1、授课人：授课人：王天河王天河20152015春季春季第第七七章章 大气辐大气辐射在遥感中的应用射在遥感中的应用 7.1 引言引言 7.2 利用透射的太阳光进行遥感利用透射的太阳光进行遥感 7.2.1 气溶胶光学厚度和尺度谱的确定气溶胶光学厚度和尺度谱的确定 7.2.2 确定臭氧总量确定臭氧总量 7.2.3 临边消光技术临边消光技术 7.3 应用反射的太阳光进行遥感应用反射的太阳光进行遥感 7.3.1 卫星卫星-太阳几何光学和理论基础太阳几何光学和理论基础 7.3.2 臭氧的卫星遥感臭氧的卫星遥感 7.3.3 气溶胶的卫星遥感气溶胶的卫星遥感 7.3.4 陆地表面的卫星遥感陆地表面的卫星遥感 7
2、.3.5 云的光学厚度和粒子尺度云的光学厚度和粒子尺度 7.4 利用发射的红外辐射进行遥感利用发射的红外辐射进行遥感 7.4.1 地球表面温度的确定地球表面温度的确定 7.4.2 温度廓线的遥感温度廓线的遥感 7.4.3 水汽和痕量气体廓线的遥感水汽和痕量气体廓线的遥感 7.4.4 云的红外云的红外遥感遥感 7.4.5 红外冷却率和地表通量的遥感红外冷却率和地表通量的遥感 7.5 利用发射的微波辐射进行遥感利用发射的微波辐射进行遥感 7.5.1 微波波谱和微波辐射传输微波波谱和微波辐射传输 7.5.2 由微波发射辐射确定降雨率和水汽由微波发射辐射确定降雨率和水汽 7.5.3 微波探测器的温度反
3、演微波探测器的温度反演 7.6 利用激光和微波能量进行遥感利用激光和微波能量进行遥感 7.6.1 后向散射方程后向散射方程 7.6.2 激光雷达的差分吸收方法激光雷达的差分吸收方法 7.6.3 激光雷达的差分退偏方法激光雷达的差分退偏方法 7.6.4 用于研究云的毫米波雷达用于研究云的毫米波雷达 7.4 利用发射的红外辐射进利用发射的红外辐射进行遥行遥感感mdIv(t,m)dt=Iv(t,m)-Bv(t)理论基础理论基础红外辐射传输基本方程向上辐亮度的解：其中红外谱区地表发射率接近于1。大气顶处卫星垂直对地（=1）测量的辐亮度：仪器仅能分辨有限的带宽，在某一波数间隔内的辐亮度按归一化形式表示：
4、Iv(t,m)=Ivt*()exp-t*-tm+Bvt()exp-t-tmdtmtt*Ivt*()=evBvTs()Gvt()=exp-t()Gvt()t=-exp-t()Iv(0)=BvTs()Gvps()+BvT p()Gvp()pdpps0Iv=IvYv,v()dvv1v2Yv,v()dvv1v2响应函数的有效频谱间隔通常很小，以至于普朗克函数的变化微不足道，于是可以用 表示不带来明显误差。气象卫星进行大气和地面遥感的基本原理：考虑响应函数的光谱透射比：天基遥感关键：从实测的红外辐亮度中提取大气状态（温度、温度廓线）和大气组成（水汽、痕量气体、云）的有关信息。Iv(0)=BvTs()Gv
5、ps()+BvT p()Gvp()pdpps0Gvp()=Yv,v()exp-1gkvp()qp()dp0pdvv1v2Yv,v()dvv1v2BvTs()（）热红外光谱中主要吸收光谱：CO2：15m，4.3mO3：9.6mH2O：整个红外谱区，最重要6.3m和波数小于500cm-1CH4：7.6mN2O：7.9mCFCs：大气窗区有吸收线大气窗区：800-1200cm-1，除9.6m的臭氧吸收带外，大气气体的吸收表现为一极小值。7.4.1 地球表面温度的确定地球表面温度的确定大气窗区向上的辐亮度与地表的发射辐射密切相关。为了确定地表温度，引入大气分裂窗技术，即利用两个通道上的实测值消去Ta项
6、。在10.512.5m大气窗区，Ta的变化幅度小于1k，同时大气窗区地表发射率变化很小。透射比主要是水汽的连续吸收形成的：两个通道的窗区方程：（7.4.11）Iv=BvTs()Gvps()+BvTa()1-Gvps()Gvt()exp-kvm()=1-kvmI1=B1Tb1()=B1Ts()G1+B1Ta()1-G1I2=B2Tb2()=B2Ts()G2+B2Ta()1-G2（7.4.13）（7.4.14）为了消去Ta项，利用Ta的泰勒级数展开T的普朗克函数：消去T-Ta：利用亮温Tb2和Ts代替T，并利用（7.4.14）分析得到：从(7.4.17)和(7.4.13)中消去B1(Ta)，得到分
