2.1 Physikalische Grundlagen

Elektromagnetische Strahlung
Bei den folgenden physikalischen Betrachtungen wollen wir uns in Anlehnung an Albertz (1991) und Kappas (1994) auf die elekromagnetische Strahlung beschränken, da sie die meist genutzte Energieform der Geofernerkundung zur Erzeugung von Luft- und Satellitenbildern ist.

Die elektromagnetische Strahlung ist eine Form der Energieausbreitung, die als Wellenstrahlung oder Photonenstrahl (Teilchenstrahl) aufgefaßt werden kann. Die Wellenstrahlung wird in den FE-Verfahren als ein sich periodisch änderndes elektromagnetisches (energetisches) Feld, das sich mit Lichtgeschwindigkeit ausbreitet und mit Materie wechselwirkt, analysiert bzw. interpretiert.

Gekennzeichnet ist sie durch ihre Frequenz und die Wellenlänge. Letztere ist üblicherweise die entscheidende Größe in der Fernerkundung, da alle Sensoren durch ihre Sensibilität bzgl. der Wellenlänge definiert sind.

Als Einheiten der Wellenlänge werden üblicherweise folgende Größen benutzt:

- 1 nm (Nannometer) = 0.000 000 001 m
- 1 um (Mikrometer) = 0.000 001 m
- 1 mm (Millimeter) = 0.001 m

Die Gesamtheit der bei der elektromagnetischen Strahlung auftretenden Wellenlängen wird im elektromagnetischen Spektrum (EMS) dargestellt. Es reicht im Falle der Strahlungsquelle Sonne vom ultravioletten Bereich (UV, 300-380 nm), über das sichtbare Band (BGR = VIS, 380-720 nm), das nahe bis mittlere, reflektierte Infrarot (IR, 720-3000 nm) bis in das emittierte, thermale und damit langwelligeres IR (7000-14000 nm), (Abb. 2.1.1).

In Richtung der kürzeren Wellenlängen schließen sich Röntgenstrahlen, die Gammastrahlen und die extrem kurzwellige kosmische Hintergrundstrahlung an. Auf der langwelligeren Seite folgt dem IR die passive Mikrowellenstrahlung und die Radiostrahlung. Neben den sog. solaren Bändern nutzt die Fernerkundung auch die aktive, sehr langwellige (!) Mikrowellenstrahlung (z.B. Radarsysteme).

Abb. 2.1.1: Das elektromagnetsiche Spektrum und die Bereiche verschiederner FE-Sensoren. Zusätzlich sind die Strahlungsfenster der irdischen Atmosphäre sowie die Strahlungsenergie eines perfekten Schwarzstrahlers gegenüber der realen Sonne ausgewiesen (aus Kappas, 1994)

Grundsätzlich gilt: Jeder Körper befindet sich durch die Bestrahlung in ständiger physikalischer Wechselwirkung mit seiner Umgebung. Von dort wirkt Strahlung auf ihn ein und er gibt wiederum Strahlung an seine Umgebung ab (Albedo). Auf den material- bzw. objektspezifischen Eigenschaften dieser Wechselwirkung beruhen fast alle Fernerkundungsmethoden. Die elektromagnetische Strahlung, die auf den Körper trifft, wird zu einem Teil an seiner Oberfläche reflektiert , z.T. absorbiert oder durchdringt den Körper (transmittiert). Die einzelnen Anteile variieren je nach Material und auftreffender Wellenlänge der Strahlung recht stark.

Ist diese Variation objektspezifisch und signifikant, kann sie zur Objektklassifikation herangezogen werden!

Die quantitative Beschreibung des Strahlungsflusses erfolgt über die dimensionslosen Größen Transmission (T), Reflexion (R) und Absorption (A):

Transmissionsgrad + Reflexionsgrad + Absorptionsgrad = 1 (auftreffender Strahlungsfluß)

(Anmerkung: In der Fernerkundung ist es üblich, den Reflexionsgrad eines Materials in graphischer Form darzustellen. Solche Reflexionskurven veranschaulichen den Verlauf der Reflexion über einen sensorisch relevanten Spektralbereich [vgl. Kap. 1.3 ] und sind wichtige Interpretationshilfen in der Fernerkundung!)

