Teledetekcyjne monitorowanie zmian ukształtowania powierzchni terenu na obszarach objętych erozją wodną

Transkrypt

1 Uniwersytet Przyrodniczy we Wrocławiu Wydział Inżynierii Kształtowania Środowiska i Geodezji Instytut Geodezji i Geoinformatyki mgr inż. Magdalena Fitrzyk Teledetekcyjne monitorowanie zmian ukształtowania powierzchni terenu na obszarach objętych erozją wodną Rozprawa doktorska Promotor pracy Prof. dr hab. inż. Andrzej Borkowski Wrocław, czerwiec 2013

2 Kiedy wyeliminuje się niemożliwe wówczas to, co zostanie, bez względu na to, jak byłoby nieprawdopodobne, musi być prawdą." - Sir Arthur Conan Doyle

3 Streszczenie pracy TELEDETEKCYJNE MONITOROWANIE ZMIAN UKSZTAŁTOWANIA POWIERZCHNI TERENU NA OBSZARACH OBJĘTYCH EROZJĄ WODNĄ Erozja wodna gleb to zjawisko niszczenia wierzchniej warstwy gleby w skutek wymywania i przemieszczania jej cząstek przez wody opadowe. W wyniku działania procesów erozyjnych następuje stopniowa degradacja gleb, a to z kolei powoduje wymierne straty gospodarcze. Z powyższego faktu wynika potrzeba monitorowania tego zjawiska celem opracowania i prowadzenia skutecznych działań przeciwerozyjnych. Konieczność identyfikacji obszarów zagrożonych erozją wodną oraz określenie ich zasięgu zostało również ujęte w licznych przepisach prawnych zarówno na poziomie krajowym, jak i europejskim. W niniejszej pracy zbadano użyteczność nowoczesnych technik zdalnego pozyskiwania danych naziemnego skaningu laserowego oraz satelitarnej interferometrii radarowej wysokorozdzielczych danych TerraSAR-X w badaniach erozyjnych. Wyniki przeprowadzonych badań wskazują, że możliwe jest wykorzystanie danych TLS (Terrestrial Laser Scanning) oraz zobrazowań SAR (Synthetic Aperture Radar) na potrzeby monitorowania erozji wodnej. Techniki te, mimo potencjału wynikającego z ich dużego zasięgu i charakteru powierzchniowego, mają jednak istotne ograniczenia. W pracy zaproponowano również metodykę pozyskania, opracowania i integracji danych z ww. technik do określania zasięgu oraz intensywności procesów erozyjnych. Słowa kluczowe: interferometria radarowa, TerraSAR-X, naziemny skaning laserowy, erozja wodna gleb

4 Summary Water soil erosion is a process of deterioration of the topmost soil layer as a result of denudation and displacement of soil particles by the rainwater. Erosion processes bring about a gradual degradation of soil which in turn leads to significant economic losses. On this account, there is a necessity of monitoring this phenonomenon in order to develop and carry out effective counter-erosion measures. The requirement of identifying the areas threatened with water soil erosion and delineating their extent has also been included in numerous law regulations, both at the national and the European level. This dissertation focuses on applying modern techniques of remote data acquisition: ground-based laser scanning and satellite radar interferometry to the research on water soil erosion. The results of the research attest to the possibility of taking advantage of the TLS (Terrestrial Laser Scanning) data and high resolution SAR (Synthetic Aperture Radar) images for the purpose of monitoring water soil erosion. Despite their potential arising from their broad range and superficial character, these methods also have relevant limitations. In this thesis, methods of acquisition, analysis and integration of the data obtained by the use of the aforementioned techniques to detect the range and intensity of the erosion processes have also been proposed. Key words: radar interferometry, TerraSAR-X, terrestrial laser scanning, water soil erosion

5 Spis treści 1. Wstęp Wprowadzenie i motywacja badań Teza pracy Cel i zakres pracy Synthetic Aperture Radar (SAR) radar z syntetyczną aperturą Technika pozyskania danych Właściwości zobrazowań SAR Przegląd misji satelitarnych i sensorów SAR InSAR (Interferometric SAR) interferometria radarowa Podstawy interferometrii radarowej Interferometryczne opracowanie danych SAR Typy danych Współrejestracja i faza referencyjna Obliczenie interferogramów Koherencja Rozwiniecie fazy i georeferencja Naziemny skaning laserowy Technika pozyskania danych Źródła błędów w TLS Badania własne Obszar badań Ocena procesów erozyjnych z wykorzystaniem interferometrii radarowej Ocena intensywności zjawiska erozji wodnej gleb za pomocą interferometrii radarowej Analiza zasięgów zjawiska erozji wodnej za pomocą map koherencji Wykorzystanie danych skaningu naziemnego do oceny ilościowej zjawiska erozji... 87

6 6. Metodyka pozyskania, opracowania oraz integracji danych teledetekcyjnych w badaniach erozyjnych Podsumowanie i wnioski końcowe Bibliografia Podziękowania Spis ilustracji i tabel

7 1. Wstęp 1.1 Wprowadzenie i motywacja badań Erozja wodna gleby to proces niszczenia jej wierzchniej warstwy polegający na dezintegracji cząsteczek glebowych pod wpływem działania wody i przemieszczania luźnego materiału glebowego w postaci spływu powierzchniowego (erozja powierzchniowa), bądź spływu skoncentrowanego (erozja żłobinowa).w skali globalnej erozyjna działalność wody ma największy wpływ na degradację gleby [Eswaran et al., 2001]. Jeśli zjawisko niszczenia wierzchniej warstwy gleby przebiega w tempie umożliwiającym samoczynną jej regenerację, czyli polepszenie struktury gleby, jej pojemności wodnej oraz zawartości składników odżywczych, głównie dzięki roślinności, wówczas zjawisko to nie stanowi dla gleby zagrożenia i nie powoduje jej znacznej degradacji. Działalność człowieka, a zwłaszcza pozbawianie gleby jej naturalnej pokrywy roślinnej, nieprawidłowa uprawa oraz różnorodne zabiegi agrotechniczne w znacznym stopniu zaburzają proces naturalnej regeneracji profilu glebowego [Lal i Stewart, 1990; Stamatiadis et al., 1996].W przypadku jeżeli czynnikiem katalizującym erozję są wody opadowe mówimy o erozji deszczowej (ablacji). Ważnym czynnikiem wpływającym na występowanie tego typu erozji oraz jej intensywność są zmiany klimatyczne, a zwłaszcza występujące coraz częściej anomalia pogodowe i intensywne opady atmosferyczne. Woda wypłukuje ważne dla wzrostu roślin składniki odżywcze powodując systematyczne zmniejszanie się powierzchni użytków rolnych, wypieranych przez okresowo tworzące się doliny suche [Koreleski, 2008]. Procesy erozyjne ponadto zaburzają stosunki wodne, a zwiększony kosztem wsiąkania spływ powierzchniowy i wzrost sedymentacji rzecznej powodują zamulanie zbiorników wodnych, co z kolei ma wpływ na zwiększone ryzyko zagrożenia powodziowego. Degradacja gleby, jako zasobu nieodnawialnego ma również wpływ na inne czynniki środowiska np. jakość wody czy różnorodność biologiczną. Ponadto, obniżenie jakości i ilości plonów wynikające ze zmniejszenia wydajności zdegradowanej gleby ma konkretny wymiar ekonomiczny. Potrzeba monitorowania zjawiska erozji wodnej gleb celem opracowania i prowadzenia skutecznych działań przeciwerozyjnych została ujęta w licznych przepisach prawnych, zarówno polskich [Polityka Ekologiczna Państwa, 2008], jak i na poziomie Unii Europejskiej [KOM, 2008/2219(INI)]. Dokumenty te podkreślają znaczenie zjawiska w ochronie środowiska naturalnego, zwłaszcza jego wpływ na degradację gleb oraz sugerują wdrożenie działań polegających na identyfikacji obszarów zagrożonych erozją oraz określenia ich zasięgu.

8 Spośród metod badania przestrzennego rozkładu oraz intensywności zjawiska erozji wodnej wyróżnić można trzy główne [Vrieling, 2007]: a. bezpośredni pomiar zjawiska przy użyciu odpowiednich narzędzi i urządzeń pomiarowych np. instalacji zbierających [Brodawski i Rejman, 2003], b. terenowe pomiary poszczególnych form erozyjnych np. żłobin z oceną intensywności zachodzących procesów denudacyjnych [Podlasiński, 2008], c. wykorzystanie modeli erozyjnych integrujących dane o czynnikach wywołujących erozję. Pierwsza metoda umożliwia ocenę intensywności procesów erozyjnych, ale jest bardzo czasochłonna, a dokładne pomiary wymagające odpowiednich urządzeń są kosztowne. Bezpośredni pomiar form erozyjnych w terenie, zwłaszcza przy zastosowaniu powtarzalnych sesji pomiarowych, umożliwia natomiast ocenę ilościową wyerodowanego materiału oraz określenie intensywności zjawiska w czasie. Trzecia najczęściej stosowana metoda polega na zastosowaniu modeli erozyjnych integrujących przestrzenne dane o czynnikach mających wpływ na zjawisko erozji wodnej gleb. Metoda ta jest ograniczona do konkretnych obszarów czy zlewni, a zastosowanie ich np. w innej strefie klimatycznej daje bardzo słabe rezultaty. Modele wymagają wielu szczegółowych danych np. glebowych, meteorologicznych, których pozyskanie nie zawsze jest możliwe [Jetten et al., 2003]. Oprócz modeli ilościowych takich jak USLE (Universal Soil Loss Equation), RUSLE (Revised Universal Soil Loss Equation) [Renard et al., 1997] czy WEPP (Water Erosion Prediction Project) [Nearing et al., 1989], stosuje się również modele jakościowe, eksperckie, w których danym glebowym, topograficznym, czy danym o użytkowaniu terenu, przedstawionym w porządkowej skali logitowej, nadaje się odpowiednią rangę, a następnie interpretuje zgodnie z wiedzą ekspercką na temat warunków przyrodniczych panujących na danym obszarze [Sonneveld et al., 2011]. Zarówno w modelach ilościowych, jak i jakościowych niezbędne są różnego rodzaju dane przestrzenne, jako dane wejściowe do modelowania oraz dane walidujące uzyskane rezultaty. Źródła danych wykorzystywanych w badaniach erozyjnych to przede wszystkim mapy glebowe, użytkowania, pokrycia terenu i topograficzne oraz bezpośrednie pomiary terenowe i dane meteorologiczne. Część z danych, jak np. NMT (Numeryczny Model Terenu) pozyskiwanych jest obecnie za pomącą technik zdalnych - głównie ze zdjęć lotniczych, obrazów satelitarnych [Toutin i Cheng, 2003] oraz zobrazowań radarowych [Rabus et al., 2003; Rodriguez et al., 2005; Werner, 2001].

