热红外图像地表温度反演
遥感应用模型10-地表温度反演模型
大 气 对 热 辐 射 的 衰 减 很 严 重 ， 在 热 红 外 波 段 1012.5um的窗口，卫星与地面的差异可达到10K。 大气窗口有8-14um ， 10-11.5um ， 10-12.5um 等，劈 窗算法利用两个相邻热红外通道对大气吸收作用的 不同，通过两个通道测量值的各种组合来剔除大气 的பைடு நூலகம்响，进行大气和地表比辐射率的修正。
劈窗算法的一般表达式通常如下：
式中Ts是地表温度，A 和B是参数，T4和T5分别是 AVHRR 通道 4 和通道 5 的亮度温度，它们单位是绝 对温度（K）。 劈窗算法的另一常用表达式为：
其他表现形式
用NOAA9／AVHRR数据的局部劈窗算法
将视场角变化和大气水汽含量变化考虑在内，一 种适合于NOAA11/AVHRR和MODIS的劈窗算法
劈窗算法是当前热红外遥感反演地表温度中精度 较好、应用较广的算法，可以连续提供较高精度 、较高分辨率的海面温度场。
进一步提高劈窗算法的精度主要是通过修正大气 影响和地表发射率来进行的。
单窗算法所应用的数据 TM/ETM 与多通道 NOAA 、 MODIS 等数据相比，空间分辨率较高，并且对地 表发射率的敏感性较低，单从反演的技术及精度 来讲，具有较大优势，但如果反演大区域地表温 度则需要很大的资金投人。 劈窗算法是目前应用最广、最成熟的方法，精度 较高。相对而言，它不需要输入大气廓线值。但 是，劈窗算法还不完善，例如只限于晴空大气条 件下的反演，对于混合像元只能给出有效平均温 度，而没有考虑亚像元问题。
若物体的光谱发射率已知，那么就可以求解对应 黑体的光谱辐射亮度，从而求解温度T。
受环境辐射和大气辐射传输的影响，在星载传感 器上观测到的目标的辐射亮度为
地表温度与近地表气温热红外遥感反演方法研究
地表温度与近地表气温热红外遥感反演方法研究一、本文概述本文旨在探讨和研究地表温度与近地表气温的热红外遥感反演方法。
随着遥感技术的快速发展，热红外遥感已成为获取地表温度信息的重要手段。
地表温度是地球表面与大气之间热交换过程的关键参数，对于理解地表能量平衡、气候变化、城市热岛效应等具有重要意义。
近地表气温作为地表与大气层之间的重要参数，对气象学、气候学、环境科学等领域的研究也具有重要作用。
本文将首先介绍热红外遥感的基本原理和方法，包括热红外辐射的基础理论、遥感传感器的选择和使用、遥感数据的获取和处理等。
在此基础上，我们将详细阐述地表温度和近地表气温的热红外遥感反演方法，包括遥感图像的预处理、辐射定标、大气校正、温度反演等步骤。
我们还将探讨不同反演方法的优缺点和适用范围，以及在实际应用中可能遇到的问题和解决方案。
本文还将对地表温度和近地表气温热红外遥感反演方法的应用进行综述，包括在气象学、气候学、环境科学、城市规划等领域的应用案例和研究成果。
通过本文的研究，旨在为相关领域的研究人员提供有益的参考和借鉴，推动热红外遥感反演技术的发展和应用。
二、理论框架与基本原理地表温度与近地表气温热红外遥感反演方法研究的理论框架主要基于热红外辐射传输理论、地表能量平衡原理和遥感反演算法。
这些理论共同构成了从卫星或航空遥感平台获取的热红外数据到地表温度或近地表气温的转换过程。
热红外辐射传输理论描述了热红外辐射在大气中的传播和与地表相互作用的过程，是遥感反演地表温度的基础。
地表能量平衡原理则提供了地表与大气之间能量交换的理论依据，是理解地表温度动态变化的关键。
遥感反演算法则是根据热红外数据和大气参数，结合辐射传输模型和地表能量平衡模型，反演出地表温度或近地表气温的方法。
在热红外遥感中，地表和大气发射的热红外辐射包含了丰富的温度信息。
地表温度可以通过测量地表发射的热红外辐射强度，结合大气参数和地表发射率，利用辐射传输方程求解得到。
Landsat8 TIRS 地表温度反演
热红外遥感（Infrared Remote Sensing）是指传感器工作波段限于红外波段范围之内的遥感。
即利用星载或机载传感器收集、记录地物的热红外信息，并利用这种热红外信息来识别地物和反演地表参数如温度、湿度和热惯量等。
目前有很多的卫星携带了热红外传感器，包括ASTER、AVHRR、MODIS、TM/ETM+/ TIRS等。
目前，地表温度反演算法主要有以下三种：大气校正法（也称为辐射传输方程：Radiative Transfer Equation——RTE）、单通道算法和分裂窗算法。
本实例是基于大气校正法，利用Landsat8 TIRS反演地表温度。