Für die i.d.R. strahlungsundurchlässigen Körper auf der Erdoberfläche gilt also A + R = 1. Die Strahlung, die ein Körper aufgrund seiner Oberflächentemperatur an die Umgebung abgibt, wird über den Emissionsgrad (E) definiert. Dieser beschreibt das Verhältnis der Thermalemission des realen Körpers bei einer bestimmten Temperatur gegenüber einem theoretischen, perfekten Wärmestrahler, dem sog. Schwarzkörper bei gleicher Temperatur (Schwarzkörper absorbieren die gesamte Strahlung und setzen sie 1:1 in Wärmestrahlung um, d.h. A = E = 1).

Vollständig beschrieben wird die Thermalstrahlung eines Schwarzen Körpers durch das Plancksche Strahlungsgesetz. Es definiert die spektrale Strahldichte (L) in Abhängigkeit von der Wellenlänge und der absoluten Temperatur (K) der Oberfläche. Zusätzlich verschiebt ein Schwarzer Körper seine maximale Strahlungsdichte (Wien'sches Verschiebungsgesetz) mit steigender absoluter Temperatur in Richtung kürzerer Wellenlängen, z.B. bis in sichbaren Bereich ('rotglühend'), (Abb. 2.1.2).

Das Kirchhoff'sche Gesetz besagt, daß der Emissionsgrad eines Körpers stets gleich dem Absorptionsgrad ist (E = A); demnach ist ein Körper, der stark absorbiert auch ein guter Strahler (entsprechend umgekehrt: vgl. z.B. Schnee). Dieses Gesetz gilt für jede Wellenlänge.

Abb. 2.1.2: Spektrale Strahlungsdichten eines Schwarzen Körpers in Abhängigkeit zur absoluten Temperatur in Kelvin (gestrichelte Linie gibt den ungefähren Verlauf der irdischen Strahlungsdichte wieder (modifiziert nach Albertz, 1991)

Im Hinblick auf die Fernerkundung leitet sich so ein wichtiger Zusammenhang ab: Die Sonne strahlt - ähnlich wie ein idealer Schwarzer Körper bei 6000 K Oberflächentemperatur - mit einem Strahlungsmaximum im VIS (um 500 nm). Für die Fernerkundung nutzbar ist jedoch nur der reflektierte und emittierte Anteil der Erdoberfläche. Diese Strahldichte ist wesentlich geringer und entspricht im ersten Fall etwa der gestrichelten Linie in Abbildung 2.1.2. Der emittierte Anteil liegt im Mittel bei 274 K (~ 1°C) und erreicht seine maximalen Strahlungsdichte bei etwa 10.000 nm (thermales IR). Daraus folgt, daß bei der Fernerkundung der Erde Wellenlängen des VIS und IR (bis 2500 nm) ausschließlich reflektierte Sonnenstrahlung repräsentieren, die Wärme-Emission der untersuchten Objekte liegt bereits im thermalen IR (ca. 8000-15000 nm).

Atmosphärische Einflüsse oben
Da die reflektierte elektromagnetische Strahlung immer eine Wegstrecke 'Sonne-Objekt-Sensor' vor ihrer Messung durchwandert hat, ist sie bereits zweimal von der Atmosphäre i.w.S. beinträchtigt worden. Der Informationsgehalt über das Objekt ist somit in vielerlei Hinsicht modifiziert. Zusätzlich ist die Atmosphäre aufgrund ihrer heterogenen Zusammensetzung nicht in allen Wellenlängenbereichen gleichartig durchlässig; es können somit nur gewisse atmosphärische Fenster zur Fernerkundung mittels reflektierter Sonnenstrahlung genutzt werden.

Wichtige atmosphärische Fenster liegen im VIS und nahen IR (380-2500 nm), im mittleren IR (3000-5000 nm) und im thermalen IR (8000-13000 nm).

