameru na draka a získal tak první snímky z výšky.
Tohoto zp sobu používali n kte í jeho následovníci i v dalších letech. Nap .
A.Batut snímkoval z dvouap lmetrového draka v roce 1886, E.J.Thiele (Tille)
- 15 (71) -
p ipevnil na draka v roce 1898 kombinaci jedné svislé a šesti šikmých kamer
(panoramograf) a R.Aubry v roce 1903 zkoušel dálkové ovládání expozice a
natá ení kamery na draku do sm ru.
Od roku 1856 (1858), kdy Nadar (vlastním jménem Gaspard Félix
Tournachon) po ídil první snímky Pa íže pro m ické ú ely z upoutaného
balonu z výšky 520 m, se tento zp sob výzkumu zemského povrchu, jak pro
civilní, tak pro vojenské ú ely stal velice žádaným. K jeho akceleraci došlo od
roku 1861, kdy Lowe odeslal z balonu první telegrafickou zprávu o pozorované
situaci na pozemní velitelské stanovišt . Na našem území snímkoval z balonu
poprvé Jan Plischke v roce 1906. V n kterých p ípadech byly fotografické
kamery p ipev ovány na rakety, které je vynesly do ur ité výšky. Po po ízení
snímk se vrátil fotografický p ístroj na zem na padáku. Toto byl princip práce
nap . fotopyrotechnického aparátu A.Denisse z roku 1888 a kamery na raket
A.Maula (1903), která vystupovala až do výšky 800 m. Velkou raritou byla v
prvopo átcích snímkovacích prací i fotografická kamera s automatickou
spouští, kterou v roce 1907 p ipevnil J.Neubronner na poštovního holuba.
Po izovala jen nespolehlivé a náhodn cílené snímky.
Snímkování z balonu a iditelných vzducholodí bylo na po átku dvacátého
století velmi populární. Velmi atraktivní snímky p ivezla nap . vzducholo
Zeppelin ze Špicberk. Na p íkladu balonových snímk poukazuje také již
v roce 1911 O.Baschin na možnost postihnutí asových zm n v krajin .
Sou asn s rozvojem snímkování p ibývalo i návrh , jak je využít pro
mapovací ú ely. Již roku 1859 použil fotografického p ístroje se za ízením pro
zhotovování m ických snímk A.Laussedat a t i roky po n m i K.Ko istka. V
roce 1900 vypracoval S.Finsterwalder základy fotogrammetrické teorie a o rok
pozd ji zhotovil C.Pulfrich stereokomparátor. V roce 1908 byl vynalezen
mechanický vyhodnocovací p ístroj pro pozemní snímky, který jeho autor, E.
von Orel, nazval autostereograf (pod názvem stereoautograf se vyráb l až do
80. let 20. století).
2.2
Letecký dálkový pr zkum
Významným zlomem v historii dálkového pr zkumu se stal vynález létajících
prost edk t žších než vzduch. Prvními doloženými lety letadel, p i kterých se
po izovaly fotografie, byl let P.H.Sharpa (v roce 1906 fotografoval
Stonehenge) a let Wilbura Wrighta, který 24.4.1909 létal nad obcí Centonelli u
íma. Použití fotografických p ístroj k leteckému pr zkumu se však
z pochopitelných d vod nestalo v raných dobách sv tového letectví zcela
b žnou záležitostí. První výsledky “sb ru informací leteckým pr zkumem”, jak
byla (a ve vojenství asto ješt dodneška je) tato innost ozna ována, pocházejí
z vizuálního pozorování (Marconnet v roce 1910 v severní Africe a další).Ve
dvacátých letech dvacátého století již byly letecké snímky používány pro
geografický výzkum. Z této doby také pocházejí první atlasy leteckých snímk
(Fluckuger 1924, Lee 1922). Pro pot eby francouzského kartografického
institutu IGN po izovaly v tomto období, p edevším v severní Africe a ve
Francii, letecké snímky letouny Potez 540.
Krom leteckých snímk z menších výšek byly po izovány také fotografie ze
stratosférických balon . V roce 1927 dostoupil Gray do výšky 12,9 km,
- 16 (71) -
Historický p ehled
A.Piccard v roce 1931 15,8 km a balon EXPLORER I v roce 1934 18,5 km. P i
výstupu balonu EXPLORER II v roce 1934 do výšky 22,1 km byl po ízen
svislý snímek, pokrývající tém 270 km2, tedy mnohem více než kterýkoliv
tehdejší snímek z letadla, a šikmý snímek, který poprvé ukázal zak ivení Zem .
Období p ed druhou sv tovou válkou je charakteristické leteckým
snímkováním expedi ního typu, které se zam ilo p edevším na málo
prozkoumané oblasti zemského povrchu. Nastal velký rozvoj letecké
fotogrammetrie, která za ala pozvolna vytla ovat dosavadní zp soby
zhotovování topografických map. V této dob vyšly i první práce o
geografickém využívání leteckých snímk (nap . Gavema, 1937 nebo Carl
Troll, 1939).
Druhá sv tová válka sm rovala využití letecké fotografie p edevším do
vojenské oblasti. Ke zvýšení ú innosti pr zkumu významn p isp lo
snímkování na fotomateriály citlivé na infra ervené zá ení a sv j první k est si
v tomto období odbyl také radar. Zkušenosti nabyté z plánování a vedení
vojenských operací na základ vyhodnocených leteckých snímk se následn
zúro ily i v civilní služb . Tato pak s úsp chem p evzala leteckou techniku
(nap . n které létající pevnosti B-17 byly upraveny na snímkovací verze) i
zmín né nové snímkovací techniky. V ovzduší studené války byly projekty
využívající radarové a infra ervené snímkování vedeny jako p ísn tajné a
dodnes o nich není mnoho informací.
Velmi rychle se rozvíjí letecká technika pro pot eby snímkování, p edevším
pak pro snímkování fotogrammetrické (letadla NC-701, HD-34).
2.3
Družice a družicové systémy
Pomineme-li d íve uvedené zkušenosti s využitím raketové techniky pro
provád ní prvních snímkovacích prací, pak další významný impuls k rozvoji
raketové techniky p išel až v období druhé sv tové války v souvislosti
s vývojem dálkových st el V1 a V2. Pro pr zkumné innosti byly testovány až
po skon ení války. USA vypustily v letech 1946 - 1948 n kolik desítek raket
typu V-2 až do výšek 180 km, které po izovaly v m ítkách 1:1-5 mil. snímky
zemského povrchu na ernobílý, barevný a infra ervený film. Ve vysílání raket
se pokra ovalo i po startu prvních um lých družic Zem . V letech 1954-1955
to byly dv rakety VIKING s maximálním dostupem 255 km, v letech 19561958 ty i rakety NIKE-CAJUN, které z výšky 137 km také filmovaly, v roce
1959 dv rakety THOR (výška 585 km) a raketa ATLAS (výška 1400 km) a
v letech 1960 – 1963 p t raket typu AEROBEE (225 km). Po izované snímky
byly v tšinou šikmé. U prvních raket došlo po jejich tvrdém p istání vždy ke
zni ení kamery, ze které se vyjímal neporušený film. Pozd ji bylo vyvinuto
katapultovací za ízení s padákem.
Zatím poslední historickou etapu vývoje fotointerpretace zahájilo snímkování
zemského povrchu z um lých družic Zem . Ve svém prvopo átku se týkalo
pouze dvou sv tových velmocí, a to Spojených stát amerických (USA) a
tehdejšího Svazu sov tských socialistických republik (SSSR, dnes z v tší ásti
Rusko). Jenom velmi pomalu se postupn s v lkým asovým odstupem
p ipojovaly ke kosmickému výzkumu další státy jako ína, Pákistán, Izrael,
Indie aj.
- 17 (71) -
2.3.1
Americké družice a družicové systémy
První ernobílou fotografii Zem pravd podobn po ídila 14.8.1959 americká
družice EXPLORER 6 (z výšky p ibližn 27 200 km b hem p eletu Mexika
snímek st ední ásti severního Pacifiku). Družice EXPLORER 6 obíhala po
šikmé dráze (vzdálenost od Zem cca 42 480 km, sklon dráhy k rovin rovníku
47°, ob žná doba asi 13 hodin). Pro po ízení ne p íliš kvalitních snímk ,
p edevším obla nosti, byl použit televizní skener sestávající z foto lánku
umíst ného v ohnisku sférického konkávního zrcadla. Televizní snímek
vznikal skládáním ádk získaných p i rotaci družice. V letech 1960-1972 bylo
v rámci výzv dného programu po ízeno pomocí televizního systému ady
satelit EXPLORER více než 860 tisíc snímk , a proto jim pat í n kolik
sv tových prvenství v oblasti DPZ. Lze jej ozna it za první fotopr zkumný
satelit a lze mu p isoudit první mapování Zem z vesmíru, jakož i po ízení
prvního stereo páru snímk z vesmíru.
Teprve v roce 1995 však prezident USA podepsal zákon o odtajn ní
zpravodajských družicových dat, které byly po ízeny první generací
amerických fotopr zkumných satelit (CORONA, ARGON, LANYARD).
Od roku 1960 byly vysílány družice MERCURY. MERCURY I a II byly bez
posádky, a proto m ly dálkov ovládané kamery. MERCURY II po ídila
31.1.1961 první barevný snímek z kosmu v bec. Od té doby, a následn
všechny další pilotované družice MERCURY (celkem jich bylo vypušt no 9)
po izovaly v tšinou jen barevné snímky, a to formátu 6 x 6 cm. Kamery byly
již obsluhovány samotnými kosmonauty. Družice se pohybovaly ve výškách do
280 km a snímkovaly území zhruba mezi obratníky. Z jejich paluby byly
po ízeny i první tepelné snímky Zem .
V roce 1960 byla vypušt na také první americká meteorologická družice pro
systematické snímkování obla nosti (TIROS I).
Nejvíce barevných snímk pokrývajících území p ibližn mezi 30° s.š. a 30°
j.š. p inesly v letech 1965 – 1966 družice ady GEMINI (3 - 5, 7, 6A, 8, 9A,
10, 11, 12). Fotografie byly po ízeny ru ní kamerou jako sou ást experiment
Synoptic Terrain Photography (S-005).
B hem deseti let družice ady GEMINI s lidskou posádkou bylo po ízeno p es
tisíc upot ebitelných snímk na barevném i spektrozonálním materiálu.
Družice se pohybovaly v tšinou ve výškách 151 – 347 km po dráze, jejíž sklon
k rovin rovníku se pohyboval od 28° do 33° a ob žná doba kolem 90 minut.
Poslední dv družice pak m ly parametry dráhy výrazn odlišn (GEMINI 11 –
vzdálenost ob žných drah 750 – 1400 km, GEMINI 12 – vzdálenost ob žných
drah 1 609 – 12 282 km od Zem ).
P i letu GEMINI 7 byly po ízeny první multispektrální snímky. Jejich
po izování pozd ji p evzaly družice ERTS.
Kosmické lod ady APOLLO (1966 - 1972) nebyly ur eny p ednostn pro
snímkovací ú ely. Jejich cílem byla p edevším doprava lov ka na M síc.
P esto však, p edevším lod APOLLO 7, 8 a 9 vypušt né v letech 1968 – 1969
nashromáždily velké množství barevných a multispektrálních snímk ,
po ízených ru ní multispektrální kamerou SO-65, na jejichž základ byla
- 18 (71) -
Historický p ehled
pokusn zpracována zem pisná mapa. Kosmické lod se nepohybovaly po
stabilní ob žné dráze.
Program Apollo p inesl mj. první snímky Zem z vesmíru ve t ech spektrálních
pásmech a stal se tak p edch dcem program Landsat a Skylab.
Kosmická stanice SKYLAB 1 byla vypušt na 14.5.1973 (zanikla 11.7.1979) na
ob žnou dráhu ve vzdálenosti 433 km od zemského povrchu a pracovala, za
p ítomnosti obm ujících se lidských posádek dopravovaných pomocí
pilotovaných kosmických lodí SKYLAB 2 - 4 jen do 8.2.1974. Kosmická
stanice SKYLAB 1 se pohybovala po ob žné dráze se sklonem 50° vzhledem k
rovin rovníku, a proto zachycovala na svých snímcích území p ibližn mezi
50° s.š. a 50° j.š.. Jeden její ob h kolem Zem trval 90 minut. SKYLAB
nem la provád t pouze snímkovací experimenty, p esto bylo p i 45 obletech,
které byly pro snímkování vyhrazeny, po ízeno neuv itelných 46 155 snímk
zemského povrchu.
Vedle mikrovlnného radiometru a radarového scatterometru pracovaly na
SKYLABU t i snímkovací systémy:
1. soustava šesti multispektrálních kamer S-190 s ohniskovou vzdáleností 150
mm, které snímaly jednotlivé spektrální obory na ty i ernobílé filmy
(rozsahy 0,5 - 0,6 µm, 0,6 - 0,7 µm, 0,7 - 0,8 µm a 0,8 - 0,9 µm), jeden film
v p irozených barvách (0,4 - 0,7 µm) a jeden film spektrozonální (0,5 - 0,88
µm). Vzniklé snímky formátu 6 x 6 cm pokrývají území 174 x 174 km a p i
rozlišovací schopnosti 36 m mají m ítko 1 : 2 900 000.
2. kamera HYCON s ohniskovou vzdáleností 460 mm a s možností použít
r zné druhy film (panchromatický, infra ervený nebo spektrozonální).
Kamera byla ur ena pro topografické mapování, nebo její rozlišovací
schopnost byla 12 m. Její snímky mají originální formát 12 x 12 cm,
pokrývají území 109 x 109 km a jejich m ítko je 1: 945 000.
3. t ináctikanálový multispektrální rozkladové za ízení MSS, pracující v
prvních dvanácti kanálech v rozsahu vlnových délek 0,41 - 2,35 µm a ve
t ináctém kanálu v rozsahu vlnových délek 10,2 - 12,5 µm (tepelné zá ení).
Na rozdíl od obdobného skeneru, pracujícího na ERTS 1, neprobíhal
rozklad obrazu v rovnob žných ádcích kolmých na sm r letu družice, ale v
p lkruhových ádcích tak, že snímací paprsek opisoval plochu ásti
kuželového plášt . Všechny body ádku se tak nasnímaly pod týmž úhlem, a
proto z stávaly p í né m ítko snímku i ší ka ádku stálé. Ší ka snímaného
území byla 74 km, rozlišovací schopnost odpovídala ší ce ádku, tj. 79 m.
Údaje sníma e byly digitalizovány a zachycovány na magnetickou pásku.
Po zkušenostech s multispekrálními snímky z Apolla a Skylabu NASA
po átkem 70. let zahájila program Earth Resources Satellites, který byl pozd ji
p ejmenován na Landsat. První civilní pokusná pozorovací družice Zem ,
vypušt ná v roce 1972, m la za úkol zjistit stav globálních zásob p írodního
bohatství a zaznamenat zásahy lidské innosti a jejich ú inky.
Vysílání družic ERTS bylo sou ástí dlouhodobého pr zkumu zemského
povrchu, známého jako program EROS. Program zahrnoval celkem 6 družic.
- 19 (71) -
První dv družice byly ur eny pro tematické mapování, další dv družice m ly
oblétat Zem podstatn blíže (ve vzdálenosti 150 - 300 km od zemského
povrchu) a jejich snímky m ly sloužit pro topografické mapování a úkolem
posledních dvou družic bylo získávat oceánografické údaje.
Družice ERTS 1(A) byla vypušt na 23.7.1972. Byla vypušt na na tém
kruhovou ob žnou dráhu vzdálenou 912 km od Zem . Sklon dráhy inil 99,1°
(probíhá tedy p ibližn v poledníkovém sm ru) a ob žná doba trvala 103´16´´.
Její výzkum je založen speciáln pro pot eby v d o Zemi. P i daném sklonu
dráhy snímá prostor mezi osmdesátými rovnob žkami, a to tak, že p i 251
obletech, uskute n ných jednou za 18 dní celou tuto plochy snímky vykryje.
Družice snímkovala jen ve dne a od 29.3.1973 se pro technickou závadu
souvislé snímkování omezilo dokonce jen na oblast Severní Ameriky. V jiných
nezatažených oblastech se snímkovalo jen výb rov .
Z po átku pracovaly na družici dva nezávislé systémy, a to televizní systém
RBV, který tvo ily t i kamery s interferen ními filtry, snímkující s 10%
p ekrytem ve 25 sekundových intervalech ve t ech r zných oborech spektra
mezi 0,47 - 0,83 µm (toto za ízení p estalo fungovat) a ty kanálové
multispektrální rozkladové za ízení (multispectral scanner) MSS s ohniskovou
vzdáleností 126 mm. Toto za ízení snímalo terén po ádcích ve ty ech
spektrálních oborech, ozna ovaných 4 (0,5 - 0,6 µm, tj. zelená), 5 (0,6 - 0,7
µm, tj. ervená), 6 (0,7 - 0,8 µm, tj. infra ervená) a 7 (0,8 - 0,9 µm, tj.
infra ervená).
Údaje z družice byly digitalizovány a vysílány na Zem. Zde byly pro další
analýzy zachycovány bu na magnetické pásky, nebo zaznamenávány ve
form obrazu (snímku). Snímky mají formát 6 x 6 cm a pokrývají území 185 x
185 km, tj. 34 225 km2, p i emž p ekryt sousedních pás iní 15 km. Úhel
zorného pole je velmi malý, a proto se zak ivení zemského povrchu na
snímcích p íliš neprojevuje (výškový rozdíl dosahuje asi 200 m, polohový po
vyrovnání asi 300 m). M ítko originálu je 1:3 369 000. Snímky se však
dodávaly zv tšené do m ítka 1:1 000 000.
V lednu 1975 byla vyslána další družice ady ERTS - LANDSAT 2 (p vodn
se nazývala ERTS B). Oproti p edcházející družici obsahoval MSS navíc ješt
kanál pro tepelné snímání v rozsahu vlnových délek 10,4 - 12,6 µm. Snímky
po ízené v tomto spektrálním oboru m ly sice polovi ní rozlišovací schopnost
než snímky po ízené v kratších vlnových délkách, na rozdíl od nich však
umož ovaly i snímkování v noci.
ATS p edstavuje první zkušební, nep íliš úsp šný systém amerických
geostacionárních družic. Družice ATS-1 provedla první záb ry Zem
z geostacionární dráhy za ízením SSCC (Spin Scan Cloud Camera). ATS-3
m la na palub za ízení MSSCC (Multicolor Spin Scan Clou Camera), dávající
barevný obraz o 2400 ádcích rychlostí 100 ádek za minutu s rozlišovací
schopností 3,2 km a kameru IDC (Image DissectorCamera). Celkem bylo
vysláno 6 družic typu ATS, které sloužily p evážn pro telekomunika ní ú ely.
SMS byly americké zkušební geostacionární družice, pozd ji vypoušt né pod
názvem GOES. Družice SMS 1 vyslaná 17.5.1974 sloužila ist k
meteorologickým ú el m. Snímala celou západní polokouli se st edem v
oblasti Galapág (86° z.d.). Družice SMS 2 byla vypušt na v roce 1975.
- 20 (71) -
Historický p ehled
Družice nesly radiometr skenující rotací VISSR (Visible and IR Spin Scan
Radiometer) s rozlišovací schopností 0,8 km pro viditelnou ást spektra a 6,4
km pro infra ervené pásmo
Tabulka 2-1
Družice
ATS 1
ATS 3
ATS 6
Datum
Umíst ní
vypušt ní
151° z.d. (nad Tichým oceánem, po izovala ernobílé
6.12.1966
snímky)
50° z.d. (nad ústím Amazonky - po izovala barevné
5.11.1967
snímky)
94° z.d. (umíst na nad Galapágy a po roce p esunuta nad
30.5.1974
území Keni na 35° v.d.)
