遥感第七章辐射计

1、第七章 辐射计 7.1 辐射计 (radiometer)辐射计是被动遥感(passively remote sensing)传感器。辐射计只接收海面或大气的辐射，从中 提取物理信息，而不发射探测电磁波。辐射计包括可见光和红外波段辐射计以及微波辐射(microwave radiometer) 。 可见光和近红外波段辐射计( visible and near-infrared radiometer ) 在水色卫星上用来遥感海水叶绿素浓度、悬浮泥沙浓度以及海水光学衰减系数等。热红外波段辐射计( thermal infrared radiometer) 在气象卫星和海洋卫星上用来遥感海面温度。 微波辐

2、射计在海洋卫星 上用来遥感海面温度、海面风速和风向、海面上空水汽浓度、降水率等，在航空遥感飞机上用来遥 感海面盐度。目前正在运行的可见光和红外波段宽带辐射计包括我国风云1 号装载的多通道可见光和红外扫描辐射计 mvisr ( multi-function visible and infrared scanning radiometer ) ， 美国 noaa 卫星装载的 改进型甚高分辨率辐射计avhrr ( advanced very high resolution radiometer ) 。目前正在运行的可见光和红外波段窄带辐射计包括我国海洋1 号装载的中国水色和温度传感器cocts( c

3、hinese oceancolor & temperature scanner)、美国 seastar装载的宽视场海洋观测传感器seawifs (sea-viewingwide field-of-view sensor )和美国卫星 eos-am (terra)和 eos-pm (aqua)装载的中等分辨率成 像光谱仪 modis (moderate resolution imaging spectro-radiometer) 。其中， avhrr 、 cocts 和 modis 包括热红外波段；此外，欧空局卫星的 ers 装载的沿轨迹扫描辐射计atsr ( along-trackscanni

4、ng radiometer )也属于热红外波段辐射计。热红外波段的传感器可用于探测海表面温度；可 见光和近红外波段窄带辐射计可用于探测海洋水色和大气气溶胶光学厚度； 可见光和红外波段宽带 辐射计一般用于气象和陆地遥感。目前正在运行的微波辐射计包括美国 dmsp 装载的专用传感器微波成像仪 ssm/i ，日本adeos-ii 卫星装载的高级微波扫描辐射计amsr(advanced microwave scanning radiometer) ，美国 eos-pm ( aqua )卫星装载的日本国家航天发展局资助的amsr-e ( advanced microwaveradiometer for

5、eos) ，美国与法国合作发射的高度计卫星jason-1 装载的 jason-1 微波辐射计jmr(jason-1 microwave radiometer) 。此外，还有许多微波辐射计，本书没有全部介绍。微波辐射计可 以全天候探测海表面温度、大气中水汽含量和可降水量。 7.2 热红外辐射计对海表面温度的观测( thermal infrared radiometer observation of the sea surface temperatur)e 7.2.1 海表面温度的红外遥感和大气校正红外传感器最初应用在军事方面，如早期的夜间瞄准具、红外夜视器等。近30 年来，红外遥感在海洋、 陆地

6、环境和资源调查方面的应用日益广泛。主要用于探测云层、海水、陆地的表层温度及水中生物、植被构成，检测火山、森林火灾等。红外传感器的种类很多，一般可分作两类：可见光和近红外波段辐射计、 以及热红外波段辐射计。 可见光和近红外波段辐射计的应用最广， 6000?k的太阳在此频率范围的辐射度最大，很多辐射计都工作在这一区域。热红外波段对应于300?k 的地球表面辐射度最大的波段。根据普朗克黑体辐射定律，在热红外波段辐射计接收到的辐射功率代表着地球表面的 “冷” 或者 “热” ， 因此， 地球表面辐射照度最大的波段被称为热红外波段 (见图 4-3 ) 。热红外信号一般较弱，但由于其波长较长，具有很大的绕射

7、能力和穿透能力，不易受到雾、烟尘和气溶胶的影响； 即使穿过大气层， 热红外遥感也能够测到比较清晰的图像。 使用卫星观测海表面时，大气对海面红外信号的衰减属于噪音；因此大气校正是热红外遥感中的不可缺少的环节。在热红外波段，大气对海面辐射的影响主要是通过吸收辐射和自发辐射的相互作用进行的。7-1 中表示了不同大气成分在不同波长的吸收率。在大气中只有二氧化碳的成分及分布是稳定的，而臭氧处于20-30km的高空，且白天的浓度大于晚上；水蒸气处于大气的底层（大约10km）,水平分布变化很大，随时间的变化也很大。大气层的温度比海面温度要低。大气中各成分吸收了海面辐 射后变成大气的内能，以较低的温度向外辐射