Die von der Sonne ausgehende (extraterrestrische) Strahlung erreicht zunächst die oberen Schichten der Atmosphäre, wo sie z.T. in den Weltraum reflektiert wird. Der Rest unterliegt auf dem Weg zur Erdoberfläche der Refraktion (Brechung), Streuung und Absorption. Die Refraktion ist eine Folge der Dichtänderungen der Luft. Sie führt zu Strahlungskrümmung (und muß z.B. bei sehr genauen photographischen Auswertungen korrigiert werden, wird aber sonst vernachlässigt).

Absorption und Streuung spielen jedoch eine große Rolle, denn beide Prozesse repräsentieren Umwandlungen der Strahlungsenergie, bei denen ein Teil der Strahlung in Wärme oder andere kinetische Energieformen überführt wird. Streuungsprozesse generieren weitere Energieeinbußen und führen damit zu einer Beeinträchtigung des möglichen Reflexionsgrades. Intensität der Absorption und Streuungscharakteristik hängen in starkem Maße von der Wellenlänge der Strahlung und der Aerosol-Teilchengröße (Dunst, Staub, Wassertröpfchen) ab. Beide Vorgänge werden auch unter dem Begriff Extinktion zusammengefaßt (vgl. auch Dietze, 1957; Möller, 1957 und Foitzik & Hintzpeter, 1958).

Die Streuung in der Atmosphäre ist von großer Bedeutung für die Beleuchtungsverhältnisse auf der Erdoberfläche und damit auch für die Fernerkundung. Ohne ihren Einfluß wäre der Himmel z.B. so tiefschwarz wie während einer sehr klaren Nacht (oder im Weltraum selber!) - die Sonne würde sich von ihm extrem hell aber sehr scharf abheben. Durch Streuung wird jedoch der ganze Raum mit einer diffusen Strahlung erfüllt, so das diese selbst zur sekundären Energiequelle wird (Albertz, 1991) und in jede Richtung Strahlung abgibt (Abb. 2.1.3.) . Diese natürliche, diffuse Himmelsstrahlung (Skylight) hat ihr Maximum im kurzwelligen Bereich, genauer im ultravioletten und blauen Band (blauer Himmel!). Mit zunehmender Trübung der Atmosphäre (Dunst, Staub, Wasserdampf, etc.) nimmt die Streuung und damit die Intensität der Himmelstrahlung zu, der Relativanteil der kurzwelligen Strahlung zugunsten langwelliger Anteile jedoch ab (grau-weißliche Himmelsfarbe).

Abb. 2.1.3: Strahlungs- und Streuungsverhältnisse im Wechselspiel Luftmasse und Geländemorphologie (aus Albertz, 1991)

Die Durchlässigkeit der Atmosphäre ( Transmission) ist stark wellenlängenabhängig (s.o.). Abbildung 2.1.4 verdeutlicht, daß die atmosphärischen Gase unterschiedliche Absorptionseigenschaften in Bezug zur jeweiligen Wellenlänge aufweisen. Insbesondere Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon stellen erhebliche atmosphärische 'Energiefilter' dar. So wird z.B. die schädliche, harte ultraviolette (UV) Strahlung (< 300 nm) stark durch O3 absorbiert (vgl. Problematik 'Ozonloch'). Für langwellige Mikrowellen ist die Atmosphäre jedoch vollständig durchlässig (wellenlängenabhängige Transmission unterstreicht die Bedeutung von z.B. Radar für die Fernerkundung unter wechselhaftem Klima/Wetter in .z.B. häufig wolkenverhangenen Regionen)!

Abb. 2.1.4: Spektraler Transmissionswert der Atmosphäre bezogen auf CO2, H2O und O3 (aus Albertz, 1991)

Was bedeuten obige Ausführungen für die Fernerkundung eines Geländeabschnittes?