Teprve asi od roku 1980 se k technologiím dálkového pr zkumu za aly ve
v tší mí e dostávat i civilní uživatelé. V té dob byly na ob žnou dráhu
vypušt ny družice s p ístroji konstruovanými pro v decké využití. Jednalo se
p edevším o americkou družici LANDSAT 5 (1984), francouzský SPOT
1(1986), n které sov tské (ruské) družice série KOSMOS, japonský MOMO 1
(1987), indický IRS-1A a další. V sou asné dob jsou realizovány nebo ve
vysokém stupni p ipravenosti lety komer ních satelit soukromých spole ností
vybavených radiometry s velmi vysokým rozlišením, které umož uje po izovat
obrazové záznamy srovnatelné, co do kvality, s digitalizovanými leteckými
snímky.
2.3.2
Sov tské družice a družicové systémy
Kosmickou éru lidstva zahájil start první um lé družice Zem – Sputniku 1 (PS
1, 4. íjna 1957). Tento akt také odstartoval velmi tvrdý dálkový souboj mezi
ruskými a americkými odborníky na kosmické technologie, v n mž ovšem
každý „chvilku tahal pilku“.
Základem bývalých sov tských družicových systém byla série družic
KOSMOS, které nebyly všeobecn jednotného typu. Vycházely z jednotné
koncepce, ale lišily se výbavou a ur ením (od v deckých p es meteorologické,
dálkov pr zkumnické a telekomunika ní až po špionážní - fotopr zkumné a
vojenské). Výška drah družic KOSMOS se pohybovala od 200 do 600 km nad
zemským povrchem. N které z nich byly ur eny pro ešení v deckých úkol
v rámci spolupráce zemí tzv. socialistického tábora (družice Interkosmos).
Typickým p íkladem soupe ení amerických a sov tských odborník (a
politik ) je „boj o M síc“, který Ameri ané vyhráli jako odplatu za pozdní
vstup USA do kosmu. Sov tské družice typu Zond byly ur eny pro p istání na
M síci. V okamžiku, kdy Ameri ané na M síci p istáli, ruská kosmonautika se
rozvoji programu Zond vzdává a své úsilí sm uje do jiných oblastí.
První systém meteorologických družic v bývalém SSSR byl budován po roce
1965 a pracoval do roku 1969 (nap . Kosmos 122 z roku 1966, Kosmos 144,
156, 186 z roku 1967, Kosmos 206, 226 z roku 1968 aj.). Družice byly
vypišt ny na vzájemn kolmé dráhy o výšce asi 600 km. Byly vybaveny
vidiconovými kamerami pracujícími ve viditelném a infra erveném pásmu.
- 21 (71) -
Fyzikální principy dálkového pr zkumu
3
Základní princip, objas ující metodu dálkového pr zkumu (Zem )5 vyplývá ze
skute nosti, že každý p edm t, který má teplotu vyšší než je absolutní nula (0
°K = -273,15°C), absorbuje, odráží a vyza uje elektromagnetické zá ení, které
lze pomocí opticko-mechanických, elektronických aj. za ízení zachycovat a
registrovat i na velké vzdálenosti. Nositelem informace je tedy v dálkovém
pr zkumu elektromagnetické zá ení, které je tvo eno elektromagnetickými
vlnami. Elektromagnetická vlna má dv vzájemn neodd litelné složky,
elektrickou, charakterizovanou vektorem elektrické intenzity E (resp.
elektrické indukce D), a magnetickou charakterizovanou vektorem magnetické
indukce
B
(resp.
magnetické
intenzity
H).
Jak vyplývá
z Maxwellových rovnic,
je
elektromagnetická
vlna
zvláštním
p ípadem elektromagnetického pole, v n mž se periodicky m ní velikost
intenzity elektrického a magnetického pole popsané vektory E a H. Po et
t chto periodických zm n za jednu sekundu vyjad uje frekvence ν udávaná
v hertzích (Hz = s-1). P evrácená hodnota frekvence je doba trvání jedné
1
periody oscilace T = . Jsou-li za ízení, schopná snímat elektromagnetické
ν
zá ení umíst na na aerokosmických prost edcích (letadlo, družice), lze získat
komplexní informace (aerokosmické informace) o vlastnostech ur itých ástí,
resp. celého povrchu Zem .
3.1
Radiometrické veli iny
Základním fyzikálním jevem, na kterém je celý princip dálkového pr zkumu
založen, je interakce elektromagnetického zá ení se zkoumaným látkovým
objektem. Informace o pr b hu této interakce udává jediná fyzikální veli ina, a
to energie výsledného zá ení, nebo-li zá ivá energie Q. Velikost zá ivé energie
se udává pro r zné geometrické definice jejího m ení prost ednictvím
radiometrických veli in. Pokud se uvádí energie vztažená na zá ení o vybrané
vlnové délce, ozna uje se p íslušná radiometrická veli ina slovem „spektrální“
a její symbol dodate ným indexem λ nebo ν. Z matematického hlediska
spektrální veli iny ozna ují diferenciální veli inu vzhledem k délce vlny,
udávají velikost vztaženou na jednotkový interval vlnové délky.
Základní radiometrické veli iny jsou spolu s jejich fyzikálními rozm ry a
používanými symboly uvedeny v Tabulka 3-1.
Hlavní veli inou je energie nesená vlnou. Její velikost je závislá na vlnové
délce, takže celková energie nesená zá ením s vlnovými délkami v intervalu
λ1 , λ2 se ur í integrací podle vztahu:
5
(angl.) - remote sensing, (fr.) - télédétection (terestre)
- 23 (71) -
λ2
Q = Q(λ )dλ
λ1
Tok zá ení Φ je definován vztahem
Φ=
dQ
,
dt
takže vyjad uje rychlost úbytku nebo p ír stku zá ivé energie v daném míst .
Tabulka 3-1 Radiometrické a fotometrické veli iny
Veli ina
Zá ivá energie
Zá ivý tok
Intenzita vyza ování
Intenzita oza ování
Zá ivost
Zá
Q
Φ
M
E
I
L
Sv telná energie
Sv telný tok
Sv telné vyza ování
Osv tlení
Svítovost
Jas
Qv
Φv
Mv
Ev
Iv
Lv
Symbol
Fyzikální rozm r
Radiometrická veli ina
J
W
W.m-2
W.m-2
W.sr-1
W.m-2.sr-1
Fotometrická veli ina
lm.s
lm
lm.m-2
lux = lm.m-2
cd = lm.sr-1
nit = cd.m-2
K vyjád ení velikosti energie, která oza uje n jakou plochu A nebo naopak,
kterou tato plocha do okolního prostoru vyza uje, se používá intenzity
oza ování E nebo intenzity vyza ování M. Tyto veli iny jsou ur eny vztahem
E=
dΦ
dΦ
, resp. M =
dA
dA
V t chto vztazích nevystupuje žádné omezení sm rem nebo prostorovým
úhlem. Uvedené hodnoty tedy udávají souhrnnou intenzitu veškerého zá ení,
které na plochu A dopadá nebo je jí vyzá eno. Prostorový úhel naopak nabývá
na významu u zá ivosti. Ta je definována pom rem:
I=
dΦ
dΩ
a vyjad uje zá ivý tok vycházející z bodu na ploše A do prostorového úhlu Ω.
Pokud se zá ivý tok m ní nejen v závislosti na prostorovém úhlu, ale i na
sm ru, je zapot ebí jeho velikost udávat pomocí zá e L. Pro zá ení vyza ované
plochou A v zenitovém úhlu Θ do prostorového úhlu Ω je definována vztahem
L=
d 2Φ
dI
=
(dA cos Θ )dΩ dA cos Θ
- 24 (71) -
Veli ina dAΘ = dA cos Θ se nazývá efektivní plocha zá i e a p edstavuje kolmý
pr m t zá ivé plochy do sm ru pozorování. Teoretický význam zá e je v jejím
p ehledném defini ním tvaru popisujícím závislost jak na sm ru, tak na
velikosti zorného úhlu pozorování. Veli inu zá e lze použít k vyjád ení
ostatních radiometrických veli in. Dosadíme-li postupn do defini ních vztah
toku, intenzity vyza ování a zá ivosti, získáme:
d 2 Φ = L ⋅ dA cos Θ ⋅ dΩ
dE = L ⋅ cos ΘdΩ
dI = L ⋅ dA cos Θ
Pokud je zá ení izotropní, znamená to,. že ve všech sm rech Θ je velikost zá e
L stejná. Pro takovéto zá ení bude intenzita oza ování rovna:
E = L ⋅ cos ΘdΩ = L
dΩ
2π
0
π
2
sin Θ ⋅ cos Θ ⋅ dΘ ⋅ dϕ = π ⋅ L
0
Z nam ené zá e ur íme intenzitu oza ování, resp. vyza ování, izotropního
zá ení v poloprostoru nad oza ovanou, resp. vyza ující plochou tím, že zá í
vynásobíme íslem π. P i hledání úplného prostorového toku je t eba provést
výše nazna enou integraci p es celý prostor.
Zatímco zá L je v p ípad izotropního zá ení ve všech sm rech konstantní (tj.
platí LΘ = Ln), pro hodnoty radiometrických veli in nam ených ve sm ru
Θ ≠ 0 a ve sm ru normály k ploše platí Lambert v nebo kosinový zákon, ve
tvaru:
Φ Θ EΘ I Θ
=
=
= cos Θ
Φ n En I n
V souladu s tímto zákonem odráží zá ení povrch, jaký má nap . sádra nebo
filtra ní papír. Plochy, které jsou zdroji izotropního zá ení se ozna ují jako
dokonale difúzní nebo také lambertovské.
Za izotropní lze považovat také zá ení z natolik malého zdroje, že jej m žeme
nahradit bodem. Bodové zdroje produkují zá ení ve tvaru sférické vlny, které
se ší í symetricky od zdroje všemi sm ry. Z této podmínky lze p ímo stanovit
radiometrické veli iny zá ení v r zných vzdálenostech od zdroje.
Kriteriem toho, zda je možno zdroj považovat za bodový, je obvykle jeho
úhlová velikost, ili pom r jeho p í ného rozm ru ku vzdálenosti od místa
m ení. S p esností ne horší než 1 % m žeme zdroj považovat za bodový,
jestliže jeho vzdálenost je alespo dvacetkrát v tší než jeho p í ný rozm r.
Pokud se jedná o plošný zdroj, musejí se radiometrické veli iny ur it integrací
p es prostorový úhel, z n hož do zkoumaného místa zá ení dopadá.
Ve speciálním p ípad m ení viditelného zá ení, nebo-li sv tla, se vedle
radiometrických veli in omezen používá i veli in fotometrických odvozených
od vjemu, kterým na dopadající zá ení reaguje lidské oko. Každá z nich má
prot jšek v ur ité radiometrické veli in , a proto se k jejich ozna ení používají
i shodné symboly odlišné pouze indexem (viz Tabulka 3-1).
- 25 (71) -
U fotometrických veli in je základní veli inou svítivost Iv, která se m í v
candelách (cd). Jednotka sv telného toku je lumen (lm), který je definován
jako tok v prostorovém úhlu Ω (sr.), jenž je vyza ován standardním zdrojem o
svítivosti 1 cd. Vztah mezi zá ivým tokem a sv telným tokem vyjad uje
sv telná efektivita K
dΦ v
dΦ
K=
Její velikost je r zná pro r zné vlnové délky a nejv tší hodnoty K =Kmax.
dosahuje na vlnové délce 0,555 µm. Na této vlnové délce byly ur eny i
p evodní vztahy mezi jednotkami zá ivého a sv telného toku:
1 W = 680 lm a 1 lm = 1,47.10-3 W
Mezi fotometrickými veli inami platí obdobné vztahy jako mezi jejich
radiometrickými prot jšky.
Ev = π ⋅ Lv
3.2
Elektromagnetické spektrum a vznik zá ení
P i ší ení vlny v homogenním izotropním prost edí jsou vektory E
(elektrického pole) a H (magnetického pole) k sob kolmé a navíc jsou oba i
kolmé na sm r postupu vlny. Rychlost postupu vlny je dána elektrickými a
magnetickými vlastnostmi prost edí, které popisuje permitivita ε (její fyzikální
rozm r je F.m-1), permeabilita µ (H.m-1), p ípadn také m rná vodivost σ (S.m1
). Rychlost postupu vlny je ur ena vztahem:
1
ε ⋅µ
c=
Dráha, kterou vlna pohybující se rychlostí c urazí za dobu jedné periody T, se
nazývá vlnová délka, a zna í se λ.
Pro elektromagnetické zá ení, za n ž ozna ujeme p í né vln ní intenzity
elektromagnetického a magnetického pole v dielektriku nebo ve vakuu, o
kmito tu (frekvenci) - ν a vlnové délce λ platí:
νλ = c, kde
Materiálové konstanty mají pro vakuum velikost ε0 = 8,85.10-12 F.m-1 a µ0 =
12,5.10-7 H.m-1, což pro rychlost ší ení elektromagnetické vlny ve vakuu dává
známou hodnotu c0 = 2,998.108 m.s-1. Velikost permitivity ε a permeability µ
ostatních látek se vyjad uje vzhledem k hodnotám vakua pomocí relativní
permitivity εr (dielektrická konstanta) a relativní permeability µr podle rovnic:
ε = εr ⋅ε0
a
µ = µr ⋅ µ0
Z toho vyplývá, že rychlost ší ení elektromagnetického zá ení v reálném
prost edí bude:
c=
c0
εr ⋅ µr
- 26 (71) -
Reduk ní faktor
n = εr ⋅ µ r
se nazývá absolutní index lomu daného prost edí. Pom r indexu lomu jedné
látky n1 k indexu lomu druhé látky n2 vyjad uje relativní index lomu:
n12 =
n2
ε r2 ⋅ µr2
=
n1
ε r1 ⋅ µ r 1
Pro v tšinu látek, z nichž jsou vytvo eny prvky krajiny, lze v prvním p iblížení
položit µr = 1. Hodnoty permitivity se u v tšiny p írodních látek pohybují ve
spodní ásti intervalu 1 < µr < 100.
Orientace sm ru vektoru E vzhledem k zemskému povrchu ur uje polarizaci
vlny. Elektromagnetické zá ení je ozna ováno za nepolarizované, jestliže
vektor E osciluje ve t ech sm rech. Zá ení pak bude polarizováno vertikáln ,
jestliže vektor E je rovnob žný s místní normálou. Pokud bude p evládat
kmitání vektoru E v rovin odklon né od vertikály, je zá ení horizontáln
polarizované.
Elektromagnetická vlna nese energii, o jejíž velikosti informuje intenzita zá ení
M=E.H (W.m-2). Protože mezi velikostí vektor obou složek platí vztah:
H µ =E ε
je intenzita zá ení úm rná druhé mocnin
magnetického pole:
M = E2
intenzity elektrického, resp.
ε
µ
= H2
µ
ε
N které jevy, k nimž dochází p i interakci elektromagnetického zá ení
s prost edím, se lépe popisují s využitím ásticového charakteru zá ení.
ástice, resp. elementy zá ivé energie, jsou nazývány fotony a jejich energie Q
souvisí s frekvencí zá ení ν vztahem:
Q = h ⋅ν =
h⋅c
λ
kde h je Planckova kvantovací konstanta.
Elektromagnetické zá ení vzniká p i zrychleném nebo zpomaleném pohybu
nabité ástice. Tok výsledného zá ení je p itom p ímo úm rný druhé mocnin
zrychlení. Vzhledem k veliké pestrosti jev , které jsou doprovázeny
zrychleným pohybem nabitých ástic, je veškeré elektromagnetické zá ení,
které se v p írod vyskytuje, obsaženo ve spojitém spektru. Rozsah mezi
nejv tší a nejmenší známou vlnovou délkou elektromagnetického zá ení iní
tém 20 ád . Elektromagnetické zá ení tak má frekvenci od cca 104 Hz
(rozhlasové vlny) až po cca 1023 Hz (kosmické zá ení).
Celé spektrum je rozd leno do n kolika základních druh elektromagnetického
zá ení podle vlnové délky nebo frekvence. V dálkovém pr zkumu se využívají
p edevším vlnové délky viditelného,infra erveného a mikrovlnného (MW)
- 27 (71) -
zá ení. Jako viditelné se ozna uje zá ení s vlnovou délkou mezi 0,38 µm až
0,72 µm, protože pouze na tyto vlnové délky je lidské oko citlivé.
Tabulka 3-2 Elektromagnetické spektrum
(http://www.labo.cz/mft/rad_pasma.htm)
eský název
extrémn dlouhé vlny
velmi dlouhé vlny
dlouhé vlny (DV)
st ední vlny (SV)
krátké vlny (KV)
velmi krátké vlny (VKV)
ultra krátké vlny (UKV)
mikrovlny (MW)
infra ervené zá ení (I )
viditelné zá ení (V)
ultrafialové zá ení (UV)
rentgenovo zá ení (X)
gama zá ení
frekvence
0,3 - 3 kHz
3 - 30 kHz
30 - 300 kHz
0,3 - 3 MHz
3 - 30 MHz
30 - 300 MHz
0,3 - 3 GHz
3 - 30 GHz
30 - 300 GHz
1010 - 1014 Hz
1014 Hz
1014 - 1016 Hz
1016 - 1019 Hz
1019 - 1024 Hz
vlnová délka
103 - 102 km
102 - 10 km
10 - 1 km
1 - 0,1 km
100 - 10 m
10 - 1 m
1 - 0,1 m
100 - 10 mm
10 - 1 mm
1 mm - 1 µm
400 -900 nm
400 - 10 nm
10 - 0,1 nm
10-10 - 10-14 m
anglické ozna ení
Extremely Low Frequency (ELF)
Very Low Frequency (VLF)
Low Frequency (LF)
Medium Frequency (MF)
High Frequency (HF)
Very High Frequency (VHF)
Ultra High Frequency (UHF)
Super High Frequency (SHF)
Extremely High Frequency (EHF)
Infra Red (IR)
Visible (VIS)
Ultra Violet (UV)
X-Rays
Gamma Rays
Tabulka 3-3Spektrum viditelného zá ení
Barva
ervená
oranžová
žlutá
zelená
modrá
fialová
Rozsah vlnových délek v nm
(720) 700 - 620
620 - 590
590 - 575
520 - 515
485 - 450
430 - 400 (380)
Obr. 3-1 Spektrum elektromagnetického zá ení (p evzato)
ada p írodních disciplín má své vlastní rozd lení elektromagnetického
spektra, zejména pak spektra slune ního. Nap . nauky spojené s vegetací
(bioklimatologie aj.) rozlišují pouze krátkovlnné a dlouhovlnné zá ení, p i emž
hrani ní vlnovou délkou je hodnota 3000 nm.
- 28 (71) -
Obr. 3-2 Spektrum v oblasti viditelného zá ení
Oblast infra erveného zá ení je rozd lena na t i pásma, jejichž ozna ení
odpovídá blízkosti k viditelnému zá ení z hlediska vlnové délky. Jejich rozsahy
jsou uvedeny v Tabulka 3-4.
Tabulka 3-4 Pásma v oblasti infra erveného zá ení
Vlnový rozsah v µm
0,72 - 1,3
1,3 - 4,0
4,0 - 25,0
Pásmo
blízké infra ervené
st ední infra ervené
daleké (vzdálené) infra ervené
Zá ení s vlnovou délkou v tší než asi 25 µm je velmi siln pohlcováno v
atmosfé e, takže není pro dálkový pr zkum použitelné. Vlnovým délkám o
velikosti stovek mikrometr se íká submilimetrové vlny.
Mikrovlnné zá ení zahrnuje vlnové délky v tší než 1 mm až do pásma n kolika
metr , kde n navazují radiové vlny. Celý rozsah MW je pro praktické použití
rovn ž rozd len na menší intervaly, jejichž p ehled je uveden v Tabulka 3-5.
Tabulka 3-5 Pásma v oblasti mikrovlnného zá ení
Pásmo
Ka
K
Ku
X
C
S
L
P
Frekvence (GHz)
40 - 26,5
26,5 - 18
16 - 12,5
12,5 - 8
8-4
4-2
2-1
1 - 0,3
Vlnový rozsah (cm)
0.8 - 1,1
1,1 - 1,7
1,7 - 2,4
2,4 - 3,8
3,8 - 7,5
7,5 - 15,0
15,0 - 30,0
30,0 - 100,0
Nejv tší vlnovou délku mají radiové vlny, Jsou vytvá eny um le pohybem
elektron v antén , jenž je vymezen zm nou p ivád ného elektrického nap tí.