8、，从而使光谱的峰值移向较长的波长。所以大气效应 减小了到达传感器的辐射，也改变了在不同通道（波段）接收到的辐射度值。图7-1 :红外波段上不同大气成分的吸收率除大气的影响外，红外传感器的误差源还有红外传感器本身。根据普朗克黑体辐射定律，辐射 率的热噪音产生的误差都可能造成温度测定的极大误差，因此要求辐射计具有较高的稳定性。辐射 计的频率分辨率取决于传感器的噪声和模一数转换器的转换精度。传感器的噪声是目标温度和转换器电输出之和的积分时间的函数，转换器用于将辐射能量转化为电信号，积分时间越长，消除热随 机噪音就越容易。云是海面温度遥感中必须剔除的因素。由于云的范围变化很大，所以这种剔除要在逐个象元

9、上进行。消除云的方法一般可采用：1）最大温度法：海表面温度与云表面温度相比要高，海表面温度变化的时间梯度（或空间梯度）与云表面温度变化的时间梯度（或空间梯度）相比要低。若条件满足，则可认为是海面温度值，否则可认为是云。这种方法对稳定薄云和不清晰云的情况并不适用。2）多波段方法：这种方法依赖于两种不同的红外波长（一般为3.7和10.5微米）上的亮度和温度之间的非线形关系。如果在温暖的海面上覆盖分散的不清晰的云，则其图象在两个波段上将给出两 种不同的亮温；若是均匀的云块或海面，则其图象上将有相同的亮温。雨云在可见光下的图像是明 显的。3）图像目测判断法。海表面温度（sst）的反演依据普朗克黑体辐射

10、定律计算，海水的发射率（又成为“灰度”）在热红外波段由经验确定，一般设为接近于1的一个常数。因为大气对不同波长不同时间的红外遥感有不同的影响效应，根据大气对不同波段的电磁波谱的影响不同，可是用不同波段测量的线性组合来消除大气的影响，从而得到海表面温度（sst。因此使用多通道技术对消除大气影响是非常有效的。例如，在noaa气象卫星的avhr所料处理中，人们经常使用多通道大气校正的经验算法。红外辐射计资料经过大气校正后，还要进一步作物理海洋学方面的订正。因为只有接近海面非 常薄的水层的水分子发射的红外辐射能够溢出水面，所以表层水分子的温度表征了辐射性质，控制 着遥测的亮度温度。该表层的实际厚度是随

11、辐射波长而变化的，对于我们感兴趣的3-15科m的红外2波长来说，该表层的厚度只有 0.1mm; 一般地，人们称这一表层为皮层。因此遥感探测的只是海洋 的皮层温度，这与海洋学中所讲的表层水温 （表层1m厚水层的温度）有本质的差异。平均来说，除极地海域外，大洋的垂直温度结构的主要特点之一就是存在着主温跃层。在温跃层之上有50-200m的混合层。在低纬海区，混合层一直可以扩展到表层。在中纬度海区也有类似结构。 在一天中，由于日照的关系常常造成具有较高温度的皮层，特别是在强烈日照且风力较弱的夏季， 会形成昼日表层的温度跃层。经过一段平静高温的照射，逐渐形成季节性温跃层。这种昼日温跃层 和季节温跃层，使

12、皮层温度与表层水温产生较大的差别，因此必须给予校正。白昼温跃层在夜晚由 于风的扰动和热量的陆续输入，使其很快消失。因此晚间取得的红外图像完全不存在昼日温跃层问 题。皮温的偏差涉及到海面粗糙度、风力、雾、水汽、潮汐、海流、水质，乃至海面油膜等因素， 是一个非常复杂的海洋学问题，需要进行专门的研究。在此主要介绍多通道大气校正的经验算法。美国卫星eos-am （terra）和eos-pm （aqua）装载的中等分辨率成像光谱仪modis （moderateresolution imaging spectro-radiometer）包括热红外波段；关于modis探测数据的大气校正的算法，威斯康辛大学

13、menzel 等（2002）的研究 （modis atmospheric profile retrieval algorithm theoretical basis document, version 6,本书第一章介绍的美国宇航局modis主页提供了该文献的电子版）给出了详细的论述。关于modis探测数据的海表面温度（sst）的反演算法，迈阿密大学 brown 等（1999）的研究（modisinfrared sea surface temperature algorithm - algorithm theoretical basis document, version 2.0,本书第一章介

