ARTÍCULOS
Utilización de imágenes de radar (ERS y RADARSAT) para la discriminación litológica y la cartografía estructural del sector central del Macizo del Deseado, Provincia de Santa Cruz
Daniela Marchionni1 y François Cavayas2
1 Instituto de Recursos Minerales (Universidad Nacional de La Plata - CIC), La Plata. E-mail: dmarchi@inremi.unlp.edu.ar
2 Département de Géographie, Université de Montréal. Succ. Centre Ville, Montréal, Québec, Canada. E-mail: francois.cavayas@umontreal.ca
RESUMEN
El macizo del Deseado representa una extensa unidad morfoestructural caracterizada por una importante actividad volcánica de naturaleza bimodal ocurrida durante el Jurásico, en un ambiente tectónico dominado por condiciones extensionales. Los diversos eventos tectónicos que tuvieron lugar en esta región, se ven reflejados en la presencia de lineamientos estructurales de variada magnitud y orientación, que han afectado a unidades geológicas distintas. La cartografía geológica de esta región se ve favorecida por la observación regional. La extensión superficial de las unidades presentes y la discontinuidad de los afloramientos suelen entorpecer el mapeo geológico de campo y dificultar el reconocimiento en el terreno de los rasgos estructurales, viéndose facilitada su identificación a pequeña escala.En esta contribución se presentan los resultados de una investigación basada en la utilización de imágenes de radar (SAR de ERS-1 y 2 y de RADARSAT-1) para la discriminación litológica y la cartografía estructural, a través de la aplicación de distintas técnicas de procesamiento digital e interpretación visual. Se analizan los atributos tonales y texturales de las imágenes de radar y su relación con las unidades litológicas del área, así como la percepción radar de rasgos direccionales y la utilidad de los distintos procedimientos de análisis digital para la extracción de rasgos y patrones lineales que puedan vincularse a lineamientos estructurales.
Palabras clave: Imágenes radar; Análisis espacial; Cartografía geológica; Macizo del Deseado.
ABSTRACT: Radar images (ERS and RADARSAT) utilization for lithological discrimination and structural cartography of the central part of the Desaedo Massif, Santa Cruz province. The Deseado Massif is an extensive morphostructural unit characterized by an important bimodal volcanic activity that has been occurred during the Jurassic period, in a tectonic environment dominated by extensional conditions. The diverse tectonic events that have occurred in this region are manifested by the presence of varied magnitude and orientation structural lineaments that have affected different geological units. The geological mapping of this region is benefit by the regional observation. The superficial extension of the present units and the outcropping discontinuity, usually hinder the field geological mapping and difficult the field recognition of the structural features, being facilitated their identification at a small scale. The results of an investigation based on the use of radar images (ERS-1 and ERS-2 SAR, and RADARSAT-1 SAR) for the lithological discrimination and the structural cartography, through the application of different digital processing techniques and visual interpretation, are presented in this contribution. The tone and texture attributes of the radar images and their relationship with the lithological units of the area are analyzed, as well as the radar perception of directional features and the utility of the different digital analysis procedures for the extraction of lineal features and patterns that could be related to structural lineaments.
Keywords: Radar images; Spatial analysis; Geological mapping; Deseado Massif.
INTRODUCCIÓN
En los últimos años, la teledetección por
radar ha demostrado ser una herramienta
de gran utilidad para la extracción de información
geológica. Los datos adquiridos
por los sistemas de radar son sustancialmente
diferentes a los obtenidos por
los sensores ópticos multiespectrales, de
uso más frecuente, pudiendo ser considerados
como una fuente de información
complementaria. Las imágenes de radar
pueden brindar información adicional de
gran utilidad para el análisis geológico y
la cartografía estructural, dada la geometría
de observación de los sistemas de radar
y las características de la señal. La
sensibilidad de las microondas a las propiedades
dieléctricas de los materiales, al
contenido de humedad y a la rugosidad
superficial -en relación con la longitud
de onda del haz de radar-, se ve reflejada
en las imágenes, dado que estos factores
inciden directamente en la intensidad de
la señal.
Los sensores de radar son sensibles a pequeñas
variaciones en la microtopografía de la superficie, a escala de la longitud de
onda del haz de radar, per mitiendo detectar
variaciones morfológicas sutiles, aun cuando las mismas se encuentren
por debajo del límite de la resolución espacial
de las imágenes. Por su par te, la
morfología del ter reno -sus pendientes y orientaciones- tiene también un efecto
muy impor tante en el retorno de la señal,
puesto que condiciona el ángulo de incidencia
local del haz de radar sobre la superficie.
Los satélites que llevan a bordo
sensores de radar, suelen tomar imágenes
en órbita tanto ascendente como descendente,
variando así las condiciones de iluminación
de la superficie obser vada, lo
que per mite realzar la presencia de rasgos
estructurales que tienen una manifestación
morfológica superficial, cuando la
visualización de estos rasgos se vea favorecida
por la dirección de iluminación del
haz de radar. A esto se suma la posibilidad
de apuntar el haz de radar con distintosángulos de inclinación, por lo cual las
imágenes de una misma zona pueden
ofrecer información muy diferente, en
vir tud de la dirección de iluminación y de
la inclinación del haz de microondas.
Dada la complejidad de los factores que
intervienen en la formación de las imágenes
de radar, establecer relaciones entre
la información brindada por estas imágenes
-a través de los distintos tonos, texturas
y patrones- y las características geológicas
de un territorio, requiere tener en
cuenta las características de la señal (en
términos de frecuencia, polarización, ángulo
de inclinación, dirección de observación)
en relación con las características
del ter ritorio obser vado. En esta contribución
se presentan los resultados de una
investigación llevada adelante en el sector
central del macizo del Deseado, orientada
al análisis de las variaciones espaciales
obser vadas en las imágenes de radar
ERS/SAR y RADARSAT/SAR, en relación
con las características geológicas delárea. Se analizan los patrones texturales y
lineales de las imág enes y su potencialidad
de expresar variaciones litológicas y
rasgos estructurales.
ÁREA DE ESTUDIO
Se encuentra ubicada en el sector central del macizo del Deseado entre los 47º30' y 48º30' de latitud sur y entre los 69º15' y 70º15' de longitud oeste, cubriendo una superficie de cerca de 10.000 km2 (Fig. 1a) El clima de esta región es continental riguroso y semiárido, con escasa pluviosidad y precipitaciones nivales abundantes durante los meses de invierno. Es característica la presencia de vientos persistentes e intensos, provenientes principalmente de los cuadrantes oeste y noroeste. Estas condiciones climáticas no per mitieron el desar rollo de una cubierta vegetal importante, por lo que el desarrollo de los suelos se ha visto limitado, dominando los suelos esqueléticos, pedregosos-arenosos, donde el horizonte húmico está poco desarrollado o ausente. La presencia de suelos maduros y evolucionados es excepcional y está restringida a los "mallines", sectores muy reducidos con mayor contenido de humedad y materia orgánica. La vegetación dominante, típica de ambientes semidesérticos, es la estepa arbustiva xerófila, en la que predominan los arbustos achaparrados, adaptados al clima árido ventoso, que se presentan muy esparcidos, dejando un gran porcentaje de suelo desnudo. La veg etación está constituida por matas áfilas, con hojas reducidas o espinosas y por especies en cojín. Las especies dominantes son: mata negra, cola piche, molle y coirón. La red de drenaje está poco integrada y la mayoría de los cauces son de régimen efímero. En muchos casos los cursos de agua desembocan en pequeñas cuencas endorreicas, que alojan lagunas poco profundas, de carácter temporario.
