大气辐射与遥感-第七章2
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遥感物理讲座 第七章 地球大气对电磁辐射传输效应影响
E＝（ω2/RC2）PoSinθ。因而散射强度：I∝E2∝ω4∝（1/λ4）。P为偶极矩，ω为振动的圆周率。 即散射的强度与波长λ的四次方成反比。 如果入射波的强度I。＝E2，故向某一θ方向的散射波的强度 为：
➢ 该式即瑞利散射公式，说明散射辐射的强度与入射 辐射的强度成正比，与散射介质的体积成正比，但与入 射辐射波长的四次方成反比。所以短波辐射的散射很强 ，长波辐射的散射较弱。
图 瑞利散射强度随波长的变化
➢ 瑞利散射公式表明，散射强度不是各向同性的，而与sin2θ成正比。如果入射的线偏振波沿x 方向传播，电场矢量E的振动方向是y轴，则极化偶极子的振动方向也是y轴方向，偶极子辐射 引起的电磁波传播方向如下图(a)所示，它向各方向散射的电磁波也是线偏振的，偏振的方向 也如该图(a)所示。散射光强与sin2θ成正比，在xy平面内辐射强度的分布如下图(b)所示，由于 图中φ＝（π/2）—θ，故光强分布正比于cos2φ，如把xy平面内的强度分布绕y轴旋转一周，即 可得到强度在三维空间的分布图。
由理想气体方程式：P＝nkT。 k为波耳兹曼常数，T为绝 对温度。 (dP/P)=-(mg/kT) dh，P=Poe -∫ho(mg/kT) dh 。
Po是高度为h＝0处的压强，P是高度为h处的压强。 如果m、T均不随h改变。P＝Poe-h/H 其中：H= kT/mg。 n=noe-h/H
➢ 大气压力或单位体积内的分子数随高度h作指数衰减。H称 为大气层的标高，是压力变化e倍所对应的高度。
➢ 地球大气由气体及固态、液态悬浮微粒等组成。大气气体组分包括不变成分和可变成分两种。
➢ 大气的不变成分的气体：从地球表面直至80km的高度，气体的相对含量基本保持不变，如氮、 氧、氩的含量最高，三者之和，占大气总体积的99．96％。
➢ 该式即瑞利散射公式，说明散射辐射的强度与入射 辐射的强度成正比，与散射介质的体积成正比，但与入 射辐射波长的四次方成反比。所以短波辐射的散射很强 ，长波辐射的散射较弱。
图 瑞利散射强度随波长的变化
➢ 瑞利散射公式表明，散射强度不是各向同性的，而与sin2θ成正比。如果入射的线偏振波沿x 方向传播，电场矢量E的振动方向是y轴，则极化偶极子的振动方向也是y轴方向，偶极子辐射 引起的电磁波传播方向如下图(a)所示，它向各方向散射的电磁波也是线偏振的，偏振的方向 也如该图(a)所示。散射光强与sin2θ成正比，在xy平面内辐射强度的分布如下图(b)所示，由于 图中φ＝（π/2）—θ，故光强分布正比于cos2φ，如把xy平面内的强度分布绕y轴旋转一周，即 可得到强度在三维空间的分布图。
由理想气体方程式：P＝nkT。 k为波耳兹曼常数，T为绝 对温度。 (dP/P)=-(mg/kT) dh，P=Poe -∫ho(mg/kT) dh 。
Po是高度为h＝0处的压强，P是高度为h处的压强。 如果m、T均不随h改变。P＝Poe-h/H 其中：H= kT/mg。 n=noe-h/H
➢ 大气压力或单位体积内的分子数随高度h作指数衰减。H称 为大气层的标高，是压力变化e倍所对应的高度。
➢ 地球大气由气体及固态、液态悬浮微粒等组成。大气气体组分包括不变成分和可变成分两种。
➢ 大气的不变成分的气体：从地球表面直至80km的高度，气体的相对含量基本保持不变，如氮、 氧、氩的含量最高，三者之和，占大气总体积的99．96％。
大气辐射和遥感
dQ dt
d E dA
2013-8-3
大气辐射和遥感--电磁辐射基础
4
立体角与面元辐亮度
辐射传播学中需要定义一个量，它与传播距离无 关，这样就能考察传播过程中传播介质的影响。 单位立体角内的能量满足上面的要求。 球面坐标下，立体角微分元有熟知的表达式。
ds r2 ds r 2 s in dd d d s in dd
2013-8-3
大气辐射和遥感--电磁辐射基础
20
Doppler效用：温度加宽（Doppler加宽）
给定频率的电磁波相对观测者有径向速度时，接收 处电磁波频率有偏移，这就是DOPPLER效应。径 向速度越大DOPPLER效应越显著。假定中高层大 气分子运动速度以30m/s计算，引起波数1微米-1的 电磁波波数变化可以达到10-7微米-1。
