卫星海洋遥感导论 An Introduction to Satellite Oceanic Remote Sensing

1. 卫星海洋遥感导论 An Introduction to Satellite Oceanic Remote Sensing 第一部分 海洋遥感基础 第三章 海洋遥感的光学基础 武汉大学 遥感信息工程学院

2. 第三章 海洋遥感的光学基础 Satellite Oceanic Remote Sensing 1 3.1 大气成分及其光谱吸收 3.2 可见光与近红外遥感的大气传输 3.3 热红外遥感基础

3. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 • 电磁波衰减的原因 • 大气中H2O的吸收率 • 大气中CO2的吸收率 • 大气中O3的吸收率 • 大气中其它气体吸收率

4. 3.1 大气成分及其光谱特性--电磁波衰减的原因 LiuLM 水汽（H2O） → 吸收和散射作用 二氧化碳（CO2） → 吸收和散射作用 臭氧（O3） → 吸收和散射作用 气溶胶 → 吸收和散射作用

5. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性--电磁波衰减的原因 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 红外波段（2～14μm）内大气成分的吸收率

6. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性--大气中H2O的吸收率 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 水汽对电磁波辐射的吸收最为显著，水汽吸收带大部分集中在红外波区，如下表所示。大气中水汽分布随时间地点的变化幅度很大，水汽含量越大，则吸收越严重。

7. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性--大气中CO2的吸收率 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 二氧化碳吸收带主要位于2μm的红外区内，其吸收带范围见下图。二氧化碳吸收带分两种类型： （1）一个完全吸收带：波长大于14μm的红外波谱全部吸收； （2）两个窄的吸收带：中心波长为2.7μm4.3μm，其中2.7μm吸收带与水汽3.2μm吸收带相连。

8. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性--大气中O3的吸收率 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 在高空大气中，臭氧是一种重要的元素。它主要分布在10～40km的高度。臭氧对太阳辐射0.3μm以下的短波全部吸收。在长波内的吸收都很弱，9～10μm范围内有一个窄的吸收带。

9. 3.1 大气成分及其光谱吸收特性--大气中其它气体吸收率 Satellite Oceanic Remote Sensing 2 大气中氧对电磁波辐射也有吸收作用，主要在0.69μm，0.76μm，0.175～0.2026μm以及0.242～0.260μm四个谱段，但总的吸收是很少的。此外，N2O，CO和CH4等也对电磁波辐射有所吸收。

10. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 3.2.1海表反射辐射的大气传输 • 3.2.2 海洋辐照度模型 • 3.2.3 大气透过率 • 3.2.4 大气路径辐射模式与太阳耀光模式 • 3.2.5 大气校正方程

11. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 海洋光学遥感主要是通过接收海表反射的太阳光，来获取海洋的有关信息。主要是观测海冰、海岸形态、沿岸流流向、波浪折射、浅海测深、海岛和浅摊定位、测定海洋水色透明度及叶绿素含量等。 • 来自大气外层的太阳光通过大气的瑞利散射和气溶胶散射，其中一部分返回到卫星水色扫描仪，一部分朝前直射和漫散射到达海面。到达海面的直射光，其中一部分由于镜面反射有可能穿过大气到达卫星水色扫描仪，另一部分经水面折射穿过水面，透射入水的太阳能中的一部分被水分子吸收，另一部分受到水色因子如叶绿素、悬浮泥沙和黄色物质等颗粒的散射，后向散射部分经水面折射离开水面，穿过大气到达卫星水色扫描仪，进入水次表面的另一部分继续向下到达真光层深度，或到达海底又部分反射，经折射回到扫描仪。

12. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 太阳光 卫星 大气吸收和散射 天空光 L0=Lw+Lsr 表面反射 Lw Lsr 海表面 Lu 表面反射 浮游植物 吸收、散射 ∴∵ Satellite Oceanic Remote Sensing 7

13. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 因此，卫星水色扫描仪接收的总的辐射量可由下式表示： 式中： Lt( λ ) 是卫星探测的波长为的辐射度， Lr ( λ ) 是空气分子瑞利散射的辐射度， La ( λ ) 是大气气溶胶米氏散射的辐射度， Lw ( λ )是离水辐射度， Lb( λ )为来自水体底部的反射辐射； Lsr(λ) 是海表面镜面反射（可能包括太阳耀斑的影响）， ts(λ, θs)是大气的漫射透射比，td (λ, θv)是大气的直射透射比， λ是波长，θv是卫星天顶角（即扫描仪高度角）， θs是太阳天顶角（即太阳高度角）。

14. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 海表反射率 不同的地物对电磁波的反射特性不同，同一地物对电磁波的不同波段的反射率也不同，通常我们把物体反射率随波长变化而改变的特性称为地物反射光谱特性。 影响地物光谱反射率变化的因素主要有： 太阳位置、传感器位置、地理位置、地形、季节、气候变化、地面湿度变化、地物本身的变化、大气状况等。其中影响水体波谱反射率的主要因素是太阳位置、水的浑浊度、水深和波浪起伏等。

15. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 传感器位置指传感器的观测角（ ）和方位角（ ），则反射率变化又与这两个因素有关，反射率变化为： Satellite Oceanic Remote Sensing 7 太阳位置主要指太阳高度角和方位角，如果太阳高度角和方位角不同，则地物入射照度也就发生变化，入射照度是这两者的函数，即 这样反射率也就随着改变，反射率的变化可表示为： 地理位置不同，地理景观不同，海拔高度不同，大气透明度改变，也都会造成反射率变化。物体本身的变化也会引起反射率变化。如水中含沙量增加将使水的反射率提高。

16. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 2003年春季获得的黄海和东海海域的遥感反射率光谱；图中横坐标代表以[nm]为单位的波长，纵坐标代表以[sr-1] 为单位的遥感反射率Rrs (λ)。

17. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 到达海面的下行幅照度 • 穿过海面的下行幅照度

18. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 1. 海面之上到达海面的下行辐照度 ： • 太阳光的直射辐照度是指经过大气吸收衰减后，未经散射而直接到达地面的辐射量。漫射辐照度是指直射光中，经散射后直接到达地面的辐射。直射和漫射之和为地表下行辐照度。海面的下行辐照度受海-- 气界面的反射的衰减：直射光的反射量取决于太阳天顶角和海水折射系数的实部；漫射辐射的反射量与海面粗糙度有关；泡沫反射与海面风速有关，对直射和漫射均有影响。 直射辐照度 漫射辐照度

19. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 直射辐照度的计算式: 大气总的直射透过率 平均日地距离处的地球大气层外的太阳辐照度 漫射辐照度的计算式: 瑞利散射 辐照度 气溶胶 散射项 地面与大气之间的多次散射贡献

20. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 1） 瑞利散射项 的计算式： 瑞利散射透过率 气溶胶吸收后的透过率 气溶胶的光学厚度 大气的路径长度 气溶胶单次散射反照率 相对湿度百分比 海洋气溶胶模型参数 （1～10 变化）

21. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 2） 气溶胶散射项的计算式： 气溶胶散射透过率 气溶胶前向散射概率 不对称性参数，是气溶胶散射相函数的各向异性因子，为的函数。 在MODIS算法中，g是气溶胶尺度分布函数，并可以参数化

22. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 2. 穿过海面总的下行辐射 ： 其中直射和漫射辐射分别为： 海面直射反射率 海面漫射反射率 泡沫反射率，与风速相关 直射光谱反射率 漫射光谱反射率

23. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 是海洋粗糙度的函数，而海洋粗糙度又是洋面风速u的函数。Gregg和Carder研究出了 与风速u之间的如下关系： 其中ρa=1.2×103g/m3是空气密度，CD是拖曳系数。

24. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 依赖于太阳高度角和海面风速u，有如下关系： 1）当风速u<2m/s时或s<40º： 太阳天顶角的折射角 2）当风速u>=2m/s和s >= 40º： 与太阳高度角无关， 一般为0.066；对于u>4m/s时，为0.057。

25. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 可见光近红外波段大气衰减（US-1976标准大气及大陆霾23km） 1-大气吸收；2-臭氧吸收；3-CO2等均匀混合气体吸收；4-分子及气溶胶散射

26. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 其中， 为大气直射透过率， 为瑞利散射的透过率 ， 为气溶胶散射的透过率， 为臭氧的透过率， 为混合气体（CO2，O2等）的透过率， 为水汽的透过率。 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 由上图可知，混合气体的散射（瑞利散射）、臭氧的吸收、混合气体的吸收（主要是氧气）、水汽的吸收以及气溶胶的散射和吸收这5个大气过程影响到太阳在可见光和近红外波段的辐照度。 大气直射透过率可以分解为五部分，由下式表示：

27. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 大气分子的光学厚度 主要是由大气分子散射造成的，而与吸收关系不大。与可见光波长相比，大气分子直径较小；因此，可用瑞利散射理论。在遥感中，比较精确的 的表达式是： Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 瑞利散射分量的表达式为： 15º时海面的标准大气压 高度z处的气压 大气路径长度的计算公式：

28. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 所以气溶胶的透过率 为： Satellite Oceanic Remote Sensing 7 利用Gregg和Carder 1990年建立的模型，以气团类型、24小时平均风速、瞬时风速和相对湿度等气象参数为输入量来估计气溶胶的光学厚度。气溶胶的光学厚度可用如下式计算： 当水平能见度大于5km时，β由下式给出： 能见度

29. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 臭氧透过率为： 臭氧的吸收系数 臭氧的特征层厚度 臭氧的光学路径长度

30. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 氧气的透过率 氧气的光学路径长度 氧气的吸收系数(6S模型)

31. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 水汽的透过率 水汽吸收系数(6S模型) 可降水总量 水汽的光学路径长度

32. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.3 大气透过率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 以上讨论了直射光的透过率，另外经大气瑞利散射和气溶胶的漫散射光也有部分继续朝前传播，因此，我们需要考虑漫散射光的透射率。此时，大气总的透射率由下式表示： 根据Gordon 和Morel的研究，大气透射率 可由下式表示 ： 气溶胶的单次散射反照率、前向散射概率、气溶胶散射光学厚度 臭氧的光学厚度 大气分子的单次散射反照率、 前向散射概率、瑞利散射光学厚度 Gordon简化：

33. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.4 大气路径辐射模式与太阳耀光模式 太阳年均 辐照度 光学 厚度 向着传感器方向 的散射因子 单次散射 返照率 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 大气路程辐射包括大气的瑞利散射和气溶胶散射两部分，无论是瑞利还是气溶胶的贡献，不仅要考虑一次散射返回到扫描仪的辐射部分，而且还要考虑一次散射光经海面漫反射到达扫描仪的部分，由下式计算：

34. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.4 大气路径辐射模式与太阳耀光模式 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 1. 为瑞利散射或气溶胶向着扫描仪方向的散射因子，是太阳和 扫描仪高度角及方位角的函数，其表达式为： 大气 -> 传感器的后向散射相函数 大气 -> 海面 -> 传感器的前向散射相函数 2. 气溶胶的相函数 由Henyey-Greenstein函数来计算： A=0.983, g1=0.82, g2=-0.55, cos±=±cosv coss-sin v sin s cos 3. 海面漫反射率: 折射角 入射角v 或s

35. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.4 大气路径辐射模式与太阳耀光模式 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 太阳光的菲涅耳反射（太阳耀光模式）主要受风速所引起的海面波斜率的影响，太阳直射光的反射系数g： 到达卫星扫描仪的海面反射太阳光（可能包括太阳耀斑的影响）为： 水次表面到大气的透过率 大气向上的总透过率 太阳到海面的大气透过率 太阳光的海面反射系数

36. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.5 大气校正方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 考虑到大气分子和气溶胶的多次散射效应，更完整的大气校正方程可写为： 卫星探测的辐射度 米散射的辐射度 离水辐射度 白冠辐射度 镜面反射辐射度 大气的漫透射比 大气的直接透射比 分子和气溶胶共同散射的辐射度 瑞利散射的辐射度 从上式中减去项 就可得到离水辐射。离水辐射度包含了海洋的许多信息，例如叶绿素浓度的信息，通过研究在各个波段离水辐射度的大小和斜率特征，可获得叶绿素反演算法。

37. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.5 大气校正方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 气溶胶散射难以精确测量 • 瑞利散射贡献可以精确测量 • 对清洁I类水体，近红外波段水体的离水辐射率约为0，因此可以从该波段的总辐射中消除太阳耀斑、白冠辐射、再减去瑞利散射的贡献辐射，可得到气溶胶的散射贡献辐射，外推到可见光波段，从而得到可见光波段的离水辐射。

38. 3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.5 大气校正方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 7 • 大气短波辐射传输方程的求解 一、近似法 包括有Meador等提出的二流（two-stream）近似法和Liou等提出的四流（four-stream）近似法。它们被用于较早的辐射传输计算。现在，在GCM（全球循环模型）和其它应用中仍然使用它们。 二、数值法 计算起来更为复杂，但是更加精确。有很多方法可以计算散射辐射场。数值法中比较典型的有离散坐标法等。 书中表3.2.1列举了一些辐射传输方程的解法。

39. 3.3 热红外遥感基础 Satellite Oceanic Remote Sensing 32 所有的物质，只要其温度超过绝对零度，就会不断发射红外能量。常温的地表物体发射的红外能量主要在大于3μm的中远红外区，称为热辐射（又叫长波辐射）。物体的热辐射不仅与物质的表面状态有关，而且是物质内部组成和温度的函数。 热红外遥感就是利用星载或机载传感器收集、记录地物的这种热红外信息，并利用这种热红外信息来识别地物和反演地表参数和温度、湿度和热惯量等。