9 W ostatnim dziesięcioleciu nastąpił intensywny rozwój zdalnych metod pozyskiwania danych, głównie naziemnego i lotniczego skaningu laserowego. Ponadto szeroka gama wyniesionych na orbity w ostatnich latach satelitów teledetekcyjnych, dostarczających dane o dużej rozdzielczości przestrzennej, w różnych zakresach spektrum elektromagnetycznego, umożliwiła szerszy dostęp do teledetekcyjnych danych satelitarnych. Zastosowanie tego typu danych w badaniach środowiskowych przedstawione zostało w licznych publikacjach krajowych i zagranicznych. W pracach [Borkowski et al., 2011; Perski et al., 2011; Wojciechowski et al., 2012] wykorzystano dane ze skaningu lotniczego oraz interferometrii radarowej do badania osuwisk, Baade [Baade i Schmullius; 2010a, Baade i Schmullius, 2010b] wykorzystuje dane pozyskane z wysokorozdzielczego satelity TerraSAR-X do monitorowania zjawiska erozji na pustyniach Peru oraz badania mikrorzeźby terenu, a Baghdadi [2008] weryfikuje możliwości danych TerraSAR-X do pozyskiwania parametrów wierzchniej warstwy gleby takich jak wilgotność czy szorstkość. Liczni autorzy kładą nacisk na szerokie zastosowanie technik zdalnych, szczególnie w badaniach prowadzonych na dużych obszarach, a zwłaszcza tam gdzie wymagana jest częsta aktualizacja danych, czy, jak w przypadku nagłych zagrożeń np. powodzi, pomiar niemalże w czasie rzeczywistym. Duża dostępność urządzeń, a co za tym idzie, danych z technik laserowych w postaci lotniczego i naziemnego skaningu laserowego oraz danych z wysokorozdzielczych satelitów radarowych takich jak TerraSAR-X, stwarza nowe możliwości również w odniesieniu do badań erozyjnych. W dotychczasowych badaniach erozyjnych wykorzystywano głównie obrazy satelitarne rejestrowane przez systemy optyczne [Vierling, 2007]. Dane pozyskiwano w zakresie światła widzialnego, podczerwieni i podczerwieni termalnej o rozdzielczości przestrzennej rzędu kilkudziesięciu metrów (30m - Landsat TM), do kilku metrów np. IKONOS 4 m, QuickBird 2,44 m. Obrazy wykorzystywano głównie do bezpośredniej identyfikacji obszarów zagrożonych erozją wodną przez wizualną interpretację kompozycji barwnych [m.in. Bocco et al., 1991], klasyfikację barwnych kompozycji obrazów zarejestrowanych w różnych pasmach promieniowania elektromagnetycznego czy też zarejestrowanych przez różne sensory [m.in. Servenay i Prat, 2003]. W pracach [Fadul et al., 1999; Floras i Sgouras, 1999; Servenay i Prat, 2003; Vierling, 2005] wykazano, że wykorzystując obrazy satelitarne, rejestrowane w interwałach czasowych, możliwe jest określenie zasięgu obszarów zdegradowanych w czasie. Zastosowanie danych optycznych jest jednak ograniczone możliwością rejestracji wyłącznie w ciągu dnia oraz przy sprzyjających warunkach

10 meteorologicznych. Rozwiązaniem tego problemu jest wykorzystanie danych z aktywnych systemów radarowych. Istniejące badania wykazały, że wysokorozdzielcze dane radarowe mogą być wykorzystane w pewnym zakresie do określenia zasięgu procesów erozyjnych za pomocą tzw. map koherencji, ale w pracach [Baade i Schmullius 2010a,2010b; Lee i Liu, 2001; Liu et al., 2001, Liu et al., 2004, Wegmüller et al., 2000] ograniczono zastosowanie tej metody do obszarów półpustynnych i pustynnych. Powyższy fakt stał się motywacją do przeprowadzenia badań nad możliwością zastosowania danych z aktywnych systemów radarowych, a w szczególności wysokorozdzielczych danych satelity TerraSAR-X oraz metody interferometrii radarowej do określenia zmian ukształtowania powierzchni terenu na obszarach o znacznie bardziej dynamicznych i zmiennych warunkach glebowych obszarach użytkowanych rolniczo. W literaturze znaleźć można również badania dotyczące erozji gleb z wykorzystaniem danych lotniczego i naziemnego skaningu laserowego. Zastosowanie skaningu lotniczego polega głównie na tworzeniu NMT w pewnych interwałach czasowych, a następnie obliczenie różnicowego NMT w celu określenia objętości wyerodowanego oraz zakumulowanego materiału glebowego [np. Thoma et al., 2005] lub na bezpośrednim pomiarze form erozyjnych [Filin et al., 2006; Ritchie, 1996]. Naziemny skaning laserowy do tej pory wykorzystywano głównie w badaniach mikrotopografii oraz określeniu ryzyka wystąpienia zjawiska erozji na terenach leśnych [Schmid et al., 2004] oraz do bezpośrednich pomiarów form erozyjnych powstałych w wyniku niszczącej działalności wody [Afana et al., 2010; Feliciano Bonilla et al., 2008; Poulton et al., 2006]. W przeprowadzonych przez autora badaniach podjęto próbę wykorzystania naziemnego skaningu laserowego do badania intensywności procesów erozyjnych oraz określenia geometrii form erozyjnych na obszarach intensywnie użytkowanych rolniczo, a więc mamy tu do czynienia zarówno z naturalnymi procesami erozyjnymi, jak również z tzw. erozją uprawową. W pracy przedstawiono wyniki przeprowadzonych badań nad możliwościami wykorzystania technik zdalnych w monitorowaniu procesów erozyjnych wraz z metodyką pozyskania i opracowania wysokorozdzielczych danych radarowych oraz danych skaningu naziemnego, w celu ich wykorzystania w badaniach erozyjnych. 1.2 Teza pracy Teza niniejszej pracy została sformułowana w następujący sposób:

11 Określenie przestrzennego rozmieszczenia oraz ocena ilościowa zjawiska erozji wodnej gleb na obszarach objętych uprawą rolną możliwe są z wykorzystaniem metod zdalnych, a w szczególności wykorzystujących wysokorozdzielcze dane radarowe oraz dane naziemnego skaningu laserowego. 1.3 Cel i zakres pracy Celem przeprowadzonych badań było opracowanie metodyki i weryfikacja możliwości wykorzystania danych z nowoczesnych technik pomiarowych: satelitarnej interferometrii radarowej oraz lotniczego i naziemnego skaningu laserowego w zastosowaniu do badań zjawiska erozji wodnej gleb. Zakres pracy obejmuje przygotowanie i opracowanie danych radarowych i skaningu naziemnego, integrację i interpretację uzyskanych wyników oraz opracowanie metodyki wykorzystania nowoczesnych technik zdalnych w badaniach erozyjnych. W szczególności praca obejmuje: Dobór parametrów rejestracji satelity TerraSAR-X i pozyskanie wysokorozdzielczych danych radarowych, wykonanie pomiarów referencyjnych w terenie Interferometryczne opracowanie danych radarowych Opracowanie metodyki wykorzystania i interpretacji interferogramów oraz map koherencji w badaniach erozyjnych Wykonanie pomiarów terenowych naziemnym skanerem laserowym oraz technikami geodezyjnymi Budowa Numerycznych Modeli Terenu (NMT) z danych ze skaningu naziemnego, określenie możliwości wykorzystania tych danych w bezpośrednich badaniach form erozyjnych oraz określaniu strat glebowych wywołanych erozją Opracowanie metodyki pozyskania i opracowania technik zdalnych do badania erozji wodnej gleb dla obszarów, na których prowadzona jest intensywna uprawa rolna 2. Synthetic Aperture Radar (SAR) radar z syntetyczną aperturą RADAR (akronim Radio Detection and Ranging) jest urządzeniem służącym do wykrywania obiektów lądowych, powietrznych i nawodnych oraz chmur. Radar wykorzystuje moc i czas powrotu echa sygnału odbitego od obiektów do określenia pozycji tych obiektów, bądź, jak w przypadku radarów Dopplerowskich, prędkości (np. prędkości wiatru). Radar operuje

12 zakresem spektrum elektromagnetycznego o częstotliwości od 1 GHz do kilkudziesięciu GHz, a więc mikrofalami (Rys. 1). Właściwości fizyczne mikrofal, a w szczególności ich zdolność do przenikania przez chmury, oraz nikły wpływ zawartych w atmosferze cząstek np. aerozoli na sygnał umożliwiają wykorzystanie radarów praktycznie bez względu na warunki atmosferyczne. Dodatkowo systemy radarowe są systemami aktywnymi tzn. same są źródłem rejestrowanego promieniowania elektromagnetycznego, co pozwala prowadzić obserwacje niezależnie od promieniowania słonecznego, zarówno w dzień, jak i w nocy. Właściwości mikrofal i ich interakcja z obiektami umożliwiają badanie fizycznych i chemicznych właściwości obserwowanej powierzchni. Przykładem mogą być zastosowania zobrazowań radarowych do określenia szorstkości, wilgotności oraz zasolenia gleb [np. Baghdadi et al., 2008; Metternicht i Zinck, 2003]. Rys. 1. Zakres mikrofalowy spektrum elektromagnetycznego. Źródło: Pierwsze eksperymentalne radary wykrywające obiekty montowano na samolotach już na początku XX wieku. Miały one głównie zastosowanie wojskowe, a ich największy rozwój nastąpił w czasie II Wojny Światowej. Pierwsze radary obrazujące, czyli radary, dzięki którym możliwe jest wytworzenie obrazu, w którym każdy piksel reprezentuje siłę sygnału odbitego od obiektu znajdującego się w zasięgu tego radaru, były również radarami