7、裂窗方程：在窗区的小光谱间隔内，两亮温间可建立一种局部线性关系：用10.9和12m确定地表温度，夜间加上3.7m增加反演精度。BiT()=BiTa()+BiTT-Ta()B2T()=B2Ta()+B2/TB1/TB1T()-B1Ta()（7.4.15）（7.4.16）B1Tb2()=B1Ts()G2+B1Ta()1-G2（7.4.17）B1Ts()=B1Tb1()+h B1Tb1()-B1Tb2()h=1-G1G1-G2k1k2-k1Ts=Tb1+h Tb1-Tb2()（7.4.18）（7.4.20）7.4.2 温度廓线的遥感温度廓线的遥感 根据卫星热红外辐射观测推求大气温度廓线最早是由Kin
8、g(1956)提出的，证明了由辐亮度推求温度廓线的可行性。Kaplan(1959)证明了具有垂直分辨率的温度场可根据大气发射的谱分布导出，发展了上述遥感探测的概念。在光谱带翼区的观测可以感知大气深处，而在带中心的观测仅能感知大气的顶层。因此，通过适当选择一组不同的探测波数，就可以利用实测的辐亮度进行解译，最终求得大气得垂直温度分布。如果地表发射辐射对观测的辐亮度有重要贡献，则必须确定下垫面的温度。如果舍弃地表贡献项，则前向辐射传输方程可表示为：给出对应于不同波数和已知权函数的一系列实测辐亮度之后，温度廓线反演的基本问题是怎样求解函数由于普朗克函数随波数而变化，所以在反演中必须首先消除普朗克函数
9、对波数的依赖关系。由于普朗克函数是光滑函数，而且在小光谱间隔内，可以用线性形式近似表示Iv(0)=BvTs()Gvps()+BvT p()Gvp()pdpps0Iv(0)=BvT p()Gvp()pdpps0BvT p()（7.4.22）（7.4.23）BvT()=cvBvrT()+dv（）方程(7.4.22)可表示为即著名的第一类弗雷德霍姆方程。其中：由热红外发射观测值确定大气温度，发射源必须是一种含量相当丰富的已知气体，且其分布要比较均匀。否则，气体含量的不确定性将使我们不能根据观测结果来明确地确定温度。100km以下的地气系统中，有两种气体具有均匀丰富的含量，且在易于观测的光谱区具有发射
10、带：(1)CO2，具有振转带谱线；(2)O2，具有微波自旋转动带。gv=f p()Kvp()dpps0gv=Iv-dvcvf p()=BvrT p()Kvp()=Gvp()p（7.4.24a）（7.4.24b）(1)带中心时黑体温度逐渐下降，这与对流层温度随高度增加而降低有关。(2)波数690附近，温度出现极小值，这与较冷的对流层顶有关。(3)波数690之外，随波数下降，温度却又升高，这是由于平流层温度升高所致。(4)可据此选择一组探测波数，把对流层和平流层低层温度廓线大部分包含进去。云雨4号卫星上的红外干涉光谱仪观测到的15m带附近按黑体温度给出的出射辐亮度谱对装载在NOAA 2号卫星上的一
11、组垂直温度廓线辐射仪(VTPR)计算的权函数廓线和透射比廓线的个例。权函数的每个峰值代表对向上辐亮度的最大贡献部分。668.5 cm-1677.5 cm-1695.0 cm-1708.8 cm-1725.0 cm-1745.0 cm-1云的去除云的去除在许多温度反演的情况中，主要的问题是探测辐射仪的视场内存在云，进行温度反演之前去除云的效应非常重要。考虑一对相邻的像素(扫描点)，像素1和2的辐亮度可表示为：如果相邻像素内探测通道的云光学性质相同，则相邻像素内的温度场也是相同的，于是有如果预先知道N值，则可根据以下方程确定晴空气柱辐亮度：（7.4.46）每个像素点的有效云量，即云量与发射率的乘积