Také mikrovlnné zá ení je v nemalé mí e tvo eno um lým zp sobem. V obou
p ípadech vzniká zá ení s n kolikanásobn vyšší intenzitou než je zá ení stejné
vlnové délky produkované p írodními zdroji.
Základním pohybem, jímž v p írod vzniká elektromagnetické zá ení, je
rota ní pohyb atom v molekulách. Atomy krom toho vykonávají také
kmitavý pohyb podél jejich chemických vazeb. Frekvence zá ení zp sobeného
tímto pohybem je závislá na druhu atom i na druhu chemické vazby. Pro
každou molekulu jsou tyto frekvence charakteristické, jejich po et je p ímo
- 29 (71) -
úm rný po tu atom v molekule. Skupiny n kolika frekvencí, které se jen
velmi málo odliší, vytvá ejí ve spektru tém
jednolitý pás. Spektru
molekulárního zá ení se proto íká pásové spektrum
Zá ení pocházející z rota ního pohybu molekul má vlnové délky zasahující do
oblasti vzdáleného infra erveného a mikrovlnného zá ení, zatímco vibra ním
pohybem je produkováno zá ení v blízkém a st edním infra erveném oboru.
D ležitým zdrojem zá ení jsou i jednotlivé atomy. Pohyb elektron kolem
jádra se d je podle pravidel, která ur ují dráhy, po nichž elektrony obíhají bez
toho, že by emitovaly zá ení. Pouze p echody mezi t mito drahami, které jsou
spojeny se zm nou celkovou energie elektron , jsou doprovázeny produkcí
elektromagnetického zá ení. Tyto dráhy jsou pro každý atom charakteristické,
takže i vysílané zá ení je tvo eno vlnami, jejichž vlnové délky jsou pro daný
atom typické. Proto je spektrum zá ení atom
árové. Zá ení zp sobené
p echody elektron v atomu má vlnovou délku z oboru ultrafialového,
viditelného i blízkého infra erveného zá ení.
Zá ení o kratších vlnových délkách než je ultrafialové zá ení, je obecn
zp sobeno disociací atom . Volné ionty a elektrony p i pohybu v libovolném
silovém poli m ní svoji rychlost. Spektrum vzniklého zá ení je spojité a
obsahuje tím víc frekvencí, ím kratší bylo silové p sobení na ástice.
R zné procesy vedoucí ke vzniku zá ení se v p írod obvykle vyskytují
sou asn a ve vzájemné souvislosti. Proto je emitované zá ení obvykle
charakterizováno spojitým spektrem. Pouze tam, kde výrazn p evažuje jen
jeden zp sob vzniku zá ení, bude výsledné spektrum pásové nebo árové.
Sm sice pohyb
ástic látky odpovídá ur ité vnit ní energii,která je
makroskopicky vnímána jako teplota látky. Zákony termodynamiky ur ují, jak
velká ást tepelné energie látky m že být p em n na na zá ivou energii.
T leso, které odpovídá t mto teoretickým p edpoklad m, se ozna uje názvem
erné t leso. Souvislost mezi celkovou intenzitou zá ení M produkovaným
tímto t lesem všesm rn a jeho teplotou T vyjad uje Stefan-Boltzman v
zákon:
M = σ ⋅T 4
kde σ je p írodní konstanta, která se rovná 5,6693.10-8 W.m-2.K-4. Protože v
p írod mají všechna t lesa nenulovou absolutní teplotu, znamená to, že každé
t leso, každá látka je neustálým zdrojem elektromagnetického zá ení.
Pr b h závislosti intenzity vyza ování na vlnové délce vyjad uje spektrální
intenzita zá ení, která je kvantitativn pro erné t leso popsána Planckovou
rovnicí:
M c1λ =
c1
λ
5
1
⋅
e
c2
λ ⋅T
−1
v níž konstanta c1 = 3,7413.108 W.µm4.m-2 a c2 = 1,4388.104 µm .K.
Exponenciální závislost spektrální intenzity na vlnové délce výrazn preferuje
ur itý interval vlnových délek, jehož umíst ní v elektromagnetickém spektru
závisí na teplot zdroje zá ení. Hodnota vlnové délky λmax, na které je
spektrální intenzita maximální, je ur ena Wienovým posunovacím zákonem:
- 30 (71) -
λmax . =
b
T
v n mž konstanta b má velikost 2897,8 µm.K. Podle tohoto zákona se vlnová
délka zá ení posunuje s rostoucí teplotou t lesa do kratších vlnových délek.
Obr. 3-3 Grafická prezentace
Boltzmanova) zákona (p evzato)
Wiienova,
Planckova
(a
Stefan-
Skute né látky nespl ují teoretický p edpoklad totální vým ny kinetické
energie molekul za zá ivou energii. Efektivita tohoto procesu je u reálného
t lesa menší, takže spektrální intenzita vyza ování tepelného zá ení Mλ
reálného t lesa s teplotou T je vždy menší než je odpovídající intenzita
vyza ování erného t lesa M . Míru efektivity vyjad uje podíl:
ελ =
Mλ
Mλ
nazývaný spektrální emisivita. Emisivita ur uje vyza ovací charakteristiku
daného materiálu a je funkcí dvou prom nných, a to vlnové délky
vyza ovaného zá ení a teploty t lesa. Jestliže je pro danou teplotu T emisivita
na všech vlnových délkách konstantní, pak platí:
ε T (λ ) = a = konst.
pak ozna ujeme t leso s takovou vlastností jako šedivý zá i . Z definice
emisivity je z ejmé, že pokud bude konstanta a = 1, jedná se o erné t leso.Je-li
speciáln a = 0, znamená to, že t leso žádné zá ení nevyza uje.Tento p ípad je
ist teoretický a p edpokládá, že takové t leso má nulovou vnit ní energii a
teplotu, a nem že tedy ani žádnou zá ivou energii pohltit. Veškeré zá ení je
jeho povrchem odráženo, t leso je dokonalý odraže . Pokud tato podmínka
neplatí, jsou n které vlnové délky ve spektru vyza ovaného zá ení zastoupeny s
v tší intenzitou a t leso je ozna ováno jako barevný zá i . V tšina b žných
materiál se chová jako šedivý zá i v pásmu vlnových délek 8 - 16 µm,
p i emž velikost emisivity se pohybuje v rozmezí 0,85 - 0,95.
- 31 (71) -
Závislost emisivity na teplot je nevýrazná, pokud p i zm nách teploty
nedochází ke zm nám v uspo ádání atom nebo molekul uvnit t lesa. Jestliže
zm íme spektrální intenzitu vyza ování a známe spektrální emisivitu
m eného zdroje, lze z výše uvedených vztah ur it teplotu m eného objektu.
Pokud není spektrální emisivita m eného materiálu známa, pak se m že
stanovit teplota, kterou by muselo mít erné t leso, aby dosáhlo stejné
spektrální intenzity vyza ování. Takto ur ená teplota se nazývá radia ní nebo
jasová teplota t lesa Tr. Je vždycky menší než skute ná teplota t lesa T.
3.3
Zdroje zá ení v dálkovém pr zkumu
Elektromagnetické zá ení, které se v sou asné dob v dálkovém pr zkumu
využívá, je v tšinou zá ení p írodní. V takovém p ípad hovo íme o pasivním
dálkovém pr zkumu. P i aktivních experimentech se naopak používá um lého
zdroje zá ení.
3.3.1
P írodní zdroje zá ení
P i pasivním dálkovém pr zkumu Zem se m í zá ení, jehož zdrojem je bu
Slunce nebo Zem .
3.3.1.1 Zá ení Slunce
Intenzita slune ního zá ení na horní hranici atmosféry je pro plochu 1m2,
sm rovanou kolmo k dopadajícím slune ním paprsk m rovna 1367 W. m2,
Tato hodnota je ozna ována jako slune ní (solární) konstanta, p estože se její
hodnota m ní v rozsahu ± 3% v souvislosti se zm nou vzdálenosti Zem od
Slunce b hem roku. Celkový zá ivý tok vydávaný Sluncem iní 3,84.1026 W,
z ehož naše planeta dostává asi p l miliardtiny.
Tepelné zá ení Slunce je velice podobné zá ení erného t lesa s teplotou
povrchu kolem 6000 K. Odlišnost od spektrálního pr b hu zá ení erného
t lesa je p edevším v ultrafialové a áste n i ve viditelné oblasti. Tyto
modifikace jsou zp sobeny absorpcí zá ení vycházejícího ze spodních vrstev
slune ní atmosféry molekulami ve slune ní chromosfé e. Ultrafialové zá ení
proto lépe popisuje zá ení erného t lesa s teplotou 4500K a pro modelování
intenzity infra erveného zá ení se n kdy používá jasová teplota povrchu
Slunce 5000 K.
Spektrální intenzita slune ního zá ení má maximum na vlnové délce 0,55 µm,
kde dosahuje hodnoty 2 kW.m-2. µm-1. Podstatná ást toku slune ního zá ení
(tém 98%) je soust ed na do spektrálního intervalu mezi 0,3 – 4,0 µm. Na
okrajích tohoto intervalu je spektrální slune ní konstanta rovna 600 W.m-2. µm1
, resp. 10 W.m-2. µm-1.
Tepelné zá ení Zem m žeme v hrubém p iblížení p irovnat k zá ení erného
t lesa o teplot 300 K. Této teplot odpovídá podle Wienova posunovacího
zákona λmax. = 10 µm. Na této vlnové délce je intenzita vyza ování 32 W.m-2.
µm-1. Srovnáním spektrálních pr b h intenzity oza ování slune ním zá ením
a intenzity vyza ování tepelného zá ení Zem zjistíme, že ob veli iny
nabývají stejných hodnot v pásmu st edního infra erveného zá ení. Mezní
- 32 (71) -
vlnová délka je 3 µm. Na kratších vlnových délkách p evládá dopadající
slune ní zá ení, na delších vlnových délkách je naopak intenzivn jší tepelné
vyza ování Zem .
3.3.2
Um lé zdroje zá ení
Pro aktivní experimenty se v dálkovém pr zkumu používá p edevším radar a
laser. Zá ení obou t chto zdroj je koherentní s vlnovou délkou obvykle
v pásmu centimetrových až metrových vln u radaru a v oboru viditelného a
infra erveného zá ení u laser .
Intenzita radarového zá ení závisí na výkonu vysíla e W a zisku (zesílení)
antény G. Ve vzdálenosti r od antény bude intenzita ozá ení:
E=
W ⋅G
4π 2
Radary zpravidla nevyza ují energii stále, ale v pulsním režimu. Pulsní výkon
Wp je nep ímo úm rný dob trvání pulsu τ a frekvenci jejich opakování (pulsní
frekvenci) fp:
Wp =
W
τ ⋅ fp
Energie soust ed ná do krátkotrvajícího pulsu vytvá í elektromagnetickou vlnu
s mnohem v tším výkonem. Nap . u vysíla e s pr m rným výkonem 100 W
lze p i délce pulsu 35 µses opakovaných s frekvencí 1,5 kHz dosáhnout
pulsního výkonu 1,9 kW.
Na rozdíl od p írodního zá ení je zá ení radaru polarizované a výrazn
sm rované do úzkého svazku. Pr b h intenzity zá ení v tomto svazku
vyjad uje zisková funkce G(Θ). Její velikost se m ní v závislosti na efektivní
ploše antény A.cosΘ podle vztahu:
G (Θ ) =
4π ⋅η ⋅ A ⋅ cos Θ
λ2
kde η je koeficient ú innosti s velikostí mezi 0,5 – 1,0 a Θ je úhel mezi
sm rem vyza ování a osou antény. Nejv tší zisk je ve sm ru Θ = 0.
Ší ka svazku ur uje sm r Θ0, v n mž je intenzita ozá ení polovi ní oproti
sm ru anténní osy. V p ípad rovinné antény s délkou i pr m rem D je:
Θ0 =
3.4
Interakce
s prost edím
λ
D
elektromagnetického
Parametry elektromagnetického zá ení se nem ní jedin
prost edí, kterým se ší í je dokonale homogenní. V opa ném p
každá nehomogenita zm nu elektromagnetických i
charakteristik zá ení. Pro dálkový pr zkum je podstatné, že
- 33 (71) -
zá ení
tehdy, jestliže
ípad zp sobuje
geometrických
výsledek t chto
zm n je závislý na fyzikálních vlastnostech každé nehomogenity. Jestliže by
tomu tak nebylo, a zm na by nap . byla vždy stejná, nebyl by dálkový pr zkum
možný.
V reálném prost edí p edstavuje nehomogenitu každý hmotný objekt od stromu
až po velké p írodní i um lé útvary na zemském povrchu nebo v atmosfé e.
Dopadající elektromagnetická vlna indukuje na hranici dvou prost edí oscila ní
pohyb elektrických náboj na povrchu t lesa, které následn produkují
sekundární elektromagnetickou vlnu. Ta se m že odlišovat od dopadající vlny
jinou intenzitou i energií, vlnovou délkou, polarizací a sm rem ší ení.
Jestliže se sekundární vlna bude ší it do stejného prost edí, odkud zá ení na
povrch dopadá, je ozna ována jako odražené zá ení. Vlna, která se ší í od
povrchu dovnit t lesa, m že být v t lese absorbována jako pohlcené zá ení a
o jeho energii se zvýší kinetická energie okolních molekul.
Pokud absorpce není silná nebo rozm ry t lesa malé, vlna projde t lesem a
pokra uje dál jako zá ení prošlé. Pokud jsou nehomogenity malé v i
rozm r m zkoumaného prost edí, je odražené zá ení ozna ováno jako zá ení
rozptýlené.
Ozna me intenzitu odraženého zá ení Mp, absorbovaného nebo-li pohlceného
zá ení Mα a prošlého nebo-li propušt ného zá ení Mτ. Jestliže intenzita
dopadajícího zá ení, ili intenzita ozá ení je E, bude podle zákona zachování
energie platit:
M ρ + Mα + Mτ = E
Zavedeme odrazivost (ρ), pohltivost (α) a propustnost (τ) daného objektu, resp.
látky, ze které je vyroben, které mohou p edstavovat bu integrální hodnoty
z celého poloprostoru nad nebo pod hrani ním povrchem a pak se k jejich
názv m p idává ozna ení poloprostorový, nebo p edstavují jen spektrální
veli iny z téhož poloprostoru a k jejich názv m se slovo spektrální p idává,
stejn tak jako symbol λ do indexu k p íslušnému symbolu.
Jednotlivé veli iny jsou postupn definovány takto:
ρ=
Mρ
E
α=
Mα
E
τ=
Mτ
E
a platí pro n :
ρ +α +τ = 1
Jelikož veškeré zá ení pohlcené t lesem musí být op t vyzá eno, platí rovnost:
a =ε
známá jako Kirchhoff v zákon. Výše uvedenou rovnici proto m žeme psát ve
tvaru:
ρ + ε +τ = 1
- 34 (71) -
Pokud prost edí nepropouští žádné zá ení je τ = 0 a bude platit:
ε = 1− ρ
3.5
Odraz zá ení od rozhraní
3.5.1
Odraz od hladkého povrchu
Jestliže je nositelem informace o zkoumaném objektu zá ení, které objekt
vyza uje, je zapot ebí stanovit velikost zá ivé energie v závislosti na dalších
parametrech. Jak vyplývá z p edcházejícího textu, znamená to ur it bu
intenzitu odraženého zá ení nebo intenzitu emitovaného zá ení. Druhý typ
zá ení je v zásad popsán Planckovým zákonem. P i m ení odraženého zá ení
jde o ur ení zm ny oproti dopadajícímu zá ení, protože je to práv tato zm na,
která je zp sobena vlastnostmi povrchu. Tuto zm nu vyjad uje odrazivost. Její
analytické ur ení vyžaduje znalost teoretického pr b hu interakce, jenž
dovoluje výpo tem stanovit intenzitu odraženého zá ení v závislosti na
intenzit dopadajícího zá ení.
Takový výpo et umož ují Fresnelovy rovnice odrazu. Jejich platnost je
podmín na dv ma p edpoklady, a to:
•
povrch rozhraní mezi prost edím a je ideáln rovný
•
ob prost edí jsou dokonale homogenní
Rozdílnost obou prost edí je vyjád ena hodnotou relativního indexu lomu n12
≠1.
Elektromagnetická vlna dopadá na rozhraní z prost edí 1 pod úhlem dopadu Θ.
ást dopadající energie pronikne do prost edí 2 a ást se zpátky odráží do
prost edí 1. Podle Snellova zákona je sm r postupu zá ení do prost edí 2 ur en
úhlem lomu Θτ v závislosti na indexu lomu obou prost edí:
n1 ⋅ sin Θ = n2 ⋅ sin Θτ
Pro odražené zá ení vracející se do prost edí 1 platí zákon odrazu, nebo-li:
Θ´= Θ,
kde Θ´je sm r ší ení odraženého zá ení v prost edí 1.
Energetické zm ny mezi dopadajícím a odraženým zá ením
jsou ve
Fresnelových rovnicích vyjád eny pom rem velikosti intenzity elektrického
pole E´vlny odražené k velikosti intenzity elektrického pole vlny dopadající E.
Tento pom r se nazývá Fresnel v koeficient odrazu R a uvádí se zvláš pro
horizontální a pro vertikální složku obou vln. Jeho vztah k odrazivosti ρ lze
vyjád it rovnicí:
ρ = R2
µ1ε 2
ε1µ 2
Jestliže druhé prost edí pokládáme za dielektrikum (jeho elektrická vodivost je
rovna nule), mají Fresnelovy koeficienty odrazu tvar:
- 35 (71) -
Rh =
Rv =
E 'h
Eh
E 'v
Ev
=
=
cos Θ − n122 − sin 2 Θ
cos Θ + n122 − sin 2 Θ
− n122 cos Θ + n122 − sin 2 Θ
n122 cos Θ + n122 − sin 2 Θ
V obou rovnicích ozna ují indexy h – horizontální a indexy v – vertikální
složky.
Oba koeficienty mají význam pro úhly Θ ∈ (0, π/2). Pro krajní hodnoty
intervalu jsou koeficienty stejné:
a) pro Θ = 0
Rh = Rv =
1 − n12
1 + n12
b) pro Θ = π/2
Rh = Rv = 1
Jedni ka pro Θ = π/2 vyjad uje fakt, že p i dopadu rovnob žn s povrchem
k žádnému odrazu nedochází a vlna pokra uje v ší ení v p vodním prost edí se
stejnou intenzitou. Zatímco koeficient Rh je v daném intervalu monotónn
rostoucí funkcí úhlu Θ, existuje pro vertikální složku odraženého zá ení
minimum Rv min. = 0 pro úhel Θp:
Θ p = arcsin
n12
1 + n122
jemuž se íká polariza ní nebo Brewster v úhel. Znamená to, že pokud úhel
dopadu zá ení je roven Brewsterov úhlu, je odražené zá ení horizontáln
polarizované, protože neobsahuje žádnou vertikální složku. U nedielektrických
látek je minimum Rv nenulové a jeho velikost je p ímo úm rná jeho vodivosti.
Pokud magnetické vlastnosti obou prost edí aproximujeme hodnotami vakua,
bude index lomu:
n12 =
ε2
ε1
Fresnelovy koeficienty m žeme dále zjednodušit, jestliže využijeme toho, že
v dálkovém pr zkumu je prost edím íslo jedna vzduch. S malou nep esností
pak lze položit ε1=ε0, takže:
n12 = ε r 2
Je to tedy hlavn relativní permitivita εr2 objektu, která ur uje intenzitu
odraženého zá ení. Je to materiálová konstanta, ale její velikost je r zná pro
r znou vlnovou délku dopadajícího zá ení. Nap íklad relativní permitivita vody
je v oboru mikrovlnného zá ení rovna asi 81, zatímco v oboru viditelného
zá ení jen 1,77. Proto je voda v mikrovlnném oboru spektra dobrým odraže em
- 36 (71) -
elektromagnetického zá ení, zatímco ve viditelném sv tle zna nou
dopadající energie absorbuje.
ást
P i absolutn hladkém a ideáln rovném povrchu rozhraní mezi dv ma
prost edími dojede k odrazu, který ozna ujeme jako zrcadlový. Je z ejmé, že
tyto podmínky nejsou v praxi nikdy stoprocentn spln ny. Každý povrch
obsahuje nerovnosti, jejichž význam pro výsledek odrazu však závisí na vlnové
délce zá ení.