14、绍的美国宇航局modis主页提供了该文献的电子版）做出了重要贡献。图7-2显示了由热红外波段辐射计观测得到的全球海表面温度。modjs sst - 10 nov 20001l5e46010 12 14 16 19 30 22 超 28 30 33sst (degc)图7-2:由terra卫星的中等分辨率成像光谱辐射计（ modis）观测数据反演得到的全球海表面温度（sst）（引自/） 7.2.2红外遥感的应用研究温度是海洋学研究中最重要的参数之一，几乎所有的海洋过程，特别是海洋动力过程都直接或 间接的与温度有关。例如，水温是划分水团的主要依据之

15、一，是概括海洋锋面、流系的特征之一， 也是全球气候变化模式的主要输入量之一；热带气旋、海-气交换、埃尔尼诺和拉尼娜现象等都与海水温度密切相关；生物种群分布、河游、繁殖等生命过程都受水温的制约和影响。辐射计观测得到 的全球海表面温度可应用与下列研究领域： 气候学：众所周知，海洋的面积占地球表面积的 71%因此地球气候学在很大程度上决定于海洋气候学；海水的热容量相当于大气热容量的1000倍，海水温度的微小变化都会对大气温度、 大气环流、天气形势、气候带来非常大的影响；海水的深度非常大，海面温度的任何微小变化都可能标志着海洋内部热能储蓄的重大变化。因此，地球气候不独于大气有关，还需要了解海洋与大气之

16、间的复杂的相互作用，海- 气相互作用的基础是海面温度，海- 气之间能量的交换正是通过海- 气界面进行的。气候学所用的海面温度的数据的空间分辨率在1ox 1o至5x5o之间，平均周期在5天至 30 天之间。在卫星遥感之前，气候学研究所依靠的传统数据是商船和岸边台站提供的海洋观测数据，其数据误差的均方根误差为0.5 c,空间覆盖率仅限于主要的商业航线和人类居住的沿海海域，而在其他海域，观测资料少得可怜。因此传统的气候学在空间可信度上有很大差异，或者说给出了一些模糊不清甚至错误的概念，还有许多未被人认识的问题。卫星红外遥感恰好弥补了传统资料的不足和缺陷，为气候学研究打下了充分的资料基础，为古老的气候

17、学增添了新的活力。（ 2 ）全球海表面温度变化 : 人类工业革命带来的二氧化碳骤然增加对全球增温，以及海表面温度增加， 已引起人们的关注。 然而二氧化碳的增加对全球温度的增加、 海表面的增加的佐证， 就是长期、大面积、具有较高精度的海表面温度的测量及统计。据估计人们在 50-100 年间消耗矿物燃料会使大气中二氧化碳的含量增加一倍，会使海表面温度增加2c。如果观测到这种变化趋势，就要在未来10年里在海表面温度的测量中观测到0.2 c- 0.4 c的温度变化。这种长期的、大面积的、高精度的温度测量非海洋红外遥感莫属。（ 3 ）海表面温度异常: 海表面温度异常是某一特定地区在某一特定时间内的海表面

18、温度的观测值与长期海表面温度平均值的偏差。 年异常即为某一特定年份海表面温度的平均值与多年海表面温度平均值的偏差， 月异常即为某一特定月份的海表面温度平均值与多年该特定月份的海表面温度平均值的的偏差。观测与数值*ii拟表明，大尺度（20x20）的海表面温度异常能引起大气环流的显著变化，如厄尔尼诺、拉尼娜现象。在厄尔尼诺期间，热带东太平洋信风减弱，该海域海面水温大面积的上升（比正常年份高3-5 ） ，从而使得大气环流和大洋环流发生重大改变，造成世界范围内的大气和海洋生态环境以及气候的异常。由于海域的浩瀚，常规航测方法很难获得海表面温度异常及其变化。正是卫星遥感才使得海表面温度异常及其变化的研究、

19、预报成为可能和现实。要监测这些异常，海表面温度的空间分辨率要达到500x 500km,其精度要达到0.5 c;在赤道上空，由于大气对海表面温度异常的灵敏性，则要达到更高的空间分辨率200x 200kmo（ 4 ）天气预报：海表面温度极大的影响到海水蒸发率，对局部地区的天气系统的发展有很大影响，尤其是对热带气旋早期发展的位置和运动路径有很大影响。海洋表面作为大气运动的下垫面，其海 表面温度的大小与变化在天气预报中有重要的意义和决定性。（ 5 ）大洋涡旋：中尺度涡是大洋环流在其蛇行过程中由于相邻水体的流速不同而形成的，大至百公里级，小至几十公里级的中尺度现象。中尺度涡是大洋环流与周围海域的水体进行