Auf eine Geländeoberfläche fallen demnach immer zwei Arten von Strahlung, nämlich die trotz Absorption und Streuung verbleibende direkte (gerichtete) Sonnenstrahlung und die indirekte (diffuse) Himmelsstrahlung. Ihre Summe wird Globalstrahlung genannt und hängt in erster Linie von Sonnenstand, Trübungsgrad der Atmosphäre, Geländeexposition, Mikrorelief und Höhe üNN ab. Diese Globalstrahlung beleuchtet also das Geo-Objekt , welches wiederum eignene Wechselwirkungen mit ihr eingeht (s.o.) und verschiedene Anteile der Gesamtstrahlung reflektiert. Auf dem Rückweg zum Sensor wird die reflektierte Strahlung erneut gestreut, absorbiert und gebrochen.

Folglich erreicht nur ein reduzierte Anteil der ursprünglichen Strahlung als direkt reflektierter Anteil den FE-Sensor. Dieser Strahlungsanteil ist meist kontrastärmer und etwas blaustichig, so daß man bei (digitalen) photographischen Luftaufnahmen aus großer Höhe oft Gelb- oder Orangefilter zur Korrektur dieses sogenannten Luftlichtes (Skylight-Filter) einsetzt (Abb. 2.1.5).

Bei der visuellen Interpretation von Bildern stört dies am wenigsten, da sich das menschliche Auge schnell an Kontrastschwankungen anpasst. Bei der teilautomatisierten Klassifikation von Multispektraldaten (z.B. CIR- Luftbildern, LANDSAT TM, Aster, Sentinel, usw.) können Luftlichteffekte die Qualität der Klassifikation stark verfälschen. Man ist dann gezwungen, diesen negativen Einfluß durch numerische Korrekturen weitgehend zu eleminieren.

Abb. 2.1.5: Erzeugung von Luftlicht, Global- und Himmelstrahlung durch Streuungseffekte in der Atmosphäre (aus Albertz, 1991)

Ein bedeutender atmosphärischer Faktor hinsichtlich der Geofernerkundung ist die Bewölkung. Zur Aufnahmen von Luft- und Satellitenbildern im reflektiven Spektralanteil des EMS ist man auf einen wolkenfreien Himmel angewiesen. Lediglich Mikrowellen, die zur Aufnahme von Radarbildern eingesetzt werden, erlauben einen tageszeitlich sowie wetterunabhängigen Einsatz von Fernerkundungsmethoden, da sie Wolken durchdringen und keine Sonnenstrahlung, sondern eigenerzeugte Strahlung  nutzen. Besondere Bedeutung haben diese Verfahren z.B. im Hinblick auf morphologische Aspekte der Erdoberfläche, von Vegetationsmustern der niederschlagsreichen Tropen oder für die planetare Erkundung unseres wolkenverhangenen Nachbarplaneten Venus erlangt (Abb. 2.1.6).

Abb. 2.1.6: Der Planet Venus betrachtet im sichtbaren Spektrum (links) und im Mikrowellenbereich (rechts) als MAGELLAN-SAR Mosaik (GPI, 1994) .

Materialspezifische Eigenschaften oben
Geländeoberflächen und die sich auf ihnen befindlichen Objekte verhalten sich gegenüber der auftreffenden Sonnenstrahlung sehr unterschiedlich. Ihre Reflexionseigenschaften hängen vor allem von den physiko-chemischen Materialeigenschaften, dem Beleuchtungswinkel, der Wellenlänge, den morphologischen und geometrischen Verhältnissen ab.

Diese unterschiedlichen Faktoren erlauben uns aber ein multispektral-differenzierbares Erkennen von Geo-Objekten!

Von den Objekten wird immer nur ein Teil der noch auftreffenden Sonnenstrahlung reflektiert (s.o.). Über die Art der Reflexion entscheidet z.T. die Rauhigkeit der Grenzfläche; ist sie im Vergleich zur Wellenlänge klein, findet eine spiegelnde Reflexion statt (z.B. ruhiges Wasser). Spiegelnde Reflexionen gelten in der Fernerkundung als störend und werden deshalb ggf. durch Modifikation des Aufnahmewinkels vermieden. An Oberflächen, an denen die Rauhigkeit (Textur) etwa gleich der Wellenlänge ist, findet diffuse Reflexion statt (z.B. eine Lambert'sche Fläche, die aus allen Richtungen gleich hell erscheint). In der Natur kommt es meist zu einer Vermischung beider Effekte, so daß man von einer gemischten Reflexion sprechen muß (Kraus & Schneider, 1988).