基本原理：首先估计大气对地表热辐射的影响, 然后把这部分大气影响从卫星传感器所观测到的热辐射总量中减去, 从而得到地表热辐射强度, 再把这一热辐射强度转化为相应的地表温度。
具体实现为：卫星传感器接收到的热红外辐射亮度值Lλ由三部分组成：大气向上辐射亮度L↑，地面的真实辐射亮度经过大气层之后到达卫星传感器的能量；大气向下辐射到达地面后反射的能量。
卫星传感器接收到的热红外辐射亮度值Lλ的表达式可写为（辐射传输方程）：Lλ = [εB(T S) + (1-ε)L↓]τ+ L↑（1.1）式中，ε为地表比辐射率，T S为地表真实温度(K)，B(T S)为黑体热辐射亮度，τ为大气在热红外波段的透过率。
则温度为T的黑体在热红外波段的辐射亮度B(T S)为：B(T S) = [Lλ - L↑- τ(1-ε)L↓]/τε（1.2）T s可以用普朗克公式的函数获取。
T S = K2/ln(K1/ B(T S)+ 1) （1.3）对于TM，K1 =607.76 W/(m2*µm*sr)，K2 =1260.56K。
对于ETM+，K1=666.09 W/(m2*µm*sr)，K2 =1282.71K。
对于TIRS Band10，K1= 774.89 W/(m2*µm*sr)，K2 = 1321.08K。
热红外数据反演地表温度.pptx
3
• LST信息提 供了地表 能量平衡 状态的时 空变化信 息，同时 也在很多 应用中起 到了重要 作用。
4
• 国际地圈 生物圈计 划（IGBP） 将LST列为 优先测定 的参数之 一
地面测量LST测量方式转变 空间测量
空间测量
？ 陆地表面的强非均质性
地表温度的复杂性
在大气传输过程中，地表热辐射能通过3-5μm和8-14μm两个窗口，这也 是大多数传感器的设计波段范围。 3-5μm和8-14μm两个窗口分别为TIR 和MIR的波段。
ak
的 ●仅考虑地表比辐射率(LSEs) 参
数 化
●考虑LSEs and WV
方 案
●同时考虑LSEs, WV, and VZA
• 多角度法 和SW法原理一致，多角度法在给定的通道的不同
的观测角度上不同的通道长度基于不同的大气 吸收。
Sobrino et al. (1996)提出线性
Sobrino et al.(2004c)提出剔除WV的影响的非线性修正算法
直接评估了卫星传 感器辐射能力和LST 反演算法订正大气 和发射率影响的能 力。
缺点
需要LST有一定的精 度，要求在夜间和
均质的地表。
• R-based
大气RTM使用卫星反演LST，大气廓线和LSEs 作为初始参数模拟TOA辐射
优点
不需要使用地面 LST测量
延伸，并且 可能适用于白天 或夜间
信息，精确的大气廓线和充分考虑对流层影响。
• 多通道法 考虑到单通道法需要已知LSEs、精度高的RTM和
大气廓线，这些需求在实际中很难满足。
由应用于海洋（利用在11和12μm的相邻通道中 的不同大气吸收，所谓的分裂窗（SW）算法， 不需要任何的大气廓线信息）获得SST的方法 推算出得到LST的算法（这些算法假设LSEs在 SW通道是已知的）。
地表温度反演
地表温度反演目录一：单窗算法 (3)1.1实验原理 (3)1.1.1TM/ETM波段的热辐射传导方程： (3)1.1.2化简后最终的单窗体算法模型为： (3)1.1.3大气平均作用温度Ta的近似估计 (3)1.1.4大气透射率t6的估计 (3)1.1.5地表比辐射率的估计 (4)1.1.6像元亮度温度计算 (4)1.1.7遥感器接收的辐射强度计算 (4)1.2操作步骤 (5)1.2.1研究区示意图 (5)1.3实验结果 (7)1.3.1灰度图像 (7)1.3.2密度分割后图像 (7)二：单通道算法 (8)2.1实验原理 (8)2.1.1单通道算法模型为： (8)2.1.2大气平均作用温度Ta的近似估计 (8)2.1.3大气透射率t6的估计 (8)2.1.5像元亮度温度计算 (8)2.1.6遥感器接收的辐射强度计算 (9)2.2操作步骤 (9)研究区示意图 (9)2.2.1计算L6 (10)2.2.2T6e6的求算 (10)2.2.3计算R (10)2.2.4计算t (10)2.3实验结果 (11)2.3.1温度反演灰度图像 (11)2.3.2密度分割后的图像 (11)三：辐射方程 (12)3.1实验过程 (12)3.1.1数据准备 (12)3.1.2地表比辐射率的估计 (12)3.1.3计算同温度下黑体的辐射亮度值 (12)3.1.4反演地表温度 (13)3.2温度反演结果 (13)一：单窗算法1.1实验原理1.1.1TM/ETM波段的热辐射传导方程：B6(T6)=t6(q)[ ε6B6(Ts)+(1-ε6)I6~]+I6_Ts是地表温度；T6是TM6的亮度温度；t6是大气透射率；ε6是地表辐射率。