大气辐射和遥感--电磁辐射基础 18
2013-8-3
能级衰减：光谱自然加宽
分子由激发态i向稳定的基态j跃迁过程中，激发态i 能级涨落会引起辐射光谱加宽。根据测不准原理， 激发态i能级涨落与该态能级寿命成反比，相应的光 谱宽度。其中i 为能级平均寿命，N 是谱线半宽。
h Ei ti 2 E 1 1 , N hc 2ci 4ci
2013-8-3 大气辐射和遥感--电磁辐射基础 19
根据量子力学，分子在i能级能量分布几率Pi(E)。
Pi ( E )
2 2 1 2 2 hi [( ) ( E Ei ) ( ) ] h 2i
1
dE 由 d hc
N dE 1 f (v v0 ) Pi ( E ) 2 dv (v v0 ) 2 N
u (l )
第七章大气环境遥感
大气模拟需要精确的实时(卫星飞过天空时) 大气剖面数据 , 包括不同高度的气温、气压、水蒸汽含量、气溶胶含 量、CO2 含量、O3含量等等
单击此处编辑 母版 标题样式 3 大气遥感应用 —— 城市热岛监测
对于所研究的区域而言, 这些实时大气剖面数据一般是没 有的。 因此, 大气模拟通常是使用标准大气剖面数据来代替实时 数据, 或者是用非实时的大气空探数据来代替。 由于大气剖面数据的非真实性或非实时性, 根据大气模拟 结果所得到的大气对地表热辐射的影响的估计通常存在 较大的误差, 从而使大气校正法的地表温度演算精度较 差(一般> 3℃)。
此处编辑母版 式 2 单击 大气遥感应用 ——标题样 气溶胶监测
卫星遥感弥补了一般地面观测 难以反映空间具体分布和变化 趋向的不足，为人们全天候、 实时了解大范围的气溶胶变化 提供了可能 但是由于遥感方法对于光学厚 度反演过程中源于地表反照率 和气溶胶模型带来的误差难以 估计，因此卫星遥感需要同时 有地面遥感观测进行对比与校 正
单击此1 处编辑 母版标题样式 大气环境概述
大气环境遥感原理 太阳电磁辐射经过大气 的各种衰减，到达地面 后的比例很小，达到地 面的能量仅占入射总能 量的31%。
通过大气而较少被反射、吸收或散射的透射率较 高的电磁辐射波段就被称为是大气窗口。
单击此1 处编辑 母版标题样式 大气环境概述
大气环境遥感原理 大气对太阳辐射具有吸收、散射和透射等作用 大气散射：电磁辐射在传播过程中遇到小微粒而使传播 方向改变，并向各个方向散开。 大气散射和大气吸收的异同点？ 相同点：原传播方向 的辐射强度减弱 吸收作用使辐射能量转变为分子的内能，从而引起这些 波段太阳辐射强度的衰减 散射：使原传播方向的辐射强度减弱，增加向其他方向 的辐射 散射改变了太阳辐射的方向，但是并不改变太阳辐射的 强度
大气遥感第七章：辐射传输对大气遥感的应用简介
• 测量大气能见度一般可用目测的方法，也可以 使用大气透射仪、激光能见度自动测量仪等测 量仪器测量。
大气遥感
9.大气观测选址中应考虑的因素
地面大气观测场是取得地面气象资料的主要场所， 其选址应遵循：
（1）应设在较好地反映本地较大范围的气象要素特点 的地方，避免局部地形的影响。
（2）观测场四周必须空旷，避免建在高大建筑物的旁 边
大气遥感
平流层和中层大气主要研究进展
• (1)平流层和中层大气探测设施与探测方法; • (2)大气臭氧、平流层气溶胶的监测与分析; • (3)行星波在中层大气环流与大气臭氧分布中的
作用; • (4)重力波在中层大气的传播特征与作用; • (5)平流层一对流层交换的动力物理与化学问题。
大气遥感
4.城市热岛效应 Urban Heat Island Effect
• （3）建立区域研究中心。在全球的代表性生态系统区域，主 要在发展中国家建立全球变化的区域研究中心。它们的功能是 生态环境的长期监测、特殊问题的试验研究、科学技术人员的 培训以及区域资料交换等。 因此，计算机科学技术、卫星遥感技术及其他各种先进科 学仪器和设备，在全球变化的监测、试验和模拟等方面的应用 能力，以及物理学理论和方法在全球变化研究中的应用能力。 起着非常重要的作用。
1.0m r 100m 巨粒子
大气遥感
气溶胶来源
• 气溶胶按其来源可分为一次气溶胶（以微粒形 式直接从发生源进入大气）和二次气溶胶（在 大气中由一次污染物转化而生成）两种。