Von zentraler Bedeutung ist deshalb der Reflexionsgrad, oder auch die sog. Albedo der Geo-Objekte in Abhängigkeit der Wellenlänge und Materialzusammensetzung; seine graphische Darstellung (Abb. 2.1.7) ist von großem praktischen Nutzen für die Fernerkundung. Diese Reflexionskurven weisen allerdings für gleichartige Objekte teilweise Schwankungen auf, die durch die unterschiedlichen Aufnahmeparameter hervorgerufen werden (Laborbedingungen oder Außenmessungen, atmosphärische Einflüsse usw.). Dennoch läßt sich für viele Oberflächenarten ein weitgehend charakteristischer Verlauf angeben, welcher zur Interpretationshilfe der eigenen Reflexionsdaten dient.

Abb. 2.1.7: Spektrale Reflexionsgrade verschiedener natürlicher Oberflächen im Bereich von 400-900 nm, entsprechend der Sensibilität eines panchromatischen Luftbildes (modifiziert nach Schwidefsky, 1976) - unten: Bezug von Reflexion einzelner Kanäle des Landsat TM-Systems und resultierender Pixelwerte.

Besonders wichtig ist die Betrachtung des Raumes zwischen dem VIS und IR Spektrum, da viele natürliche Materialien markante Unterschiede innerhalb dieser Bandbreiten aufweisen. Ein typisches Beispiel sind blattreiche Pflanzen, bei denen der Reflexionsgrad mit Erreichen des nahen IR sehr stark zunimmt (NIR, > 700 nm) und auf die spezifischen Reflexionsmerkmale des zellulären Blattgefüges und der internen Wasserversorgung zurückzuführen ist. Beide sind bei geschädigter oder absterbender Vegetation oft gestört und wirken sich so auf den Reflexionsgrad der Pflanze direkt aus. Besonders wichtig sind hier Chlorophyll A und B mit unterschiedlichen Absorbtionsgraden im Bereich zwischen 400 und 700/1100 nm. Das Maß der Reflexion im NIR kann also auch als Vitalitätsfaktor gesehen werden; IR-Aufnahmen sind somit für die Fernerkundung unter vegetationsökologischen Aspekten besonders interessant (Abb. 2.1.8a, b, c und d).

Abb. 2.1.8a: Absorption und Reflexion an grünen Blättern (modifiziert nach Colwell, 1963). Die Chloroplasten absorbieren rotes und blaues Licht, während grünes und IR Licht reflektiert wird (IR>>Grün)

Abb. 2.1.8b: Absorption des Chlorophylls A und B in grünen Blättern in Abhängigkeit zur Wellenlänge zwischen 400 u. 700nm (modifiziert nach Gates, 1970).

Abb. 2.1.8c: Ursachen der unterschiedlichen Absorption und Reflexion in grünen Blättern im VIS u. IR (aus Kappas, 1994) .

Abb. 2.1.8d: Spektraler Reflexionsgrad von Eichenblättern in Abhängigkeit ihrer Vitalität (VIS - NIR, modifiziert nach Gates, 1970)

Einschub: Markante Anomalien im NIR bei Pflanzen - die 'rote spektrale Kante'

The Red Edge Effect (modified after Blackbridge, 2014)

Ähnliche Schwankungen zwischen dem VIS und mittleren IR können auch bei anderen, anorganischen Materialien festgestellt werden, so z.B. bei Mineralen, aus denen sich Gesteine und Böden zusammensetzen. Verantwortlich sind meist OOH-haltige Komponenten innerhalb der Kristallgitter von Tonmineralen oder anderen Phyllosilikaten (z.B. Montmorillonit) sowie eingeschlossenes Kristallwasser (H2O) oder Fe-Anteile in oxidierten Gesteinsoberflächen. Im Gegensatz zu einem anfänglichen Anstieg des Reflexionsgrades im nahen IR kommt es nämlich zu einem rapiden Abfall der Reflexion im mittleren IR. Man bezeichnet diese Reflexionseinbußen auch als charakteristische Absorptionsbanden, die durch eine Energieumwandlung aufgrund von Gitterschwingungen oder angeregten Elektronenübergängen im Kristall verursacht werden (Abb. 2.1.9).