B6(T6)表示TM6遥感器所接收到的热辐射强度；B6(Ts)是地表在TM6波段区间内的实际热辐射强度，直接决取于地表温度；I6~和I6_分别是大气在TM6波段区间内的向上和向下热辐射强度。
1.1.2化简后最终的单窗体算法模型计算Ts（地表温度）：Ts={a(1-C-D)+[b(1-C-D)+C+D]T6-DTa}/C式中C6=τ6ε6(ε6为比辐射率，τ6为透射率）D6=(1-τ6)[1+t6(1-ε6)]a =-67.355351，b=0.4586061.1.3大气平均作用温度Ta的近似估计温度换算：T＝t＋273.15本图为9月份拍摄，对于中纬度夏季平均大气Ta=16.0110+0.92621T0取平均气温为25摄氏度时Ta = 312.157531.1.4大气透射率τ6的估计τ6=0.974290-0.08007w，0.4≤w≤1.6。
热红外图像地表温度反演
主要内容
概述 温度反演基本原理 地表长波辐射传输建模 地表温度反演 地表能量与辐射平衡
1、概述——地表长波辐射
地球长波辐射
1、概述——城市热岛
城市热岛 遥感监测
1、概述——城市热环境监测
北京市城区地表温度遥感反演图
1997 2001
2004
1、概述——城市热环境监测
1997年北京城区地表温度等级分布图
•辐射出与观测物体相等的辐射能量的黑体温度 •亮温具有温度的量纲，但不具有温度的物理含义
Tkin 4
Tb4 , Tb
1/
T4 kin
2、温度反演的基本原理
真实温度Tkin
•分子运动温度（Kinetic temperature）、动力学温度 （dynamic temperature） •真实温度不会随着观测角度和观测方向而改变，它是地表能 量平衡结果的真实反映。
热红外遥感的波段选择
max T b
2.7 遥感图像DN与辐亮度的关系
L,T
2hc 2
5
ehc
1
kT
1
(焦耳·秒-1·米-2·球面度- 1·米-1)
其中：
h=6.6261*10-34Js-1, Planck 常数 k=1.3806*10-23JK-1, Boltzmann常数 c= 3.0*108ms-1, 光速 e=2.7183，常数 T, 绝对温度 λ，电磁辐射的波长 L，辐射亮度
主要内容
概述 温度反演基本原理 地表长波辐射传输建模 地表温度反演 地表能量与辐射平衡
2、温度反演的基本原理
自然界任何高于热力学温度的物体都向外辐射具有一 定能量和波长的电磁波；
实习7、地表反射率、温度的反演以及植被指数的计算
基本原理一)地表反射率是指地表物体向各个方向上反射的太阳总辐射通量与到达该物体表面上的总辐射通量之比。
反照率可以通过遥感成像提供的辐射亮度值L 或反照率p ，二向性反射率分布函数BRDF 来获得：地物反射率的光谱特征差异是从遥感影像中识别地表不同类型地物的基本依据，也是地表其他各种物理、生物物理参数反演的依据地表。
地表反射率的计算步骤：1、辐射定标：根据遥感影像DN 值计算到达传感器的各波段辐射亮度也就是将传感器记录的辐射量化值（Digital Number ，DN ）转换成绝对辐射亮度值、表观反射率，或者表观温度的过程。
绝对定标：通过各种标准辐射源，建立辐射亮度值与辐射量化值（DN ）之间的定量关系式中，辐射亮度值L 的常用单位为W/(m2.μm.sr)，或者μW/(cm2.nm.sr) 。
1W/(m2.μm.sr)=0.1 μW/(cm2.nm.sr)2、各波段表观反射率计算3、大气辐射校正（ENVI FLAASH/QUAC ）绝对大气辐射校正：消除大气辐射衰减效应，将遥感影像的DN 值转换为地表反射率、辐亮度、地表温度等的方法，此过程包含了辐射定标。
相对大气辐射校正：将遥感影像的DN 值转换为类似的整型数，同时消除大气辐射衰减效应。
FLAASH 是用数学建模辐射的物理行为，纠正波长在可见光至近红外和短波红外区域，最多3微米。
（对于热地区，使用基本工具>预处理>校准工具>热大气压校正菜单选项。
）不同于预先计算模拟结果的数据库内插辐射传输特性许多其他大气校正程序， FLAASH 采用了MODTRAN4辐射传输代码。
MODTRAN4并入ENVI FLAASH 的版本被修改，以校正在HITRAN -96水行参数的误差。
可以选择任何一种标准MODTRAN 大气模型和气溶胶类型，FLAASH 还包括以下功能：校正邻近效应（像素混合是由于表面反射辐射的散射） 计算场景的平均能见度（气溶胶/雾量）。
landsat遥感影像地表温度反演教程大气校正法