Figura 1: a) Mapa de ubicación general del área de estudio dentro del contexto regional del macizo del Deseado; b) Modelo digital de elevación delárea de estudio.
Geología local
En el macizo del Deseado se han registrado,
a lo largo de toda su historia geológica,
importantes episodios volcanogénicos,
los que han dado lugar a la formación
de un extenso plateau de rocas piroclásticas
y volcánicas de naturaleza bimodal,
de edad jurásica y a amplios mantos
y mesetas de basaltos cenozoicos. En elárea de estudio (Fig. 1b), el 90% de la superficie
corresponde a las unidades volcanogénicas
mesozoicas y cenozoicas,
entre las cuales las unidades volcánicas y
volcaniclásticas jurásicas ocupan un 70%
y las unidades volcánicas efusivas de edad
terciaria y cuaternaria un 20%. El 10 %
restante de la superficie es ocupada por
materiales sedimentarios terciarios, relleno
moderno y rocas del basamento.
El volcanismo extensional jurásico representa
el acontecimiento geológico más
importante de la comarca. Está representadopor el complejo volcánico-piroclástico-
sedimentario del Grupo Bahía Laura
(Lesta y Ferello 1972) del Jurásico medio
a superior, integrado por las formaciones
Bajo Pobre, Chon Aike y La Matilde. La
Formación Bajo Pobre (Lesta y Ferello
1972), compuesta por andesitas, dacitas ybasaltos, constituye lomadas bajas redondeadas
muy dispersas, remanentes de antiguas
coladas desmembradas por procesos
erosivos. En sus niveles superiores se
intercala con la Formación Chon Aike
(Echeveste et al. 2001), de gran desarrollo
superficial, constituida principalmente
por mantos de ignimbritas, acompañadas
por facies lávicas y algunos cuerpos subvolcánicos
de composición riolítica a riodacítica.
Los depósitos ignimbríticos, que
componen la mayor parte de los afloramientos,
varían en la proporción y composición
de los cristaloclastos y fragmentos
líticos y en el grado de soldamiento.
Se presentan también lapillitas, tobas laminadas
fosilíferas y tufitas, de Formación
La Matilde (Stipanicic y Reig 1957).
Por su parte, las efusiones basálticas cenozoicas,
se han emplazado en niveles
topográficos distintos y alternan con materiales
sedimentarios terciarios. El
Basalto Cerro del Doce (Panza 1982) del
Eoceno medio, con su mayor desarrollo
en el sector nororiental del área, ocupa
los altos topográficos, dando lugar a frecuentes
casos de inversión de relieve. El
Basalto Strobel, del Mioceno medio, forma
una extensa meseta continua en el extremo
sud-occidental del área (Panza y
Marín 1998) y el Basalto Cerro Tejedor
(Sacomani 1984), del Mioceno superior-
Plioceno inferior, constituye la meseta y
cerro homónimos. La efusión basáltica
más moderna está representada por el
Basalto La Angelita (Panza 1982), del
Plioceno superior-Pleistoceno inferior,
que presenta una gran distribución areal
y forma extensos mantos que ocupan los
bajos topográficos.
Geomorfología
El intenso volcanismo que caracteriza la
historia geológica de la región imprimió a
esta comarca una morfología particular.
Su relieve es dominado por un paisaje serrano
muy irregular, con desniveles topográficos
pronunciados provocados por
acción fluvial, labrado en las unidades piroclásticas
y volcánicas jurásicas. La reconstrucción
del relieve jurásico es muy
difícil debido al importante grado de erosión
que presentan los depósitos de esa
edad. Como geoformas propias del paisaje
volcánico jurásico se identificaron coladas
piroclásticas, mantos tobáceos y campos
lávicos. Asociados a estos últimos, se
reconocieron algunos domos lávicos y
formas relícticas de la erosión: diques de
lava y conductos de emisión. La presencia
de materiales tobáceos depositados en
ambientes lagunares someros, con improntas
vegetales bien conservadas y calizas
estromatolíticas asociadas, indica la
presencia de antiguos bajos de carácter local
que, en ocasiones, coinciden con lasáreas deprimidas más modernas.
Por el contrario, en toda la región, se observa
un importante grado de conservación
de las morfologías volcánicas asociadas
a las efusiones basálticas cenozoicas.
En los sectores donde dominan las coladas basálticas de edad terciaria, el paisaje es mesetiforme, donde depósitos más antiguos se presentan coronados por
extensas coladas de basaltos terciarios sobreelevados,
con contornos irregulares y
laderas escalonadas, acompañadas por
frecuentes depósitos de remoción en
masa. Se observan también distintos niveles
de coladas basálticas encauzadas y
cerros mesa o testigo, como formas relícticas
de la erosión. En relación con las
efusiones basálticas cuaternarias, se observa
un paisaje llano, de amplias planicies
cubiertas por extensos mantos y escoriales
basálticos, cuya continuidad es
interrumpida por la presencia de conos
volcánicos (conos de escoria) y ventanas
lávicas. Es llamativa la gran concentración
de conos volcánicos cuaternarios en
el sector sur del área. Gran parte de estos
aparatos volcánicos se distribuyen a lo
largo de una faja de orientación ONOESE
de unos 25 km de ancho (Marchionni
y Tessone 2009).
Estructura
El estilo estructural de la región es producto
de la acción combinada de varias
fases diastróficas donde el fallamiento ha
sido el rasgo sobresaliente, dando un estilo
dominante de bloques rígidos limitados
por fallas, con abovedamientos (antiformas
suaves) muy subordinados. Los
eventos tectónicos ocurridos se ven reflejados
regionalmente en la presencia de
lineamientos estructurales de variada
magnitud y orientación, algunos de los
cuales podrían corresponder a reactivaciones
tectónicas de antiguas fallas regmáticas.
En muchos casos la traza de las
fallas o fracturas está sólo evidenciada
por la presencia de sectores silicificados,
que pueden asociarse a zonas de debilidad,
y pueden corresponder tanto a filones
de cuarzo como a brechas con relleno
silíceo y zonas de reemplazo. Se presentan
también rasgos estructurales más
locales vinculados a esfuerzos asociados
a la actividad volcánica jurásica.