Popis odrazu na nerovných plochách vychází z p edstavy nahrazení nerovností
malými tangenciálními ploškami opisujícími povrch, jejichž vzdálenost od
aproximované nerovnosti je vždy mnohem menší než vlnová délka.
Odraz na ploškách se pak považuje za odraz na hladké ploše, tj. za odraz
zrcadlový. Výsledné odražené zá ení je souhrnem p ísp vk od všech ploch.
Jeho intenzita v daném sm ru Θ´ bude záviset na statistickém rozd lení
orientace normál jednotlivých plošek. Ta se obvykle ur uje sklonem α a
azimutem φ. ím menší bude výška nerovností h a ím menší bude jejich
výskyt na ploše rozhraní, tím v tší bude intenzita zá ení ve sm ru zrcadlového
odrazu Ms, na úkor intenzity odraženého zá ení do ostatních sm r Md,
ozna ovaného souhrnn jako difusní zá ení. Bude-li navíc zá odraženého
zá ení ve všech sm rech stejná, bude rozhraní spl ovat definici
lambertovského povrchu.
Celková intenzita odraženého zá ení je:
Mρ = MS + Md
Bude-li výskyt nerovností v závislosti na jejich výšce odpovídat normálnímu
rozd lení, se st ední výškou h a st ední chybou σh, je pravd podobnost
výskytu nerovnosti o velikosti h rovna:
p(h ) =
1
σ h 2π
e
−
h−h
σh 2
2
a pro velikost intenzity zrcadlov odraženého zá ení platí:
M S = M ρ ⋅ e−k ,
kde k =
8π 2σ 2 h ⋅ cos 2 Θ
λ2
. Pro k = ln 2 bude MS = Md =0,5.Mρ.Pokud bude na
tutéž plochu dopadat pod stejným úhlem zá ení s delší vlnovou délkou, poroste
v odraženém zá ení intenzita složky zrcadlového odrazu. Jestliže je vlnová
délka „dostate n “ velká pro daný povrch, je možné interakci zá ení s ním
popsat Fresnelovými rovnicemi.
Podle Rayleighova kriteria je tato podmínka spln na pro vlnové délky
λ≥8h.cosΘ.Zde h je maximální výškový rozdíl nerovností na ploše rozhraní a
Θ je úhel dopadu. Podle tohoto kriteria povrch, který je v radiovém oboru
hladký, takže lze použít Fresnelových koeficient , m že být ve viditelném
sv tle považován za difúzní a pro odražené zá ení bude platit Lambert v
kosinový zákon.
- 37 (71) -
P i experimentech v mikrovlnné oblasti se používá Fraunhoferovo kriterium,
které ke spln ní hladkosti vyžaduje maximální výšku nerovností ty ikrát
menší než kriterium Rayleighovo.
P i odrazu od hladkého povrchu je t eba, v souladu se skute ností, reflektovat
fakt, že materiály nejsou homogenní a obsahují r zné ástice p ím sí, nap .
molekul vody. Jejich povrch p sobí pro procházející zá ení jako další rozhraní,
na nichž dochází k dalšímu lomu a odrazu procházejícího zá ení. Takto se zp t
na povrch objektu odrazí ur itá ást pronikajícího zá ení, která tak p ispívá ke
zvýšení intenzity odraženého zá ení. Pro v tšinu p írodních objekt a malé
vlnové délky je chyba vzniklá zanedbáním t chto povrchových interakcí velmi
malá. V p ípadech, kdy se používá mikrovlnné a zejména radiové zá ení
s délkou vlny n kolika metr , je však t eba podpovrchové interakce brát
v úvahu.
Prostupující zá ení je podél dráhy tlumeno, tj. jeho intenzita klesá
exponenciáln se vzdáleností od rozhraní
Eτ ( z ) = Eτ (0 ) ⋅ e
zz
cos Θτ
kde Eτ je velikost intenzity elektrického pole procházející vlny, z je vzdálenost
od povrchu a γ je útlumový koeficient prost edí t lesa. Vzdálenost z= d, pro
kterou je
d=
cos Θτ
γ
udává tlouš ku povrchové vrstvy, ze které se p ísp vek do výsledku
povrchových interakcí považuje za významný. Povrchová vrstva ukazuje na to,
z jak velké hloubky m žeme ješt získat informaci prost ednictvím zá ení
odraženého od zkoumaného objektu.
Ve vzdálenosti d od povrchu intenzita elektrického pole procházející vlny
klesne na hodnotu
Eτ (d ) =
Eτ (0 )
e
tedy asi na úrove 37 % povrchové hodnoty. Pro intenzitu procházející vlny Mτ
to znamená, že je redukována na hodnotu
M τ (d ) =
M τ (0)
e2
ili na 13,5 % intenzity Mτ(0).
Útlumový koeficient prost edí je materiálová konstanta a závisí na permitivit
a permeabilit látky. D ležité je,že jeho velikost je nep ímo úm rná vlnové
délce zá ení. To znamená, že pro zá ení v tší vlnové délky bude mít stejné
prost edí siln jší povrchovou vrstvu, která se ješt bude m nit podle složení
látky, nap . s vlhkostí.
- 38 (71) -
3.5.2
Ur ování odrazivosti
V7po et odrazivosti pro povrchy, které nespl ují dostate n podmínky
použitelnosti Fresnelových rovnic je mnohem složit jší, protože k n mu je
t eba znát hodnoty více prom nných:
vlnové délky zá ení,
úhlu dopadu,
polarizace zá ení,
struktury povrchu a jeho elektrické vlastnosti.
První t i jsou na vlastnostech prost edí nezávislé a je tedy možné je pro m ení
vybrat a podle pot eby m nit. Elektrické a strukturní charakteristiky
(permitivita, vodivost, permeabilita, nerovnost povrchu) jsou výlu n
vlastnostmi prost edí a v reálné p írod lze jejich velikost zjiš ovat obtížn .
Z t chto d vod se odrazivost zjiš uje p evážn experimentáln .
Zm it odrazivost podle toho, jak je definována, však p ináší zna né obtíže.
Spo ívají v pot eb zm it intenzitu nejen veškerého dopadajícího zá ení na
zkoumanou plochu, ale také veškerého zá ení z této plochy odraženého.
Dodržení všech t chto podmínek, zejména m ení intenzity veškerého
odraženého zá ení, které se ší í do prostoru nad povrchem všemi sm ry, není
vždy možné. P i dálkovém pr zkumu se obvykle m í intenzita jen ur ité ásti
z celého spektra odraženého zá ení. Jde u tu ást, které p ichází na detektory
p ístroj z ur itého prostoru a sm ru,jež jsou vymezeny zorným polem
p ístroj . Radiometrickou veli inou, která odpovídá t mto podmínkám m ení
je zá povrchu. Obdobn lze stanovit i zá dopadajícího zá ení. Odrazivost
povrchu objektu je pak možné po etn odvodit.
Protože intenzita dopadajícího i odraženého zá ení m že výrazn záviset na
sm ru, je geometrické uspo ádání experimentu d ležitým faktorem. Ozna me
Θ zenitový úhel a φ azimut sm ru zá ení dopadajícího z prostorového úhlu Ω
na m enou plochu A a obdobn úhly Θ´, φ´ur ující sm r odraženého zá ení
m eného v prostorovém úhlu Ω´. Elementární velikost prostorového úhlu dΩ
souvisí se zenitovým úhlem a azimutem vztahem:
dΩ = sin Θ ⋅ dΘ ⋅ dϕ
Zá dopadajícího zá ení L bude záviset na sm ru, v n mž je m ena, tedy na
dvojici úhl (Θ, φ) a obdobn i zá odraženého zá ení L´je funkcí dvojice (Θ´,
φ´).
Nejd kladn ji popisuje odrazivé vlastnosti povrchu
odrazivosti:
f (Θ, φ , Θ′, φ ′) =
rozd lovací funkce
dL′(Θ′, ϕ ′)
dL′(Θ′, ϕ ′)
, resp. f (Θ, φ , Θ′, φ ′) =
dE (Θ, φ )
L(Θ, φ ) cos Θ sin ΘdΘdϕ
kde L´je zá plochy A a E intenzita ozá ení plochy A. Její fyzikální rozm r je
sr-1.
M ení zá e L p ímo na povrchu plochy A je však dosti složité a vzhledem
k praktické podob a tvaru této plochy rovn ž ne vždy proveditelné.
- 39 (71) -
K definici odrazivosti má nejblíže její diferenciální podoba ozna ované
dvousm rová odrazivost, která porovnává velikost intenzit odraženého a
dopadajícího zá ení vždy pro danou dvojici sm r obou druh zá ení:
dρ (Θ, φ , Θ′, φ ′) =
dL′(Θ′, ϕ ′) cos Θ′dΩ′
L(Θ, φ ) cos ΘdΘ
Porovnáme-li dvousm rovou odrazivost s rozd lovací funkcí, pak platí:
dρ (Θ, φ , Θ′, φ ′) = f (Θ, φ , Θ′, φ ′) cos Θ′dΩ′
Pokud se intenzita zá ení uvnit prostorového úhlu Ω´nem ní, je:
ρ (Θ, φ , Θ′, φ ′) = f (Θ, φ , Θ′, φ ′) cos Θ′Ω′
Nevýhodou dvousm rové odrazivosti je to, že její velikost explicitn závisí na
úhlu Ω´, a tedy na použité p ístrojové technice.
Praktické zjiš ování odrazivých vlastností daného povrchu se nej ast ji
omezuje na stanovení koeficientu zá e, protože jeho m ení je vcelku snadné.
Koeficient zá e je definován pom rem zá e zkoumaného objektu L´ k zá i
srovnávacího etalonu Ls´p i stejné intenzit dopadajícího zá ení a p i stejných
geometrických podmínkách:
L′(Θ′, ϕ ′)
Ls′ (Θ′, φ ′)
Na standard jsou p itom kladeny dva požadavky, a to:
R(Θ, φ , Θ′, φ ′) =
jeho povrch musí být difusní, tedy musí platit M s = π ⋅ Ls
jeho povrch musí mít parametry dokonalého odraže e (εs = 0), takže platí
Ms = E
Standard pak má rozd lovací funkci odrazivosti
fs =
1
π
Materiálem pro standard je obvykle síran barnatý (BASO4) nebo oxid
magneziový (MgO). Standardy s tímto povrchem spl ují pro úhly Θ´ ≤ 45°
podmínku difuzivity, ale pro n které vlnové délky nejsou dokonalými odráže i.
Dob e p ipravený standard je proto vybaven korek ní tabulkou pro opravu
nam ených hodnot.
Souvislost mezi koeficientem zá e a rozd lovací funkcí odrazivosti je
s p ihlédnutím k požadovaným vlastnostem standardu dána vztahem:
R=
fE
f
=
= πf
fs E fs
Vztah mezi koeficientem zá e a dvousm rovou odrazivostí pro standard pak
má tvar:
dρ (Θ, φ , Θ′, φ ′) =
1
π
R(Θ, φ , Θ′, φ ′) cos Θ′dΩ′
Integrací této rovnice p es všechny p ísp vky odraženého zá ení získáme
- 40 (71) -
π
2π 2
0 0
π
dρdΘ′dϕ ′ =
1
π
2π 2
R cos Θ′ sin Θ′dΘ′dϕ ′
0 0
neboli
ρ (Θ, ϕ ,2π ) = R (Θ, ϕ ,2π )
Veli ina ρ(Θ,ϕ,2π) se nazývá sm rová odrazivost. Se tením všech sm rových
odrazivostí od každého sm ru dopadajícího zá ení získáme poloprostorovou
odrazivost. Pro odrazivost p írodních objekt se používá ozna ení albedo.
Albedo se m že m it v r zné výšce nad zemským povrchem. Albedo ve výšce
h je dáno pom rem toku zá ení odcházejícího z atmosféry pod výškou h
sm rem nahoru k toku zá ení p icházejícího na této výšce do atmosféry
sm rem k Zemi. Definice albeda tak nezahrnuje jen p ímé slune ní zá ení, ale
také zá ení rozptýlené atmosférou.
Všechny uvedené veli iny popisující odrazivé vlastnosti povrchu, jsou
samoz ejm svým charakterem spektrální. Proto se tímto pojmem uvádí vždy,
když tento parametr zá ení bereme v úvahu (nap . spektrální koeficient zá e,
spektrální albedo aj.).
Odrazivost (albedo) je prostorov integrální veli ina, takže nevystihuje
závislost intenzity zá ení na geometrii experimentu. Protože p i r zných
m eních v dálkovém pr zkumu je poloha zdroje dopadajícího zá ení i sm r
pozorování r zný, je zapot ebí znát prostorovou závislost odrazivosti, tedy
dvousm rovou odrazivost nebo alespo sm rovou odrazivost i koeficient zá e.
P itom je možné využít recipro ní vlastnosti koeficientu zá e:
R(Θ′, φ ′, Ω′, Θ, φ , Ω ) = R(Θ, φ , Ω, Θ′, φ ′, Ω′)
Albedo, tj. pom r mezi reflektovaným zá ením a zá ením dopadajícím na
aktivní povrch vyjád ený v %, závisí jednak na vlastnostech aktivního povrchu
(barva, struktura, vlhkost aj.) a na vlastnostech zá ení (vlnová délka, úhel
dopadu p ímého zá ení aj.). Z praktických d vod je asto vhodné rozlišovat
albedo spektrální (pro jednotlivé více i mén úzké úseky spektra) a integrální
nebo-li energetické (pro celé spektrum) nebo albedo viditelné ásti spektra
(vizuální) a albedo dlouhovlnného zá ení, vykazující oproti jiným ástem
spektra velkou závislost na vlnové délce.
Tabulka 3-6 Albedo vybraných povrch
Druh povrchu
voda
sníh
p da tmavá
p da sv tlá
pouš
rostliny
Zem
Pr m rné albedo
0,05 - 0,90
0,75 - 0,95
0,05 - 0,15
0,25 - 0,45
0,25 - 0,40
0,05 - 0,25
0,34 - 0,42
- 41 (71) -
Tabulka 3-7 Závislost albeda trávníku na p evládajícím p ímém a
difusním zá ení a na denní dob (v hodinách pravého slune ního asu
podle R.E.Munna)
as (v hod.)
9.9.1961 (jasno)
26.9.1961 (zataženo)
07
25,6
19,7
09
22,5
20,2
11
20,8
19,4
13
20,8
18,1
15
22,8
20,0
17
25,3
28,6
Tabulka 3-8 Závislost pr m rného integrálního albeda vybraných
p irozených povrch na zenitálním úhlu Slunce (podle W.D.Selleuse)
Povrch
suchý
písek
vlhký
písek
voda
Zenitální úhel Slunce
60°
70°
40°
50°
80°
90°
35
41
51
63
81
100
26
28
33
43
60
100
7
10
16
26
47
100
U iníme-li n kolik zobec ujících poznámek, pak:
• albedo dlouhovlnného zá ení závisí v souladu s Planckovým a
Kirchhoffovým zákonem na teplot aktivního povrchu,
•
albedo difusního zá ení je menší než albedo p ímého zá ení,
• albedo ultrafialového zá ení je prakticky nezávislé na úhlu dopadu
slune ních paprsk (p evážná ást zá ení má difusní charakter).
3.5.3
Diagram odrazivosti
Sm rová závislost spektrálního koeficientu zá e Rλ se vyjad uje diagramem
odrazivosti, v n mž je pro danou polohu zdroje dopadajícího zá ení a pro daný
azimut odrazové roviny vynášena v polárních sou adnicích závislost Rλ =
Rλ(Θ). Obvykle se diagram odrazu kreslí pro azimuty ϕ = π a ϕ´ = 0.
Podle tvaru odrazného diagramu lze rozeznávat:
difúzní plochy,které odrážejí zá ení stejnom rn do všech sm r , takže
koeficient zá e je konstantní. Ve viditelném oboru zá ení má difúzní povrch
písek nebo erstvý sníh.
zrcadlové plochy, které mají výrazné maximum koeficientu zá e ve sm ru
Θ´ = Θ. Tímto zp sobem odráží viditelné zá ení nap . led nebo skalní
bloky
kombinované povrchy mají v diagramu odrazu krom
maxima
odpovídajícího zrcadlovému povrchu ješt protilehlé maximum v blízkosti
úhlu Θ´ = -Θ. Tento typ povrchu je charakteristický pro n které
zem d lské plodiny, zejména obilí.
rýhované povrchy, které mají odrazivost nejv tší ve sm ru, odkud zá ení na
povrch dopadá. Takový diagram odrazuje charakteristický pro r zné
vegeta ní kryty.
- 42 (71) -
Nerovnost reálného povrchu v krajin m že výrazným zp sobem ovlivnit
nam enou hodnotu jeho zá e i intenzity odraženého zá ení. Jak je patrné
z výše uvedených defini ních vztah , je stejn tak d ležité znát technické
parametry m ící aparatury i celkové geometrické podmínky, za nichž bylo
m ení provád no. P itom je t eba uvážit i závislost na azimutálním úhlu sm ru
m ení, hlavn u zrcadlových a rýhovaných povrch . V pr b hu intervalu 0 <
ϕ´< π/2 se m že velikost koeficientu zá e m nit u p írodních povrch 2 –
3krát, u zvláš nerovných povrch dokonce 5 – 6krát.
U zrcadlových povrch je t eba p i m ení odraženého zá ení vzít v úvahu
zvýšené hodnoty získané poblíž velikosti úhlu Θ´ = Θ, které mohou
n kolikanásobn p evýšit hodnotu nam enou v jiném sm ru. Nap íklad
odrazivost vody ve viditelném oboru spektra nízká, ale p i zrcadlovém odrazu
se m že zvýšit až desetkrát.
Chyby zp sobené r znorodou sm rovou odrazivostí se projeví tím více, ím
v tší bude prostorový úhel Ω´, resp. zorné pole m ícího p ístroje. Tyto rozdíly
je t eba mít na z eteli p i srovnávání údaj o intenzit odraženého zá ení
nam ených r znými p ístroji. Platí to t eba v p ípadech, kdy se srovnávají
hodnoty nam ené pozemními spektrometry a m ení z letadel s údaji
získanými z palub um lých družic Zem . Zorné pole používaných aparatur se
p itom m ní od 200 -–300 mrad u pozemních spektrometr až k 0,05 mrad u
družicových skener .
3.6
Vliv atmosféry
P i použití metod dálkového pr zkumu je provád na registrace aktivního a
pasivního zá ení, které je v p íslušném rozsahu elektromagnetického spektra ve
v tší i menší mí e ovlivn no prost edím, nacházejícím se mezi sledovaným
objektem, resp. jevem a detektorem ( idel), kterým toto zá ení registrujeme.
Toto prost edí tvo í v p evážné mí e atmosféra. Protože má atmosféra
charakter látkového prost edí, je v ní, s ohledem na vlastnosti,
elektromagnetické zá ení:
•
rozkládáno (disperze)
•
rozptylováno (difúze)
•
pohlcováno (absorbce)
• zeslabováno (extinkce) - p ísn vzato je t eba brát zeslabení jako sou et
pohlcení a rozptylu elektromagnetického zá ení,
•
odráženo (reflexe) a
•
sm rov ohýbáno (refrakce).
Spektrální intenzita zá ení objektu na zemském povrchu, m ená detektorem
umíst ným na libovolném nosi i, bude vždy t mito procesy ovlivn na.
Velikost tohoto „rušivého“ vlivu atmosféry bude tím v tší,
•
•
ím bude dráha elektromagnetické vlny v atmosfé e delší (mocnost
atmosféry) a
ím více nehomogenit v prost edí atmosféry bude.
- 43 (71) -
Výsledný efekt závisí také na fyzikálních vlastnostech ástic atmosféry a na
vlnové délce m eného zá ení. Vliv atmosféry bude rušivých faktorem
v p ípadech, kdy je t eba zjistit odrazivost objekt na zemském povrchu.