Einige Begleitminerale von Erzlagerstätten zeigen typische starke Albedoschwankungen, so daß man mit ihrer Hilfe in der geologischen Fernerkundung mögliche oberflächennahe Lagerstätten in ariden Regionen mittels multi- oder hyperspektraler Fernerkundung recht genau kartieren kann (z.B. Buntmetall- oder Silber-/Goldlagerstätten, vorwiegend in ariden Räumen wie den Anden, Südafrika, Türkei oder Australien, vergleiche auch Projekte wie GMES4mining oder Mineo).

Mineralische Böden verhalten sich spektral ähnlich wie Gesteine, jedoch spielen hier zusätzlich der Humusgehalt und die Bodenfeuchte eine wichtige Rolle (je feuchter und humusreicher der Boden, desto geringer i.d.R. der Reflexionsgrad) und damit ökologisch interessant.

Abb. 2.1.9: Spektraler Reflexionsgrad von wichtigen gesteinsbildenden Tonmineralen (aus Abels & Prinz, 1995)

Auch die Objektform, der Bestrahlungswinkel und die räumliche Oberflächenstruktur beeinflußen die Reflexionsverhältnisse. Je nach Kombination der Faktoren treten so Mitlichtbereiche ohne viel Schlagschatten oder Gegenlichtbereiche mit viel Schlagschatten auf. Diese Erscheinungen führen demnach aus verschiedenen Beobachtungsrichtungen aufgrund der resultierenden Oberflächentextur zu sehr unterschiedlichen Wahrnehmungen gleicher Vegetationsflächen (z.B. Wälder, vgl. Abb. 2.1.10).

Abb. 2.1.10: Mitlicht- und Gegenlichtbereich bei schräg einfallender Beleuchtung einer Baumgruppe (modifiziert nach Albertz, 1991)

Ein weiterer wesentlicher Faktor, der die Reflexionseigenschaften der Materialien beinflußt, ist ihr Feuchtigkeitsgrad. In der Regel nimmt die Reflexion mit zunehmender Feuchtigkeit über den ganzen Spektralbereich ab. Deshalb werden feuchte Materialien in Luft- oder Satellitenbildern stets dunkler wiedergegeben als trockene. Besonders kompliziert sind die Reflexionsverhälnisse bei Wasserflächen. Der Reflexionsgrad hängt u.a. vom kinetischen Zustand des Wasserkörpers, seiner organischen bzw. anorganischen Schwebstoffe (wie z.B. Sedimente, Algen, Phytoplankton), der Wellenlänge der Strahlung bzw. der Durchdringungstiefe (maximal 40 m bei 450 nm im klaren Wasser ->blau), der Beschaffenheit des Gewässergrundes und von der Beleuchtungsrichtung ab (Abb. 2.1.11).

Andere Aggregatzustände des Wassers, wie Schnee, Wolken und Nebel können fast nur über den Schlagschatten oder Thermaldaten differenziert werden. Im VIS, NIR und IR besitzen diese Geo-Objekte eine annähernd gleichartige Albedo.

Abb. 2.1.11a: Schematische Strahlungsverhälnisse an Wasserflächen (aus Albertz, 1991)

Abb. 2.1.11b: JERS-1 IR-Farbkombination von St. Marie, Provence mit deutlichen Reflexionsunterschieden der verschiedenen Wasserkörper (EURIMAGE, 1998)

Abb. 2.1.11c: Reflexionsgrad des Wassers bei unterschiedlichem Phytoplanktongehalt (C) zwischen 400 und 700 nm (aus Zimmermann, 1991)

Für einige spezielle Anwendungen in der Fernerkundung sind absolute (quantitative) Reflexionscharakteristika wichtig. Die Auswertung atmosphärisch korrigierter Satellitenbilder erfolgt dann erst nach einer Kallibrierung der Reflexionswerte auf der Basis von spektralen Geländemessungen mittels geeigneter Feld- oder Laborspektrometer (vgl. atmosphärische Korrekturen).