Han sido descriptos dos sistemas principales de fracturación (Panza 1982 y
1986): el Sistema El Tranquilo (Jurásico
Superior) con una dirección principal N
25-35ºO y conjugada N 50-60ºE y el
Sistema Bajo Grande (Cretácico inferior)
con una dirección principal N 50-65ºO y
conjugada N 25-35ºE. Un tercer sistema
de fracturación, temporalmente más joven
a las anteriores, presenta una orientación
N 80-100ºE y se relaciona con fallas
directas, las que imprimieron al área una
morfología de pilares y fosas.
La tectónica terciaria no ha modificado en
demasía el paleo-relieve jurásico, como lo
demuestra la presencia de algunos bajos de
carácter local, en donde se depositaron sedimentos
lagunares de edad jurásica y en
donde también se han encauzado coladas
basálticas de edad cuaternaria. La tectónica
terciaria, sin embargo, habría dejado sus
huellas en la fracturación casi N-S que se
observa afectando a rocas jurásicas particularmente
en el sector septentrional, la
cual, según de Barrio (1989), respondería a
la influencia cercana del orógeno andino.
Los basaltos en general no muestran evidencia
de haber sido sometidos a movimientos
diastróficos importantes. La dirección
de alineación de los centros efusivos
cuaternarios al sur del área guarda relación
con la dirección principal del Sistema Bajo
Grande de Panza (1982), por lo cual se
puede inferir que la misma ha sufrido reactivaciones
durante el Cuaternario y podría
estar indicando la presencia de fracturas
regmáticas subyacentes.
METODOLOGÍA DE TRABAJO
En esta investigación se ha recurrido tanto
al análisis digital como a la interpretación
visual de las imágenes de radar, utilizando
como información adicional imágenesópticas multiespectrales y modelos
digitales de elevación. Se analizaron las
posibilidades de discriminar en las imágenes
de radar las distintas facies litológicas
asociadas al volcanismo jurásico y magmatismo
cenozoico desde el punto de
vista de sus atributos tonales y texturales,
lográndose diferenciar sectores de distinta
microtopografía en unidades espectralmente
homogéneas y coladas basálticas
de edades diferentes. Fueron examinadas
distintas técnicas de extracción de rasgos
lineales (filtrados espaciales y de frecuencias)
para favorecer el reconocimiento de
lineamientos estructurales de diversos orígenes
(tectónico o volcánico) y morfologías
(rasgos lineales, curvos y circulares, positivos
y negativos). Fueron aplicados filtros
de detección de "líneas" y de "bordes", filtros
direccionales y filtros selectivos de frecuencias
espaciales (filtros de paso-bajo,
paso-alto y paso-banda) en el espacio de
Fourier, los que permitieron observar las
direcciones espaciales dominantes de la región
y aislar las frecuencias espaciales vinculadas
a los patrones estructurales.
La interpretación visual se realizó en pantalla
o sobre salidas gráficas, a través de la
observación monoscópica (en 2 dimensiones)
o estereoscópica (en 3 dimensiones).
Se utilizaron los criterios tradicionales
de interpretación (tono, textura, estructura,
patrón espacial, forma, tamaño,
contexto) adaptados al tipo de información
utilizada (características de la señal y
geometría de la adquisición). La interpretación
visual permitió incorporar al análisis
algunos criterios complejos que escapan
a las posibilidades del análisis digital
y cuya utilización, difícil de definir en términos
digitales, facilita la identificación
de categorías con significado geológico
diferente. Para la observación y caracterización
de las morfologías volcánicas asociadas
a las unidades geológicas, fueron
empleadas distintas estrategias de visualización
en tres dimensiones (modelos digitales
de elevación, pares y productos estereoscópicos
y vistas en perspectiva). La
observación de pares estereoscópicos de
imágenes de radar facilitó la visualización
de los rasgos morfológicos y estructurales
a distintas escalas de observación. La
extracción semi-automática de la red de
drenaje realizada a partir de los modelos
digitales de elevación, aportó información
adicional, facilitando la detección de
anomalías en los patrones de drenaje relacionadas
a la presencia de estructuras.
Los trabajos de campo consistieron en el
reconocimiento de las unidades geológicas
y estructuras observadas, incorporando
nuevos criterios de campo (rugosidad
de superficie) para la validación de las
imágenes utilizadas. Como síntesis, se definieron
los principales rasgos geológicos,
estructurales y morfológicos del área de
estudio y se obtuvo una cartografía geológico-
estructural a escala regional basada
en la interpretación de las imágenes ópticas
multiespectrales y de radar y el conocimiento
de campo sobre algunos sectores
(E: 1:200.000). Distintos aspectos
acerca de la utilización de imágenes ópticas
multiespectrales para el análisis geológico
del área de estudio se pueden encontrar
en Marchionni y Schalamuk (2010).
Imágenes utilizadas
Fueron utilizadas varias imágenes de radar
adquiridas por distintos sistemas
SAR (Synthetic Aperture Radar) que operan
en el rango de las microondas, en banda
C (f= 5,3 Ghz, λ=5,66 cm), con distintas
características de adquisición. Se utilizaron
dos pares de imágenes SAR de los satélites
europeos ERS-1 y 2, de polarización
vertical semejante (VV), en órbitas
descendente (mirada a la izquierda) y ascendente
(mirada a la derecha), con 23º de inclinación del haz de radar. También
se programó la adquisición de dos pares
estereoscópicos de imágenes SAR del satélite
canadiense RADARSAT-1, de polarización
horizontal semejante (HH). El
par ascendente está integrado por las
imágenes S2 (24º-31º) y S6 (41º-46º) y el
par descendente por las imágenes S3
(30º-37º) y S7 (45º-49º). Estos pares estereoscópicos
permitieron la generación de
un modelo digital de elevación de mediana
resolución (30 m). Fue incorporado
también el modelo digital de elevación de
la misión SRTM (Shuttle Radar Topography
Mission), de baja resolución (90 m), cubriendo
el macizo del Deseado en su totalidad.
Para aplicaciones más locales se
utilizó un modelo digital de elevación de
alta resolución (15 m), generado a partir
de la digitalización de curvas de nivel.
Como apoyo se utilizó un mosaico generado
a partir de dos imágenes TM (Thematic Mapper) del satélite LANDSAT-
5, de coordenadas WRS: 229/093 y
229/094, y otro mosaico generado a partir
de dos imágenes ETM+ (Enhanced Thematic Mapper) del satélite LANDSAT-
7, de iguales coordenadas. Fue utilizada
también una imagen del satélite argentino
SAC-C, adquirida por el instrumento
MMRS (Multispectral Medium Resolution
Scanner), cubriendo el macizo del Deseado
en su totalidad.
El procesamiento digital de las imágenes
se realizó con los programas PCI de
Easi/Pace V.6.3 y GEOMÁTICA de PCI
Geomatics V.8.2. Para los análisis estadísticos
relacionados a las medidas de rugosidad
de superficie, se utilizaron los programas
de la biblioteca GSLIB (Deutsch
y Journel 1998) y para los análisis texturales
y filtrados espaciales se recurrió a
los algoritmos de Parker (1997).