• 它们可以来自被风扬起的细灰和微尘、海水溅 沫蒸发而成的盐粒、火山爆发的散落物以及森 林燃烧的烟尘等天然源
• 对流层与平流层之间的过渡层，其厚度为数百米到 1～2公里，其高度随纬度和季节变化很大，一般来说， 热带高于极地，夏季高于冬季，白天高于夜间。
大气遥感
9.大气观测选址中应考虑的因素
地面大气观测场是取得地面气象资料的主要场所， 其选址应遵循：
（1）应设在较好地反映本地较大范围的气象要素特点 的地方，避免局部地形的影响。
（2）观测场四周必须空旷，避免建在高大建筑物的旁 边
大气遥感
平流层和中层大气主要研究进展
• (1)平流层和中层大气探测设施与探测方法; • (2)大气臭氧、平流层气溶胶的监测与分析; • (3)行星波在中层大气环流与大气臭氧分布中的
作用; • (4)重力波在中层大气的传播特征与作用; • (5)平流层一对流层交换的动力物理与化学问题。
大气遥感
4.城市热岛效应 Urban Heat Island Effect
• （3）建立区域研究中心。在全球的代表性生态系统区域，主 要在发展中国家建立全球变化的区域研究中心。它们的功能是 生态环境的长期监测、特殊问题的试验研究、科学技术人员的 培训以及区域资料交换等。 因此，计算机科学技术、卫星遥感技术及其他各种先进科 学仪器和设备，在全球变化的监测、试验和模拟等方面的应用 能力，以及物理学理论和方法在全球变化研究中的应用能力。 起着非常重要的作用。
1.0m r 100m 巨粒子
大气遥感
气溶胶来源
• 气溶胶按其来源可分为一次气溶胶（以微粒形 式直接从发生源进入大气）和二次气溶胶（在 大气中由一次污染物转化而生成）两种。
• 它们可以来自被风扬起的细灰和微尘、海水溅 沫蒸发而成的盐粒、火山爆发的散落物以及森 林燃烧的烟尘等天然源
• 对流层与平流层之间的过渡层，其厚度为数百米到 1～2公里，其高度随纬度和季节变化很大，一般来说， 热带高于极地，夏季高于冬季，白天高于夜间。
大气对电磁辐射传输的影响 遥感物理
辐射传输路径上吸收气体的数量称为光 学质量
大气主要气体及相应吸收带
在紫外——微波之间，具明显吸收作用的主要是O3、O2、 CO2和H20；此外N2O、CH4对电磁辐射也有吸收，多 种成份吸收特定波和的电磁波，形成相应的吸收带。
1 水汽吸收带：对太阳辐射的吸收作用最为显著，范围很 广，但集中在红外波段，其中0.7-3.0波段是强吸收带。
三、大气散射
1. 概念 2. 尺度参数与散射类型 3. 瑞利(Rayleigh)散射 4. 米氏(Mie)散射
1. 概念
电磁波在传播的路径上遇到原子、分子或气 溶胶等小微粒时，粒子所带电荷在电磁波的 激发下作受迫振动，从而向各方向发射次生 电磁波这种现象称为散射。
散射电磁波频率与入射电磁波相同
厚度为500m时，反射量超过80%. 另外，大气层中直径大于10-6m的其它微
引起 散射强度与波长无关。这种非选择性的散射使云雾
呈白色，也即漫反射 主要是向前散射，散射能量集中于前向，后向散射
能量远小于前向 其散射光学厚度为：
四、大气吸收
概念 大气主要吸收物质及相应吸收带 吸收与辐射传输方程
概念
辐射能在气体中传输，一部分辐射能会 被气体吸收成变为气体内能，使传输的 辐射能削弱，这一现象称为大气吸收。
气溶胶的尺度范围：
粒度：10-3um（分子团）——10 1um（尘粒、云滴），跨5 个数量级
质量：与粒度相应，质量跨15个数量级
数浓度：跨14个数量级
尺度范围并无严限制，下限限于仪器感应最小尺度；上限限于颗 粒稳定性，半径大于50um的云滴或固体颗粒在空气中沉降速 度大，稳定性差，故不作为气溶胶处理。
大气对电磁辐射传输的影响
一、大气的成份 二、大气层的结构 三、大气散射 四、大气吸收 五、大气反射 六、大气光学厚度和太阳高度角的影响 七、大气窗口 八、地球表面的入射能量
大气主要气体及相应吸收带
在紫外——微波之间，具明显吸收作用的主要是O3、O2、 CO2和H20；此外N2O、CH4对电磁辐射也有吸收，多 种成份吸收特定波和的电磁波，形成相应的吸收带。
1 水汽吸收带：对太阳辐射的吸收作用最为显著，范围很 广，但集中在红外波段，其中0.7-3.0波段是强吸收带。
三、大气散射
1. 概念 2. 尺度参数与散射类型 3. 瑞利(Rayleigh)散射 4. 米氏(Mie)散射