Obr. 3-4 Vliv atmosféry (a hydrosféry) na elektromagnetické zá ení
(p evzato)
P edm tem zkoumání však m že být i samotná atmosféra, která je jako každý
objekt, zdrojem vlastního emitovaného zá ení s velkou asoprostorovou
prom nlivostí, a to jak z kvalitativního, tak z kvantitativního hlediska.
V takovýchto p ípadech musíme ešit obrácenou úlohu, tj. nam ené hodnoty,
které by m ly reprezentovat stav atmosféry, musíme opravit o vliv odraznosti
pozemních objekt .
Kvalitativní ohodnocení rozdílu mezi radiometrickou hodnotou nam enou na
palub letadla nebo družice a hodnotou nam enou „na zemském povrchu“ je
velmi obtížné. ešení této úlohy zkoumá teorie p enosu, jejímž hlavním cílem
je definovat rovnici p enosu, která umož uje výše uvedený rozdíl ur it více i
mén objektivními metodami. Rovnice p enosu popisuje ší ení zá ivé energie
ve sm ru zenitového úhlu. Složení atmosféry
Hustota atmosféry klesá exponenciáln s výškou - 50 % z celkové hmoty
atmosféry je obsaženo ve vrstv do výšky 5 km od povrchu Zem , v troposfé e
(do 7 – 11 km) je obsaženo asi 75 % všeho vzduchu. Z toho vyplývá, že otázka
vlivu atmosféry je aktuální nejen pro družicová m ení, ale i pro všechna
ostatní pozorování metodou dálkového pr zkumu Zem .
Atmosférické komponenty m žeme podle jejich fyzikálních vlastností rozd lit
na:
•
suchý vzduch bez zne iš ujících p ím sí
•
vodu ve všech skupenstvích
•
zne iš ující p ím si
Suchý istý vzduch je sm sí molekul plyn , jejichž p ibližné zastoupení uvádí
Tabulka 3-9. Procentní zastoupení v tšiny plyn se nem ní až do výšek 90 –
- 44 (71) -
100 km, Výjimku tvo í oxid uhli itý, jehož množství se m ní v závislosti na
ase (ve dne je ho mén než v noci) a na míst (na souši je ho více než nad
mo em) a ozón, jehož množství se m ní s výškou (nejv tší koncentrace je ve
výškách kolem 22 km v tzv. ozonosfé e) a také s asem. asov i prostorov
velmi prom nlivou složkou atmosféry je také voda, která svoji koncentrace
m ní v rozsahu 0 – 4 % objemová procenta. Je soust ed na p evážn do
spodních 10 km atmosféry, v nichž se podílí na ad meteorologických jev a
d j (obla nost, srážková innost, optické jevy v atmosfé e aj.). Vodní kapky
nebo krystalky o velikosti 0,001 – 0,01 mm tvo í oblaky, v nichž zv tšují svoji
velikost nad 0,1 mm a mohou padat k zemskému povrchu (srážkové ástice).
Krom vody se v atmosfé e vyskytují i další kapalné a pevné ástice, jak
p írodního, tak antropogenního p vodu, které nazýváme aerosoly. Jejich
d ležitými charakteristikami, které ovliv ují kvalitativní a kvantitativní
vlastnosti elektromagnetického zá ení, jsou p edevším velikost, koncentrace a
tvarové vlastnosti (morfologie).
Tabulka 3-9 Složení suchého istého vzduchu
Plyn
Název
dusík
kyslík
argon
oxid uhli itý
neon
hélium
metan
krypton
vodík
oxid dusný
xenon
oxid si i itý
ozón
oxid dusi itý
pavek
oxid uhelnatý
Chemická zna ka
N2
O2
Ar
CO2
Ne
HE
CH4
Kr
H2
N2O
Xe
SO2
O3
NO2
NH3
CO
Objemová procenta
(p ibližné hodnoty)
78,084
20,947
0,934
0,0314
0,001818
0,000524
0,0002
0,000114
0,00005
0,00005
0,0000087
0-0,0001
0-0,000007
0-0,000002
stopy
stopy
Velikost ástic, daná jejich polom rem r a koncentrace ástic n spolu asto
souvisejí. Závislost po tu aerosolových ástic ur ité velikosti obsažených
v jednotce objemu na jejich polom ru popisují statistické rozd lovací funkce
n(r) sestavené na základ dlouhodobých pozorování. Pro n platí, že výraz
n(r)dr udává koncentraci ástic s polom rem v intervalu hodnot ‹r;r+dr).
Funkce n(r) má obvykle tvar logaritmicko-normálního rozd lení:
n(r ) = ar b e − cr ,
d
kde a,b,c,d, jsou konstanty specifické pro každý typ aerosolu. Rozm ry
aerosol se pohybují mezi 10-3 m až 104 m, p i emž nejvíce aerosol má
velikost kolem 0,l m. Malé ástice jsou p edevším ástice prachu, v tší pak
tvo í mlhu a oblaka. Aerosoly zp sobují šedé zabarvení oblohy, které
- 45 (71) -
ozna ujeme jako kou mo, je-li zp sobení vodními kapkami nebo zákal, jednáli se o pevné ástice. Koncentrace aerosol ur uje intenzitu tohoto
meteorologického jevu, který kvantifikuje tzv. dohlednost.
Tabulka 3-10 Koncentrace vodních aerosol
Druh ástic
molekuly vzduchu
ástice kou ma
kapky mlhy
kapky v oblaku
kapky dešt
Velikost r ( m)
10-4
-3
10 – 10-2
10-2 - 1
1 - 10
102 - 104
Koncentrace n (v m3)
1025
106 - 109
106 - 108
106 – 3.108
10 - 104
Asi 60 % aerosolových ástic, které se podílejí nejvíce na zm n vlastností
prostupujícího zá ení, je obsaženo ve vrstv do 1 km nad zemí a 80 % do výšky
5 km. Protože se ve v tšin p ípad jedná o áste ky velmi malé, z stávají
v atmosfé e po dobu n kolika dní. Jejich výskyt je velmi siln ovliv ován
po asím v soub hu s ro ním obdobím a s charakterem aktivního povrchu.
Nap . p i deštivém po así jsou pevné ástice z atmosféry „vyplavovány“,
stejnou službu – snížení koncentrace aerosolových ástic, m že zp sobit i vítr.
Ten však s ohledem na charakter aktivního povrchu m že mít práv opa ný
vliv na koncentraci ástic v p ízemních vrstvách atmosféry (nap . prašné
bou e).
3.6.2
Rozptyl v atmosfé e
Rozptyl (scattering) elektromagnetického zá ení v atmosfé e zp sobuje její
nestejnorodnost (nehomogenita). Tuto nehomogenitu p itom pro zá ení
p edstavuje každá samostatná ástice vzduchu, na jejímž povrchu dochází
k odrazu i lomu dopadajícího zá ení. Elektrické pole dopadající vlny zp sobuje
elektrickou polarizaci molekuly nebo ástice. Tím se vytvo í dipólový moment,
který se p i oscilaci podél ur itého sm ru chová jako miniaturní lineární
anténa. ástice se pod vlivem dopadajícího zá ení stávají oscilátory, které
generují sekundární elektromagnetické vlny. Jejich souhrn pak vytvá í
rozptýlené zá ení. Z hlediska teoretického popisu je vhodné rozlišit p ípad, kdy
je rozptylující ástice tvo ena jen jedním oscilátorem, od toho, kdy je ástice
v tší a výsledná vlna je projevem interference mezi parciálními vlnami
oscilátor , které ji tvo í. Prvnímu p ípadu odpovídá rozptyl na molekulách a
malých ásticích aerosol (Rayleigh v rozptyl), druhému pak rozptyl na
v tších ásticích aerosol (Mie v rozptyl).
Pro to, zda lze rozptyl považovat za Rayleigh v nebo Mie v, je rozhodující
podíl velikosti ástice a k vlnové délce dopadajícího zá ení . Jeho velikost je
vyjád ena rozm rovým parametrem
a=
2πr
λ
Jednodušší teorii lorda Rayleigha (John William Strutt) je možné použít pro
p ípady, kdy a ≤ 0,2.
- 46 (71) -
Jakmile je charakteristický rozm r ástice (nap . pr m r) mnohem menší než
vlnová délka, lze ástici aproximovat jednoduchý dipólem a použít koncepci
Rayleighovy teorie. Když se velikost obou délek ádov shodují, stává se
výsledná rozptýlená vlna výsledkem interference vln, které jednak ásticí
projdou a jednak ji míjejí. Tento p ípad je typem Mieova rozptylu (Gustav
Mie). Je-li vlnová délka mnohem menší než ástice, p echází problém rozptylu
ásti do jiné kvalitativní roviny (problém eší geometrická optika, nap . odraz).
Na ásticích dochází k neselektivnímu rozptylu, p i n mž je rovnom rn
rozptýleno modré, zelené a ervené zá ení. Výsledným efektem takového
rozptylu je vjem bílého sv tla (oblaka, mlha).
Zv tšení délky vlny má tedy z hlediska rozptylu stejný efekt, jako zmenšení
rozm ru ástice. Takže ástice, jejichž polom r je menší než 1 m, budou
„velké“ pro viditelné zá ení, ale „malé“ pro infra ervené zá ení s = 10 m.
Podobn deš ové kapky o velikosti ádov 1000 m jsou „velké“ pro
infra ervené zá ení, ale „malé“ pro mikrovlnné zá ení používané radarem
s vlnovou délkou n kolika centimetr .
Pro vyjád ení ú innosti rozptylujícího mechanismu se používá pr ez
úhlového rozptylu ( ), který je definován podílem zá ivosti I( )
rozptýleného ve sm ru k intenzit dopadajícího zá ení E:
σ (Θ ) =
I (Θ )
.
E
Pr ez úhlového rozptylu má rozm r (m2.sr-1) a vyjad uje plochu, kterou
prochází stejný tok dopadajícího zá ení, jako je tok zá ení rozptýleného do
jednotkového prostorového úhlu ve sm ru .
Pr ez celkového rozptylu je pak dán pom rem celkového rozptýleného toku
zá ení k intenzit dopadajícího zá ení. S pr ezem úhlového rozptylu ( )
souvisí vztahem:
σ=
4π
0
σ (Θ )dΩ .
Pom r pr ezu rozptylu ke geometrickému pr ezu ástice je ú inný pr
nebo-li Mie v koeficient K. Pro kulovou ástici s polom rem r je:
K=
ez,
σ
.
πr 2
Obsah plynných složek a aerosol v atmosfé e je na sob nezávislý. Proto se
zá ení rozptýlené molekulami plyn a aerosolem v celkovém výsledku s ítá,
takže pr ez rozptylu je dán sou tem
=
m
+
a,
kde index m zna í molekuly atmosféry a index a aerosoly.
Krom vlnové délky je rozptyl zá ení závislý na po tu ástic v atmosfé e a na
délce cesty paprsku p i jeho pr chodu atmosférou (ráno a ve er je v tší než
v poledne, v letním období severní polokoule je delší než v zimním období
apod.)
- 47 (71) -
3.6.2.1 Rozptyl na molekulách
Vzhledem k rozm r m molekul se rozptyl na jejich povrchu výrazn projeví na
vlnových délkách viditelného zá ení, kde platí Rayleigh v vztah:
σm =
(
)
2
8π 3 n 2 − 1
,
3 N 2 λ4
v n mž je n index lomu a N je po et molekul v objemové jednotce. Z této
rovnice vyplývá, že tok rozptýleného zá ení je nep ímo úm rný 4. Tato velmi
silná závislost na vlnové délce vysv tluje, pro je obloha ve dne modrá. Zá ení
kratší vlnové délky, odpovídající ve slune ním sv tle modré barv , je
v atmosfé e rozptýleno mnohem siln ji než jiné barvy. Stejný efekt zp sobuje
na ervenalou barvu oblohy p i východu a západu slunce ( ervánky, rudý západ
Slunce). Zá ení totiž prochází delší dráhu atmosféru, a tak je rozptyl krátkých
vlnových délek dopln n i o rozptyl zá ení delších vlnových délek, ke kterému
je lidské oko vnímav jší.
Rozptyl na molekulách je mnohem mén významný v oblasti infra erveného
zá ení a zcela zanedbatelný u mikrovln.
3.6.2.2 Rozptyl v aerosolech
Intenzita rozptýleného zá ení aerosoly také klesá s rostoucí vlnovou délkou.
Obvykle se pr ez rozptylu vyjad uje exponenciálním vztahem
σa =
A
Nλ− B
,
kde A a B jsou parametry závisející na druhu aerosolu a N je koncentrace
ástic. Hodnoty parametr A a B se mohou m nit v dosti širokých mezích. To
zp sobuje velké t žkosti ve stanovení jejich konkrétních hodnot, protože typ i
koncentrace aerosol v atmosfé e je velmi r znorodý. Stanovit rozptyl na
aerosolech je proto nejsložit jší úkol p i sestavování p enosové rovnice. Tento
efekt je nejsiln jší v oboru viditelného a blízkého infra erveného zá ení.
V p ípad nízké koncentrace aerosol (mlha, kou mo, zákal, obla nost, kou )
jej lze zanedbat u tepelného zá ení. U mikrovlnného zá ení se neuplatní v bec.
Sm rovou zá ivost rozptýleného zá ení m žeme znázornit prostorovým
diagramem rozptylu. V n m je ve sférických sou adnicích vynášena intenzita
rozptýleného zá ení ve všech sm rech. Pro izotropní ástice je diagram osov
symetrický vzhledem ke sm ru dopadajícího zá ení.
Pro ástice vyhovující podmínkám rayleighového rozptylu je diagram st edov
symetrický. Pro rozptyl na ásticích s v tším parametrem je charakteristický
rostoucí po et dopl kových maxim pro r zné úhly a protažení diagramu ve
sm ru dopadajícího zá ení.
Rozptyl je výrazn spektrální jev. Proto je t eba i všechny hodnoty pr ez
rozptylu chápat jako spektrální veli iny. Nap . p i zm n vlnové délky
dopadajícího zá ení dochází k velkým zm nám ve velikosti pr ezu úhlového
rozptylu.
Pro dálkový pr zkum je hodnota pr ezu úhlového rozptylu d ležitá tím, že
ur uje intenzitu rozptýleného slune ního zá ení, ozna ovaného jako difúzní
zá ení nebo také zá ení denní oblohy.
- 48 (71) -
Obr. 3-5 Diagramy rozptylu pro ástice s r zným velikostním parametrem
a – a) a=0,2; b) a=1,6; c) a=6,5
Podíl difúzní složky v celkovém slune ním ozá ení zemského povrchu bude
p ímo úm rný koncentraci ástic v atmosfé e. Tato složka je intenzivn jší na
kratších vlnových délkách a p i nižší dohlednosti. V praxi je však t eba vždy
po ítat s n jakou variantou diagramu rozptylu, protože je t eba po ítat
s vícenásobným rozptylem na více ásticích, který je daleko b žn jším než
jednoduchý rozptyl uvažovaný v ideálních p ípadech. Odchylky od ideálního
stavu budou tím v tší, ím hustší bude atmosféra. P itom sm rová závislost
bude mén výrazná a nap . v husté mlze bude rozptýlené zá ení izotropní.
N které z aerosolových ástic jsou hygroskopiské, takže mohou sloužit jako
kondenza ní jádra k vytvá ení vodních kapek nebo ledových krystal .
Nar stáním, které proces kondenzace doprovází, se výrazn m ní vliv aerosol
na rozptyl zá ení. Rozptylové vlastnosti atmosféry proto do zna né míry
souvisejí s její relativní vlhkostí, zvlášt když tato p esáhne 40 %.
3.6.3
Absorpce a útlum zá ení v atmosfé e
Absorpce (absorption) stejn jako rozptyl, zp sobuje zmenšení intenzity
dopadajícího zá ení. Její fyzikální podstata je však odlišná. Na rozdíl od
rozptylu dochází p i absorpci zá ení ke zm n vnit ní energie molekul
ástic.Ta je tvo ena energiemi elektron v atomech a rota ní a vibra ní energií
molekul. Vnit ní energie p ispívá ke kinetické energii neuspo ádaného pohybu
molekul, jež ur uje teplotu ástice a tím i její vyza ovací charakteristiku.
Elektromagnetické zá ené je v atmosfé e pohlcováno p edevším plynnými
složkami. Míra absorpce aerosolem je zanedbatelná. Nejsiln jší je absorpce
v infra ervené a mikrovlnné ásti spektra, kde leží vlnové délky odpovídající
charakteristickým frekvencím rota ního a vibra ního pohybu molekul. Na
t chto vlnových délkách je pak dopadající zá ení p íslušnou molekulou
výrazn pohlcováno. Spektrální pohltivost zá ení se proto nebude p íliš lišit
od jedni ky vždy na ur itém intervalu vlnových délek, ozna ovaném jako
absorp ní pás.
Míra absorpce je ur ena druhem absorbující molekuly a její objemovou
asto se k vyjád ení absorp ních
koncentrací v uvažovaném prost edí.
- 49 (71) -
vlastností atmosféry používá její propustnost. P i zanedbání rozptylu je
dopl kem pohltivosti do jedni ky.
Obr. 3-6 Spektrální propustnost atmosféry ve viditelné a infra ervené
ásti spektra (p evzato)
Nejvíce se na atmosférické absorpci podílejí molekuly vodní páry, ozónu a
oxidu uhli itého. Vodní páry vykazují velký po et absorp ních pás zejména
v infra ervené a mikrovlnné ásti spektra. isté rota ní spektrum p i základním
vibra ním stavu molekuly vodní páry je umíst no kolem vlnové délky 50 m,
ale zabírá široký interval od asi 10 m do více než 1 cm.
Tabulka 3-11 Hlavní absorp ní pásy atmosféry
Molekula
H2O
CO2
O3
CO
CH4
N2O
St edy absorp ních pás ( m)
0,9 - 1,1 - 1,4 - 1,9 - 2,7 - 6,3
2,7 - 4,3 - 15
9,6
4,8
3,3 - 7,8
4,6 - 7,8
Pro dálkový pr zkum se využívají p edevším oblasti mezi hlavními
absorp ními pásy. Tyto intervaly vlnových délek jsou ozna ovány jako
atmosférická okna. Jejich umíst ní v oboru viditelného a infra erveného zá ení
udává Tabulka 3-12.
Tabulka 3-12 Propustnost atmosférických oken p i objemové koncentraci
vody 10-4 %
Okno
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
Vlnový rozsah ( m)
0,72 – 0,94
0,94 – 1,13
1,13 – 1,38
1,38 – 1,90
1,90 – 2,70
2,70 – 4,30
4,30 – 6,00
6,00 – 15,00
- 50 (71) -
Propustnost (%)
0,91
0,89
0,71
0,63
0,58
0,58
0,31
0,47
Oxid uhli itý zap í i uje neprostupnost atmosféry na vlnových délkách > 15
m. Ozón s nejv tší koncentrací ve výškách kolem 25 km výrazn absorbuje
ultrafialové zá ení, v infra ervené oblasti spektra má absorp ní pás se st edem
na vlnové délce 9,6 m a výrazn absorbuje v mikrovlnné ásti spektra ve
vlnových délkách kolem 1 mm. Dalšími výrazn jšími absorbenty jsou dusík,
kyslík a metan.
Absorpce spolu s rozptylem ur ují velikost propustnosti atmosféry v daném
okamžiku a pro danou vlnovou délku. Jejich íselné vyjád ení stanovují pr ez
rozptylu
a pohltivost . Oba tyto koeficienty ur ují zeslabovací ú inky
atmosféry na intenzitu procházejícího zá ení. Celkový útlum neboli extinkce
zá ení atmosférou je vyjád ena útlumovým koeficientem
γ (x ) = σ (x ) + α (x ) = σ m (x ) + σ a (x ) + α (x ) ,
který je závislý na délce dráhy prošlé zá ením atmosférou. Tato vzdálenost se
ozna uje jako délka paprsku (x). Je-li tlouš ka atmosféry z a paprsek je
sklon n k místní vertikále o úhel , je x = z/cos . V rovnici není pro
jednoduchost uveden index , ale jak propustnost, tak koeficient útlumu jsou
spektrální veli iny. Vztah mezi propustností a koeficientem útlumu udává
Bourguer v zákon:
τ ( x ) = e −T ( x ) ,
kde
x
T ( x ) = γ ( x )dx
0
je optická tlouš ka atmosféry. Pokud je atmosféra homogenní a útlumový
koeficient konstantní, je T = x= z cos a s použitím výše uvedených vzorc
m žeme psát:
τ = τ m ⋅τ a ⋅τ α .