Correcciones aplicadas
Para la mayor parte de las aplicaciones
geológicas, la precisión geométrica de las
imágenes tiene un carácter primordial,
tanto para el mapeo de unidades y contactos
litológicos como para determinar
la orientación y geometría de las estructuras.
La observación lateral de los sistemas
de radar modifica el ángulo de incidencia
local del haz a lo largo de la imagen
y provoca una serie de distorsiones
geométricas que se relacionan con la topografía
del terreno. La relación que exista
entre el relieve de la superficie observada
y el ángulo de incidencia del haz de
radar, determina la presencia de efectos
de sombra de radar (shadowing), acortamiento
de pendientes (foreshortening) e inversión
por relieve (lay-over) en estas imágenes.
En la zona de estudio, dada la topografía
relativamente suave que la caracteriza,
estos efectos no son muy significativos
a nivel regional, sin embargo se hacen más
conspicuos localmente, en sectores donde
el desnivel topográfico es importante y las
pendientes elevadas (como ocurre en torno
a las mesetas basálticas).
Para compensar estos efectos, se realizó sobre las imágenes una ortorrectificación,
corrección geométrica en tres dimensiones,
en la cual las imágenes crudas
fueron transformadas y llevadas a una
proyección ortogonal exacta (ortoimágenes).
El modelo de transformación utilizado
tiene en cuenta los parámetros de laórbita del satélite, las variaciones en la órbita
y actitud del satélite al momento de
toma de la imagen y la orientación del
sensor. Esta corrección requirió de un
modelo digital de elevación para conocer
la altura real de cada punto de las imágenes.
El modelo digital de elevación utilizado
para la corrección fue generado a
partir del par estereoscópico S2-S6 de
imágenes RADARSAT/SAR, por ser el
de mayor cobertura sobre el área de estudio,
y fue utilizado como base para la ortorrectificación
de las imágenes S2, S3,
S6 y S7. Las imágenes SAR de ERS-1 y
ERS-2, utilizadas al inicio de la investigación
para la interpretación visual, solo
fueron rectificadas geométricamente en
dos dimensiones.
Fueron realizados también algunos realces
radiométricos orientados a reducir la
presencia de ruido (speckle), tratando de
establecer una relación de compromiso
entre la cantidad de speckle reducido y las
pérdidas de resolución espacial. Fueron
aplicados filtros adaptables, los cuales
modifican la imagen basándose en las estadísticas
del entorno local de cada píxel,
acomodando los cambios en la imagen a
las propiedades de retrodispersión del terreno.
En las imágenes SAR de ERS-1 y
ERS-2, los mejores resultados fueron obtenidos
luego de la aplicación del filtro
Frost (Frost et al. 1982), mientras que en
las imágenes SAR de RADARSAT-1 fue
el filtro Gamma Map (Lopes et al. 1990),
aplicado durante el proceso de ortorrectificación,
el que mejor logró minimizar
el ruido del speckle y conservar al mismo
tiempo la información de detalle. Sobre
las imágenes RADARSAT/SAR se realizaron
también algunas correcciones radiométricas
para la extracción de distintos
parámetros. Estas imágenes fueron
convertidas a imágenes de brillantez (βº)
y retrodispersión (σº), para poder caracterizar
cuantitativamente las distintas unidades
litológicas.
DISCRIMINACIÓN LITOLÓGICA
En el dominio de las microondas, el parámetro
que describe la respuesta de una
roca es su coeficiente de retrodispersión,
el cual se relaciona específicamente con la constante dieléctrica y contenido de
humedad y con características geométricas
tales como la morfología y rugosidad
de los afloramientos. La rugosidad superficial
es uno de los elementos de mayor
potencialidad para la discriminación de
unidades litológicas en las imágenes de
radar (Schaber et al. 1980). Las propiedades
eléctricas ocupan un lugar secundario
dado que las variaciones en la constante
dieléctrica de las rocas se mantienen dentro
de un estrecho rango de valores
(Ulaby et al. 1990) y el contenido de humedad
modifica esta propiedad de manera
significativa.
Dada la complejidad de los factores que
intervienen en la señal recibida por el radar,
las relaciones entre la información
que se puede extraer de las imágenes y las
características de las unidades litológicas
aflorantes en un área no son muy claras.
Sin embargo, una de las particularidades
de las microondas es la posibilidad de revelar,
a través de la textura de las imágenes,
aspectos vinculados a la rugosidad de
los materiales superficiales. Esta rugosidad,
que expresa la microtopografía de las
superficies, se resuelve en las imágenes en
relación con la longitud de onda del radar
y su ángulo de visión. Dentro de este contexto,
las imágenes de radar fueron analizadas
para determinar su potencialidad de
contribuir a la discriminación de unidades
litológicas en el área de estudio. Con esta
finalidad, fueron realizadas observaciones
de campo de rugosidad de superficie
sobre las unidades texturales reconocidas
en las imágenes (Fig. 2a), para analizar las
relaciones entre las características físicas
de los afloramientos y la respuesta radiométrica
observada.
Figura 2: a) Ubicación sobre la imagen S2 de RADARSAT de algunas de las unidades seleccionadas
para el análisis de rugosidad de superficie; b) "Rugosímetro" utilizado para hacer las mediciones
de rugosidad; c) Parámetros de rugosidad de superficie, donde LV es la longitud de cada varilla
por encima de la barra horizontal y n es el número varillas medidas por perfil. El porcentaje de reducción
expresa el grado de desviación del perfil respecto de una línea recta (Saleh, 1993); en este
parámetro, L1 es la longitud de la barra horizontal (largo del perfil) y L2 es la longitud total de la
curva del perfil.
Las observaciones de rugosidad de superficie
consistieron en el trazado de perfiles
que permitieran documentar la microtopografía
de los afloramientos. Estos
perfiles se realizaron con un "rugosímetro" diseñado especialmente para la investigación.
Este instrumento (Fig. 2b) se
compone de una barra de sección rectangular,
de 2,5 m de largo, perforada verticalmente
cada 2,5 cm para permitir el
desplazamiento de delgadas varillas verticales
móviles de 1 m de largo, que se
adaptan a la microtopografía del terreno,
repitiendo su geometría por encima de la
barra horizontal. Para cada una de las
unidades se seleccionaron de 1 a 3 puntos
de observación, de acuerdo a la variabilidad
superficial observada en el campo
y para cada punto de observación se realizaron
dos perfiles ortogonales, los que
fueron posicionados con GPS y documentados
con cámara digital.
Los perfiles de rugosidad fueron graficados
a escala 1:20 y 1:10 (perfiles de 1.25
m y de 2.5 m de largo) y sobre ellos se
midió la longitud de cada varilla por encima
de la barra horizontal (n = 25 o 50
mediciones por perfil). A partir de estos
datos fueron calculados los parámetros
de rugosidad de superficie para cuantificar
la geometría de los afloramientos
(Fig. 2c). Cada medición fue acompañada
por la descripción litológica de las unidades
aflorantes y por la caracterización
morfológica de los afloramientos. Se realizaron
observaciones tales como: porcentaje
de roca aflorante, grado de disección
del afloramiento (en base al tamaño
de los granos y/o bloques), cobertura vegetal
(porcentaje, tipo y tamaño de las especies
dominantes). Para las mismas unidades
se obtuvo información de tono de
gris (apreciación visual) y valores de media
y desvío estándar de brillo y retrodispersión
sobre las imágenes.