13 lotniczymi zwanymi radarami bocznego wybierania (ang. Side-Looking Airborne Radar SLAR). Nazwa SLAR pochodzi od sposobu zamontowania anteny na platformie, na której się porusza oś wzdłużna anteny jest równoległa do kierunku lotu (kierunek azymutu ang. azimuth direction), a jej orientacja jest prostopadła do kierunku lotu (kierunek zasięgu ang. range direction). (Rys. 2) Rys. 2. Geometria RAR Real Aperture Radar. Źródło: SLAR należy do systemów RAR (Real Aperture Radar), z tzw. rzeczywistą aperturą. W systemach RAR antena emituje sygnał w postaci pulsów fali elektromagnetycznej (radar impulsowy), a następnie rejestruje odbite od powierzchni ziemi/obiektów echo składające się z: amplitudy (jasności) oraz czasu przebycia przez falę drogi od radaru do obiektu i z powrotem. Charakterystykę danego sensora opisują dwie wielkości: stosunek sygnału do szumu (SNR ang. Signal to Noise Ratio) oraz rozdzielczość, czyli możliwość rozróżnienia dwóch obiektów znajdujących się w określonej odległości od sensora [Woodhouse, 2006]. Do opisu mocy odbitego sygnału rejestrowanego przez sensor wykorzystuje się równanie zasięgu radaru w postaci [Ulaby et al., 1982]: (2.5)

14 gdzie: moc powracająca do anteny, moc transmitowanego sygnału, zysk anteny, długość fali radarowej, skuteczna powierzchnia odbicia wiązki radarowej (ang. Radar Cross Section), zasięg radaru Za pomocą równania radaru definiuje się SNR - stosunek sygnału do szumu: (2.6) gdzie: szum urządzenia transmitującego sygnał Ze wzoru 2.6 wynika, że SNR wzrasta liniowo przy zwiększającej się mocy sygnału transmitowanego. Ponadto, zależy od długości fali im krótsza fala tym lepszy SNR. Drugim parametrem charakteryzującym system radarowy jest jego rozdzielczość w kierunku zasięgu (ang. slant range resolution) wyrażona wzorem: (2.7) gdzie: długość impulsu (ang. pulse duration), c prędkość światła Wielkość ta zależy bezpośrednio od parametrów danego systemu radarowego. Pozioma rozdzielczość w kierunku zasięgu (ang. ground range resolution), czyli rozdzielczość pasmowa zależna jest ponadto od lokalnego kąta padania wiązki θ i, zdefiniowanego jako kąt zawarty pomiędzy kierunkiem padania wiązki radarowej, a normalną do powierzchni terenu w danym punkcie (2.8). (2.8)

15 Rys. 3. Rozdzielczość w kierunku zasięgu. Źródło: The SAR Guidebook [2008]. Zgodnie z Rys. 3, dwa położone blisko siebie obiekty mogą być rozróżnione na obrazie radarowym, jeśli czas, w jakim odbite od nich echo powraca do anteny różni się o co najmniej τ/2. Chcąc uzyskać dużą rozdzielczość pasmową należałoby więc skrócić czas trwania impulsu τ. Skracanie sygnału wymaga zwiększenia jego amplitudy, aby zachować wystarczający stosunek sygnału do szumu. W praktyce zamiast krótkich impulsów o stałej częstotliwości stosuje się sygnały o liniowo modulowanej częstotliwości (ang. chirp signal). Po dotarciu do odbiornika długi modulowany sygnał jest przetwarzany za pomocą filtrów kompensacyjnych [Woodhouse, 2006]. Pozioma rozdzielczość w kierunku azymutalnym (ang. azimuth resolution) w radarach z rzeczywistą aperturą zależna jest od szerokości wiązki radarowej β, której wartość w przybliżeniu jest stosunkiem długości fali λ do długości anteny L (Rys. 4)

16 Rys. 4. Rozdzielczość w kierunku azymutu. Żródło: The SAR Guidebook [2008]. W związku z tym, że szerokość wiązki sygnału radarowego zwiększa się wraz ze wzrostem odległości pomiędzy sensorem a obiektem R, rozdzielczość azymutalną można określić za pomocą wzoru (2.9) : (2.9) Uzyskanie wysokiej rozdzielczości, zarówno dla bliskiego (ang. near range) jak i dalekiego zasięgu (ang. far range) (Rys. 2), wymusza więc zastosowanie krótkich fal oraz długiej anteny. W praktyce uzyskanie kilkumetrowej rozdzielczości dla radarów satelitarnych (R 1000km) wymagałoby zastosowania anteny o długości kilku kilometrów, a więc z technicznego punktu widzenia nie jest to możliwe. Powyższy problem rozwiązano stosując tzw. aperturę syntetyczną (ang. synthetic aperture), w której długa antena jest symulowana przez cyfrową syntezę sygnałów pochodzących z krótkiej anteny umieszczonej na poruszającej się platformie. Szczegółowe zasady pozyskania, właściwości oraz możliwości przetwarzania obrazów SAR przedstawiono w podrozdziałach 2.1 i Technika pozyskania danych Alternatywą dla radarów z rzeczywistą aperturą (RAR) jest radar z syntetyczną aperturą (SAR). System ten wykorzystuje ruch platformy sensora oraz efekt Dopplera w celu symulacji dłuższej anteny, w efektywny sposób zwiększającej rozdzielczość pozyskiwanych danych w kierunku azymutalnym. Koncepcję wykorzystania fazy sygnału radarowego emitowanego przez poruszającą się platformę sensora w celu zwiększenia rozdzielczości po

17 raz pierwszy zastosował Carl Wiley w 1951 roku [Curlander i McDonough, 1991]. Zakładała ona wykorzystanie radaru koherentnego, rejestrującego zarówno amplitudę, jak i fazę sygnału powracającego. Podczas ruchu platformy radaru z aperturą rzeczywistą wysyłane są w kierunku obiektu impulsy o stałej częstotliwości. Echo odbitego sygnału rejestrowane jest dla wszystkich pozycji radaru wzdłuż kierunku jego ruchu, a więc tak długo, póki dany obiekt znajduje się w zasięgu wiązki radaru (Rys. 5). Pozycja danego punktu na powierzchni ziemi w kierunku zasięgu określana jest na podstawie opóźnienia sygnału powracającego, natomiast w kierunku azymutalnym na podstawie różnicy częstotliwości fali wynikającej z efektu Dopplera [Cumming i Wong, 2005]. Rys. 5. Synthetic Aperture Radar. Źródło: The SAR Guidebook [2008]. Dwa punkty na powierzchni Ziemi, położone w pewnej odległości od siebie w kierunku azymutalnym obserwowane są przez satelitę pod różnymi kątami względem trajektorii lotu. Powoduje to, że ich prędkość względem poruszającej się anteny również się różni, w związku z tym, częstotliwości echa sygnału odbitego od tych punktów będą przesunięte względem częstotliwości emitowanej przez antenę, o różne wartości. W przypadku, kiedy źródło emitujące fale o częstotliwości f s oddala się od obserwatora z prędkością v, obserwowana częstotliwość f o wynosi [Paul, 1997]: (2.10)

18 gdzie: c prędkość światła W przypadku kiedy źródło zbliża się, obserwowana częstotliwość wynosi: (2.11) Z powyższych wzorów (2.10 i 2.11) wynika, że w pierwszym przypadku częstotliwość obserwowana będzie mniejsza niż emitowana, a w drugim większa. Przesunięcie dopplerowskie częstotliwości echa sygnału odbitego od danego punktu na powierzchni Ziemi wyrażone jest wzorem [Paul, 1997]: (2.12) gdzie: V prędkość platformy SAR, kąt padania, długość fali. Pozycję x danego punktu w kierunku azymutu określa się na podstawie wzoru: (2.13) Ze wzoru (2.13) wynika, że rozdzielczość w kierunku azymutu, po uwzględnieniu przesunięcia dopplerowskiego jest równa: (2.14) gdzie : rozdzielczość w kierunku azymutu z uwzględnieniem efektu Dopplera, rozdzielczość przesunięcia dopplerowskiego. Rozdzielczość przesunięcia dopplerowskiego w przybliżeniu równa jest odwrotności (czas, w jakim punkt był w zasięgu radaru). Po przekształceniach uzyskujemy teoretyczną rozdzielczość R a, przy założeniu stałego przesunięcia dopplerowskiego w czasie, która wyrażona jest wzorem: (2.15) gdzie: długość anteny

19 Z powyższego (2.15) wynika, że rozdzielczość w kierunku azymutu dla danych SAR nie jest zależna od odległości pomiędzy anteną, a obiektem, jest natomiast funkcją długości rzeczywistej anteny. Echo od pojedynczego obiektu rejestrowane jest dla wszystkich pozycji satelity na długości L SAR (długość syntetycznej apertury) w postaci historii fazy fali odbitej (ang. phase history). Przetwarzanie polega na koherentnym sumowaniu sygnałów zarejestrowanych dla kolejnych momentów w czasie i takim ich przekształceniu (kompresja w odległości i azymucie), aby całkowita energia sygnału, rozłożona w czasie, została skupiona dla punktu t=0 [Jackson i Apel, 2004]. Przetwarzanie danych SAR zostało omówione szczegółowo m.in. w [Cumming i Wong, 2005; Maître, 2008]. Sygnał SAR rejestrowany jest w postaci zespolonej. W związku z tym, że emitowana fala jest falą sinusoidalną można opisać ją wzorem: lub (2.1) gdzie: amplituda, faza sygnału, częstość kątowa, czas. Przedstawiając sygnał na płaszczyźnie zespolonej (Rys. 6) otrzymujemy następujące zależności: - część rzeczywista sygnału - fazowa (ang. In-Phase) (2.2) - część urojona sygnału związana z amplitudą (ang. Quadrature) (2.3) Rys. 6. Rejestrowana fala sinusoidalna przedstawiona na płaszczyźnie zespolonej. Źródło: opracowanie własne. Ze wzorów (2.2) i (2.3) wynikają wzory na fazę i amplitudę sygnału:

20 (2.4) (2.5) Bazując na sygnale zapisanym w postaci zespolonej możliwe jest wygenerowanie dla danej sceny radarowej zobrazowania, w którym każdemu pikselowi przyporządkowana jest wartość amplitudy i fazy. Amplituda reprezentuje współczynnik odbicia dla danej powierzchni odbijającej natomiast faza zawiera informację zarówno o przesunięciu fazowym wynikającym z mechanizmu rozpraszania odbijanej od obiektu fali oraz opóźnienia wynikającego z propagacji fali od sensora do obiektu i z powrotem [Bamler, 1997]. Sygnał emitowany/rejestrowany przez antenę to fala elektromagnetyczna, składającą się z indukującego się wzajemnie pola elektrycznego oraz magnetycznego. Kierunek oscylacji pola elektrycznego wskazuje na polaryzację danej fali (Rys. 7). Emitowany sygnał zmienia swoją polaryzację w wyniku interakcji z powierzchnią odbijającą. Aby móc wykorzystać polaryzację rejestrowanej fazy do określania właściwości powierzchni odbijającej systemy SAR konstruowane są w taki sposób, aby emitować/odbierać fale o różnych polaryzacjach: - systemy z pojedynczą polaryzacją- HH (antena emituje i odbiera fale o polaryzacji H), VV (antena emituje i odbiera fale o polaryzacji VV), HV (fala emitowana jest falą o polaryzacji H, a odbierana V) oraz VH (analogicznie jak w poprzednich) - systemy z podwójną polaryzacją HH/VV, HH/HV, VV/VH - systemy z poczwórną polaryzacją - HH, VV, HV, oraz VH Wybór polaryzacji uzależniony jest od konkretnej aplikacji danych SAR oraz metody ich przetwarzania (interferometria, polarymetria).

21 Rys. 7. Polaryzacja fali elektromagnetycznej. Fala podłużna składowa elektryczna oscyluje w kierunku osi v. Fala poprzeczna składowa elektryczna oscyluje w kierunku osi h. Źródło: opracowanie własne. 2.2 Właściwości zobrazowań SAR Cechą charakterystyczną rozróżniającą zobrazowania radarowe od optycznych, jest geometria związana z rejestracją danych. Tak jak wspomniano w podrozdziale 2.1 radar z syntetyczną aperturą jest radarem bocznego wybierania, wiązka radarowa skierowana jest pod pewnym kątem obserwacji θ (kąt padania wiązki radarowej) względem nadiru. Taki sposób rejestracji powoduje, że zobrazowania radarowe są wykonywane w rzucie nachylonym, a nie jak w przypadku danych optycznych, rzucie środkowym. W przypadku danych SAR rejestracja w rzucie środkowym skutkowałaby rejestracją w tym samym momencie sygnałów od dwóch różnych obiektów, położonych w tej samej odległości, po lewej i prawej stronie trajektorii lotu radaru, a to uniemożliwiłoby rozróżnienie tych obiektów na obrazie. Spowodowane sposobem rejestracji zniekształcenia obrazów SAR utrudniają ich bezpośrednią, wizualną interpretację. Jedną z cech charakterystycznych zobrazowań radarowych są skrócone (w stosunku do rzeczywistych) odległości pomiędzy dwoma punktami terenowymi (ang. forshortening), zwłaszcza w bliskim zasięgu (ang. near range) (Rys. 8, 9, 10). W przypadku kiedy mamy do czynienia z dużymi deniwelacjami terenu punkty terenu mogą być zarejestrowane na obrazie SAR w innej kolejności niż w rzeczywistości (np. szczyt góry jest zarejestrowany na obrazie wcześniej niż jej podnóże) (Rys. 9, 10 ) (ang. layover). Wynika to z tego, że punkty położone wyżej znajdują się bliżej radaru, a więc echo sygnału od nich odbitego rejestrowane jest przed sygnałem odbitym od

22 podnóża. W omówionym przypadku mamy do czynienia również z zacienieniem (ang. shadowing) obszarów, które przysłonięte są innymi obiektami terenowymi (tutaj przesłonięte przez zbocze wzniesienia) (Rys. 9, 10). Rys. 8 Zniekształcenia geometryczne na obrazach SAR. (L- layover, S shadowing, F- forshortening). Źródło: [Halounova, 2009].

23 Rys. 9 Zniekształcenia geometryczne na obrazach SAR. L- layover (punkty 3 i 4 zostały odwzorowane w odwrotnej kolejności), S shadowing (przesłonięcie punktów terenowych znajdujących się pomiędzy 6 i 7), F- forshortening (skrócenie odległości 1-2). Źródło: [Halounova, 2009]. Rys. 10 Obraz SAR obszarów górskich widoczne zniekształcenia geometryczne typu layover, foreshortening oraz shadowing.źródło: RADARSAT Geology Handbook (RADARSAT International, 1997).

24 Rys. 11 Przyczyna efektu speckles sumowanie odbić z różnych obiektów (rozpraszaczy ang. scatterer) w ramach pojedynczego piksela. Źródło: [Halounova, 2009]. Rys. 12 Przykład obrazu TerraSAR-X (stadion w Gdańsku w roku 2010). Źródło: Astrium Service 2012/Infoterra GmbH.

25 Cechą charakterystyczną zobrazowań rejestrowanych przez systemy koherentne, tj takie, które rejestrują fazę echa sygnału (również SAR), jest pewnego rodzaju szum w postaci losowo występujących jasnych i ciemnych pikseli, tzw. sól i pieprz (ang. speckles) (Rys. 12). Efekt ten spowodowany jest sumowaniem odbić pochodzących od różnych obiektów w danej komórce rozdzielczości (Rys. 11) [Lee, 1981]. Rezultat tego sumowania w wyniku interferencji może być konstruktywny (jasny piksel) bądź destruktywny (ciemny piksel). Interpretacja takich zobrazowań lub np. ich klasyfikacja wymaga zastosowania np. uśredniania sąsiednich pikseli bądź zastosowania filtrów [Lee, 1986].

26 Satelita Kraj Rok Pasmo Długość fali (cm) Kąt padania θ ( ) Polaryzacja Rozdzielczość pasmowa(m) Rozdzielczość azymutalna (m) Magdalena Fitrzyk: Teledetekcyjne monitorowanie zmian ukształtowania powierzchni terenu SEASAT USA 1978 L HH SIR-A USA 1981 L HH SIR-B USA 1984 L HH ERS-1/2 Europa 1991/95 C VV ALMAZ ZSSR 1991 S HH JERS-1 Japonia 1992 L HH USA L HH, HV, VH,VV 13 i SIR-C/X-SAR Niemcy 1994 C i X 3 54 VV 10 i Radarsat-1 Kanada 1995 C HH SRTM USA Niemcy Włochy 2000 C HH,VV X 3 54 VV ENVISAT Europa 2002 C HH,HV,VH,VV HH ALOS Japonia 2006 L HH+HV, VV+VH HH, VV HH+HV+VH+VV SAR Lupe Niemcy 2006 X 3.1 bd bd <1 <1 CosmoSkymed Włochy 2007 X HH,VV,HV,VH

27 TerraSAR-X Niemcy 2007 X HH,VV,HV,VH Radarsat-2 Kanada 2007 C HH,VV,HV,VH Sentinel-1 Europa 2013 C HH+HV, VV-VH Tabela 1. Przegląd najważniejszych misji satelitarnych wyposażonych w sensory SAR wraz z podstawowymi parametrami zobrazowań.

28 2.3 Przegląd misji satelitarnych i sensorów SAR Za początek rozwoju technik radarowych uważa się umieszczenie na orbicie przez NASA w 1978 roku satelity SEASAT, dedykowanego monitoringowi oceanów. Na jego pokładzie umieszczonych zostało pięć sensorów radar do pomiaru wysokości satelity nad powierzchnią oceanów służący do wyznaczenia topografii powierzchni oceanów, skaterometr mikrofalowy do oceny prędkości i kierunku wiatru, radiometr mikrofalowy do badania temperatury powierzchni oceanów, radiometr optyczny oraz radar z syntetyczną aperturą do badania pokrywy lodowej mórz i oceanów. Misja trwała zaledwie kilka miesięcy, ale pomimo tak krótkiego czasu działania satelita dostarczył ogromne ilości informacji dotyczących m.in. wiatrów oceanicznych, temperatury, wysokości fal oraz topografii dna oceanicznego [m.in. Evans et al., 2005; Sandwell i Ruiz 1992; Cazenave i Monnerau, 1987; Ford, 1984]. Ponadto misja potwierdziła możliwość wykorzystania radarów z syntetyczną aperturą (SAR) do badania środowiska i dała podstawy teoretyczne i praktyczne do kolejnych misji SAR. Intensywny rozwój technik radarowych rozpoczął się od wyniesienia na orbitę europejskiego satelity ERS 1 w roku 1991, a następnie jego młodszego odpowiednika ERS 2 w roku Kolejnymi misjami, bardzo istotnymi z punktu widzenia rozpowszechniania zobrazowań radarowych w badaniach naukowych oraz ilości wykorzystanych na te cele zobrazowań, były kanadyjski Radarsat 1(1995) oraz europejski ENVISAT umieszczony na orbicie w roku Satelity te rejestrowały dane w paśmie C (5.3 GHz, 5,66cm). Znalazły one szerokie zastosowanie zwłaszcza w badaniach środowiskowych, a także zagadnieniach związanych ze zjawiskami tektonicznymi, przez zastosowanie techniki interferometrii radarowej. Wymienione misje są tylko przykładami licznych satelitów radarowych umieszczonych na orbitach w ostatnich 35 latach. Tabela 1 przedstawia przeglądowe zestawienie satelitów wyposażonych w sensory radarowe od roku 1978 (SEASAT) do najnowszych (TerraSAR-X, Tandem-X, Radarsat 2) i obecnie planowanych (Sentinel). Biorąc pod uwagę wielkość zjawiska erozji wodnej gleb oraz stosunkowo niewielkie wymiary poszczególnych form erozyjnych na cele niniejszych badań niezbędne są dane z sensorów o możliwie największej rozdzielczości, maksymalnie rzędu kilku metrów. 28