40. 3.3 热红外遥感基础 Satellite Oceanic Remote Sensing 32 所有的物质，只要其温度超过绝对零度，就会不断发射红外能量。常温的地表物体发射的红外能量主要在大于3μm的中远红外区，称为热辐射（又叫长波辐射）。物体的热辐射不仅与物质的表面状态有关，而且是物质内部组成和温度的函数。 热红外遥感就是利用星载或机载传感器收集、记录地物的这种热红外信息，并利用这种热红外信息来识别地物和反演地表参数和温度、湿度和热惯量等。

41. 3.3 热红外遥感基础 Satellite Oceanic Remote Sensing 32 3.3.1 热红外辐射的大气传输 3.3.2 长波辐射的传输方程 3.3.3 遥感传感器宽通道的热红外辐射传输方程 3.3.4 大气长波辐射辐射传输方程的求解

42. 3.3 热红外遥感基础 3.3.1 热红外辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 33 大气特性（压力、温度、密度及各种成分的含量）随时间、地点以一种极为复杂的方式变化，因此辐射在大气中传输受到的影响也是相当复杂的。热红外辐射的大气衰减主要表现为吸收和散射。 吸收主要指分子吸收和气溶胶吸收，一般均属选择性吸收。其中以水蒸气、CO2和臭氧为主，CO、氧化氮和甲烷对远距离传输也表现出稍强的吸收。 散射主要是分子和气溶胶散射，性质有瑞利散射、米氏散射和无选择散射等。大气中的雾分子散射也对辐射产生衰减。大气湍流则使辐射在传输中发生折射和闪烁散射，引起辐射强度起伏，类似噪声效应。 热红外辐射在大气的传输，是一种漫射辐射，是在无散射但是有吸收和发射的介质中传输。

43. 3.3.1 热红外辐射的大气传输 3.3.1 热红外辐射的大气传输 Satellite Oceanic Remote Sensing 34 通过大气中某一水平面的长波辐射通量密度F是该面上的辐射亮度L 对半球空间积分得到的： 辐射亮度L与无关，故有：

44. 3.3 热红外遥感基础 3.3.2 长波辐射的传输方程 视线内的辐射 视线方向能量增加部分 质量密度 微分光学厚度 视线方向的路径长度 质量消光系数 Satellite Oceanic Remote Sensing 35 热红外光谱的辐射传输方程的微分形式为： 为位置，频率，时间和方向（三维的两个角度）的函数。考虑热力学平衡中分层的无散射大气，来源函数等于Planck函数，即 ，所以：

45. 3.3.2 长波辐射的传输方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 36 黑体发射的光谱辐射的Planck函数为： 其中v为波数， 为波长。改写为波数单位，上式写为： 要确定 ，我们需要给出边界条件： 总光学厚度 天顶 反射的下行辐射 海面 发射辐射

46. 3.3.2 长波辐射的传输方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 37 海表面的总的向下通量为： 对从海面到达光学厚度为的大气层，其上行和下行辐射分别为： 从海表到兴趣层各衰减大气层的热发射到兴趣层的上行辐射 热发射大气的倾斜路径 表面热辐射受大气吸收 而衰减的向上辐射 从大气顶到兴趣层各衰减大气层的热发射到兴趣层的下行辐射 描述了分层大气的上行和下行热辐射。许多辐射传输方程将大气分层计算辐射分布。

47. 3.3.2 长波辐射的传输方程 Satellite Oceanic Remote Sensing 38 的线性近似法: 为了达到较高的精度，我们需要考虑每个层的温度的垂直变化。如果假定为线性相关，大气厚度为 时任何位置的Planck辐射为： 在此方向（在整个层）热辐射可表示为下面的形式： 去除小光学厚度引起的可能的异常，可以写为：

48. 3.3.2 长波辐射的传输方程 平均温度 常数，为0.2 Satellite Oceanic Remote Sensing 39 Pade近似法： 假设 为层的总透射率，有 吸收率=发射率 其中有效Planck函数的最简单的Pade近似法为： 对于一个两项的Pade近似法，有

49. 3.3.2 长波辐射的传输方程 当前层的光学厚度 当前层的下行发射辐射 衰减后的前一层 热发射的下行辐射 Satellite Oceanic Remote Sensing 40 给出每个层的辐射后，层叠大气的下行辐射可以由下式来计算：

50. 3.3.2 长波辐射的传输方程 表面层的上行发射辐射 表面层的上行反射辐射 当前层的上行发射辐射 当前层的上行反射辐射 Satellite Oceanic Remote Sensing 41 同样，对于上行辐射，有：