Mediante distintas técnicas estadísticas se
analizaron las relaciones entre los parámetros
de rugosidad, las características
de los afloramientos, la respuesta radiométrica
de las imágenes y sus atributos de
tono y textura (Marchionni et al. 2001).
Los análisis realizados demostraron que
los atributos tonales-texturales de las
imágenes de radar no guardan una relación
directa con la litología en términos
composicionales, sino con el grado de disección
de los afloramientos (tamaño de
grano/bloque) y el tipo y densidad de la
cubierta vegetal (Fig. 3a). En una misma
unidad litológica, los niveles de brillo de
la imagen aumentan en relación directa con el aumento en el tamaño de los bloques
y/o de la vegetación asociada. Las
unidades más finamente disecadas aparecen
generalmente carentes de textura y
oscuras, por efecto de la reflexión especular,
mientras que, a medida que el tamaño
de grano y/o bloque aumenta, las
unidades se vuelven más brillantes y texturadas,
con un grano de textura cada vez
mayor, por efecto de la reflexión difusa.
Sin embargo, en el diagrama de dispersión
de componentes (Fig. 3b), contrariamente
a la esperada distribución de las
muestras, en un campo que reúna las
muestras muy rugosas y claras y en otro
que reúna las menos rugosas y oscuras,
las muestras aparecen más dispersas. Este
hecho indica que existen otras variables,
que no han sido tenidas en cuenta en este
análisis, que pueden ser las responsables
de esta distribución. Hay otros factores
que deben ser considerados, como el
contenido de humedad, que afecta a las
características tonales-texturales de manera
significativa (Fig. 4).
Figura 3: a) Dendrograma resultante de un análisis de agrupamiento. Se ve una marcada asociación entre tipo de cubierta vegetal, grado de disección
y nivel de gris, asociación que no se manifiesta entre estas características y los tipos litológicos; b) Diagrama de dispersión de componentes principales
donde se diferencian cuatro campos de rugosidad y tonos de gris. La dispersión de las muestras indicaría la probable existencia de otras variables, que
no fueron tenidas en cuenta en el análisis (ej. contenido de humedad).
Figura 4: a) Ventanas de las imágenes SAR de RADARSAT-1 de distintas fechas enfocadas en una meseta de conglomerados miocenos. Se observa una
respuesta diferencial de esta unidad en relación con un distinto contenido de humedad. De las cuatro imágenes, la imagen S2 fue la única adquirida luego
de un período de lluvia.
Estimación de variaciones superficiales
Sobre la base de los resultados obtenidos
precedentemente han sido realizadas algunas
pruebas enfocadas a la discriminación
de sectores de características texturales
diferentes dentro de las unidades
efusivas cenozoicas, de respuesta homogénea
en el espectro óptico. Estas pruebas
han aportado información acerca de
la presencia de diferencias en la microtopografía
de los afloramientos y han sidoútiles, en algunos casos, para discriminar
unidades de edades diferentes. Para este
análisis fueron tomadas un total de doce
muestras que incluyen unidades de edades
diferentes (basaltos eocenos, miocenos,
mio-pliocenos y plio-pleistocenos)
sobre la imagen S2 de RADARSAT, donde
fueron calculadas las medidas de tendencia
central y dispersión de los parámetros
de brillo (βº) y retrodispersión
(σº).
Los valores de brillo y retrodispersión de
las unidades efusivas varían entre -26,04
y 7,31 dB (βº) y entre -29.44 y 3,92 dB
(σº), mientras que sus valores medios se
mantienen dentro de un intervalo más
estrecho: entre -8,98 y -5,77 dB (βº) y
entre -12,08 y -8,83 dB (σº). Las variaciones
observadas en los valores medios
de brillo y retrodispersión se corresponden
con las variaciones de tono observadas
en las imágenes (gris claro: valores
más bajos; gris oscuro: valores más altos),
mientras que las medidas de dispersión
(el rango de los valores de los parámetros
medidos y el desvío estándar), se
corresponden con variaciones texturales
(textura fina: menor rango y desvío estándar;
textura gruesa: mayor rango y
desvío estándar). En algunos casos, los
parámetros de brillo y retrodispersión
permitieron discriminar claramente unidades
de flujo de edades diferentes, en
respuesta a las variaciones de rugosidad
que se producen en función del tiempo,
por la acción de la erosión. En respuesta
a dicho fenómeno, en el área de La
Josefina (Fig. 5), la unidad de flujo inferior
de las coladas eocenas tiene valores
de βº y σº unos 3 dB más bajos que la
unidad de flujo superior, lo que se manifiesta
en diferencias en el tono de gris.
Este mismo efecto ha permitido aislar
sectores de distinto grado de fragmentación
en coladas basálticas de composición
homogénea, como en la meseta del
cerro Tejedor.
Figura 5: Basaltos eocenos del área de La Josefina: a) Imagen LANDSAT; b) mapa geológico donde se diferencian las unidades de flujo; c) imagen S2
de RADARSAT-1.
IDENTIFICACIÓN DE RASGOS LINEALES
El reconocimiento de rasgos lineales de forma rectilínea o curvilínea de carácter regional (lineamientos en el sentido de Hopkins 1841), se ve favorecido por la observación realizada a pequeña escala, sobre las imágenes de satélite, si bien estos rasgos pueden o no ser verificados durante los trabajos de campo. Hay rasgos lineales de los cuáles se puede presumir su naturaleza estructural (lineamientos estructurales), tales como los originados por la presencia de fallas y fracturas, los cuales pueden ser observados directamente o bien deducidos a partir de la presencia de indicadores indirectos (anomalías en la vegetación, en el tono o textura de la imagen, en los patrones de drenaje) o de elementos morfológicos asociados (escarpas o líneas de falla, facetas triangulares, valles y depresiones). El interés en la identificación de lineamientos estructurales radica en que los mismos son la expresión superficial de estructuras geológicas más profundas que reflejan el comportamiento de la corteza. La deducción de elementos estructurales a partir de la presencia de indicadores vinculados a la morfología de la superficie -cambios de pendiente y rasgos morfológicos asociadosse ve enriquecida por la geometría de la observación lateral de los sistemas de radar. La extracción automática de rasgos lineales que pueden ser relacionados a elementos estructurales, puede facilitar su identificación, teniendo en cuenta que tales rasgos lineales se manifiestan generalmente en las imágenes como variaciones más o menos súbitas de nivel digital o de brillo. Por otra parte, la visión tridimensional que se puede obtener mediante la utilización de pares estereoscópicos, puede ayudar a atribuir a los rasgos reconocidos un significado geológico con un cierto grado de confianza.