1. 概念
电磁波在传播的路径上遇到原子、分子或气 溶胶等小微粒时，粒子所带电荷在电磁波的 激发下作受迫振动，从而向各方向发射次生 电磁波这种现象称为散射。
散射电磁波频率与入射电磁波相同
厚度为500m时，反射量超过80%. 另外，大气层中直径大于10-6m的其它微
引起 散射强度与波长无关。这种非选择性的散射使云雾
呈白色，也即漫反射 主要是向前散射，散射能量集中于前向，后向散射
能量远小于前向 其散射光学厚度为：
四、大气吸收
概念 大气主要吸收物质及相应吸收带 吸收与辐射传输方程
概念
辐射能在气体中传输，一部分辐射能会 被气体吸收成变为气体内能，使传输的 辐射能削弱，这一现象称为大气吸收。
气溶胶的尺度范围：
粒度：10-3um（分子团）——10 1um（尘粒、云滴），跨5 个数量级
质量：与粒度相应，质量跨15个数量级
数浓度：跨14个数量级
尺度范围并无严限制，下限限于仪器感应最小尺度；上限限于颗 粒稳定性，半径大于50um的云滴或固体颗粒在空气中沉降速 度大，稳定性差，故不作为气溶胶处理。
大气对电磁辐射传输的影响
一、大气的成份 二、大气层的结构 三、大气散射 四、大气吸收 五、大气反射 六、大气光学厚度和太阳高度角的影响 七、大气窗口 八、地球表面的入射能量
《大气遥感》PPT课件
方式和手段
❖ 60年代以后，随着红外、微波、激光、声学和电子 计算机等新技术蓬勃开展，对大气信号的认识普及 紫外、可见光、红外、微波、声波、无线电波等波 段，形成了光学大气遥感、激光大气遥感、红外大 气遥感、微波大气遥感、声波大气遥感等各个分支。
❖ 大气遥感被广泛应用于气象卫星、空间实验室、飞 机和地面气象观测，成为气象观测中具有广阔开展 前景的重要领域。
辐射产生的原因
❖ 光辐射 ❖ 依靠入射光补充能量而导致的辐射〔如夜光等〕 ❖ 电辐射 ❖ 依靠放电补充能量而导致的辐射〔如日光灯等〕 ❖ 化学辐射 ❖ 依靠化学反响补充能量而导致的发光 ❖ 热辐射 ❖ 物体因吸收外界的热量或减少本身的内能而产生
的辐射，也称为温度辐射
❖ 在物理学中，直接把辐射作为电磁波 ❖ 每份能量的辐射称为光子。每个光子的能量
❖ 近年来人类活动造成的地球大气气候变迁成为大气 科学研究热点，其原因也在于人类活动所排放的某 些物质会改变地球大气中的辐射过程所致。
简史—现代大气辐射学的理论根底
基尔霍夫 Gustav Robert Kirchhoff (1824-1887)
德国物理学家 1859：Kirchhoff’s Law 基尔霍夫定律：
1871：Rayleigh Scattering
瑞利散射：
尺度远小于入射光波长 的粒子所产生的散射现象。 分子散射强度与入射光的波 长四次方成反比, 且各方向的 散射光强度是不一样的。
简史—现代大气辐射学的理论根底
Gustav Mie (1868-1957) 德国物理学家 1908：Mie theory 米散射理论
❖ 利用上述研制的实验设备，建立从大气信号 物理特征中提取大气信息的理论和方法，即 反演理论，是大气遥感研究的根本任务。
大气辐射传输与遥感技术应用研究
大气辐射传输与遥感技术应用研究近年来，随着环境变化和气候变化的严重影响，对大气辐射传输和遥感技术的研究日益受到关注。
大气辐射传输是指太阳辐射在穿过大气层时与大气分子、云雾等相互作用的过程，而遥感技术则是通过对遥感影像的处理和分析，获得地球表面及大气等信息的技术手段。
它们在大气科学和环境保护等领域具有重要的应用价值。
第一部分：大气辐射传输的研究大气辐射传输研究的主要目的是揭示辐射在穿过大气层时的变化规律，为气候变化、能源利用和环境保护等方面提供科学依据。
科学家们通过建立物理模型和数值模拟，研究辐射在大气层中的吸收、散射和透射等过程。
同时，利用地面观测和卫星数据等手段，实时监测辐射传输过程的变化情况。
大气辐射传输的研究成果在气象、气候学等领域有着广泛的应用，其中包括太阳辐射的测量和预测、大气温室效应的评估、云和气溶胶对辐射的影响等。
这些研究有助于我们更好地理解和预测气候变化，为相关领域的决策提供科学支持。
第二部分：遥感技术在大气辐射传输研究中的应用遥感技术是通过获取地球表面的电磁辐射信息，并进行处理和分析，从而获得地理空间信息的一种技术手段。
在大气辐射传输研究中，遥感技术发挥着重要的作用。