12、（7.4.47）（7.4.48）在辐射仪视场中消除云贡献的N方法须遵守的限定条件：(1)假定相邻都得云具有同样的高度、温度和光学性质；(2)有效云量1和2必须是不同的；(3)需要附加信息来根据N值确定晴空气柱辐亮度。为了确定N值，通常的办法是使用一个独立的微波通道：即注意：微波观测经常会受到低分辨率、降水云的污染和预估的地表发射率造成的误差的影响，在温度反演中检测和校正云的作用时，处理探测资料时需要许多经验方法和阈值检验。由6.3m振转带遥感水汽对上式积分项进行分部积分如果已通过15m和4.3mCO2带反演了温度廓线，则未知数为透射比。如果选择水汽6.3m振转带波数，则仅有的未知量为路径长度廓
13、线u(p)。与温度的反演相比，推求气体的廓线的辐射传输方程更为复杂。7.4.3 水汽和痕量气体廓线的遥感水汽和痕量气体廓线的遥感Iv(0)=BvTs()Gvps()+BvT p()Gvp()pdpps0（）（7.4.51）（7.4.50）Gvp()=exp-kvp()du p()0pdvDvDvIv(0)=BvT0()-Gvp()Bvp()pdpps0理论上，温室气体(O3,N2O,CH4,CFCs)的浓度可以根据俯视观测的光谱仪来推求得到。然而：(1)臭氧在9.6m带显现出振转谱线。由于浓度极大值位于平流层，目前还没有设计出反演使用的基于热红外辐射的俯视观测仪器。(2)N2O和CH4在7.9
14、m和7.6m光谱区具有谱线结构。其他微量气体与此相同，而且由于混合比较小，这些气体浓度的遥感使用的是临边扫描技术。平行辐射仪或光谱仪，其视角是水平的，它接收来自较薄高度层的大气辐射，称为临边辐射。由临边观测获得痕量气体廓线的一般方法叫做临边探测。上图为临边探测的几何光路。大气临边扫描探测优点：(1)由于大气密度和压力随高度快速递减，发射辐射主要在切点之上几千米的范围。因此可获得固有的高垂直分辨率。(2)接受的所有辐射都来自大气，相比朝天底观测的仪器，不存在因下垫面变化而引起的变化。(3)沿水平路径有很大的不透明性。对确定中层大气的微量气体特别有用。(4)卫星的仪器视场方向可取在相对于卫星运动的
15、任何方位角方向，并且能覆盖相当大的范围。缺点：沿光线路径上高云的干扰；较大水平范围上急剧变化大气状态的解译问题。考虑一个由云层构成的视场，云层位于温度为Tc的气压层pc上，云量为，云上的发射率为v。为了说明问题，仅考虑单色辐射传输，卫星观测的辐亮度可以写成：式中右端四项的意义：地表、云下大气、云层、云上大气发射辐射对大气顶处的贡献。7.4.4 云的红外遥感云的红外遥感卫星地面视场Tc,pc,h,evIv=1-hev()BvTs()Gvps,pc()+Bvp()Gvp,pc()ppspcdpGvpc,0()+hevBvTc()Gvpc,0()+Bvp()Gvp,0()ppc0dp（7.4.55）
16、单色透射比定义为：根据单色透射比的增加遵循指数运算的规则：对于晴空视场：从有云视场中减去晴空视场，即云的辐亮度信息：进行分部积分：Gvps,pc()Gvpc,0()=Gvps,0()Gvp,pc()Gvpc,0()=Gvp,0()Gvp1,p2()=exp-1gkvp()q p()dpp1p2Ivclr=BvTs()Gvps,0()+Bvp()Gvp,0()pps0dp（7.4.57）Iv-Ivclr=-hevBvTs()Gvps,pc()-hevBvp()Gvp,0()ppspcdp+hevBvTc()Gvpc,0()Iv-Ivclr=hevGvp,0()Bvp()ppspcdp（7.4.5
17、8a）（7.4.58b）对云顶气压和发射率的对云顶气压和发射率的CO2切片技术切片技术将方程(7.4.58b)应用到15m CO2带的两个谱带上：即CO2切片技术，利用两个CO2通道在相同视场中观测的云信息的比值来确定云顶气压的想法是Smith&Platt(1978)提出的。一旦确定云顶气压，就可以由红外窗区通道计算有效发射率，在窗区里（令波数指数为3）I1-I1clrI2-I2clr=G1p,0()B1p()ppspcdpG2p,0()B2p()ppspcdpI3=he3B3Tc()+1-he3()I3clr（7.4.59）he3=I3-I3clrB3Tc()-I3clr（7.4.60a）（