Celková propustnost tedy m žeme vyjád it jako sou in propustnosti
molekulového rozptylu m, propustnosti aerosolového rozptylu a a absorp ní
propustnosti .
Propustnost je bezrozm rné
dekadického logaritmu:
íslo. N kdy se udává desetinásobek jeho
D1 = 10 log τ ,
který bývá ozna ován jako útlum zá ení. Jeho velikost se udává v decibelech
(dB). Jiným zp sobem vyjád ení útlumu je optická hustota prost edí D2,
definovaná jako
D2 = log
1
τ
= −0.1D1
Bourguer v zákon vyjad uje intenzitu propušt ného zá ení p icházejícího ve
sm ru p ímo od zdroje nebo-li p ímou propustnost. Neuvažuje p ísp vek
rozptýleného zá ení (difúzní propustnost) do sm ru prostupujícího zá ení,
který zvyšuje intenzitu m eného zá ení v míst pozorování. Dodate ný tok
rozptýleného zá ení se k detektoru dostává z r zných míst prostoru,
- 51 (71) -
nacházejících se v zorném poli p ístroje. P ír stek v zaznamenané intenzit
prošlého zá ení oproti samotné p ímé propustnosti je závislý na velikosti tohoto
prostoru, na koncentraci ástic v n m a také na pr ezu úhlového rozptylu. P i
stejných geometrických podmínkách m ení bude difúzní propustnost v tší než
p ímá tím více, ím budou v tší ástice (v vzestupném po adí na molekulách,za
kou ma za mlhy a p i obla nosti). Tento záv r vyplývá z diagramu rozptylu,
v níž jednozna n roste intenzita rozptýleného zá ení ve sm ru dopadajícího
zá ení.
3.6.4
P enosová funkce atmosféry
Teorie p enosu v zásad popisuje ší ení zá ivé energie ve sm ru zenitového
úhlu ve tvaru diferenciální rovnice pro malou horizontální plošku o výšce dz
vypln nou atmosférou. Pro ur ení intenzity zá ení vycházející z elementu dz ve
sm ru se musí vzít v úvahu:
•
zá ení p icházející do plošky dz zespodu,
•
pohlcené zá ení ve vrstv dz,
•
dopl kové zá ení produkované elementem dz nebo rozptýlené do sm ru
.
P enosová rovnice se zpravidla sestavuje jen s použitím hlavních faktor .
Pokud jsou všechny parametry atmosféry známé, lze vy ešením rovnice
stanovit vztah mezi hodnotou nam enou na nosi i a na zemském povrchu.
Nejv tší potíž je však práv v tom, že ur ení všech parametr , které vystupují
v p enosové rovnici, není z praktického pohledu možné. Ur itým ešením m že
být zmenšení po tu neznámých parametr p ijetím r zných matematických
a/nebo fyzikálních p edpoklad .
Atmosféra je velmi dynamický fyzikální systém a veškeré její parametry jsou
obecn funkcí polohovou sou adnic x,y, z a asu t. Pro zjednodušení se však
p edpokládá, že atmosféra je horizontáln homogenní, takže její parametry jsou
funkcemi jen výškové sou adnice z. Ješt v tším zjednodušením je model
atmosféry závislý jen na geografickém míst a ro ní dob . Tento model je
z praktického pohledu nejužívan jší. Jeho maximálního zp esn ní je
dosahováno tím, že alespo n které parametry atmosféry jsou zjiš ovány ve
stejné dob , kdy je provád no snímkování zemského povrchu.
Velikost jakékoliv radiometrické veli iny bude tvo ena vždy ze dvou
aditivních ástí. Jedna bude vyjad ovat odrazivost a/nebo emisivitu zemského
povrchu modifikovanou rozptylovými a absorp ními vlastnostmi atmosféry a
druhá samotné rozptylové a emisní vlastnosti atmosféry. Ob se vždy vztahují
k ur itému místu i okamžiku m ení a v obou je obsažen vliv atmosféry. Tato
skute nost zna n komplikuje využití dat získaných dálkovým pr zkumem.
Pro jejich další zpracování je zapot ebí odstranit efekt zp sobený vlivem
atmosféry a zjistit tak jen zá ivé vlastnosti objekt na zemském povrchu.
V n kterých p ípadech však m že být p edm tem zájmu sama atmosféra. Pak
se situace obrátí a ze získaných dat je t eba eliminovat vliv zá ivých vlastností
zemského povrchu, ležícího pod zkoumanou ástí atmosféry.
- 52 (71) -
Jestliže nebudeme uvažovat vícenásobný odraz rozptýleného zá ení od
zemského povrchu, m žeme pro spektrální zá L (x) m enou ve vzdálenosti x
od zkoumaného pozemského objektu napsat:
Lλ ( x ) = LλZ ( x ) + LλA ( x ) ,
kde L Z(x) je spektrální zá pozemních objekt ve vzdálenosti x a L A(x) je
spektrální zá atmosféry v téže vzdálenosti. Spektrální zá L (x) se liší od
skute né spektrální zá e objektu L Z(x), a proto budeme spektrální zá L (x)
ozna ovat jako zdánlivou spektrální zá objektu ve vzdálenosti x. Velikost
zá e je také funkcí geometrických podmínek. Všechny následující úvahy a
vzorce jsou ovlivn ny vlnovou délkou. Pro zjednodušení zápisu p íslušné
indexy vynecháváme.
Obr. 3-7 Vliv atmosféry na výsledky experiment v dálkovém pr zkumu
(p evzato)
Zá objektu ve vzdálenosti x souvisí se zá í objektu na jeho povrchu L(0) podle
Bourguerova zákona
LZ ( x ) = τ (x )LZ (0 ) .
Použijeme-li tento vztah pro výpo et spektrální zá e, pak
Lλ ( x ) = τ ( x )LλZ (0 ) + LλA ( x )
dává formální tvar p enosové rovnice atmosféry.
K ohodnocení odlišností mezi zdánlivou zá í L (x) a zá í téhož objetu na
zemském povrchu L (0) se používá p enosová funkce atmosféry nebo-li
p enosová charakteristika atmosféry
P(x ) =
Lλ ( x )
,
LλZ (0)
- 53 (71) -
která ukazuje zm nu mezi zdánlivou zá í ve vzdálenosti x a skute nou zá í
téhož objektu na zemském povrchu.
Pro zá ení z oblasti viditelného a blízkého infra erveného spektra je zdrojem
zá ení objektu také odražené slune ní zá ení. Budeme-li brát v úvahu jen zá ení
odražené pod malými zenitovými úhly , pro n ž spl uje v tšina p írodních
povrch podmínku lambertovského povrchu, pak
M ρ = πLZ (0)
Sou asn je také:
M ρ = ρE = ρ (E ρ + Ed )
V poslední rovnici je Eρ intenzita ozá ení p ímým slune ním zá ením a Ed
intenzita ozá ení difuzním zá ením. Podle definice propustnosti bude pro
intenzitu ozá ení Eρ platit
E ρ = E Sτ (Θ S )
kde ES je slune ní konstanta a
S
zenitový úhel Slunce.
Kombinací známých vztah získáme pro LZ(0)
LZ (0 ) =
ρ
[ESτ (Θ S ) + Ed ]
π
a pro p enosovou funkci L(x)
L(x ) =
ρ
(
E S e −τ + Ed )e −T + L A ( x ) .
π
Kone ný tvar p enosové rovnice je t eba íst v každém p ípad ve spektrálním
tvaru, protože všechny fyzikální veli iny, které v ní vystupují, jsou funkcí
vlnové délky zá ení. Intenzita Ed a zá atmosféry LA(x) jsou navíc funkcemi
optické tlouš ky T(x) a pr ezu úhlového rozptylu ( ).
P enosová funkce popisuje transformaci zá e pozemních objekt , ke které
dochází vlivem atmosféry p i m ení z aerokosmického nosi e snímacích
za ízení, který se pohybuje ve výšce z = x/cos , kde
je zenitový úhel
snímacího za ízení. Ukazuje na rozdíl mezi zdánlivou zá í a zá í nam enou p i
zemském povrchu. Tím je dán i rozdíl u obdobn zjiš ované spektrální
odrazivosti
i spektrálního koeficientu zá e R . P i porovnávání hodnot
získaných z pozemního a aerokosmického m ení je proto t eba postupovat
velmi obez etn .
Zdánlivá zá objektu a její zm ny s výškou jsou závislé na zá i okolních
objekt a také na tom, zda se p i interakci zá ení s atmosférou uplat uje
p evážn absorpce nebo rozptyl. V p ípad , že p evládá atmosférický rozptyl,
závisí výsledek na vzájemném pom ru zá e objektu a jeho okolí. Pokud je jeho
zá nižší než ostatních objekt , bude zdánlivá zá daného objektu vyšší s v tší
výškou. To proto, že rozptýlené zá ení z okolních objekt bude p ispívat více
než kolik bude absorbováno ze zá ení vlastního objektu. P i zá i objetu v tší
než je pr m rná hodnota okolí se bude jeho zdánlivá zá s výškou snižovat. Na
vlnových délkách kratších než 3 m tato situace nastává u objekt , které jsou
v dané konstelaci velmi dobrým odraže em slune ního zá ení. P i shodné zá i
- 54 (71) -
objektu s okolím se jeho zdánlivá zá s výškou m nit nebude. Za podmínek
p evažující absorpce v atmosfé e se zdánlivá zá s výškou snižuje, nebo zá ení
je pohlcováno atmosférou.
Zá objektu na vlnové délce v tší než 3 m bude ovlivn na tepelným
vyza ováním atmosféry. Zdánlivá zá bude v tší nebo menší než skute ná
podle toho, zda teplota atmosféry podél dráhy paprsku je v tší nebo menší než
teplota objektu.
N kdy se v pr b hu m ení m ní pozorovací úhel, ímž se také m ní délka
dráhy paprsku a orientace vzhledem ke Slunci. Propustnost atmosféry se
s v tším pozorovacím úhlem snižuje, zatímco vyza ování atmosféry podél
prošlé dráhy se zvyšuje. P i zm nách pozorovacího úhlu se rovn ž uplatní to,
že povrchy nejsou difúzní, takže odrazivost je závislá na sm ru dopadajícího a
odraženého zá ení.
Uvedené p í iny ovliv ují, vzhledem ke své spektrální podstat , zdánlivou zá i
r zn na r zných vlnových délkách. Tím dochází i ke zm nám ve spektrálním
kontrastu r zných objekt , což má pro multispektrální m ení zna ný význam.
S poklesem zdánlivého spektrálního kontrastu s výškou musíme po ítat
zejména u objekt s nízkou hodnotou zá e (nap . voda ve viditelné ásti
spektra). Spektrálním kontrastem rozumíme pom r
C1, 2 =
L1 − L2
,
L2
kde L1 a L2 jsou spektrální zá e na dvou vlnových délkách 1 a 2. Bude-li
C1,2(0) spektrální kontrast jistého objektu na zemském povrchu, pak zdánlivý
spektrální kontrast je:
C1, 2 ( x ) = C1, 2 (0)
P1 ( x ) − P2 ( x )
.
P2 ( x )
Protože se p enosová funkce atmosféry teoreticky velmi obtížn zjiš uje,
ur uje se n kdy p ímo z dat získaných p i m eních. Ani tímto zp sobem však
nelze získat úplnou informaci o podílu atmosféry na nam ených hodnotách, a
to dokonce ani pro konkrétní asové a stanovištní podmínky.
|P edpokládejme, že na zemském povrchu jsou v t sné blízkosti dva
homogenní objekty se známou zá í L1Z(0) a L2Z(0), pro které byla nam ena
zdánlivá zá .
L1 ( x ) = τ 1 ( x )L1Z (0 ) + L1 A ( x )
a
L2 ( x ) = τ 2 ( x )L2 Z (0 ) + L2 A ( x )
Podmínku t sné blízkosti využijeme k p edpokladu, že stav atmosféry je
v obou p ípadech shodný a tedy
τ 1 (x ) = τ 2 (x ) = τ (x )
a
L1 A ( x ) = L2 A ( x ) = L A (x )
- 55 (71) -
Potom ob rovnice ešíme jako soustavu rovnic pro neznámé (x) a LA(x).
Obvyklým postupem dostaneme:
τ (x )
L1 ( x ) − L2 ( x )
L1Z (0) − L2 Z (0)
a
L A ( x ) = L1 ( x ) − τ 1 ( x )L1Z (0 ) = L2 ( x ) − τ 2 ( x )L2 Z (0 )
Ze známých hodnot L1Z(0) a L2Z(0) a nam ených hodnot L1(x) a L2(x) lze
pomocí uvedených rovnic ur it p enosovou funkci atmosféry. Je z ejmé, že
takto ur ená p enosová funkce se vztahuje jen na daný okamžik m ení. Každý
konkrétní experiment je provád n za r zných stav atmosféry a je proto i jinak
ovlivn n atmosférou. P i ur ování zá í L1Z(0) a L2Z(0) je t eba dbát na to, aby
byly zachovány stejné geometrické podmínky, jako p i m ení zdánlivých zá í.
V praxi to p edevším znamená zachovat shodnost úhl ur ujících sm r
m eného zá ení. To je zp sob, který se používá p i synchronních pozemních
m eních provád ných sou asn s družicovým nebo letadlovým m ením.
P itom je však t eba zhodnotit ješt rozdílnost v nehomogenit studovaného
povrchu objektu, který je sledován jak pozemními prost edky, tak
aerokosmickými prost edky. Ve druhém p ípad je získána integrální hodnota
zá e povrchu obsahující i p ípadné nestejnorodosti. Pokud tyto nestejnorodosti
nejsou obsaženy i ve výsledku pozemního m ení, m že tento fakt zp sobit
rozdíly v tší, než je vliv samotné atmosféry.
Dodržení geometrických podmínek je pot ebné p i každém srovnávacím
m ení. Platí to i o jiné možnosti ur it propustnost atmosféry z nam ených
hodnot. Tato metoda vyžaduje znalost skute né zá e dostate n zá ivého
objektu, který m že být použit jako etalon. Obvykle je etalonem objekt, který
má zrcadlový povrch a p itom v zorném poli m ícího p ístroje zabírá jen
nepodstatnou ást. Ozna me Le zá etalonového objektu a Lp zá okolí etalonu.
Potom zdánlivá zá celé plochy vymezené zorným polem p ístroje, v níž je
zahrnut i etalonový objekt bude
[
]
Le ( x ) = τ ( x ) Le (0) + L p (0) + L A ( x )
a zdánlivá zá téhož okolí, kdy ale etalon v zorném poli p ístroje nebude:
L p ( x ) = τ ( x )L p (0) + LA ( x ) .
Hodnoty obou atmosférických parametr m žeme pokládat za shodné
vzhledem k blízkosti obou m ení. Velikost propustnosti pak získáme
ode tením obou rovnic:
τ (x ) =
3.7
Le ( x ) − L p ( x )
Le (0 )
.
Spektrální projevy a vlastnosti krajiny
Interakce zá ení s hmotou je velmi složitý proces. Jejím výsledkem jsou stopy
zanechané ve spektru ozá eného objektu, s nímž zá ení interagovalo. Tím dojde
ke zm n složení zá ení, z níž lze vy íst vlastnosti zkoumaného objektu. Zá ení
- 56 (71) -
se tak stává bohatým zdrojem informací o objektu, které vypovídají jak o
chemickém složení hmotného objektu, tak i o jeho optických vlastnostech.
Interakcí zá ení s hmotou se ve spojitém elektromagnetickém spektru objevují
temné nebo jasné pásy (tzv. absorp ní nebo emisní spektrální áry). Jejich
vznik je spojen s obousm rným p edáváním energie mezi fotony dopadajícími
na hmotný objekt a elektrony v elektronových obalech atom , které tento
objekt tvo í. Každý chemický prvek i každá slou enina se p i interakci s
elektromagnetickým zá ením projeví svým
jedine ným a specifickým
souborem spektrálních ar, jehož podoba souvisí se strukturou vrchních vrstev
elektronového obalu atom interagující látky. Zárove se do spektrálních ar
promítají n které další fyzikální vlastnosti objektu. Práv proto je možné
analyzovat adu vlastností hmotných objekt na dálku rozborem zá ení, které
samy vysílají, nebo které s nimi interagovalo. Tento dálkový princip studia
vlastností objekt je vlastní p edevším v astronomii (astrochemie, astrofyzika).
Hmotný objekt je pro dopadající zá ení také optickým prost edím. P i dopadu
elektromagnetického zá ení na objekt mohou nastat r zné optické jevy, jejichž
intenzita je významn ovlivn na vlnovou délkou tohoto zá ení. Jde zejména o:
1. odraz zá ení zp t do prostoru
2. pohlcení zá ení
3. pr chod zá ení hmotným objektem nebo alespo pr nik zá ení do ur ité
hloubky hmotného objektu
4. áste ný rozptyl zá ení na mikro ásticích prost edí
5. p i pr chodu rozhraním dvou odlišných prost edí dojde k ohybu paprsk
(refrakci)
V reálném sv t dochází vždy ke kombinaci všech výše uvedených možností v
r zném pom ru v závislosti na vlnových délkách dopadajícího zá ení, složení
prost edí a jeho fyzikálním stavu aj. Zá ení, které se od objektu odrazí zp t do
prostoru sebou pak nese informaci o stavu samotného objektu, s nímž
interagovalo. Tento princip studia vlastností objekt je vlastní p edevším
klasickému dálkovému pr zkumu.
Jednotlivé prvky (složky) p írodního (životního) prost edí a jejich okolí
hodnotíme z kvalitativního i kvantitativního hlediska podle p edem zvolených
(p edem definovaných) parametr . Tyto parametry mají velmi rozmanitou
povahu od exaktních, které jsou podloženy fyzikálními, chemickými aj.
m eními, až po subjektivní, které vycházejí obvykle z ur ité kategorizace.
Metody dálkového pr zkumu (Zem ) nabídly pro studium p írodního
(životního) prost edí velice objektivní a p itom komplexní parametry, jakými
jsou nap . intenzita a druh odraženého a emitovaného elektromagnetického
zá ení, a to jak prvkem (složkou) p írodního (životního) prost edí, tak jeho
okolím. Toto zá ení lze podle jeho druhu registrovat optickou cestou na
fotograficky citlivou vrstvu nebo elektronicky na magnetická media. Tuto
registraci lze provést v libovolné výšce nad zájmovým objektem. S rostoucí
vzdáleností mezi emitujícím (reflektujícím) objektem a detek ním za ízením
roste integrace zá ivých tok a sou asn i význam atmosféry, na jejichž
vlastnostech a aktuálním stavu závisí i míra „degradace“ zdrojové
elektromagnetické integrace.
- 57 (71) -
Každý parametr, kterým popisujeme studované objekty a jevy, podléhá svým
specifickým asoprostorovým zákonitostem. Má sv j specifický denní, ro ní,
sezónní aj. režim v závislosti na jeho geografické poloze (zem pisné ší ce a
délce, nadmo ské výšce). Obdobn je tomu i s intenzitou a složením
elektromagnetického zá ení. Aby bylo možné tyto parametry racionáln
využívat, je t eba jejich chování d kladn poznat, a to bez jejich ovlivn ní
atmosférou. To znamená, sledovat jejich chování pozemními metodami
v souvislosti s jejich aktuálními fyzikáln -chemickými a biologickými
parametry a v souvislosti se stejnými parametry okolí studovaných objekt
(jev ).
K tomu ú elu se organizuje radiometrické, resp. spektrometrické m ení, jehož
cílem je sestrojení katalogu radiometrických (spektrometrických) dat, který má
být schopen zodpov d t na výše implicitn položené otázky.