Extracción automática de líneas y bordes
Los lineamientos estructurales pueden
ser percibidos en las imágenes de satélite
como discontinuidades radiométricas
(alineaciones o cambios abruptos de
tono o textura originados por cambios litológicos,
de vegetación o de humedad) o
morfológicas (cambios de pendientes,
anomalías de drenaje). Desde el punto de
vista numérico estas discontinuidades corresponden
a cambios bruscos en el tono
o brillo de la imagen o a alineamientos
espectrales (Wang 1993). Los rasgos geológicos
que exhiben patrones lineales
pueden manifestarse en las imágenes
bajo la forma de líneas o bordes según su
morfología natural y las condiciones de
iluminación. Un borde o gradiente es una
pequeña región de la imagen donde se
produce una variación súbita en los niveles
digitales o de brillo; su perfil radiométrico
adquiere normalmente forma de escalón,
rampa o curva. Por su parte, una
línea representa una pequeña región de la
imagen donde los niveles digitales aumentan
y luego descienden súbitamente,
dando un perfil radiométrico con forma
de sombrero de copa, punta, punta achatada
o tonel (Parker 1997, James 1987).
En esta investigación, fueron utilizados
distintos filtros de detección de bordes y
de líneas, con distintos tamaños de ventana
o matriz. Para la detección de bordes
fueron utilizados los filtros de Sobel y
Kirsch (de 1º orden, direccionales) y los
filtros de Laplace (de 2º orden, no direccionales).
Al comparar visualmente las
imágenes filtradas con las originales, se
observó que los bordes detectados con
los filtros de gradiente tienen un cierto
desplazamiento con respecto a la traza de
los rasgos interpretados visualmente.
Este desplazamiento relativo aumenta
con la utilización de matrices más grandes.
En líneas generales, la aplicación del
filtro de Sobel (Fig. 6a) dio un buen resultado
para realzar las redes de drenaje,
con matrices de 11x11 para la red más
densa y de 21x21 para la menos densa. La
aplicación del filtro laplaciano, con ventana
7x7, se adaptó mejor a la detección de
bordes relacionados a patrones estructurales
como los observados en algunas
unidades ignimbríticas del área (Fig. 6b).
Figura 6: Algunos ejemplos de la aplicación de los filtros de detección de bordes y de líneas sobre distintas unidades volcaniclásticas con patrones de
drenaje y estructurales.
Para la detección de líneas, fueron generados filtros direccionales específicos. En la figura 7 se ilustran las matrices de convolución utilizadas. La elección del tamaño de la matriz tuvo una incidencia fundamental en estos casos, obteniéndose los mejores resultados con matrices de 7x7 (Fig. 6c). Estos filtros, en líneas generales, dieron similares resultados a los anteriores, a excepción de que las líneas detectadas por estos filtros no presentaron desplazamientos con respecto a la traza de los rasgos interpretados. En las áreas cubiertas por basaltos cenozoicos, estos filtros revelaron la presencia de lineamientos sutiles de expresión topográfica débil, que no habían sido detectados por los otros filtros (Marchionni et al. 2000).
Figura 7: Matrices básicas de los operadores de detección de líneas utilizados.
Filtrado de frecuencias espaciales
Cuando hablamos de las frecuencias espaciales de una imagen nos referimos a un parámetro definido por el número de cambios en el nivel de brillo (o nivel digital) por unidad de distancia (Jensen 1996). Si los cambios en el nivel de brillo de una escena son pocos, la misma está caracterizada por una baja frecuencia espacial. Si, por el contrario, los niveles de brillo varían drásticamente en cortas distancias, la escena está caracterizada por una alta frecuencia espacial. El análisis de Fourier es una técnica matemática que permite separar los componentes de distinta frecuencia espacial de una imagen. El espectro de frecuencias espaciales de una imagen numérica se obtiene aplicando a la misma la ecuación de la Transformada de Fourier, bajo su forma matricial (Fig. 8a). La aplicación de esta ecuación permite generar un diagrama cartesiano de frecuencias, de forma simétrica, donde las frecuencias aumentan, en las direcciones x e y, desde el centro hacia fuera. La distribución de la nube de puntos permite observar la presencia de fenómenos periódicos en la imagen y la orientación dominante de los mismos (Fig. 8c). El filtrado de frecuencias espaciales en el espectro de Fourier ha sido utilizado por varios autores para aislar las componentes litológicas de una imagen y para la detección de estructuras geológicas sutiles (Bloom y Daily 1982, Stromberg y Farr 1986). En esta investigación se han aplicado filtrados interactivos de frecuencias espaciales en el espectro de Fourier para aislar las componentes espaciales vinculadas a los cambios de pendiente asociados a rasgos morfológicos lineales.
Figura 8: a) Ecuación de la Transformada de Fourier para las imágenes numéricas; b) componentes del espectro de frecuencias de una imagen de radar:
la línea continua indica el espectro total de la imagen y fc el punto de transición entre las altas y bajas frecuencias; c) espectro de Fourier de imágenes
con distinto patrón estructural.
Según Daily (1983), las variaciones tonales
que se observan en las imágenes radar, son
consecuencia de distintos mecanismos físicos
que se producen a escalas diferentes y
que se corresponden con frecuencias espaciales
distintas (Fig. 8b): a) los rasgos de
gran escala, que se corresponden con las
bajas frecuencias espaciales, son dominados
por variaciones lentas en la retrodispersión
de la superficie, relacionadas a
cambios en la vegetación y la rugosidad, b)
las variaciones tonales rápidas que se corresponden
con las altas frecuencias espaciales,
relacionadas con los efectos de la
pendiente local y la topografía, son moduladas
por la existencia de planos inclinados
orientados hacia el radar, c) una tercera
componente es consecuencia de la presencia
de ruido en estas imágenes. La ubicación
del punto de transición entre las altas
y bajas frecuencias (fc) varía según la morfología del territorio.
Siguiendo estos conceptos, hemos intentado
localizar el punto de transición entre
las altas y bajas frecuencias (fc), para aislar
los efectos de pendiente -por su probable
vinculación con rasgos estructurales-
de las variaciones de retrodispersión
relacionadas al ruido del radar (speckle) y a
cambios litológicos. Para lograr este propósito
fueron generadas, a partir de la
imagen S2 de RADARSAT, una serie de
sub-imágenes sobre unidades geológicas
de distinto patrón estructural. Luego de
la aplicación de la transformada de
Fourier sobre estas imágenes, fueron generados
distintos filtros circulares (pasoalto,
paso-bajo y pasa-banda) para eliminar
y retener determinadas frecuencias
espaciales. La aplicación posterior de la
función inversa de la yransformada de
Fourier permitió volver al espacio original
de la imagen para su análisis visual. La figura 9 muestra un ejemplo de esta aplicación
en una unidad de litología homogénea
(ignimbritas) y estructura compleja. El filtrado
de frecuencias ha permitido aislar los
efectos de las pendientes -que provocan
fuertes retornos hacia el radar-, de las variaciones
suaves de iluminación vinculadas
a la topografía regional, y las altas frecuencias
relacionadas a variaciones en la microgeometría
superficial y al ruido del radar.