20、能量、物质、热量交换的动力过程，对其周边海域及其国家的天气和渔业生产等产生一定影响。由于中尺度涡脱离于母体一大洋环流，具有母体的一些水文特征，特别是温度特征，与其周围海域的海水有明显的 差异，因此，使用红外遥感可对其发生、发展、运动、变化、消亡等进行有效的监测。（ 6 ）上升流：上升流是海洋底层水向海面涌升的现象。底层海水比表层海水的温度低，且含有丰富的营养物质，由于下层海水无太阳光线到达，无法进行光合作用，不适于植物的生长；但当其上升到海面时，在阳光的照耀下，会迅速生长、繁殖大量浮游植物而变得非常肥沃，成为鱼群觅食、繁殖、生长的好场所，因此成为有商业价值的渔场。由于上升流海域与周围海域的海水

21、温度有明显 的差异，所以使用红外遥感可勾画出上升流区的位置和范围。（ 7 ）海洋锋：海洋锋表示两个类型截然不同的水团或流系的边界，在此边界上温度或盐度以及密度场呈明显的、较大的水平温度梯度。海洋锋有大尺度、中尺度、小尺度之分。大尺度海洋锋横向尺度为几十公里， 纵向尺度为上百公里， 如黑潮、 湾流的边界； 中尺度海洋锋的横向尺度为几公里，纵向尺度为几十公里。在浅海中还发现有小尺度海洋锋，如夏季温跃层海水与岸边充分混合的均匀可根据红外遥感判定其位置、 运动及其变化。海水之间的海洋锋。 大部分海洋锋具有明显的热特征，(8)经济和渔业：鱼类对温度十分敏感，不同种类的鱼有不同的生存环境，有不同的适应温度

22、，所以不同的海表面温度就预示着可能的海域渔场。美国宇航局( nasa)定期向加利福尼亚海区渔 业部门发布渔业图，作为海上寻找经济鱼群的真正帮手。我国的鱼群预报开展较早，且较业务化。国家863项目又专门立题，由遥感、数模、通讯等分课题组成的“鱼群预报”项目，标志着卫星遥感与数模的结合，开展为海洋渔业服务的新阶段的开始。 7.3 微波辐射计(microwave radiometer)地球表面辐射的微波的能量水平比热红外波段还低，这就要求微波辐射计的设计水平和工艺水平更高，以达到足够的灵敏度。微波能够穿透较薄的云层，故被称为全天候卫星探测器。不同波段 的微波辐射计有不同的专长和用途。笼统地说，微波辐

23、射计可以测量的物理量包括海表面温度、海 表面盐度、海面风速、和大气柱的水汽含量等。由于微波的波长远大于可见光和红外的波长，大气分子和汽溶胶的散射对于微波辐射计探测的影响不那么重要，海表面的粗糙度、水汽分子对22ghz附近波段的微波的吸收、电离层对微波的影响、以及宇宙背景微波辐射等因素变得不可忽视。幸运的是，在微波波段里海水的发射率(又称为“灰度”)可以根据德拜方程定量地和准确地计算。首先，我们给出微波辐射计探测海表面温度的一个例子。图7-3显示了美国eos-pm aqua)卫星装载的日本国家航天发展局资助的 amsr-e (advanced microwave radiometer for e

24、os )观测数 据反演得到的全球海表面温度(sst)。貂q surface temperature (degrees celsius)图7-3 : aquae星装载的 amsr-觊测的全球海表面温度(引自/ )表7-1列出了美国微波辐射计：多频率扫描微波辐射计smm岛口专用传感器彳股波成像仪ssm/i和日本微波扫描传感器msr勺仪器特征。表中英文缩写解释如下。ms幅微波扫描传感器(microwavescanning radiometer) , smmr!多频率扫描彳股波辐射计(scanning multi-frequency microwaveradiom

25、eter) , ssm/i 是专用传感器微波成像仪 (special sensor microwave/imager) , jmr 是 jason-1 微波辐射计 (jason-1 microwave radiometer)。nimbus-7 是美国雨云 7 号卫星，seasat-a 是美 国海洋卫星 a (sea satellite a ), dmsp是美国国防气象卫星计划 (defense meteorological satellite program)卫星,mos日本海洋观测卫星(marine observation satellite) ,amsr是日本高级微波扫描辐射计 (adva

26、nced microwave scanning radiometer) , adeos ii 是日本高 级地球观测卫星 2 号(advanced earth observing satellite-ii )。表7-1：微波辐射计的仪器特征卫星传感器分辨率（km）频率(ghz)带宽(mhz)nimbus-7smmr1216.63250&7410.69250seasat-a4418.002503821.002502137.00250dmspssm/i4119.355003622.245002237.0020001085.502000mosmsr4023.84003031.4500topex/pos