Katalog pozemních (spektrometrických) m ení byl z d vodu snazší
manipulace s objektem a pro dostatek informací fyzikáln - chemického a
biologického charakteru konstruován pro vybrané zem d lské plodiny. Je
tvo en grafickými listy, jež slouží p edevším jako prvotní zdroj o chování
sledovaných parametr ve vztahu k danému objektu, a tabulkovými sestavami,
které slouží pro pot eby automatizovaného zpracovávání následných
radiometrických (spektrometrických) m ení. Obdobný katalog lze vytvo it pro
jakýkoliv pozemní objekt pouze teoreticky. Z praktického hlediska nelze
provád t nap . pozemní radiometrická m ení nad vyššími zem d lskými
plodinami (kuku ice v pokro ilejších fenofázích apod.) nebo stromovými
porosty bez nákladných technických za ízení (lanovky, výsuvné plošiny aj.).
Vzhledem k tomu, že objekty vyzá ené a odrážené zá ení registrujeme t. .
p evážn detektory, umíst nými na letadlových i kosmických nosi ích,
p ichází dnes velmi naléhav na po ad výzkum konstrukce katalogu
radiometrických dat na podklad aerokosmických m ení. Z metodického
hlediska je pot eba zohlednit p i jejich konstrukci t etí rozm r - výšku, p es
kterou se prost ednictvím fyzikáln - chemických vlastností atmosféry vnáší do
chování studovaného parametru pozemního objektu (jevu) další stupe
volnosti. Vlastní informace o intenzit a složení elektromagnetického zá ení
vyzá eného i odraženého studovaných objektem (jevem) je v nam ených
datech zakódována, jinak e eno lze ji efektivn využít až po odstran ní
„šumu“, který na žádanou informaci naloží atmosféra. Zp soby dešifráže
informace o žádaném objektu, resp. zp soby dešifráže atmosférického „šumu“
jsou p edm tem intenzivních výzkum . Jedno z možných ešení nabízí výše
zmín né katalogy radiometrických dat r zných pozemních objekt .
Ve snaze urychlit možné využívání m ení elektromagnetického zá ení, jsou
vytvá eny analogové katalogy, které p edstavují vedle sebe typické objekty a
jejich stavy, resp. typické vý ezy krajiny a její zm ny na jedné stran a jejich
odraz po ízený detektory nesenými letadlovými i kosmickými nosi i.
Hlavním smyslem dálkového pr zkumu je stanovit ur ité fyzikáln -chemické
nebo biologické vlastnosti zájmového objektu nebo jevu z nam ených hodnot
reflektovaného nebo emitovaného elektromagnetického zá ení. K tomu ú elu
se využívá charakteristických spektrálních vlastností r zných materiál . Tyto
vlastnosti jsou závislé na druhu látky nebo objektu, jeho okamžitém stavu a
také na stavu jeho okolí.
- 58 (71) -
Tabulka 3-13 Typická spektra odrazivosti vegetace a p dy (schéma)
P íslušnost k n jakému druhu m žeme vyjád it druhovými parametry. Jejich
charakteristiky jsou spíše kvalitativní (nap . louka, d m, silnice, rybník aj.).
Stav m ené látky udávají stavové parametry, jejichž charakter je spíše
kvantitativní (nap . vlhkost, výška, hustota aj.). Jejich po et m že být velmi
rozdílný. Od jednoho parametru udávajícího druh neboli t ídu objektu až po
n kolik desítek parametr podrobn popisujících stav m eného objektu a jeho
okolí. Zá ivé vlastnosti objektu popisuje jeho spektrální charakteristika,
vyjád ená pr b hem závislosti odrazivosti nebo emisivity dané látky na vlnové
délce. Nam ené spektrální hodnoty sou asn závisejí na vn jších podmínkách,
které jsou vyjád eny vn jšími parametry. Za n považujeme ty parametry,
které vyjad ují možnosti p ístroje, atmosférické vlivy, intenzitu dopadajícího
zá ení a geometrické uspo ádání experimentu. Po et vn jších parametr je pro
každý experiment stálý.
Souvislost mezi druhovými a stavovými parametry látky i objektu a jeho
radia ními vlastnostmi je známa. Otázkou však z stává, jaké konkrétní
fyzikální, chemické i biologické vlastnosti lze tímto zp sobem efektivn
zjiš ovat, s jakým kvantitativním a kvalitativním rozlišením a do jaké míry
vztahy ov ené p i laboratorním nebo pozemním zkoumání z stanou v
platnosti i p i dálkovém m ení. Ze znalosti vztahu mezi spektrální
charakteristikou a p íslušnými stavovými parametry lze odvodit nejvýhodn jší
spektrální pásma pro m ení. Stejn tak je tato znalost d ležitá pro stanovení
optimální zpracovatelské procedury, která nam ené hodnoty spektrální
intenzity p evede na hodnoty druhových nebo stavových parametr .
Z hlediska spektrálních vlastností m žeme základní krajinné složky rozd lit do
skupin, jejichž zá ivé vlastnosti jsou specifické, a to nap . takto:
• vegetace
• voda
• anorganické látky
• atmosféra
P i dálkovém pr zkumu je obvykle m ená sm s všech krajinných, resp.
antropogenních složek, takže výsledek je odpovídající kombinaci spektrálních
vlastností samotných složek.
- 59 (71) -
Spektrální charakteristiky jsou asov prom nné, tak jak se m ní v ase
hodnoty stavových parametr . V n kterém p ípad je pr b h asové zm ny
spektrálního projevu zkoumaného objektu dokonce pro n j charakteristický
(nap . r st vegetace) a slouží proto jako rozpoznávací p íznak. V takovém
p ípad je t eba ke stanovení látkových parametr znát i denní resp. ro ní dobu,
k níž se spektrální charakteristika vztahuje.
3.7.1
Optické vlastnosti vegetace a jejich režim
Rostlinstvo p edstavuje výraznou dominantu v dálkovém pr zkumu pevného
(ale áste n i vodního) povrchu, s ur itou výjimkou pro pouštní a polární
oblasti. S vysokou pravd podobností je obsaženo ve v tšin datových soubor
po ízených z letadlových nebo družicových nosi . Jejími obvyklými formami
jsou travní porosty, zem d lské kultury, lesní spole enstva aj.
P edm tem zkoumání metodou dálkového pr zkumu bývají obvykle rostlinná
spole enstva jednoho druhu. Spektrální projev takového porostu je výsledkem
odrazivých a emisních vlastností r zných ástí rostliny a jejího pozadí, které
jsou závislé na velkém po tu stavových parametr . Dominující však jsou
p ísp vky od list .
3.7.1.1 Spektrální vlastnosti listu
Spektrální vlastnosti listu jsou výslednicí p ísp vk od jednotlivých prvk ,
zejména bun né tekutiny, celulózy, tuk , ligninu, protein , cukr a oleje.
Kvantitativn se spektrální pr b hy r zn odlišných rostlin od sebe liší, ale
vesm s vykazují ur ité spole né rysy, které lze ozna it za typické pro vegetaci.
Dostate n p esný model spektrálních vlastností listu založený na znalosti
spektrálních vlastností jednotlivých substrát zatím nebyl vytvo en, a tak se
jeho spektrální projev zjiš uje experimentáln .
Pr b h spektrální odrazivosti vegetace lze rozd lit na t i hlavní oblasti,
odpovídající t em faktor m, které ur ují velikost spektrální odrazivosti, a to na:
1. oblast pigmenta ní absorpce v pásmu 0,4 - 0,7 µm
2. oblast vysoké odrazivosti, resp. bun né struktury v pásmu 0,7 - 1,3 µm
3. oblast vodní absorpce v pásmu 1,3 - 3,0 µm.
Ve viditelné oblasti zá ení formují pr b h spektrální k ivky listu pigmenta ní
látky. U v tšiny rostlin je nejrozší en jším pigmentem chlorofyl, který m že
tvo it až 65 % listového pigmentu. Chlorofyl pohlcuje v tšinu zá ivé energie v
modrém (0,45 µm) a erveném (0,65 µm) sv tle. Tyto dva absorp ní pásy jsou
výrazným rysem pásma pigmenta ní absorpce. Mezi nimi je maximum
odrazivosti v okolí vlnové délky zeleného sv tla (0,54 µm).
Protože je viditelné zá ení v listu velkou m rou absorbováno a z ásti listem
prochází, je odražené zá ení v této ásti spektra málo intenzívní.
Z dalších pigmenta ních látek se uplat uje vliv karotenu, xanthofylu a
anthokyan . První dv látky bývají žlutým pigmentem s absorp ním pásmem
pouze v modré ásti spektra kolem vlnové délky 0,45 µm. Protože chlorofyl
absorbuje zá ení na stejné vlnové délce, není vliv žlutého pigmentu ve zdravém
listu patrný. Stárnutí rostliny se projevuje úbytkem chlorofylu a vliv karotenu a
- 60 (71) -
xanthofylu se stává p evažujícím. To je hlavní p í ina žlutého zabarvení list
strom na podzim. V témže období n které rostliny namísto chlorofylu
produkují ve zna né mí e anthokyan, což dává list m ervené zabarvení.
Množství chlorofylu v listu ovliv uje tvar spektrální k ivky ve viditelné oblasti
spektra. Nár st obsahu chlorofylu se projeví nejd íve prohloubením
absorp ního pásu 0,68 µm, jeho mírným posunem do v tších vlnových délek a
snižováním maxima odrazivosti v zelené barv . Nap . pohltivost mladých list
kuku ice na vlnové délce 0,54 µm iní 50 - 60 % a u dosp lých list dosahuje
až 80 %. P esná poloha za átku vysoké odrazivosti v blízkém infra erveném
pásmu m že udávat obsah chlorofylu v listech. Jelikož lze obsah chlorofylu
korigovat p idáváním dusíku do p dy, existuje p ímá souvislost mezi obsahem
dusíku v rostlin a odrazivostí list .
Hlavním faktorem ovliv ujícím odrazivost v pásmu blízkého infra erveného
zá ení 0,72 – 1,3 µm je morfologická struktura listu. V dané vlnové oblasti je
spektrální charakteristika listu ur ována hlavn velmi nízkou pohltivostí bun k
(0,05-0,25). Stavební látkou je celulóza, jejíž index lomu je 1,4, emuž
odpovídá odrazivost asi 6 %. Skute ná odrazivost v blízkém infra erveném
oboru spektra je mnohem vyšší, což je zp sobeno n kolikanásobným odrazem
uvnit listu.
Spektrální odrazivost v oblasti vodní absorpce je formována výraznými
absorp ními pásy vody na vlnových délkách 1,4 µm, 1,9 µm a 2,7 µm, z nichž
posledn jmenovaný je nejv tší, a proto se ozna uje jako hlavní vibra ní
absorp ní pás vody. Je tvo en v podstat dv ma vibra ními absorp ními pásy
umíst nými na vlnových délkách 2,66 µm a 2,73 µm. Druhý základní
absorp ní vibra ní pás vody je v pásmu 6,27 µm. U spektrální k ivky
odrazivosti horní vrstvy list se ješt mohou projevit vedlejší absorp ní pásy
vody na vlnových délkách 0,96 µm a 1,1 µm.
Prudký nár st odrazivosti z absorp ního pásu v ervené barv do oblasti
vysoké odrazivosti je pro vegetaci zcela typický. Proto se používá rozdílu
odrazivosti nam ených v t chto dvou oblastech jako indikátoru p ítomnosti
zelené hmoty. Tomuto rozdílu se íká vegeta ní index (VI) a platí:
VI = RbI − R
kde RbI je odrazivost v blízkém infra erveném zá ení a R je odrazivost
v erveném sv tle. Nej ast ji se tento parametr používá v normovaném tvaru
ozna ovaném jako normovaný vegeta ní index NDVI.
NDVI =
RbI − R
RbI + R
V pásmu vlnových délek v tších než 3,0 µm je pohltivost list velmi vysoká.
Odrazivost klesá na hodnoty menší než 5 % pro úhel dopadu p icházejícího
zá ení 65° a menší než 3 % pro úhel dopadu 20°. Vzhledem k vysoké
pohltivosti je vysoká i emisivita, která se pro v tšinu rostlin pohybuje mezi
hodnotami 0,95 –0,98. Nejmenší hodnota emisivity 0,938 byla zjišt na u listu
fazole a nejv tší u cukrovky, kde inila 0,995.
Vzájemný vztah mezi teplotou listu T, emisivitou ε a intenzitou vyza ování je
možné použít k ur ení teploty listu, pokud známe jeho emisivitu. Tu je t eba
- 61 (71) -
znát s vysokou p esností, nebo vzhledem k tvaru funkce M= M(ε,T) již malé
zm ny ε zp sobují zna né teplotní diference. P i stejné intenzit vyza ování M
= 455 W.m-2 emitovaném fazolí a cukrovkou, je teplota fazole 29,7°C a teplota
cukrovky 25,1°C. R zné velikosti koeficientu emisivity tak mohou zap í init
stejnou intenzitu vyza ování i p i teplotním rozdílu 4,6°C.
P i sledování r zných vegeta ních porost se využívá i mikrovlnné zá ení.
Rozlišení r zných stavových parametr obilí se da í v pásmech P (f = 0,4 GHz,
λ = 75 cm), L (f = 1,6 GHz, λ = 18 cm) a C. (f = 4,75 GHz, λ = 6 cm). Na
nižších frekvencích lze lépe rozlišit vegetaci s rozdílným objemem biomasy.
Zato frekvence v K pásmu (f = 13,3 GHz, λ = 2 cm) je možné použít jen na
odlišení vegeta ního krytu od ostatních složek krajiny. Rozlišení r zných
druh vegetace usnad uje také pozorování ve dvou kolmých polariza ních
rovinách. M ení ve stejné polariza ní rovin v jaké je polarizován vysílaný
paprsek, je výhodné na zjiš ování nerovností povrchu.
Úhlová závislost odrazivosti povrchu listu je ur ená p edevším strukturou listu
a jeho stá ím. V prvním p iblížení se tvar diagramu dá nahradit odrazem od
difúzního povrchu,ale každý druh vykazuje odchylky sm rem k zrcadlovému
povrchu.
Zrcadlová složka je nejvíce zastoupena v odraženém zá ení suchomilných
rostlin. Voskový povrch list zp sobuje silný zrcadlový odraz jak pro malé
úhly dopadu do 15°, tak i v intervalu v tších úhl 60- 80°. Zna n pest ejší
rozdíly v odrazových diagramech vykazují listy mezofilních rostlin. Vrás ité a
matové listy mají diagram plochý s maximem odraženého zá ení pro úhly 70 –
80°. Tenké listy mají odrazivost tém izotropní a malou. Rostliny s pokleslými
listy se vyzna ují maximálními hodnotami odrazivost pro úhly 10 –15° a 6070°.
3.7.1.2 Parametry ovliv ující odrazivost vegetace
Popsaný trend spektrální charakteristiky listu je v p ípad konkrétního porostu
modifikován p sobením ady dalších parametr . Velikost odrazivosti je siln
závislá na obsahu vody v rostlin ,zvlášt v oboru infra erveného zá ení.
V zásad platí, že s poklesem obsahu vody v listech se jejich odrazivost
zvyšuje.
Zvýšení odrazivosti je samoz ejm nejvyšší na vlnových intervalech
absorp ních pás vody, ale p enáší se i do vlnových pásem mezi absorp ními
pásy.P i vlhkosti listu menší než asi 55 % již rostlina ztrácí zna nou ást
chlorofylu. To vede ke zvýšení odrazivosti v pásmu chlorofylu 0,66 µm. P i
poklesu obsahu vody dochází navíc k významným zm nám ve vnit ní struktu e
list , což se také projevuje v odrazivosti na vlnových délkách v blízkém
infra erveném pásmu.
Rostliny pro sv j r st vyžadují n které minerály, i když jen v nepatrném
množství. pokud není v p d správný obsah minerál
nebo jsou
v nevyhovujícím pom ru, je spektrální odrazivost rostlinného povrchu ve
viditelné i infra ervené oblasti odlišná od normálního pr b hu. Obzvláš oblast
blízkého infra erveného zá ení 0,75 – 0,9 µm je citlivá na projevy
nenormálního vývoje rostlinného r stu.Snížení po tu list se proto nejd íve
projeví poklesem odrazivosti na t chto vlnových délkách, zatímco odrazivost
- 62 (71) -
v zelené barv nemusí být ješt zm n na. Nap íklad šestinásobný obsah m di
v p d se m že projevit poklesem odrazivosti na vlnové délce 0,8 µm o 25 %,
zatímco v pásmu 0,5 µm se spektrální zm ny neprojeví. Je to proto, že vyšší
obsah m di zp sobuje snížení r stu rostlin a po tu list .
Rostliny vystavené p sobení kov jsou postiženy nedostatkem chlorofylu.
Tento stav zvaný chloróza nastává nedostatkem železa v t le rostliny, které je
vytla eno jiným kovem s bohatším výskytem v p d , zejména niklem,
kobaltem, chrómem, zinkem nebo manganem. Vegetace v takovém p ípad
ztrácí svou p vodní zelenou barvu a maximum spektrální odrazivosti se
posouvá sm rem k delším vlnovým délkám kolem 0,58 µm a dále (žloutnutí
porostu). P itom se sníží odrazivost v blízké infra ervené oblasti. P ítomnost
n kterých minerál p sobí také opa n a výsledkem je gigantismus rostlin.
Tímto zp sobem se projevuje vliv p dy obohacené borem.
M ení metodou dálkového pr zkumu z létajících nosi
jsou provád na
s prostorovou rozlišovací schopností n kolik desítek až tisíce metr .
V takovém p ípad je objektem m ení nikoliv jednotlivá rostlina nebo
dokonce její list, ale spole enství daného rostlinného druhu jako celek. I za
p edpokladu druhové homogenity takového spole enství jsou spektrální
vlastnosti porostu jako celku odlišné od spektrálních charakteristik jeho
rostlinných ástí. P i vytvá ení spektrálního projevu rostlinného krytu dochází
ke vzájemnému skládání p ísp vk od jeho rostlinných ástí i okolí. Primární
roli p itom hraje vícenásobný obraz v n kolika vrstvách listoví a rozptyl na
r zn orientovaných listech v porostu. Vliv tohoto jevu roste se stoupající
intenzitou dopadajícího zá ení, ve viditelné a blízké infra ervené oblasti
spektra pak s rostoucí výškou Slunce.
V infra ervené oblasti spektra tak odrazivost m že dosáhnout až 85 %. Bude-li
list vykazovat odrazivost i propustnost 50 %, odrazí druhá vrstva list 25 %
p vodního zá ení. Z toho množství bude polovina propušt na první vrstvou,
takže celková odrazivost bude 62,5 %. Tento efekt slábne s p ibývajícími
vrstvami a asi od šesté vrstvy je již zanedbatelný.
S r stem intenzity rozptýleného zá ení uvnit porostu se albedo porostu
zv tšuje, a to rychleji na vlnových délkách, kde je malá pohltivost, tedy
v oblasti zvýšené odrazivosti. Zvláš je tato závislost patrná u vysokého
porostu, kde je efekt vícenásobného odrazu výrazn jší.
Pokud porost není p íliš hustý, p ispívá do hodnoty odrazivosti vegeta ního
povrchu i odrazivost p dy. Mírou hustoty povrchu je index listové plochy (LAI
– leaf area index). Je to bezrozm rná veli ina vyjad ující kolikrát je plocha
všech list v tší než základna vertikálního sloupce, v n mž jsou listy umíst ny.
V oblasti viditelného zá ení není rozdíl v odrazivosti mezi listy a p dou p íliš
velký. Výjimkou je sn hová pokrývka na p d pod vegetací. Listy v takovém
p ípad albedo sn hu výrazn snižují.
Výrazn jší kontrast mezi p dou a vegetací je v oblasti blízkého infra erveného
zá ení. Jeho velikost je závislá nejen na hustot porostu, ale i na orientaci list
vzhledem ke Slunci a na výšce Slunce nad obzorem. V souhrnu platí, že pro
hodnoty LAI =1 až 3 (do asi 65 % zakrytí p dy vegetací) není závislost albeda
na výšce Slunce patrná. Pro v tší hodnoty indexu LAI, které ale ješt
- 63 (71) -
odpovídají nezapojenému porostu, se odrazivost vegetace zvyšuje s výškou
Slunce.