Figura 9: a) Filtrado de frecuencias espaciales a partir del espectro de Fourier sobre una unidad de ignimbritas con un fuerte patrón estructural (ventana
de la imagen S2 de RADARSAT-1). La frecuencia de base f0 corresponde a 3x10-4 ciclos m-1.
Percepción de rasgos direccionales
Como ya se mencionara, los satélites que
llevan a bordo sensores de radar pueden
tomar imágenes en órbita ascendente o
descendente, variando así las condiciones
de iluminación: mirada a la derecha en
modo ascendente y mirada a la izquierda
en modo descendente. Las primeras investigaciones
con imágenes de radar que
se llevaron adelante en el área de estudio,
estuvieron orientadas al reconocimiento
de lineamientos de carácter regional y al
análisis de las orientaciones estructurales
dominantes, a partir de imágenes SAR de
ERS-1 en modo descendente y SAR de
ERS-2 en modo ascendente (Marchionni et al. 1997 y 1998). Los diagramas de orientación
resultantes de las interpretaciones
fueron comparados con los sistemas de
fracturación principales, mencionados por
Panza (1982 y 1986).
En ambas interpretaciones se detectó una falta de información en coincidencia
con la dirección de visión del radar: los lineamientos
estructurales orientados paralelamente
a la dirección de visión del
haz de radar no fueron puestos en evidencia
en las correspondientes imágenes,
mientras que las pendientes orientadas
hacia el radar se distinguieron con mayor claridad. La presencia de una faja de invisibilidad
de 10º a cada lado de la dirección
de iluminación del haz de radar ha
sido también mencionada por otros autores
(Deslandes y Gwyn 1991). Sobre la
base de los resultados de esta primera experiencia,
se decidió utilizar, para realizar
la interpretación estructural regional delárea de estudio, dos pares estereoscópicos
de imágenes SAR de RADARSAT-1:
un par en modo ascendente y mirada a la
derecha (S2-S6) y un par en modo descendente
y mirada a la izquierda (S3-S7).
La interpretación fue realizada sobre salidas
gráficas de las imágenes sin corrección
geométrica, con estereoscopio de
espejos. En la Fig. 10 se presenta el mapa
de lineamientos confeccionado a partir
de la interpretación visual los dos pares
estereoscópicos (Marchionni 2007).
Figura 10: Interpretación de lineamientos estructurales del área de estudio a partir de los pares estereoscópicos de imágenes S2-S6 y S3-S7 de RADARSAT/SAR.
Si analizamos el espectro de frecuencias
de las cuatro imágenes utilizadas, obtenido
a partir de la aplicación de la Transformada
de Fourier, vemos que las imágenes
en modo ascendente (S2 y S6) son más
ricas en altas frecuencias espaciales que
las imágenes adquiridas en modo descendente.
Esto es consecuencia de los patrones
estructurales direccionales dominantes
de la escena, que afectan a las unidades
ignimbríticas, los que son iluminados
por el radar en las imágenes ascendentes.
En los espectros se observa además que,
de las dos imágenes adquiridas en modo
ascendente, la imagen S2 muestra una
mayor nitidez en la direccionalidad de la
nube de puntos por lo cual se puede deducir
que las direcciones preferenciales
serán mejor realzadas en esta imagen.
Este hecho puede ser consecuencia del ángulo
de incidencia local del haz de radar,
diferente para ambas imágenes y puede ser
confirmado mediante la observación de las
correspondientes imágenes S2 y S6.
Tanto en las imágenes de satélite como
en el modelo digital de elevación, se ha
puesto de manifiesto la importancia de la
dirección E-O como orientación estructural.
Con esta orientación se observan
numerosos cursos de agua de gran desarrollo
en longitud, principalmente en el
sector central del área. Con similar orientación
se han revelado algunos lineamientos
que afectan a las unidades volcaniclásticas
jurásicas y que tienen continuidad
a través de las planicies basálticas cenozoicas,
donde se observan como sutiles
cambios de tonalidad o rugosidad.
Esta misma dirección estructural afecta a
las mesetas de basaltos miocenos del sur
del área, donde se manifiesta como importantes
bajos alargados paralelos. En
particular, en una de estas mesetas, esta dirección tiene una expresión morfológica
positiva y parece continuarse en la meseta
de conglomerados miocenos ubicada
más hacia el este. Las coladas basálticas
cuaternarias del sector noroeste del área
aparecen vinculadas a estructuras escalonadas
de igual dirección. En el sector
central, se han observado una serie de lineamientos
concéntricos, con un radio
de curvatura de 5 km, que afectan a coladas
de ignimbritas jurásicas que conforman
una estructura periclinal, donde se
ha interpretado la presencia de fallas anulares
directas. Esta estructura semicircular
se observa claramente en el modelo
digital de elevación y presenta un patrón
de drenaje anular concéntrico en su centro
y radial dendrítico hacia fuera.
Rasgos positivos de pequeña escala
En algunas ocasiones, en el área de estudio, las zonas de fracturación son puestas en evidencia por la presencia de sectores intensamente silicificados, que corresponden a cuerpos de relleno y reemplazo silíceo, relacionados a la presencia de mineralizaciones epitermales. Estos rasgos se presentan frecuentemente en el terreno como elementos tabulares discontinuos con crestas de expresión convexa o aguda, simétricas (verticales) o asimétricas (inclinadas). La geometría del terreno, sus pendientes y orientaciones, condicionan el ángulo de incidencia del haz de radar, con un efecto importante en la señal de retorno. La presencia de superficies lisas continuas inclinadas hacia el radar o superficies perpendiculares entre sí que se comporten como reflectores angulares modifican la trayectoria del haz incidente y lo devuelven en la misma dirección de origen, provocando reflexiones muy intensas por un efecto de doble rebote (double bound). La visibilidad de estos rasgos está condicionada por la relación que exista entre la dirección de iluminación del haz de radar y la dirección de las estructuras y por la relación entre el ángulo de incidencia del haz del radar y la inclinación de los cuerpos. Cuando el ángulo de aspecto es adecuado, estos rasgos son puestos en evidencia por cambios en la intensidad de la señal de radar y por las sombras asociadas y se manifiestan bajo la forma de líneas claras y delgadas, aún cuando las dimensiones de los objetos estén por debajo del límite de resolución de la imagen. El mismo efecto de doble rebote se ha observado en afloramientos de forma circular o subcircular, intensamente silicificados, vinculados a los conductos de emisión de fluidos hidrotermales.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
La geometría de observación de los sistemas
de radar, si bien provoca distorsiones
geométricas en las imágenes, relacionadas
con el ángulo de incidencia del haz de radar
y la topografía del terreno, aporta una
gran cantidad de información espacial
que se puede asociar a la morfología del
terreno y la rugosidad de las superficies.