27、eidonmicrowaveradiometerjason-1jmr18.723.834.0adeos-2amsreos-pm (aqua)amsr-e75 x 436.92535051 x 2910.6510027 x 1618.720032 x 1823.840014 x 836.51,0006 x 489.03,000ii1图7-4:卫星观测的圆锥形扫描几何的示意图(引自 http:/www.eoc.nasda.go.jp/guide/satellite/sendata/amsr e.html )卫星观测方向与垂线的夹角被称为观测的天顶角0 ,微波辐射计接收到的海面辐射度的大小受观测的天

28、顶角。影响很大。为了增加观察的准确性，要保持观测的天顶角。为常数，因此圆锥形扫描几何学得到普遍应用。在圆锥形扫描几何中，观测的天顶角。是一个常数。例如，美国dms喋载的专用传感器微波成像仪 ssm/i采用49度观测角。该观测角正式称为观测的天顶角，一般用 0 表示；对主动微波雷达(高度计和散射计)，该观测角被称为入射角。为了方便，有的作者也统称之为入射角。 7.4 雷达波的波束宽度(beam-width of radar ) 在这个仞子中，对应于辐射强度半功率的条件是图7-5 :雷达波的波束宽度考虑一个孔径为 d,权函数f(x)=1的均匀发射的天线， 天线上的dx区间在p点产生的电场是:e(x

29、,t) = f (x)eo exp(i t -ikr) = eo exp(i t tkr)(7-1)对所有的x积分，并考虑r = r + x sin a和k=2兀/入，得到d2e(： ) ： e0e(i tjkr)f(x)eikxsin dx中2由23)e3)有(7-2)(7-3)i(:)kd sin( sin a) 2 e kdsin a-2i(0)(7-4)式中i是辐射强度(radiant intensity)o天线的波束宽度是通过两点间的角宽度a a定义的，且i(0)2e(a) =0.707e(0)|(7-5)kd .sin : = 1.391(7-6)2假定sin a a ,得到2.7

30、822.782. 2 2 2. - 2 sin = = = 0.443(7-7)kd 2二dd这称为半功率波束宽度(half-power beam-width )。波束宽度的概念对于理解电磁波的方向分布很有 用，无论是天线辐射出去的还是接收的电磁波。天线可用于主动或被动微波雷达，因此波束宽度的 概念对主动和被动微波雷达均适用。 7.5 天线的方向参数 ( directional parameters of antenna)我们用fn(&邛)来表示天线辐射功率的归一化方向分布(normalized directional distribution )，其中fn (8严)定义为fn （ m）i（

31、m ；）i力max（7-8）式中i(d4)是辐射强度( 信号的能力。我们用增益( 布，其中g(。定义为radiant intensity)。对于一个辐射计来说，fn( 0 ,昉表示不同方向上调制gain) g(。来表示带有天线热衰减(thermal attenuation)的功率的方向分g（m ：）ic,：）1i（）d4 二 4二（7-9）式中辐射效率(radiant efficiency ) “定义为=一(7-10)pt式中pt是总的功率，p0是有效功率，pt-p0是天线热消耗的部分。方向系数( directional coefficient )d(8*表示为dc,fn（）1）.fnc4 二

32、（7-11）与fn (d平)有关的有效面积(effective area) ae是，2a e 二dd11（7-12） 7.6 辐射度与温度的关系 (relation between radiance and temperature)在微波波段，瑞禾1j -金斯定律(rayleigh-jeans law)给出l(f) =(7-13)式中l是辐射度，tb是黑体的温度 (temperature of the blackbody),人是波尔兹曼常数(boltzmannl(f)(7-14)式中tap是视在温度(apparent temperature),表示有相同辐射度的黑体的温度(或等效黑体温度)，而

33、不是物体的热动力学温度(thermodynamic temperature)。微波辐射计接收的功率是112khpr =2ae.l(f)fn )djf = 2a e . t tapf/)dj ： f4 二 4 二.tapfncrj.tapfnc-od1二 kb f 4-2 f二 kb f 二 kb.fta /ae.fn 24 二(7-15)式中因子1/2出现是由于天线的极化。天线的亮温(brightness temperature)ta定义为.tapfn(1-1)d1.1.tapgcod11ta =1=1 (7-16).fncod1.1.gcod114 二4 二上式表示天线亮温 ta和目标的视在