29 Rys. 13. Geometria pozyskania danych TerraSAR-X w trybach: ScanSAR, StripMap oraz SpotLight. Źródło: Pozostałe własności i parametry satelity zamieszczono w Tabeli 2. Data umieszczenia na orbicie 15 czerwca 2007 Pierwsze zobrazowania 9 stycznia 2008 Czas trwania misji 5 lat Rodzaj orbity Heliosynchroniczna Nachylenie orbity 97.44º Wysokość orbity 515 km Okres rewizyty 11 dni Kontrola położenia GPS i IGOR* Pasmo X 3.1 cm; częstotliwość 9.65 GHz Polaryzacja HH, VV, HV, VH *Integrated Geodetic and Occultation Receiver Tabela 2. Podstawowe parametry satelity TerraSAR-X. 29

30 W niniejszej pracy wykorzystano dane z niemieckiego wysokorozdzielczego satelity TerraSAR-X. Satelita został wyniesiony na orbitę w czerwcu 2007 roku, a po fazie próbnej od styczniu 2008 roku dostarcza zobrazowań radarowych w czterech trybach [Perski et al., 2008]: - High Resolution SpotLight rozdzielczość przestrzenna do 1m, standardowa wielkość sceny 5 do 10km (szerokość) x 5km (długość) - tryb SpotLight: rozdzielczość przestrzenna 1m, wielkość sceny 10x5km lub 10x10; pojedyncza polaryzacja - tryb StripMap: rozdzielczość przestrzenna około 3m, wielkość sceny 30x50km (pojedyncza polaryzacja) 15x50 (podwójna polaryzacja) - tryb Scan SAR: rozdzielczość przestrzenna około 16m; wielkość sceny 100x100km Geometria danych TerraSAR-X została przedstawiona na Rys. 13 W czerwcu 2010 do satelity dołączył bliźniaczy satelita TanDEM-X (TerraSAR-X add-on for Digital Elevation Measurement). TerraSAR-X i TanDEM-X uczestniczą w misji Tandem-X mającej na celu wygenerowanie globalnego NMT o rozdzielczości 10m i dokładności wysokościowej 1-2m. 30

31 3. InSAR (Interferometric SAR) interferometria radarowa Wspomniana w podrozdziale 2.3 misja SEASAT potwierdziła przydatność SAR do pozyskiwania danych dotyczących nie tylko mórz i oceanów, ale również badania fizycznych właściwości powierzchni Ziemi, jej szorstkości oraz właściwości dielektrycznych. Innym wykorzystaniem zobrazowań SAR jest technika interferometrii radarowej (ang. InSAR- Interferometric Synthetic Aperture Radar), która opiera się na wykorzystaniu informacji fazowej dwóch zobrazowań radarowych SAR tego samego obszaru, wykonanych z nieco różnych pozycji, w celu uzyskania informacji o topografii danego terenu lub jej zmianach w czasie. Chociaż koncepcja satelitarnych interferometrów radarowych sformułowana została przez Grahama już w latach 70-tych [Graham, 1974] rozwój tej techniki nastąpił dopiero na przełomie lat 80-tych i 90 tych. Pierwsze rezultaty dotyczące zastosowania interferometrii radarowej do badania zmian zachodzących na powierzchni Ziemi zostały opublikowane m.in. przez [Gabriel i Goldstein, 1988; Prati et al., 1989; Zebker i Goldstein, 1986]. Dostępność danych SAR z ERS-1 zainicjowała liczne badania nad wykorzystaniem interferometrii radarowej do badania topografii powierzchni Ziemi, pokrywy lodowej, jak również powierzchni mórz i oceanów [Bamler, 1997]. Prowadzone w tym czasie badania dotyczące wykorzystania interferometrii wielokrotnych przelotów (ang. repeat pass interferometry) dowiodły, że technika ta jest również doskonałym narzędziem do monitorowania deformacji powierzchni Ziemi, wywołanych np. trzęsieniami ziemi. Obecnie interferometria radarowa stosowana jest do badania przemieszczeń wywołanych zjawiskami tektonicznymi, ruchów masowych wywołanych np. wydobyciem węgla, gazu, wody czy ropy naftowej, jak również do monitorowania właściwości geofizycznych Ziemi, powodzi oraz w glacjologii [m.in. Lanari et al., 1996; Massonet et al., 1993; Prati et al., 1994; Wegmüller i Werner, 1997; Palmer et al., 2010; Perski et al., 2009; Gourmelan et al., 2011; Karimzadeh et al., 2013, Ebmeier et al., 2012, Brunori et al., 2013, Wilkinson et al., 2010] 3.1 Podstawy interferometrii radarowej Interferometria radarowa wykorzystuje zjawisko interferencji fal opisane przez Huygensa (w roku 1690) i Younga (1801) polegające na wzajemnym wzmacnianiu, bądź wygaszaniu nakładających się fal. W wyniku konstruktywnego lub destruktywnego oddziaływania fal możliwe jest zaobserwowanie tzw. prążków interferencyjnych. Warunkiem interferencji dwóch fal jest ich spójność (koherencja) różnice faz fal składowych muszą być stałe w czasie. Faza zarejestrowana dla pojedynczego obrazu składa się z fazy związanej z 31

32 propagacją sygnału oraz fazy związanej z jego rozpraszaniem (Rys. 14) (3.1). Wyeliminowanie tej drugiej składowej umożliwi uzyskanie informacji o zmianie odległości ziemia-antena, a co za tym idzie określenie topografii bądź zmian wynikających z deformacji powierzchni obrazowanej (3.2). Rys. 14 Pomiar fazy fali odbitej od punktu P zarejestrowanej dla pojedynczego obrazu SAR. Źródło: [Hanssen i Klees,2000]. Dla danego piksela pojedynczego obrazu SAR wartość zarejestrowanej fazy dana jest wzorem [Hanssen i Klees, 2000]: (3.1) gdzie: całkowita zarejestrowana faza, droga od radaru do powierzchni Ziemi i z powrotem, długość fali, zarejestrowana faza związana z rozpraszaniem fali odbitej, z właściwościami dielektrycznymi obrazowanej powierzchni (Rys. 14). 32

33 Różnica fazy zarejestrowanej dla dwóch zobrazowań SAR dana jest wzorem [Hanssen i Klees,2000]: (3.2) gdzie: różnica zasięgów (odległości radar-ziemia) pomiędzy dwoma rejestracjami, przy założeniu, a więc przy założeniu niezmienności właściwości odbijających obrazowanej powierzchni. Dane interferometryczne pozyskiwać można w trybie z pojedynczego przelotu (ang. single pass interferometry), w którym dane rejestrowane są przez dwie anteny zamontowane w pewnej odległości (odległość bazowa ang. baseline) na tej samej platformie (np. SRTM) lub trybie z wielokrotnych przelotów (ang. repeat-pass interferometry), gdzie dane interferometryczne rejestrowane są podczas dwóch niezależnych przelotów satelity nad obrazowanym obszarem, z interwałem czasowym od kilku dni do kilkudziesięciu dni (Rys. 15). W drugim przypadku najczęściej będziemy mieli jednak do czynienia ze zmianą właściwości odbijających danej powierzchni pomiędzy rejestracjami, w związku z czym rejestrowana faza będzie zakłócona (mniej koherentna). Dla danych interferometrycznych rejestrowanych trybie z wielokrotnych przelotów platforma sensora znajduje się na równoległych trajektoriach lotu. Odległość pomiędzy pozycjami sensora to tzw. odległość bazowa albo baza interferometryczna (ang. baseline) składająca się z bazy poprzecznej (ang. perpendicular baseline) oraz bazy podłużnej (ang. parallel baseline) (Rys. 15). Powyższy fakt powoduje, że różnica zarejestrowanej fazy będzie zawierała nie tylko informację o wektorze przemieszczenia obrazowanej powierzchni w kierunku zasięgu radaru, ale również różnicę spowodowaną przez geometrię zobrazowania (radar bocznego wybierania) oraz topografię terenu [Hanssen i Klees, 2000]. 33

34 Rys. 15 Geometria InSAR z wielokrotnych przelotów. Obrazy SAR zarejestrowane przez satelitę w dwóch położeniach S 1 i S 2.Źródło: [Hanssen i Klees,2000]. Dla dwóch zobrazowań SAR zarejestrowanych w momentach czasu t 1 i t 2 (Rys. 15), przy odległości do znajdującego się na powierzchni Ziemi punktu P - R 1 i R 2 i danej długości bazy interferometrycznej B spełnione jest równanie: (3.3) gdzie: kąt orientacji bazy interferometrycznej, kąt padania wiązki radaru, skąd po przekształceniach i pewnych uproszczeniach wynikających z geometrii zobrazowań satelitarnych (R>>B ) [Zebker i Goldstein, 1986] otrzymujemy: (3.4) gdzie: -podłużna baza interferometryczna. Z powyższych wzorów wynika, że różnica mierzonych zasięgów równa podłużnej bazie interferometrycznej. (3.5) w przybliżeniu jest 34

35 Zalezność kąta można wzorem: od wysokości terenu h nad referencyjną powierzchnią odniesienia wyrazić (3.5) gdzie: kąt padania wiązki radaru na powierzchnię referencyjną (ang. flat earth) h=0 Mierzoną różnicę zasięgu jako funkcję wysokości h punktu P nad powierzchnią referencyjną h=0 uzyskujemy na podstawie rozwinięcia funkcji (3.4) szeregiem Taylora: (3.6) Podstawiając wynik powyższych przekształceń do wzoru 3.2 różnica fazy dla pary interferometrycznej wynosi: (3.7) gdzie: - podłużna składowa bazy interferometrycznej, poprzeczna składowa bazy interferometrycznej, kąt padania wiązki radarowej dla powierzchni referencyjnej (h=0), składowa wektora deformacji w kierunku padania wiązki radarowej (ang. line-of-sight - LOS). Ze wzoru 3.7 wynika, że całkowita faza interferometryczna jest sumą trzech składowych: składowej proporcjonalnej do bazy podłużnej, związanej z geometrią zobrazowania dla referencyjnej powierzchni odniesienia, składowej związanej z wysokościami terenu ponad powierzchnią referencyjną oraz składowej przedstawiającej przemieszczenie punktu P w kierunku LOS. Bazując na wzorze 3.7 wyznaczyć można czułość fazy interferometrycznej na zmianę wysokości (ang. height ambiguity) czyli różnicę wysokości powodującą zmianę fazy interferometrycznej o wartość (jeden prążek interferometryczny). h amb wyraża się wzorem: (3.8) 35