基于辐射传输方程的Landsat数据地表温度反演教程二 4r据准备Landsa 8遥感影像数据一景，本教程以重庆市2015年7月26日的=行列号为 (128 , 049 )影像(LC81280402016208LGN00 )为例。
同时需提前查询影像的基本信息(详见下表)标识日期采集时间中心经度中心纬度LC81280402016208LGN00 2016/7/263:26:56106.1128830.30647..... .....注：基本信息在影像头文件中均可查询到，采集时间为格林尼治时间。
二、地表温度反演的总体流程三、具体步骤1、辐射定标地表温度反演主要包括两部分，一是对热红外数据，二是多光谱数据进行辐射定标。
（1）热红外数据辐射定标 选择 Radiometric Correction/Radiometric Calibration 。
在 File Selection 对话框中， 选择数据 LC81230322013132LGN02_MTL_Thermal ,单击 Spectral Subset 选择 Thermal Infraredl ( 10.9 )，打开 Radiometric Calibration 面板。
申 口 E adar,2i R adioietric Correeti -an j -45 AOU 厅 GS5& Offset [R J At-Qi 5PhEric: Corre 匚tiQii Hodule*口 FLAJiSH ATi^sptieric Carrecliflin.->£011 <0£ 4tgRphETlc Correctlen (QQACJ-tJiZalihratE A7HRH। oji^alnhratE TTMSI -+rCrcga-rrac ：k nii^rilnatim. C^rr&ctifln#3 Lar 上 Gublraction। 4J EW0R.T PoliihlnE-43 EnlEalvlty 占 1曲"HcaidiKilg-ilJ^niissivi tj nor&alizal Lcci41 Enisflivity Rrferen-ie Channel4r ：Eniplrlcs.l LLne Calibrate lilstine "tl'Enpirica] Line C^ipul e Factors Fltid. CaJ.lbrH.-tl on.♦J 1 I&R Re£l iseta^e CalltiralloD. 口匚 Rrjd dual:; CalibrationRadioietric Lialihr^tioTi+3 Itiernal AtiostiferK! Correct IonI 'Raj ter Tana-zeient-Csrruwt Complex Dala/ C^nrart laterleaw9^ Create C&ordinate Sys ten S trLns ^Create EJi'H Meta File加 Data Vlcftr.1 Liat a _Gpe c L fL c UtLlitii-sff Cestripe明 EflVI Qjtue natiagcr（2）多光谱数据辐射定标 选择要校正的多光谱数据“LC81230322013132LGN02_MTL_MultiSpectral进行辐射定标。
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在任意温度下，从一个黑体中发射的电磁辐
射的辐射率(焦耳·秒-1·米-2·球面度- 1·米-1)与
电磁辐射的频率的函数关系：
Lv,T
其中：
2hv3 c2
ehv
1
kT
1
h=6.6261*10-34Js-1, Planck 常数 k = 1.3806*10-23JK-1, Boltzmann常数 c= 3.0*108ms-1, 光速 e=2.7183，常数 T, 绝对温度 v，电磁辐射的频率 L，辐射亮度
0
M
,T d
0
2hc2 5
ehc
1
kT
d
1
M (T ) M (,T )d () T 4 0
一个黑体表面单位面积在单位时间内辐射出的总能量 （物体的辐射出射度）与黑体本身的热力学温度T （又 称绝对温度）的4次方成正比。
2.6 热红外遥感的大气窗口
T kin T r T kin T b
微波遥感中常用亮度温度，红外遥感中用辐射温度较多
2.2 黑体
能把辐射完全吸收而不反射的物体 不反射，但是会辐射（发射）
有一个极小的孔的“空腔”可视为黑体
物理学上的一个理想体（吸收 率和发射率都为1）
2.3 真实物体的辐射