Thermal- und Mikrowellenstrahlung (Radar) oben
Langwellige Thermal- und Mikrowellenstrahlung spielen in der Geofernerkundung eine besondere, eigenständige Rolle, da ihre physikalischen Eigenschaften und spektralen Charakteristika auf andere Materialwechselwirkungen als jene der Reflexion zurückzuführen sind. Thermalstrahlung wird von Objekten aktiv emittiert (Wärmestrahlung) und ist somit ein Maß der Oberflächentemperatur . Man spricht analog zum Reflexionsgrad von einem Emissionsgrad. Dieser ist materialspezifisch (vgl. Wärmekapazität) und kann ggf. auch zur Differenzierung von Objekten genutzt werden (Abb. 2.1.12)

Wichtiger ist in der angewandten Fernerkundung häufig die Lokalisierung von endogenen (künstlichen oder natürlichen) Wärmequellen (z.B. aktive Vulkane, Kühlwassereinleiter, mangelhaft isolierte Bauten, mikroklimatische Verhältnisse usw.). Zu diesem Zweck werden oft Nachtaufnahmen analysiert , da hier der Einfluß von erwärmender Sonneneinstrahlung ausgeschlossen werden kann (Abb. 2.1.13). Die Auswertung von Thermaldaten ist ein komplexes Unterfangen, da die nötige Referenzkallibrierung oft nur mit großem Aufwand möglich ist.

Abb. 2.1.12: Thermale Emission (rot = warm, blau = kühl) unterschiedlicher Bebauungstypen in Neuss (IFGI, 1993)

Abb. 2.1.13: Thermale Emission des zentralen Vulkankratersees am Cerro Bonete (D), in Argentinien. E = Schneefelder, A-C = Schmelzwasser, F = dunkle Andesite (Abels & Prinz, 1997)

Mikrowellen-Strahlung wird von den aktiven Radar-Fernerkundungsystemen genützt. Ähnlich wie die VIS- und IR-Strahlung wird diese an den Oberflächen der Materialien reflektiert, gebrochen und gestreut. Der grundlegende Unterschied zur kurzwelligeren elekromagnetischen Strahlung liegt in dem Umstand, daß langwellige Radarstrahlen von der Atmosphäre kaum beeinflußt werden und so Wolken, Dunst, Rauch, Schnee und leichten Regen fast ungestört durchdringen. Diese relative Unabhängigkeit von der Tageszeit und der Wetterlage machen die Mikrowellen-Fernerkundung zu einem wichtigen, aber auch sehr speziellen Bestandteil der Geofernerkundung.

Heute werden aktive Radarsysteme in unterschiedlichen Bändern und Polarisationen (horizontal (H) u. vertikal (V); Senden/Empfangen also im Mode HH,VV,HV,VH) von Flugzeugen und Satelliten aus eingesetzt, insofern eine definierte Wellenlänge vom Sender erzeugt und unter einem bestimmten Winkel (side looking slant range radar) auf die Erdoberfläche abgestrahlt wird. Die vom Objekt reflektierte Radarstrahlung wird anschließend vom gleichen System empfangen und in Bilddaten umgewandelt, wobei die Intensität der Reflexion überwiegend durch die Oberflächenrauhigkeit und spezielle physikochemischen Eigenschaften wie Dielektrizität oder Feuchte der Objekte gesteuert wird (Abb. 2.1.14 und 2.1.15). Radarbilder beinhalten also primär Informationen über Oberflächentextur und Morphologie sowie ggf. metallische Beschaffenheit. Die genauere Funktionsweise eines Radar-Systems wird in Kapitel 2.2 erläutert.

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