36 z którego wynika, że wraz ze zwiększającą się odległością bazową, czułość fazy interferometrycznej na topografię zwiększa się. Dla każdego systemu radarowego istnieje jednak tzw. krytyczna baza interferometryczna dana wzorem (3.9), powyżej której niemożliwe jest wygenerowanie interferogramów [Zebker i Villasenor, 1992]. (3.9) gdzie: długość fali radarowej, zasięg (odległość Ziemia-radar), - pozioma rozdzielczość w kierunku zasięgu, kąt padania wiązki radarowej. Oprócz danych we wzorze 3.7 składowych fazy interferometrycznej uwzględnić należałoby również pozostałe czynniki wpływające na rejestrowaną fazę tj. opóźnienie atmosferyczne sygnału oraz jego szum. Ostatecznie, faza interferometryczna [Hanssen i Klees, 2000]: (3.10) gdzie: faza dla referencyjnej powierzchni odniesienia, faza wynikająca z topografii, faza wynikająca z deformacji, faza wynikająca z wpływu atmosfery na opóźnienie sygnału, szum rejestrowanego sygnału. Aby uzyskać fazę odnoszącą się do deformacji ostatni czynnik równania 3.10 może być wyeliminowany na etapie przetwarzania interferometrycznego stosując odpowiednie algorytmy filtracji, natomiast wpływ atmosfery dla uproszczenia pomijamy zakładając nieznaczny wpływ czynników pogodowych na rejestrowaną fazę. Fazę związaną z powierzchnią odniesienia oraz topografią usuwa się odejmując od całkowitej zarejestrowanej fazy odpowiednio syntetyczną fazę dla elipsoidy odniesienia i syntetyczną fazę obliczoną na podstawie np. NMT (szczegółowy opis w podrozdziale 3.2.3). 3.2 Interferometryczne opracowanie danych SAR Interferometryczne opracowanie danych SAR przedstawione zostało na ogólnym schemacie przetwarzania InSAR w programie DORIS (The Delft Object-oriented Radar Interferometric Software) [Kampes et al., 2003] (Rys. 16). Schemat został podzielony na cztery bloki. Blok I to wczytanie danych radarowych oraz precyzyjnych danych o orbitach (np. dla ERS-1/2, Envisat) i przetworzeniu ich do formatu DORIS. Blok II to współrejestracja dwóch zobrazowań SAR oraz obliczenie fazy dla powierzchni referencyjnej (ang. reference 36

37 phase, flat-earth) elipsoidy WGS84, blok III to wygenerowanie interferogramów oraz obrazów koherencji i blok IV który stanowi produkt końcowy opracowania interferometrycznego w postaci np. map deformacji. Opisane w kolejnych podrozdziałach etapy opracowania danych przedstawione zostały dla techniki z powtarzalnych przelotów satelity (ang. Repeat-pass InSAR). Rys. 16 Schemat opracowania danych interferometrycznych w pakiecie DORIS. Źródło:DEOS, Typy danych Z pomocą pakietu DORIS możliwe jest opracowanie danych SAR z następujących satelitów: ERS, JERS, ENVISAT/ASAR, RADARSAT-1, ALOS/PALSAR, TerraSAR-X (tylko w formacie StripMap). W przypadku danych TerraSAR-X precyzyjne informacje o pozycji satelity w momencie rejestracji określane są przez umieszczony na satelicie odbiornik GPS, nie ma więc potrzeby, tak jak np. w przypadku danych Envisat wykorzystywania plików orbit. 37

38 3.2.2 Współrejestracja i faza referencyjna Interferometria radarowa polega na obliczeniu różnicy fazy zarejestrowanej dla danego piksela na obrazie referencyjnym (master) i tego samego piksela na obrazie przetwarzanym geometrycznie (slave). Precyzyjna współrejestracja danych interferometrycznych jest więc warunkiem koniecznym do wygenerowania wysokiej jakości, niezakłóconych interferogramów. Współrejestracja obrazów master i slave polega na obliczeniu przesunięcia spełniającego warunek: (3.12) gdzie współrzędne punktu na slave w postaci numeru wiersza i kolumny (line,pixel), - współrzędne analogicznego punktu na obrazie master, przesunięcie pomiędzy analogicznymi punktami na master i slave. W pakiecie DORIS współrejestracja podzielona jest na trzy etapy. Pierwszy etap to obliczenie przesunięcia pomiędzy master i slave na podstawie danych o orbitach. Współrzędne punktu centralnego na obrazach przekształcane są do współrzędnych na elipsoidzie, a na podstawie różnicy tych współrzędnych określane jest przesunięcie master-slave z dokładnością do około 30 pikseli. Kolejnym etapem jest współrejestracja zgrubna (ang. coarse corregistration) dająca dokładność rzędu pojedynczego piksela. Dla równomiernie rozmieszczonych pozycji (okien) na obrazach intensywności obliczana jest korelacja pomiędzy master, a slave dla różnych wartości przesunięcia. Estymowane przesunięcie dla danego okna będzie przesunięciem o najwyższym współczynniku korelacji [Li i Goldstein, 1990; Liao et al., 2004]. Średnia wartość przesunięcia dla wszystkich okien w kierunkach azymutalnym i zasięgu przyjmowana jest jako przesunięcie dla obrazu slave [Li i Bethel, 2008]. Trzeci etap to współrejestracja precyzyjna (ang. fine corregistration) umożliwiająca współrejestrację z dokładnością do 1/10 piksela. Na tym etapie wykorzystywać można zarówno dane o intensywności jak i zespolone dane o intensywności i fazie [Prati i Rocca, 1990; Kwoh et al., 1994]. Algorytm zaimplementowany w DORIS wykorzystuje jedynie dane o intensywności. Dla zadanej dużej liczby okien na całym obrazie liczona jest korelacja wzajemna pomiędzy intensywnością pojedynczych pikseli obrazów master i slave. Obliczone na poziomie pojedynczych pikseli przesunięcia interpoluje się, aby uzyskać przesunięcia na poziomie dziesiątych części piksela. Na obliczone wektory przesunięcia wpasowuje się dwuwymiarowy wielomian niskiego stopnia, który następnie wykorzystuje się do geometrycznego 38

39 wpasowania obrazu slave do sceny referencyjnej master [Kampes et al., 2003]. Inną stosowaną metodą współrejestracji, znajdującą zastosowanie zwłaszcza w przypadku danych wysokorozdzielczych, jest opisana w podrozdziale metoda, uwzględniająca parametry orbity oraz referencyjny NMT, tzw. DEM-assisted corregistration. Bardzo ważnym elementem przetwarzania interferometrycznego jest obliczenie fazy referencyjnej tzn. tej części zarejestrowanej fazy, która wynika z powierzchni referencyjnej elipsoidy WGS84. Na podstawie (3.7) faza związana z referencyjną powierzchnią odniesienia wyrażona jest wzorem: (3.13) Bazując na danych o orbitach oraz o geometrii sensora dla obrazu master i slave oblicza się współrzędne (x,y,z) punktów obrazu referencyjnego w układzie elipsoidy odniesienia stosując algorytm zaproponowany przez [Curlander, 1982]. Następnie obliczana jest baza podłużna B oraz faza powierzchni referencyjnej. Wartość fazy obliczana jest dla określonych punktów rozmieszczonych równomiernie na obrazie. Powierzchnię reprezentującą fazę referencyjną aproksymuje się dwuwymiarowym wielomianem, najczęściej 5 stopnia [Kampes et al., 2003] Obliczenie interferogramów Dla pary interferometrycznej dwóch zobrazowań SAR y 1 oraz y 2 w postaci (3.14) utworzenie interferogramów w postaci zespolonej polega na obliczeniu różnicy faz dla obrazów master i slave, co w praktyce oznacza obliczenie iloczynu zarejestrowanych dla każdego piksela liczb zespolonych przez ich liczbę sprzężoną (3.15). (3.14) (3.15) gdzie: - wartości zespolone, amplituda sygnału, - faza sygnału Zarejestrowana faza interferometryczna może zostać przedstawiona w postaci [Hanssen i Klees, 2000]: 39

40 (3.16) gdzie :, - operator zwijania fazy Różnice fazy na interferogramie są zawinięte w cykle, które odpowiadają pojedynczemu prążkowi interferometrycznemu czyli pełnej sekwencji na kole barw. Zrekonstruowanie pełnej fazy wykonuje się metodą rozwijania fazy (ang.phase unwrapping) omówionej w podrozdziale Wykorzystując InSAR do badania przemieszczeń wywołanych zjawiskami takimi jak trzęsienia ziemi, wybuchy wulkanów, osiadanie, czy jak w niniejszej pracy erozja wodna gleb, miarą deformacji będzie składowa fazy (por. równania 3.7, 3.10). Należy więc usunąć wpływ pozostałych czynników mających wpływ na fazę przede wszystkim oraz. Fazę związaną z referencyjną powierzchnią odniesienia elipsoidąwgs84 - otrzymuje się zgodnie z algorytmem podanym w podrozdziale Faza odejmowana jest od interferogramu poprzez jego wymnożenie przez sprzężenie fazy referencyjnej w postaci zespolonej dla każdego punktu interferogramu [DEOS, 2008]: (3.17) gdzie : interferogram po usunięciu fazy referencyjnej, - interferogram przed usunięciem fazy referencyjnej, faza referencyjna dla danego punktu. Metodą eliminacji z fazy interferometrycznej, polegającą na odjęciu od interferogramów zawierających fazę związaną z deformacją oraz ukształtowaniem terenu, syntetycznej fazy odpowiadającej topografii jest tzw. DInSAR interferometria różnicowa (ang. differential interferometric SAR) [ Zebker et al., 1994]. Metoda ta wykorzystuje 3 lub 4 sceny SAR (ang. 3-pass, 4-pass DInSAR) w niniejszej pracy opisano metodę, w której używa się wspólnego obrazu master 3-pass DInSAR. Syntetyczna faza pozyskiwana jest z interferogramu wygenerowanego dla pary topograficznej SAR (ang. topo-pair) - o dużej oraz możliwie krótkiej bazie czasowej(rys. 17). 40