比辐射率，又称发射率，定义为物体在温度T、波长
•辐射出与观测物体相等的辐射能量的黑体温度 •亮温具有温度的量纲，但不具有温度的物理含义
Tkin 4
Tb4 , Tb
1/
T4 kin
2、温度反演的基本原理
真实温度Tkin
•分子运动温度（Kinetic temperature）、动力学温度 （dynamic temperature） •真实温度不会随着观测角度和观测方向而改变，它是地表能 量平衡结果的真实反映。
处的辐射出射度与同温度、同波长下的黑体辐射出射度 的比值
(T , ) M s (T , ) M b (T , )
2.3 真实物体的辐射
为比辐射率（发射率），由材料性质决定，取值在0-1之间。
岩浆岩的比辐射率
(T , ) M s (T , ) M b (T , )
2.4 Planck's Radiation Law for Blackbodies
主要内容
概述 温度反演基本原理 地表长波辐射传输建模 地表温度反演 地表能量与辐射平衡
2、温度反演的基本原理
自然界任何高于热力学温度的物体都向外辐射具有一 定能量和波长的电磁波；
——和物质的表面状态有关，是物质内部组成和温 度的函数 热辐射（电磁波振动，遵循光的所有规律）：
每个光子的能量： Q hv （h为Planck常数，v为频率）
第三讲 热红外图像地表温度反演
胡德勇 deyonghu@
课程主要内容
第一讲 概论（遥感数字图像基础） 第二讲 遥感图像辐射校正 第三讲 热红外图像温度反演 第四讲 遥感图像几何纠正 第五讲 遥感数字图像增强 第六讲 遥感图像融合 第七讲 遥感图像模式识别与分类 第八讲 实例：多时序Landsat TM图像云掩膜与变化检测
1997
1布图
2001
1、概述——城市热环境监测
2004年北京城区地表温度等级分布图
2004
1、概述——城市热环境监测
2001-2004年北京城市地表温度演变
1、概述——城市热环境监测
北京市三环内不同下垫面温度对比
频率
27.96 29.18 30.24 31.46 32.52 33.74 34.80 36.02 37.08 38.14
2.4 Planck's Radiation Law for Blackbodies
普朗克定律的频率表示形式：
Lv,T 2hv3 1
c2 ehv kT 1
普朗克定律的波长表示形式：
L,T
2hc 2
5
ehc
1
kT
1
注意I(ν,T)和I(λ,T)这两个函数具有不同的单位：第一 个函数是描述单位频率间隔内的辐射率，第二个则 是单位波长间隔内的辐射率。因而I(ν,T)和I(λ,T)并不 等价。
主要内容
概述 温度反演基本原理 地表长波辐射传输建模 地表温度反演 地表能量与辐射平衡
1、概述——地表长波辐射
地球长波辐射
1、概述——城市热岛
城市热岛 遥感监测
1、概述——城市热环境监测
北京市城区地表温度遥感反演图
1997 2001
2004
1、概述——城市热环境监测
1997年北京城区地表温度等级分布图
裸地
植被
水体
0.25
0.2
0.15
表中裸地
NDVI<0.1
0.1
57，植被
0.05
NDVI>0.5，
水体NDVI
0
温度（℃） 为0
1、概述——城市热环境监测
地表温度与NDVI的关系
40
Average
Temperature
Linear fit
36
r2= 0.672
32
28
24 0
0.2
0.4
0.6
0.8
2、温度反演的基本原理
辐射温度Tr（Radiant temperature）
•热遥感器探测的表征地表辐射能量的度量
•利用Plank函数求出对应温度
•辐射温度与观测角度、观测方向有关
真实物体：Tkin 4
Trad 4 , Trad
1/
T4 kin
亮度温度Tb （Bightness temperature）
辐射强度
点辐射源
2、温度反演的基本原理
2.1 热作用与温度
•热是物质的内部能量，由组成物质的原子、分子运动引起。 •温度是物质分子热运动平均动能的度量，描述了物质内部分 子热运动的剧烈程度，即物体相对冷暖的一种度量。
•辐射温度（Radiant temperature） •亮度温度（Brightness temperature） •分子运动温度（Kinetic temperature）
单色的辐射出射度M和辐射亮度的关系
M
,T
2
L(,T , )d
0
L
2hc2 5
ehc
1
kT
1
L,T ,
2.5 热力学三大定律
Planck定律 Stefan-Boltaman定律 Wien定律
Wien位移定律
max T b
Stefan-Boltaman定律