34、温度的关系。(7-15)对于微波辐射计是一个重要的公式，它表示 天线接收功率和天线的亮温的线性关系。7.7 天线的传输函数(antenna transfer function)考虑天线的热衰减(thermal attenuation),我们得到ta = ta(1 - )to(7-17)式中 ta 是天线的输出温度(output temperature of antenna), ta 是天线的亮温 (brightness temperatureof antenna), to是天线的物理温度(physical temperature of antenna)。从天线传输到接收器的输出功 率是pout

35、 =kb fta(7-18)由(7-16),天线的亮温可表示为htapg(q)dq口 tapg(q)dqqeqctta = = amtam(1-am)tapug(q)dqg(q)dq4 7r4 7r式中天线的主瓣效率 (efficiency of main petal of antenna) a m是：(7-19)am.tapgcod11m.g24 二(7-20)式中qm是主瓣的立体角(solid angle of main petal ), t是天线主瓣对应目标区域的加权平均视在constant),入是波长。对于非黑体(non-blackbody ),我们有温度，小是侧瓣的立体角(solid

36、 angle of side petal), tap是天线旁瓣对应区域的加权平均视在温度(mean apparent temperature of the area corresponding the side petal of antenna)。 (7-17)和(7-18)称为 天 线传输函数(antenna transfer function )。因此，计算的流程是1)pin平均 pout24_ m大气校正4) tap2) pout jwe!t tajta ir(大气视在温度)jsea(海面视在温度)tsea 一壁竺t目标物理量(海温、盐 度、风速 )5) 一一,tair_w注t目标物理量

37、(大气温度 、湿度、可降水量 )辐射计产生的噪音覆盖了天线接收的信号。减少噪音的途径是，通过对接收器输出的海表面观测资料求取平均，再与一种已知的原始观测资料的输出平均相比较。接收器的带宽(bandwidth) a f对应一个时间区间 at:(7-21)(7-22). t -( ：f)j在一段时间间隔(an interval of time ) t内，n可以由下式得到n =t/ ：t = t. f通常af =2x108hz =0.2ghz , t=0.1秒，故n2 m 107。由于噪音随着 jn减少，所以接收器的噪音可以减少到 5m103。海洋学家经常将雷达学家定义的海面的视在温度(亦即等效黑体

38、温度)称为海表面亮温。海表面亮温除以海面发射率( emissiviti )等于海面热动力学温度。7.8 辐射传输方程(radiative transfer equation )(7-23)辐射传输方程的微分形式是dz lka -lbka式中l是辐射度，ka是衰减系数，lbka是吸收气体的灰体辐射度，lb是同一温度下黑体的辐射度。万程(7-23)的解是见(5-35)lc) = lse-sech !ol b(z)ka(z)etz,h,secsecadz(7-24)将瑞利-金斯定律代入(7-24),我们得到to =ettst(z)ka(z)e(z,h)sec 飞eudz(7-25)式中e是海表面的发

39、射率(emissivity), ts是海表面的温度(temperature), t=exp-0,h) sec。是大 气透射率 (transmittance of the atmosphere), t(z)是在高度 z 观测至u的亮温 (brightness temperature), 。是垂直方向和观测方向的夹角(叫做观测天顶角，zenith angle of observation ), ka是大气的衰减系数(attenuation coefficient), 是光学厚度(optical thickness)。考虑更多的辐射源(见图 7-6),微 波辐射计的辐射传输方程(radiative

40、transfer equation )可表示为2 一一一、t(u) =ettstu ：ttd ：t (tgalttw)(7-26)式中t(0是当天顶角 亿enith angle)为。时在大气层顶处(aot: top of the atmosphere)观测的亮温，p 是海面的菲涅耳反射率(fresnel reflectance), tgal和t8s分别是银河系噪音(galactic noise)等效 温度(对于f3ghz, tgaloo(7-27)tu = 0 t(z)kaexp-(z,二)secusecfzpttd 是大气向下辐射产生的亮温(brightness temperature du

41、e to the downwelling radiations ofatmosphere),其中 td 是td = o t(z)ka exp-(0,z)secusecudz(7-28)式中t(z)是在海表面上高度 z处的大气热动力学温度。方程(7-26)的最后一项表示反射的太阳辐射，对于频率大于30ghz的太阳温度tsun大约是6000k o可以想象，在更低的频率，温度更高。因此 辐射计必须避免太阳辐射的影响。对于衰减系数(attenuation coefficient ) ka ,吸收系数(absorptioncoefficient) kab起了主要作用，所以ka - kab(7-29)吸收