41 Zgodnie z Rys. 17 dla pary topograficznej 1-2 mają miejsce następujące zależności [Zebker et al., 1994; DEOS, 2008]: (3.18) (3.19) (3.20) (3.21) Rys. 17 Geometria DInSAR z wykorzystaniem 3 obrazów SAR. Na czerwono oznaczona została geometria pary topo, na niebiesko pary defo. Źródło: DEOS,

42 Podłużna i poprzeczna baza interferometryczna związana z elipsoidą odniesienia: (3.22) (3.23) Faza interferogramu dla pary topograficznej skorygowana o fazę dla elipsoidy odniesienia: (3.24) Faza interferogramu dla pary 1-3 (Rys. 17), czyli takiej, dla której obserwujemy deformacje (ang. defo-pair): (3.26) Deformacja w LOS wyrażona jest w postaci: (3.27) gdzie : - faza wywołana przez deformację. Faza interferogramu dla defo-pair skorygowana o fazę dla elipsoidy odniesienia wynosi: (3.28) Ostatecznie faza interferogramu 1-3, skorygowana o fazę topograficzną pary 1-2 oraz fazę elipsoidy odniesienia: (3.29) Faza topograficzna może być symulowana z istniejącego numerycznego modelu terenu [Zebker et al., 1994]. W tym przypadku eliminacja składowej topograficznej odbywa się w trzech etapach - dla punktów NMT obliczane są współrzędne w układzie współrzędnych radaru oraz wartość fazy w tych punktach, a następnie obliczone wartości interpoluje się za pomocą triangulacji Delaunay a do siatki interferogramu. Ostatni etap stanowi usunięcie obliczonej wartości fazy topograficznej z całkowitej zarejestrowanej fazy. Powyższa metoda została wykorzystana w ramach badań przedstawionych w niniejszej pracy. 42

43 Po usunięciu oraz widoczne na interferogramie prążki interferometryczne (ang. fringes) zawinięte w cykle przedstawiają przemieszczenie danego piksela o połowę długości fali, co w przypadku satelity TerraSAR-X wynosi 1.5cm w LOS [Massonet, 1997] Koherencja Koherencja jest miarą korelacji pomiędzy wartościami zespolonymi dwóch obrazów SAR danej pary interferometrycznej - określa spójność ich fazy. Wygenerowane mapy koherencji pozwalają na wyselekcjonowanie obszarów, dla których zarejestrowana faza jest koherentna. Dla tych obszarów możliwe jest wygenerowanie prążków interferometrycznych, a na ich podstawie określenie wysokości terenu lub przemieszczenia. Koherencja służy ocenie jakości interferogramów oraz generowanych NMT. Ponadto, może być źródłem dodatkowych informacji o mapowanej powierzchni terenu m.in. właściwościach dielektrycznych, zmianach jakie zachodzą w wierzchniej warstwie gleby, czy też istniejącej pokrywie roślinnej. Obraz koherencji pary interferometrycznej SAR ma postać [Touzi et al., 1996] (3.30) gdzie: koherencja, wartość oczekiwana, zespolony obraz master, zespolony obraz slave, * - sprzężenie liczby zespolonej. Estymowana wartość koherencji wyrażona jest wzorem [DEOS, 2008]: (3.31) gdzie : N liczba pikseli, i numer piksela Inne metody obliczania koherencji zostały przedstawione w literaturze [Touzi et al., 1996]. Graficznym przedstawieniem wartości koherencji jest mapa koherencji, która przedstawia wartości koherencji dla poszczególnych pikseli w odcieniach szarości. Koherencja równa 1 przedstawia piksele o najwyższej wartości koherencji, a koherencja równa 0 o najniższej. Na wartość koherencji wpływają czynniki związane m.in. z geometrią rejestracji, SNR oraz 43

44 właściwościami powierzchni odbijającej. Zagadnienie to zostało omówione szczegółowo w podrozdziale Rozwiniecie fazy i georeferencja Zgodnie ze wzorem 3.16 wartości fazy interferometrycznej znane są modulo, pełna rekonstrukcja fazy możliwa jest przez zastosowanie algorytmu rozwijania fazy. W pakiecie DORIS nie zostały zaimplementowane odpowiednie algorytmy, wykorzystano więc oprogramowanie SNAPHU (ang. Statistical-cost, Network-flow Algorithm for Phase Unwrapping) [Chen i Zebker, 2000; Chen i Zebker, 2001; Chen i Zebker, 2002]. SNAPHU estymuje wartości rozwiniętej fazy wykorzystując metodę maksimum prawdopodobieństwa a posteriori MAP, która oblicza najbardziej prawdopodobną wartość rozwiniętej fazy na podstawie obserwowanych wielkości dla próbek reprezentatywnych. Zakłada się, że różnice fazy zarejestrowanej dla sąsiadujących pikseli mają wartość w granicach ). Na podstawie estymowanych różnic fazy określa się estymowane wartości fazy rozwiniętej. Po rozwinięciu faza interferogramu podlega przekształceniu na wysokości we współrzędnych radarowych przy użyciu jednej z trzech zaimplementowanych w pakiecie DORIS metod. W niniejszej pracy zastosowano metodę Schwabisch [Schwabisch, 1995], która polega na porównywaniu, na podstawie wielomianów, rzeczywistej fazy oraz fazy odniesienia (WGS84). Otrzymane w ten sposób wysokości we współrzędnych radarowych przekształca się na współrzędne w dowolnym układzie. 44

45 4. Naziemny skaning laserowy 4.1 Technika pozyskania danych Kolejną techniką zdalnego pozyskania danych, wykorzystaną w niniejszej pracy jest naziemny skaning laserowy (TLS ang. terrestrial laser scanning). W związku z tym, że technika ta jest obecnie bardzo powszechna, w pracy zostaną omówione jedynie niektóre jej aspekty, bezpośrednio związane z prowadzonymi badaniami. Inne zagadnienia zostały opisane w literaturze np. [Vosselman i Maas, 2010] Technika naziemnego skaningu laserowego czasem nazywana jest też naziemnym LIDAR-em (ang. Light Detection and Ranging), czyli zdalną metodą pomiaru polegającą na wysyłaniu impulsu promieniowania elektromagnetycznego i detekcji echa odbitego od skanowanego obiektu w celu określenia jego pozycji. Pozycja ta wyznaczana jest na podstawie odległości i kąta pomiędzy źródłem fali elektromagnetycznej, a obiektem. System TLS składa się z modułu generującego światło lasera, oscylującego lustra odchylającego wiązkę lasera, a co za tym idzie zmieniającego kierunek emisji sygnału, teleskopu optycznego skupiającego odbite promieniowanie, detektora oraz modułu rejestracji. Pomiar wykonuje się z pojedynczych stanowisk, a uzyskane zbiory punktów tzw. chmury punktów, transformuje się do wspólnego układu współrzędnych korzystając z metod opisanych w dalszej części tego rozdziału. Pole widzenia skanera w płaszczyźnie poziomej w większości obecnie wykorzystywanych skanerów wynosi 360º, a w płaszczyźnie pionowej (w zależności od modelu) do 320º. Dokładność wyznaczenia odległości waha się od 1 do10 mm w zależności od stosowanej techniki pomiaru odległości. Można wyróżnić tu dwa typy skanerów: impulsowe oraz fazowe. W pierwszych pomiar odległości wykonuje się na podstawie różnicy czasu pomiędzy momentem wysłania fali, a jej detekcją (4.1). Dokładność takich urządzeń wynosi około 5-10mm, a zasięg zazwyczaj od 250 do 1000m [Vosselman i Maas, 2010]. Drugi typ stanowią skanery fazowe, w których sygnał lasera emitowany jest w postaci ciągłej, modulowanej fali elektromagnetycznej. Wyznaczana jest różnica fazy pomiędzy falą wyemitowaną, a odebraną. Najczęściej stosowane są dwie długości fali, albo dwie modulacje częstotliwości. Mierzone przesuniecie fazowe jest proporcjonalne do opóźnienia czasowego pomiędzy falą wyemitowaną i odebraną, w związku z czym bazując na wzorze (4.1) można wyznaczyć odległość wyrażoną wzorem (4.2). 45

46 (4.1) gdzie: odległość instrumentu i obiektu prędkość światła, opóźnienie czasowe pomiędzy momentem wyemitowania i detekcji impulsu (4.2) gdzie: różnica fazy, częstotliwość sygnału Skanery fazowe charakteryzują się większą dokładnością niż impulsowe (1-3 mm), ale jednocześnie mają mniejszy zasięg (poniżej 100m). Oprócz pomiaru odległości, skaner wyznacza również kierunek wysyłanej wiązki laserowej. W przypadku najczęściej spotykanych skanerów wiązka odchylana jest za pomocą rotującego lustra, a kierunek wysyłanego sygnału jest związany z kątem wychylenia tego lustra. Dokładność wyznaczenia kąta, dla najczęściej stosowanych instrumentów jest rzędu 0.04 mrad, co odpowiada błędowi 4 mm na odległości 100m. Wartość błędu wzrasta liniowo w miarę zwiększania odległości skaner-obiekt. [Vosselman i Maas, 2010] Skanery najczęściej wyposażone są w zintegrowane aparaty fotograficzne, a wykonane przez nie zdjęcia mogą służyć jako dodatkowe źródło informacji o skanowanym obiekcie np. do nadawania barwy powstałym w wyniku pomiarów chmurom punktów i modelom 3D [Schneider i Maas, 2007]. W przypadku skanerów naziemnych umieszczanych na statywach (w odróżnieniu od skanerów mobilnych, umieszczonych na poruszających się ze stałą prędkością pojazdach), pomiar wykonywany jest z pojedynczych stanowisk. W celu uzyskania pełnej informacji o skanowanym obiekcie należy połączyć chmury punktów z kilku stanowisk. Ponadto, współrzędne punktów określone są w układzie skanera, tak więc konieczne jest ich przetransformowanie do zewnętrznego układu współrzędnych (tzw. rejestracja) [Vosselman i Maas, 2010]. Rejestracja może odbywać się następującymi metodami: rejestracja na tarcze bądź kule celownicze (ang. Target-based) polegająca na umieszczeniu w polu widzenia skanera tarcz celowniczych (lub kul) o znanych współrzędnych wyznaczonych technikami geodezyjnymi np. za pomocą tachimetrii 46