18、7.4.60b）CO2切片方法对于高空卷云是最适用的，这是由于权函数在15m带的性质使然。Wylie等(1994)利用此方法，根据NOAA极轨高分辨率红外辐射探测仪(HIRS)对云量、云高和有效发射率的多光谱资料，确定了卷云的统计性质。如右图所示4年(1989.6-1993.5)平均的北半球夏季(JAS)和冬季(DJF)卷云的地理分布。人们多次试图根据10m窗区发射的红外辐射（加上白天的反射可见光辐射）对云的全球分布进行等级划分。一般来说，云顶比地表的温度要低，有云时发射的辐射比晴空时地表发射的辐射要小。一种很实用的方法是划定不同的阈值区分晴空和有云情况，从而得到云量的信息。最好的例子：20世
19、纪80年代世界气象组织开展的国际卫星-云-气候计划(ISCCP)。精确的云气候学统计结果对于发展基于物理过程的气候模式是至关重要的，既可以作为描述云量的模式输入资料的源，又可以作为预报云的生成的一种验证模式的手段。云盖的发射辐射云盖的发射辐射ISCCP D2 Cloud Classification卷云主要位于对流层高层和平流层低层，且由非球形冰晶构成，在热红外波长上一般是透明的，特别是3.7m和10m窗区，因此在与遥感应用有关的辐射传输中不能把卷云视为黑体。双通道红外技术：考虑有卷云时大气顶的向上辐亮度I，选择两个合适的窗区波长，由两个辐亮度实测值推求云的红外发射率和平均有效温度Tc。由于上
20、述方程中还涉及许多未知数，从而需要进行参数化处理：卷云光学厚度和温度的反演卷云光学厚度和温度的反演I=1-ei()Iai+eiBiTc()i=1,2（7.4.61）(1)云的发射率：两波长处的发射率可用k2/k1联系起来，该比值是冰晶尺度分布的函数，因此反演前需事先给定冰晶尺度分布的函数。(2)普朗克函数：(3)到达云底的向上辐亮度：通过寻找云附近的晴空像素来完成。注意：双通道红外技术要求卷云的光学性质在两个波长上由显著的变化。如：Huang&Liou(1984)3.75m+10.9m；Liou 等(1985)6.5m+11m；Minnis等(1993)10m+可见光反射强度 B1Tc()=a
21、nn=03B2Tc()n（7.4.63）ei=1-exp-kit()（7.4.62）大气中红外通量的交换以及由这些交换产生的大气冷却是大气动力和热力过程的重要来源。7.4.5 红外冷却率和地表通量的遥感红外冷却率和地表通量的遥感TtIR=-1rcpdF(z)dzF z()=Fz()-Fz()（4.7.1）使用逐线积分方法计算的加热率廓线和相关k分布方法产生的误差廓线。（From 大气辐射导论 Figure 4.14）晴空对流层：红外冷却与水汽分子的吸收和发射辐射有关。特别是，这种冷却主要由H2O转动带和连续吸收谱所产生。中层大气：红外冷却主要是由CO2的15m带产生的，较少部分是由O3的9.6
22、m带产生的。计算晴空大气红外辐射，需输入温度和水汽廓线；对于中层大气而已还需其他吸收气体廓线。如果这些廓线可以由卫星探测可靠确定，则利用辐射传输方法可以计算红外通量和冷却率，但需要大量的计算时间，且不同的运算方法带来显著的差异。因此，如果能从太空直接测量红外通量和冷却率，将具有显著的优势。红外冷却率的遥感定义权函数：通过复杂的数学变换和近似分析，净的通量散度通过与通道透射比的卷积变换为光谱和通道辐亮度，即Kjz()=rcpGjx z()mGjxmdF(x)dx0 x*dx=I m()a+Ijm()b（7.4.64）（7.4.65）（7.4.67）（7.4.73a）平均角度处谱带的辐亮度出射角处的通道辐亮度与吸收有关的系数由天基遥感探测冷却率廓线的第一类弗雷德霍姆基本方程：为了得到光谱的冷却率廓线，需进行2组观测：光谱辐亮度和通道辐亮度，均可在出射角处测得。地表辐射通量的遥感根据(7.4.64)冷却率的定义，对该方程从地面到大气顶积分：大气顶的宽带红外通量可从卫星常规观测中得到，如果冷却率廓线可根据辐亮度反演得到，即可估计地表的辐射通量。（7.4.73b）（7.4.74）