42、系数卜知定义如下kab=kiq . koxy k vap(730)式中kliq是降雨的吸收系数，koxy是氧气的吸收系数，vvap是水汽的吸收系数。海表面温度定义为ts =el =r(e_l)tt =% tw(7-31)式中tt是表面的热动力学温度，tw= (e t) tt是风所引起的附加亮温。海表面风生成浪和泡沫，海面倾斜改变了局地海表面光的入射角和极化分布，从而影响亮温。海表面的发射率e与相对电容率(或复介电常数)有关，后者与海水的温度和盐度有关。以上理论适合于微波遥感。对于热红外辐射，海表面温度可通过普朗克方程求得，而不是瑞利-金斯定律。 7.9 波辐射计对海面物理参数的观测 7.9.1

43、 海表面温度和盐度(sea surface temperature & salinity )的影响卫星接收到的海表面自发辐射亮温是ett s,其中海表面发射率e与菲涅尔反射率p关系如下ev(3 =1eh(曰=1 -*(3(7-32)(7-33)式中右下角的h和v表示极化(polarization )的方向，菲涅尔反射率p由(4-50 )和(4-51 )(7-34)给出。相对电容率(relative permittivity )可由德拜方程(debye equation )表示 r = - i 1 (i .)1 ：工三0作为菲涅尔反射率公式的一个变量，相对电容率 r ( 9 ,f, u ts,s

44、s)可由德拜方程(7-34)计算获得,式中e是极化参数，ts和ss分别是海表面温度和盐度，f是频率。在德拜方程基础上， klein和swift(1977)改善了相对电容率的计算公式，现有文献通常采用他们的公式。klein和swift(1977)的公式是在小于 10ghz频率范围的实验获得的，不能简单地推广到高频范围。基于严格的实验，曰lison(1998)发现和纠正了他们的公式在10-40ghz频率范围的错误，并提出了新的计算公式。图7-7、图7-8和图7-9是根据德拜方程(7-34)和klein和swift(1977)的公式计算得到的特例。 微波测量 海表面盐度首选波段是 12ghz在海面盐

45、度的遥感中应避免以下的频率干扰：i )全球定位系统(gps global position system)的频率(1.2-1.3ghz, 1.4-1.5ghz)。ii)手机(cellular phone)通讯的频率(0.9ghz, 1.8ghz )。1oo 0 a fl- 7 orr&q ue*icy(cil ie)图7-7:在20七下纯水和盐水的相对电容率(相对介电常数)随辐射计频率变化的曲线u 5 1q152z59 口354-5freq uency(ghz)u n o a fl o 图7-8 :在10?c和20?c下盐水(35psu)的相对电容率(相对介电常数)随辐射计频率变化的曲线图7-

46、9 :在10七和20七下的纯水和盐水(盐度35psu)垂直入射的 菲涅耳反射率随雷达频率的变化曲线 7.9.2 对海面物理参数的观测表 7-1 显示了多频率扫描微波辐射计( scanning multi-frequency microwave radiometer) smmr对海面物理参数的观测使用的波段。表7-2显示了专用传感器微波成像仪( special sensormicrowave/imager ) ssm/i对海面物理参数的观测使用的波段。表7-1:地球物理参数计算所使用的波段传感器地球物理参数使用的波段(ghz)分辨率(km)smmr (nimbus-7 和 seasat)(1)

47、海表面温度6.63v, 6.63h水汽和玄中的液态水的 影响需要校正150m150(2)海表囿风10.69h海表面温度，水汽和与影 响需要校正85 m 85(3) 水汽18v, 18h, 21v, 21h54 m 54(4) 女中的液态水18v, 18h, 21h, 37v, 37h54 m 54(5) 降水率18h,37h54 m 54表7-2: ssm/i （线极化被动微波辐射器）各波段特性频率(ghz)极化积分时间（ms）地面视场（km） 顺轨跨轨用途举例19.3519.35v h7.957.9569436943地表环境22.235v7.955040大气水汽37.037.0v h7.95

48、7.9537283729植被监测85.585.5v h3.893.8915131513冰云、冰、雪在海气界面的菲涅尔反射率p将受风的影响而变化。变化因果关系如下slo es斜率）tha*j|极化 t pttd +（tgai +tcos）u10t wave，八t 浮直极化和水平极化（v,h）t|极化t pttd +住2（tgai+los）foam（泡沫）t海表面风通过风浪产生白粗糙度效应（当uw15米/秒）影响海面反射率。根据电磁波在海面反射的几何模型，海面粗糙度效应指海面风浪引起斜率变化，进而使观测的 天顶角和极化状态发生改变，导致海面反射率和发射率改变，最后导致辐射计收到的亮温改变。根 据电