La selección de las imágenes más adecuadas
para el análisis geológico y la cartografía
estructural requiere, para un mejor
aprovechamiento de la información, de
un adecuado análisis de la geometría de
los sistemas de radar (dirección de visión,ángulo de inclinación, área de cobertura,
resolución espacial, etc.) en relación con
las características geológicas y geomorfológicas
del territorio a estudiar y, en particular,
con el relieve de la zona. Por su parte,
la incorporación de modelos digitales
de elevación y la utilización de pares y
productos estereoscópicos enriquece el
análisis morfológico y estructural a distintas
escalas de observación.
Si bien la utilidad de las imágenes ópticas
multiespectrales para la discriminación litológica
es indiscutible, las imágenes de
radar por sus características geométricas,
pueden brindar información adicional de
utilidad para la cartografía geológica. En
este trabajo se presentaron los resultados
de algunas experiencias que apuntan a establecer
relaciones entre las características
de campo de los afloramientos (parámetros
de rugosidad, cobertura vegetal,
grado de disección, etc.) y la respuesta
correspondiente en las imágenes del radar,
para distintas unidades litológicas.
Los análisis llevados adelante no han permitido
establecer relaciones claras que
vinculen la variación de los atributos tonales-
texturales de las imágenes con las
variaciones litológicas observadas en el
campo. El tamaño de grano o de bloque
y el grado de disección de los afloramientos,
así como el tipo y densidad de la cubierta
vegetal, condicionan visiblemente
la textura final de las imágenes del radar.
La sensibilidad de las microondas a la
morfología y rugosidad de las superficies
permitió distinguir unidades que presentan
un distinto grado de disección o que
han mostrado frente a la erosión una respuesta
diferente. Estas características, que
pueden responder a factores tales como la
edad, la estructura interna, etc., se ven reflejadas
en las imágenes de radar como variaciones
tonales y texturales. Es difícil, sin
embargo, establecer en que proporción
cada una de las variables consideradas influyen
en la respuesta de la imagen, aún
sin tener en cuenta las variaciones debidas
al contenido de humedad retenida en los
suelos o en la cubierta vegetal. Según estos
resultados, es posible un mapa de unidades
texturales a partir de las imágenes de
radar, siendo necesaria otra fuente de información
(imágenes ópticas, controles de
campo) para poder dar un significado litológico
a las unidades texturales reconocidas.
En tal sentido puede ser muy provechosa
la utilización conjunta de imágenesópticas multiespectrales e imágenes de radar,
a través de distintas técnicas de fusión
de datos (ej. análisis por componentes
principales, transformaciones en el espacio
de color, etc.), con la finalidad de integrar
la información composicional que
pueden aportar las imágenes ópticas, con
la información espacial brindada por las
imágenes de radar.
A escala más regional, las unidades geológicas
presentan patrones espaciales más
marcados, que se relacionan con su estructura
y morfología. El reconocimiento
de lineamientos y rasgos estructurales en
general, a través de la presencia de indicadores
indirectos vinculados a la morfología
de las superficies, se ha visto favorecido
por la geometría de observación de los sistemas de radar, dado que la visión
lateral permite realzar los cambios de
pendiente y rasgos morfológicos asociados
a la presencia de fallas y fracturas. Estas características se manifiestan en las
imágenes de radar mediante la linealidad
o alternancia de tonos y texturas o como
límites entre zonas de textura o tono diferente.
Las pendientes continuas, que
pueden, en algunos casos, indicarnos la
presencia de una zona de falla o de una
fractura importante en proximidad, se
ven en las imágenes como una línea o
franja de un mismo tono. Estos rasgos
son realzados cuando se orientan en forma
perpendicular a la dirección de iluminación
del radar. No obstante, se debe tener
en cuanta la pérdida de información
que se produce a causa del fenómeno de
acortamiento (foreshortening) en las pendientes
que miran al radar. Asimismo, la
geometría de observación de las imágenes
de radar, con un ángulo de visión
adecuado, puede facilitar la detección de
rasgos estructurales de reducidas dimensiones
que no siempre pueden ser observados
en las imágenes ópticas.
Hay que destacar también que, para realizar
una cartografía estructural completa
de un área, es necesario contar con imágenes
tomadas en las dos direcciones de
iluminación posibles (órbita ascendente y
descendente) y elegir bien el ángulo de visión
del radar, para lo cual hay que conocer
bien las características espaciales del
territorio a estudiar: En el área estudiada,
los ángulos de incidencia más bajos han
mostrado un potencial mayor para la detección
de rasgos estructurales. Por otra
parte, se ha demostrado que, la aplicación
de filtros de detección de líneas y de bordes
en el dominio espacial, así como la
aplicación de filtros en el dominio de las
frecuencias, constituyen una herramienta
válida para realzar la visualización de las
estructuras geológicas en las imágenes de
radar. La performance de estos tratamientos
numéricos depende del tipo de
dato, las características de las superficies
y los algoritmos utilizados. En todo caso,
la observación de la imagen original es
importante a fin de interpretar correctamente
las imágenes filtradas. La aplicación
de filtros nos ayuda a distinguir la
morfología asociada a los rasgos estructurales,
pero no necesariamente la traza
de las estructuras mismas, salvo excepciones.
La selección del tamaño de las
máscaras, en el dominio del espectro de
Fourier, y del tamaño de las ventanas, en
el caso de los filtros espaciales, tienen una
gran incidencia en la detección de los rasgos.
Un adecuado análisis de las características
espaciales del área a estudiar (ej.
rasgos morfológicos, complejidad de los
patrones, tipo de relieve, etc.), permite
optimizar el uso de estos tratamientos. El
examen de los espectros de Fourier es un
buen medio para realizar este análisis.
En base a los resultados de esta investigación,
podemos decir que, las imágenes de
radar (ERS/SAR y RADARSAT/SAR)
pueden considerarse como una valiosa
fuente de información para el análisis geológico-
estructural de un área como la
estudiada, pudiendo ser consideradas
como una fuente de información complementaria
de la información multiespectral.
La utilización de estas imágenes
puede ser abordada, ya sea mediante la
interpretación visual, como a través de la
aplicación de distintas técnicas de procesamiento
digital, mostrando en ambos
casos un fuerte potencial.
AGRADECIMIENTOS
Las imágenes SAR de ERS-1 y ERS-2 utilizadas en esta investigación forman parte del conjunto de datos proporcionados por la Agencia Espacial Europea (ESA) en el marco del Proyecto Piloto "Estudio integrado del desierto costero patagónico". Las imágenes SAR de RADARSAT-1 fueron provistas por Radarsat Internacional y el Centro Canadiense de Teledetección (CCRS) en el marco del Programa Universitario del Programa GlobeSAR2"Aplicaciones de pares estereoscópicos de imágenes SAR de RADARSAT para el estudio geológico-estructural del Macizo del Deseado, Santa Cruz, Argentina". Las imágenes TM y ETM+ de LANDSAT-5 y 7, utilizadas como apoyo para esta investigación fueron provistas por la Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE). Las tareas de campo contaron con el apoyo de la empresa FOMICRUZ S. E. y de su personal profesional y técnico.
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Recibido: 20 de Noviembre, 2010
Aceptado: 25 de Marzo, 2010