47 czy GPS. Jednocześnie wyznaczane są współrzędne środka celu w układzie współrzędnych skanera, które wraz z pomierzonymi współrzędnymi w układzie wtórnym umożliwiają obliczenie parametrów rejestracji, a następnie transformację współrzędnych chmury punktów do układu zewnętrznego. Możliwe jest również bezpośrednie wyznaczenie parametrów rejestracji w przypadku, kiedy stanowiskami skanera są punkty o znanych współrzędnych, a pomiary na stanowisku zorientowane są względem znanych punktów celu. Rozwiązanie takie stosują np. [Lim et al. (2005); Rosser et al., (2005)] w badaniach dotyczących abrazji linii brzegowej w North Yorkshire (Wielka Brytania) iteracyjna rejestracja oparta o punkty homogeniczne rejestracja oparta o charakterystyczne szczegóły terenowe Dwie ostatnie metody nie będą omawiane z racji tego, że nie wykorzystywano ich w przeprowadzonych badaniach. Ich szczegółowy opis znaleźć można w literaturze np. [Rusinkiewicz i Levoy, 2001; Grün i Akca, 2004; Besl i McKay, 1992; Rabbani et al., 2007]. Dane w postaci chmury punktów wykorzystuje się do modelowania powierzchni skanowanego obiektu. W przypadku, kiedy skanowanym obiektem jest powierzchnia Ziemi na podstawie punktów terenowych generuje się Numeryczne Modele Terenu (NMT). Pierwszym etapem przetwarzania danych skaningu jest ich klasyfikacja (podział punktów znajdujących się w chmurze na podzbiory reprezentujące odbicia wiązki od danego typu obiektów np. punkty terenu, rośliny, obiekty antropogeniczne), segmentacja (wydzielenie grup punktów, tzw. segmentów, jednorodnych pod względem wybranych cech), bądź filtracja mająca na celu oddzielenie tych punktów chmury, które stanowią odbicie wiązki lasera od powierzchni terenu, od tych, które nie stanowią punktów terenowych. Istnieje wiele metod filtracji danych skaningu, ich opis dostępny jest w literaturze m.in. [Haralick i Shapiro, 1992; Lindenberger, 1993; Axelsson 2000, Kraus i Pfeifer, 1998; Sithole i Vosselman, 2005] Z przefiltrowanych danych reprezentujących punkty terenu generowane są następnie numeryczne modele terenu czyli modele przedstawiające dyskretne dane o wysokościach terenu, uzupełnione o algorytmy interpolacyjne. NMT mogą być zapisane w postaci GRID czyli regularnej siatki kwadratów, nieregularnej siatki TIN (ang. Triangulated Irregular Network), albo za pomocą modelu hybrydowego. W modelu GRID wysokości określone są dla dyskretnych punktów, rozmieszczonych równomiernie, najczęściej na siatce kwadratów. 47

48 Wysokości te są interpolowane lub aproksymowane na podstawie zeskanowanych punktów np. metodą ruchomej aproksymacji najmniejszych kwadratów, predykcji liniowej czy krigingu [Vosselman i Mass, 2010]. Model GRID ma tendencję do wygładzania powierzchni terenu, dlatego w przypadku modeli reprezentujących powierzchnie terenu o skomplikowanej strukturze siatka GRID może zostać zagęszczona lub wzbogacona o punkty charakterystyczne oraz linie szkieletowe. Model TIN jest nieregularną siatką trójkątów, których wierzchołkami są pomierzone (zeskanowane) punkty terenowe. Siatka tworzona jest najczęściej metodą triangulacji Delaunay'a. Model w tej postaci dobrze reprezentuje powierzchnie o złożonej strukturze, ale jego wadą jest duża objętość informacyjna spowodowana tym, że przechowywane są oryginalne dane pomiarowe, a nie jak w przypadku modelu GRID dane wyinterpolowane. Trzecim typem numerycznego modelu terenu jest model hybrydowy posiadający cechy zarówno modelu GRID, jak i TIN. Model ten znajduje zastosowanie na terenach o zróżnicowanej rzeźbie na terenach płaskich model ten przyjmuje postać GRID, a w charakterystycznych punktach, nieregularnie rozmieszczone punkty linii nieciągłości terenu łączone są w trójkąty z węzłami siatki GRID [Ackermann i Kraus, 2004]. 4.2 Źródła błędów w TLS Błędy występujące w naziemnym skaningu laserowym determinują dokładność wyznaczenia skanowanych punktów. Podzielić je można na cztery grupy [Soudarissanane et al., 2008] błędów wynikających z: - właściwości i kalibracji skanera błędy instrumentalne np. przesunięcie centru rotującego zwierciadła, które wpływa na pomiary kątowe, błędy osiowe instrumentu, błędy powodujące zmiany szerokości wiązki laserowej - geometrii skanowania zarówno dla skanerów fazowych, jak i impulsowych dokładność wyznaczenia pozycji skanowanego punktu zmniejsza się wraz ze wzrostem odległości. Jest to spowodowane zmniejszeniem mocy sygnału powracającego - właściwości skanowanej powierzchni wiązka laserowa wchodzi w interakcję z powierzchnią, od której zostaje odbita. Szorstkość tej powierzchni zmienia kierunek odbicia wiązki np. powierzchnie gładkie powodują odbicie zwierciadlane, natomiast powierzchnie o dużej szorstkości powodują odbicie dyfuzyjne (rozpraszanie). Clark i 48

49 Robson [Clark i Robson, 2004] wykazali, że na pomiar odległości wpływ ma również kolor skanowanego obiektu - warunków podczas skanowania na emitowany sygnał wpływ mają warunki atmosferyczne, zwłaszcza temperatura. Wilgotność oraz ciśnienie przy zasięgu TLS mogą zostać pominięte, natomiast opady atmosferyczne, mgła oraz znajdujące się w powietrzu cząsteczki kurzu powodują refrakcję, wpływającą w znacznym stopniu na dokładność pomiaru. 49

50 5. Badania własne Badania nad możliwością wykorzystania danych pozyskanych zdalnie na potrzeby monitorowania zjawiska erozji wodnej gleb podzielone zostały na trzy etapy. Pierwszy z nich stanowiło pozyskanie, przygotowanie oraz opracowanie interferometryczne danych radarowych wraz z określeniem potencjału wykorzystania ww. techniki do określenia zasięgu i intensywności badanego zjawiska. Kolejnym etapem było wykonanie pomiarów naziemnym skanerem laserowym oraz technikami geodezyjnymi, opracowanie tych danych oraz wykonanie numerycznych modeli różnicowych. Ostatni etap prac badawczych to opracowanie zintegrowanej metodyki wykorzystania technik zdalnych w badaniach erozyjnych na obszarach użytkowanych rolniczo oraz nakreślenie kierunku i możliwości dalszych prac badawczych. 5.1 Obszar badań Prace w ramach prowadzonych badań wykonywane były na obszarze Wzgórz Trzebnickich, stanowiących pas wzniesień morenowych środkowej części Wału Trzebnickiego zamykającego od strony północnej Nizinę Śląską (woj. dolnośląskie, około 20 km na pn-wsch od Wrocławia i 10km na pd-wsch od Trzebnicy) (Rys. 18). Charakterystyka obszaru to przede wszystkim urozmaicona rzeźba powstała w okresie zlodowacenia środkowopolskiego oraz ostatniego zlodowacenia bałtyckiego. Bardzo ważnym elementem kształtowania się krajobrazu Wzgórz Trzebnickich była akumulacja eoliczno-denudacyjna lessów, które obecnie pokrywają nie tylko same Wzgórza, ale również sąsiadujące z nimi obszary Równiny Wrocławskiej. Charakterystyczne dla Wzgórz Trzebnickich są bardzo zróżnicowane wysokości terenu kształtujące się w granicach m n.p.m. Dominują tam gleby lessowe, bardzo podatne na erozję ich miąższość wynosi od 3-5 m do nawet 25 m [Szewrański, 2008b]. Do badań wybrano użytkowane rolniczo, południowe stoki Wzgórz Trzebnickich zlokalizowane na granicy regionów funkcjonalnych intensywnego rolnictwa oraz regionu rolniczorekreacyjnego (Rys. 19) są to więc obszary, na których zarówno warunki glebowe, jak i bardzo często nieprawidłowo prowadzone, intensywne praktyki rolnicze przyczyniają się do stopniowej degradacji gleb poprzez nasilenie zjawiska erozji wodnej. Klimat badanego obszaru, podobnie jak całej Polski, jest klimatem umiarkowanym o cechach przejściowych między klimatem morskim, a kontynentalnym. Średnia suma roczna opadów wynosi około 50

51 650 mm, a średnia roczna liczba dni z opadem równym lub większym od 0,1 mm wynosi 170. Pokrywa śnieżna zalega w ciągu roku przeciętnie dni, ale jej występowanie ma charakter epizodyczny pojawia się i zanika wielokrotnie w ciągu sezonu zimowego. Rys. 18 Lokalizacja obszaru opracowania zasięgu sceny radarowej oraz obszarów testowych. Źródło: Google Earth

52 Rys. 19. Lokalizacja obszaru badawczego na tle regionów funkcjonalnych dla województwa dolnośląskiego. Źródło: [Stuczyński, 2007]. Do szczegółowych analiz wybrane zostały obszary testowe zlokalizowane w rejonie wsi Miłonowice, Węgrów, Piersno oraz Pierwoszów (Rys. 18), które wytypowane zostały na podstawie wywiadu terenowego oraz naziemnych pomiarów geodezyjnych jako obszary, na których zaobserwowano nasilone występowanie procesów erozyjnych. O intensywności zjawiska erozji wodnej na tych obszarach świadczą występujące charakterystyczne formy erozyjne w postaci żłobin powstałych w wyniku niszczącej działalności wód opadowych lub roztopowych, jak również obszarów akumulacji niesionego przez wodę materiału glebowego (Rys. 20, 21) Na obszarze Wzgórz Trzebnickich prowadzone już były (w latach ) badania, które miały na celu określenie intensywności, zasięgu zjawiska erozji wodnej gleb oraz możliwych 52