49、磁波在海面的散射模型，海面粗糙度效应能引起电磁波发射率改变，最后导致辐射计收到的亮 温改变。浪花效应指在高风速情况下海浪破碎产生的白浪覆盖和泡沫薄层，这一泡沫薄层使海面微 波反射率增大。亮温随风速的变化与频率的关系如图7-10所示：频率ghz图7-10:亮温随风速的变化率k/ （m/s） 随辐射计频率ghz的变化曲线 7.9.3 水蒸气和氧气的吸收( absorptions of water vapor and oxygen )根据电磁与单分子的相互作用的理论，一个孤立分子总的内部能量三由三部分能态组成(7-35)式中，是电子能量，v是振动能量，是转动能量。这些能态是量子化的，它们的能量呈现为

50、个或多个量子数所规定的离散值。相应于每一个可能的电子态，存在若干可能的转动态。转动能量与分子中原子围绕分子质量中心的旋转运动有关，而振动能量与原子在平衡位置附近的振动有关。当从低（或高）能态到高（或低）能态跃迁时，辐射就产生吸收（或发射）。吸收（或发射）量子的频率f由玻尔（bohr）公式给出(7-36)式中h是普朗克常数，i和一分别是较高和较低分子状的内能。跃迁可以包括电子能、振动能 和转动能的变化，或这三种形式的任意组合的变化。地球大气层的各种气体中，只有氧气和水蒸气的波谱呈现出明显的吸收带的成分。氧分子具有一个恒磁矩，同入射场相互作用，在60ghz附近产生一转动谱线，以及在118.8ghz

51、处产生单独的谱线。水蒸气是具有一个电偶极子的极性分子，同入射电磁波相互作用在 22.2ghz, 183.3ghz以及远红外区（300ghz以上）的若干频率上产生转动谱 线。低于100ghz频率时水蒸气的总吸收系数是：(7-37)kab(f) =k(f,22) kr(f)db km式中k（f,22）是22.235ghz谱线的吸收系数，k.是剩余项，它代表全部较高频率的水蒸气吸收谱线 的贡献。详细计算公式见“微波遥感”（乌拉比等著，侯世昌等译）和“大气微波辐射及遥感原理”（周秀骥等编著）。图7-11显示了在海平面气压条件下计算得到的大气中的水蒸气的吸收系数。图7-11 :在海平面气压条件下计算得到

52、的大气中的水蒸气的吸收系数频率(ghz)在米氏散射和瑞利散射理论中，计算吸收和散射系数需要知道单粒子散射截面和粒子尺度分 布。对于水粒子来说，归一化滴尺寸的分布密度是pn (r) =7(r =(-)： exp-() -1(7-38)p(rmax)rmaxrmax式中rmax是最可几滴半径，r是滴半径，”，丫是参数。图7-12显示了几种云型的归一化滴尺寸分布。根据散射理论和归一化滴尺寸的分布密度，可以计算云、雾、霾 （haze :烟雾，霭）霾：发音 “埋”；霭：发音“矮”的吸收和后向散射。1010101010-310-210-111010滴半径r( m)图7-12：几种云型的归一化滴尺寸分布21

53、03 7.10 波辐射计对海面盐度观测根据联合国科教文组织海冰盐度工作组的报告(lagerloef 等1995,1998),全球和近海海面盐度的微波遥感监测属于具有广阔发展前景的高新技术。它对于全球气候变化及其区域响应的研究， 包括海洋热盐环流和热输运、全球海洋降水估计、海洋混合过程、陆海相互作用以及气候预报有不 可替代的重要作用。电磁波在海面的散射理论是建立在电磁波的扰动理论研究基础之上。基于rice (1951)对电磁波扰动理论的研究，peake(1959)和semyonov (1966)发展了电磁波在海面的两尺度散射理论，wu和fung(1972)使用该理论开展了对海面发射率(emiss

54、ivity)的研究。wentz(1975,1983)将根据海浪理论获得的谱模型和斜率分布函数模型应用于电磁波在海面的两尺度散射理论研究，开展了对海面微波亮温(brightness temperature)的研究。自七十年代以来，美国等发达国家的科学家通过利用 航空飞行遥感实验和卫星遥感获取的微波辐射计资料，将上述理论应用于对海面温度、海面盐度、 海上风场、水汽含量和海上降水率的反演机理和算法研究(blume等1978; wents 1981; sasaki 等1987; goodberlet 等 1989; lagerloef 等 1995; miller 等 1998; le vine 等 1998; guillou 等 1998; yueh等1997,1999),还发展了用于多波段微波辐射计的