Naproti tomu odrazivost hustých porost (LAI >3) s výškou Slunce klesá, ale
tím mén , ím více se orientace list v porostu blíží vodorovné poloze. Pro
nízko stojící Slunce je situace obrácená. V rozp tí st edních výšek Slunce nad
obzorem, mezi 20° až 40°, albedo hustého porostu na orientaci listu tém
nezávisí.
3.7.2
Optické vlastnosti vybraných složek hydrosféry a jejich
režim
Voda je s ohledem na sv j charakter zastoupena tém ve všech m eních
metodou dálkového pr zkumu. P edm tem jejího p ímého sledování je její
výskyt ve všech t ech skupenstvích, tj. ve skupenství pevném, kapalném i
plynném. Zá ivé vlastnosti vody jsou v celém oboru elektromagnetického
spektra vesm s dosti odlišné od ostatních látek na zemském povrchu. Proto
p ítomnost vody m ní spektrální projev každého objektu.
3.7.2.1 Kapalné skupenství vody
Voda v oceánu a uzav ených vodních plochách se vyzna uje nízkou
odrazivostí zá ení na všech vlnových délkách. Dopadající slune ní zá ení
proniká z velké ásti pod hladinu, kde je absorbováno. Na vlnové délce 0,48
µm je propustnost vody maximální a trvale klesá s vlnovou délkou zá ení až do
oblasti tepelného infra erveného zá ení.
Vyšší propustnost vody v krátkovlnné oblasti viditelného zá ení m že být
použita pro získání ur ité informace o dnu vodní nádrže. M ením na vlnové
délce 0,5 - 0,6 µm lze získat v isté vod údaje z hloubky 10 - 15 m. S rostoucí
vlnovou délkou zá ení se povrchová vrstva vody zmenšuje, takže nap . v
pásmu 0,8 - 1,1 µm dosahuje jenom 10 cm.
Pokud se však ve vod vyskytují jakékoliv další ástice mechanických nebo
biologických p ím sí, zá ení se na nich odráží, což p ispívá ke zvýšené
odrazivosti vodní plochy. Takovou p ím sí m že být plankton obsahující
chlorofyl. Jeho výskyt zp sobuje snížení odrazivosti v modré ásti spektra a
sou asn zvýšení odrazivosti v žlutozelené ásti spektra. S p ibývajícím
obsahem chlorofylu se pásmo minimální absorpce p ibližuje asymptoticky k
vlnové délce minimální absorpce chlorofylu na 0,56 µm. Následkem toho je
výrazn jší barevná zm na vody zp sobená jen nízkou koncentrací (do 2 - 3
mg.m-3) chlorofylu. Tato závislost umož uje sledování koncentrace vodních
as.
Obdobn zp sobuje zvýšenou odrazivost vody suspenze, v etn posunutí
maxima odrazivosti k delším vlnovým délkám. P ítomnost suspenzí tak
maskuje spektrální projevy dna, které jsou nap íklad pro turbiditu ádov 100
mg/litr pro hloubky v tší než 30 cm zcela zanedbatelné. Vedle chlorofylu a
suspense se spektráln projevují i další p ím si p írodního i um lého p vodu,
které ur ují kvalitu vody, jako nap . výskyt olejových skvrn.
Pro infra ervené zá ení je voda prakticky nepropustná.
- 64 (71) -
Využití tepelného zá ení vody k ur ení její teploty je ztíženo složitými
podmínkami, které formují p enos tepla mezi vodní hladinou a atmosférou. Pro
správnou interpretaci nam ené hodnoty radia ní teploty je nejd ležit jší
situace v horní tenké vrstv vodní hladiny nep esahující tlouš ku 1 µm.
Neznalost teplotního profilu v této vrstv zp sobuje význa ný rozdíl mezi
teplotou nam enou ve vod a teplotou vypo ítanou z radia ní teploty. Jistým
východiskem je kalibrace skenerového m ení na homogenní vodní hladin . Ta
je dost obtížná, nebo tepelnou bilanci mezi vodou a vzduchem siln narušuje
vliv v tru.
Voda s hladkým povrchem je zrcadlový odraže v oboru vlnových délek
radarového zá ení, nic se tedy od ní neodráží do antény. Voda s drsným
povrchem odráží signál s r znou silou. Nap . radarovým systémem pracujícím
v L pásmu (λ = 23,5 cm) a s úhlem pohledu 20 - 26° lze detekovat vlny,
jestliže výška vlny je v tší než 1 m. Lepších výsledk lze získat pro vlny ve
sm ru kolmém na sm r letu.
3.7.2.2 Pevné skupenství vody
Na rozdíl od vody v kapalném skupenství má sníh a led ve viditelné a blízké
infra ervené oblasti spektra vysokou odrazivost. Ta o tolik p evyšuje
odrazivost ostatních objekt na zemském povrchu, že intenzita odraženého
zá ení leckdy p ekra uje dynamický rozsah detektoru radiometru. Stejn
vysokou odrazivost mají také horní vrstvy oblak , jež jsou tvo eny ledovými
krystalky.
Spektrální odrazivost sn hu však vykazuje hluboká minima na vlnových
délkách mezi 1,55 až 1,75 µm a 2,1 až 2,3 µm. Minima v hodnot odrazivosti
odpovídají p íslušným absorp ním pás m vody. Tak prudký pokles spektrální
odrazivosti o více než 90 % je mezi p írodními objekty zcela výjime ným
jevem.
Oproti tomu je spektrální odrazivost mrak tém konstantní v celém vlnovém
rozsahu odraženého zá ení, tj. od 0,3 do 3,0 µm. Je to proto, že rozptyl
slune ního zá ení v oblaku není závislý na vlnových délkách. V oblasti
tepelného zá ení se podmínky stávají pro obla nost a sníh op t shodné, protože
oba objekty mají v tšinou shodnou teplotu i stejnou hodnotu emisivity.
Stavovým parametrem sn hu, který ur uje jeho odrazné vlastnosti p edevším
ve viditelné ásti spektra, je obsah prachových p ím sí. Zvýšená ne istota
sn hu snižuje jeho odrazivost. Druhým d ležitým parametrem je velikost
sn hových ástic. Sníh, tvo ený z velkých ástic má nižší odrazivou schopnost.
Tento efekt je ješt výrazn jší v blízké infra ervené ásti spektra, kde se
projeví i rozdíly v malých velikostech ástic.
Spektrální odrazivost je rovn ž závislá na stá í sn hu. erstvý sníh má
odrazivost n kolikanásobn vyšší, zejména ve st edním infra erveném pásmu.
V tší vodní hodnota staršího sn hu se projeví poklesem odrazivosti i v blízkém
infra erveném pásmu.
Dielektrické vlastnosti vody a ledu jsou i v oblasti mikrovlnného zá ení natolik
odlišné, že již mírné tání zp sobuje velikou zm nu intenzity emitovaného i
odraženého zá ení. Protože voda ve sn hu obaluje sn hové granule a zp sobuje
výrazný pokles pohltivosti, je výsledkem její p ítomnosti menší rozptyl zá ení
- 65 (71) -
uvnit sn hové vrstvy, pokles odrazivosti, ale zvýšení emisivity. Emisivita je
naopak menší u sn hu tvo eného z ledových krystal v tší velikosti. Klesá
logaritmicky také s nar stající sn hovou vrstvou.
Chování mo ského ledu závisí na dielektrických vlastnostech a prostorovém
uspo ádání ledu. X-pásmový radar s vlnovou délkou 3,2 cm lze použít pro
rozlišení druh ledu a tlouš ky ledu.
P i použití mikrovlnného zá ení je d ležitý faktor jeho polarizace. Pro
zjiš ování síly p emrzlého a firnového sn hu je vhodn jší horizontální
polarizace. Takto polarizované zá ení je povrchovou slupkou propoušt no,
zatímco vertikáln polarizované zá ení je ledovou vrstvou zna n pohlcováno.
3.7.3
Optické vlastnosti anorganických látek a jejich režim
Do této kategorie pat í pevné povrchy bez vegetace, od skalních masív a
aridních oblastí až o zem d lskou p du a um lé materiály. Podobn jako u
vodních ploch je interakce elektromagnetického zá ení s nimi omezena na
odraz a absorpci.
Ve viditelném zá ení je pro spektrální k ivku pevného povrchu charakteristický
pozvolný vzestup odrazivosti s rostoucí vlnovou délkou. Konkrétní velikost
spektrální odrazivosti je ur ován p evážn chemickým složením a
mechanickými vlastnostmi i strukturou povrchu.
Vliv chemického složení se uplat uje p edevším u minerál a hornin, protože
jejich složení je z chemického hlediska mnohem homogenn jší než u sypkých
materiál . Pro chemické prvky jsou typické jejich absorp ní pásy, které jsou
umíst ny zejména v infra ervené ásti spektra.
Obr. 3-8 Spektrální k ivka odrazivosti povrch bez vegetace (p evzato)
Spektrální projev p dních objekt zase ovliv uje p edevším jejich mechanické
složení. Jeho rozdíly se projevují více v odraženém zá ení ve viditelném a
blízkém infra erveném oboru spektra.
- 66 (71) -
3.7.3.1 P da
Postupné zvyšování odrazivosti p d s rostoucí vlnovou délkou v oboru
viditelného a blízkého infra erveného zá ení nevykazuje žádné výrazn jší
narušení jeho monotónnosti až k absorp ním pás m vody. K hlavním
parametr m ovliv ujícím spektrální projev p dního povrchu pat í vlhkost,
obsah humusu, mineralogické složení, mechanické vlastnosti p dy, struktura
povrchu p dy a intenzita erozních proces .
Obr. 3-9 Spektrální odrazivost p d s r zným obsahem humus a železa
(p evzato)
Sledování vlhkosti p dy metodou dálkového pr zkumu má uplatn ní
v zem d lství a vodním hospodá ství. Zvýšení vlhkosti se projeví celkov
sníženou odrazivostí a výrazn jšími minimy na vlnových délkách
odpovídajících absorp ním pás m vody.
Obr. 3-10 Vliv obsahu vlhkosti na odrazivost p dy (p evzato)
Jíly a hlíny jsou obecn vlh í než pís ité p dy a mají tedy i nižší odrazivost. I
ve vysušených jílech je neustále p ítomno jisté množství vody, což se na
spektrální k ivce projeví patrnými absorp ními pásy vody na vlnových délkách
1,4 µm, 1,9 µm a 2,7 µm. Spektrální k ivky jílových zemin jsou modifikovány
- 67 (71) -
absorp ními pásy hydroxylového iontu v pásmech 1,4 µm a 2,2 µm. Zatímco
pás na vlnové délce 1,4 µm se kryje s absorp ním pásem vody, m že velikost
deprese spektrální odrazivosti na vlnové délce 2,2 µm sloužit k ohodnocení
p ítomnosti n kterých jílových materiál (nap . kaolinitu).
S mechanickými vlastnostmi souvisí i struktura povrchu p dy, která ovliv uje
úhlové rozd lení intenzity odraženého zá ení. Povrch p dy tvo ené menšími
ásticemi je hladší. Zá ení je v p d mén pohlcováno následkem
vícenásobných odraz mezi nerovnostmi na povrchu, takže odrazivost p dy
s menším stupn m agregace p dních ástice je v tší. Zv tšení rozm ru ástic
z 0,02 mm na 2,0 mm m že zp sobit pokles odrazivosti až o 14 %. Tento efekt
m že v n kterých p ípadech p ekrýt vliv vlhkosti a jiných faktor a stát se
dominujícím. Je proto t eba vždy znát rozm r p dních ástic p i srovnání
spekter n kolika p dních m ení.
Na spektrální odrazivost p d má také vliv obsah humusu v p d . Zvyšování
obsahu organických látek snižuje odrazivost p dy pro viditelné zá ení
nelineárním zp sobem. Tmavý odstín p dy je zp soben p evážn humusem,
pokud jeho obsah p esáhne hodnotu 1,5 %. U biologicky mén hodnotných p d
je jejich tmavost více ovlivn na p ípadnou p ítomností železa. Na vlnových
délkách 1,5 µm a v tších je možné zaregistrovat p ítomnost humusu jen když
jeho obsah p esáhne 10 %.
V pásmu tepelného zá ení, na vlnových délkách 5 až 15 µm je vyza ování p d
tém konstantní a iní 0,95. Výjimku tvo í písky, jejichž emisivita má
minimum na vlnové délce 9 µm, což je zp sobeno p ítomností dioxidu
k emíku. Zá ivá teplota bude u písk vždy menší než skute ná.
Jelikož nam ená hodnota spektrální intenzity odraženého nebo emitovaného
zá ení je výsledkem spole ného p sobení vliv všech druhových a stavových
parametr , je jednozna né ur ení nejvlivn jšího parametru obtížným úkolem.
Vliv teploty a vlhkosti p dy lze separovat sou asným m ením ve viditelném i
infra erveném oboru spektra. P i kombinaci t chto pásem lze využít toho, že
vlhká p da je obvykle i chladn jší z d vodu v tšího vypa ování. Na druhé
stran suchá p da absorbuje stejné množství energie, ale není ochlazována
vypa ováním. Proto p da, která vykazuje vysokou odrazivost a sou asn i
nízkou emisivitu, bude obsahovat relativn vysoké procento vody. Oproti tomu
bude nízká spektrální odrazivost, ale v tší emisivita, projevem suché p dy
s pom rn vysokým obsahem organické látky.
Také v mikrovlnném oboru jsou zá ivé vlastnosti p dy nejvíce ovlivn ny její
vlhkostí. Je to d sledek zna ného rozdílu mezi velikostí dielektrické konstanty
suché p dy (kolem 3) a vody (asi 80). D sledkem p ítomnosti vody v p d je
zm na emisivity p dy z hodnoty 0,95 jestliže je suchá, na hodnotu i menší než
0,6 pro vlhkou p du, tedy zhruba o 30 %.
Emisivita je rovn ž závislá na rovnosti povrchu. Jen o málo v tší nerovnost
snižuje citlivost intenzity mikrovlnného zá ení na vlhkost p dy. Obdobn
p sobí i vegetace. Tato závislost je úm rná frekvenci zá ení. Nejvýhodn jší
jsou radiometry pracující na frekvencích v L-pásmu, tj. s frekvencí kolem 1,5
GHz ( = 20 cm).
Vliv vegetace je tím v tší, ím je porost hustší. P i hustot vegetace
odpovídající koeficientu pohltivosti 0,7 (porost zralé kuku ice) se citlivost
- 68 (71) -
mikrovlnného m ení vlhkosti p dy sníží asi o 25 % oproti možnostem p dy
bez vegetace. Zá ení s delší vlnovou délkou má lepší schopnost pronikat
vegetací, avšak na zm ny vlhkosti p dy je mén citlivé. Nap íklad hodnoty
zá ivé teploty nam ené na vlnové délce 50 cm postihují jen dvakrát v tší
zm ny vlhkosti, než údaje získané na vlnové délce 21 cm.
Vliv vlhkosti se projevuje siln p i radarových m eních. Rozptylový
koeficient se m ní v rozsahu zhruba od 0,05 pro suchou p du až do 0,55 pro
vodou nasycenou p du, tedy v rozsahu 11 – 15 dB podle vzorce:
σ = A+ B⋅w ,
kde w je objemová vlhkost. Velikost absolutního lenu je p evážn ur ována
mírou nerovnosti povrchu, zatímco koeficient úm rnosti je závislý hlavn na
struktu e p dy.
3.7.3.2 Horninový podklad
Spektrální charakteristiky hornin jsou zatím používány jen okrajov . Více se
dat dálkového pr zkumu využívá k zjiš ování geologických struktur podle
jejich tvar , které jsou pro výskyt ur itých horninových útvar
charakteristické.
Konkrétní pr b h spektrální odrazivosti ve viditelné i infra ervené ásti
spektra je ur en chemickým složením horniny. P ítomnost vody v minerálech
se projeví výskytem absorp ních pás vody na vlnové délce 1,4 µm a 1,9 µm.
Pokud jsou ve spektru obsaženy oba pásy ukazuje to na to, že v m ížce jsou
nevázané molekuly vody, nebo hydrata ní voda. Samotný pás na 1,4 µm
ukazuje na p ítomnost vázané vody v materiálu, nej ast ji ve form
hydroxylové skupiny OH-.
K emi ité horniny vykazují spektrální projev p edevším podle obsahu SiO2.
Minerály s v tším obsahem SiO2 jsou sv tlejší. S úbytkem obsahu SiO2 se
maximum odrazivosti posouvá k delším vlnovým délkám. Všechny silikátové
horniny vykazují široká maxima odrazivosti nebo minima vyza ování
v rozsahu vlnových délek 8 až 10 µm. K emenný krystal má minimu intenzity
vyza ování na vlnové délce 9 µm.
Spektrální k ivku hornin p íslušejících do skupiny karbonát ur uje p evážn
obsah oxid MgO + CaO a skupiny CO3-.
Jestliže obsah MgO + CaO p evyšuje 50%, dosahuje odrazivost hornin až 80 %
v celém rozsahu vlnových délek odraženého slune ního zá ení. Na vlnové
délce 2,3 µm se výrazn projeví absorp ní pás skupiny CO3-. V tepelném
infra erveném zá ení mají karbonáty výrazné minimum emisivity v pásmu 7,0
µm.
Krom spektrálního projevu je pro horniny význa ná jejich rozdílná tepelná
kapacita. Projevuje se rozdílem nam ené zá ivé teploty mezi denní a no ní
hodnotou. Vzájemná souvislost mezi typem horniny a pr b hem denních teplot
však není jednozna ná. Výsledek je do zna né míry ovlivn n p sobením vody,
která zvyšuje velikost tepelné kapacity, na níž závisí ochlazování povrchu
horniny. Použití rozdílu mezi denní a no ní teplotou minimalizuje vliv vn jších
faktor na teplotu horniny (emisivita, slune ní zá ení, sklon terénu) a
zd raz uje efekt tepelné setrva nosti.
- 69 (71) -
Pro dálkový pr zkum hornin a minerál je také vhodné použití mikrovlnné
oblasti spektra. Zde je nejd ležit jším parametrem dielektrická konstanta
každého materiálu. Její velikost se u t chto materiál m že m nit i v rozsahu
dvou i více ád . Platí, že je nep ímo úm rná obsahu Si, K a Na a p ímo
úm rná obsahu Fe, Mn, Ti a Ca.
Tabulka 3-14 Úkol splnitelný metodou DPZ
λ (µm)
0,4 - 0,52
0,49 - 0,61
0,59 - 0,67
0,64 - 0,76
0,75 - 1,08
1,00 - 1,35
1,48 - 2,34
10,2 - 12,5
Specifikace úkolu
pr zkum vod, zastav ných oblastí, studium atmosféry
identifikace druh rostlin, sledování jejich r stu, sledování
sn hové pokrývky, zne iš ování vody, sledování ker a ledovc ,
rozlišování p dního fondu, zjiš ování obsahu planktonu ve
vodách
um lé stavby, vodní eroze reliéfu terénu a jeho diferenciace,
studium p dního fondu, , charakter zpracování p dy, kvalita
vody, geologické struktury
typy využití p dy, stupe zrání zem d lských plodin, eroze
p dy, vlhkost p dy, ur ování pob ežních linií
rozlišení vody a pevniny, druhy p dy a vegetace, poškození
vegetace šk dci, vlhkost povrchu, mapování podpovrchových
vod, geologické struktury, zne išt ní vody, zástavba
stanovení vlhkosti povrchových materiál
klasifikace druh
vegetace, stanovení vlhkosti p dy,
diferenciace terénu
tepelné vlastnosti p dy, její vlhkost, vulkanická aktivita,
geotermální zdroje, lesní požáry, regenerace vodních zásob,
zne išt ní atmosféry
.
- 70 (71) -
Záv r
4
Záv r
4.1
Shrnutí
V p edloženém modulu jsou nastín ny p edevším fyzikální základy dálkového
pr zkumu Zem a orienta n pak spektrální projevy krajiny a jejich vybraných
složek.
4.2
Studijní prameny
4.2.1
Seznam použité literatury
Odkazy na literární a jiné zdroje jsou uvedeny souhrnn za všechny t i moduly
v modulu 03.
- 71 (71) -

DÁLKOVÝ PRŮZKUM ZEMĚ

Transkript

Podobné dokumenty

Úvod - Ivan Nagy