首先，遥感技术可以提供大气成分的空间分布情况。
通过遥感影像中反射光谱信息的分析，我们可以了解大气中的气溶胶、水汽和臭氧等成分的浓度分布状况。
这对于研究辐射传输过程中光学厚度和光学深度等参数的变化具有重要意义。
其次，遥感技术可以监测气象要素的变化。
例如，通过卫星观测云的覆盖率、云的高度和云顶温度等参数，可以更加准确地估计大气中云的辐射特性，从而提高辐射传输的模拟和预测精度。
此外，遥感技术还可以辅助大气辐射传输模型的运行和验证。
通过比对模型模拟结果和遥感观测数据，可以对模型的准确性进行评估，并进行模型参数的优化和调整，从而提高模型的可靠性和适用性。
第三部分：未来的研究方向和挑战大气辐射传输与遥感技术的研究仍然存在一些挑战和待解决的问题。
遥感物理大气20111
5.1.3 大气静力学方程
5.1.4 大气压力和密度的垂直廓线 5.1.5 大气温度和湿度的垂直廓线
5.1.6 大气气溶胶
5.1.7 大气水汽 5.1.8 水圈与水文循环 5.1.9 云与降水
5.1.1 大气成分 Composition
The composition of the atmosphere is important in any understanding of the role which the atmosphere plays in remote sensing and in interactions with electromagnetic radiation.
第二节 辐射与大气的相互作用
INTERACTION OF RADIATION WITH ATMOSPHERE
第三节 大气效应纠正
ATMOSHPHERIC EFFECT CORRECTION
第四节 大气的遥感探测
ATMOSHPHERIC REMOTE SOUNDING
前 言
大气：是介于遥感传感器与地球表层之间的一层由多种气体及
气溶胶等组成的介质层，当电磁波由地球表层传至遥感传感器 时，大气是必经的通道；
大气对电磁波的作用：主要可以归纳为两种物理过程，即吸
收与散射，对地表遥感来说，大气的吸收与散射作用均可使电 磁波信息受到削弱；
遥感图像的大气纠正：如何依据遥感图像直接或间接获得的
大气参数，消除大气对电磁波属性量的影响，恢复其在地球表 层的“本来面目” ，就成为定量遥感不可回避的问题；
二氧化碳（ Carbon Dioxide ）
Carbon dioxide has a relatively constant mixing ratio with height in the atmosphere, that is, it is fairly evenly distributed on average. The main sources 源: burning of fossil fuels化石燃料, human and animal respiration呼吸, the oceans and volcanic activity火山活动. The main sinks 汇: photosynthesis光合作用 and the production of carbonates (limestones) in the ocean/land system. The rate of removal of carbon dioxide, a greenhouse gas, is observed to be less than the generation (from fossil fuel burning) because the concentration of carbon dioxide in the atmosphere has been rising steadily since the early part of the last century. About 99% of the earth's carbon dioxide is dissolved in the oceans. The solubility is temperature dependent. It is estimated that the annual amount of carbon dioxide entering or leaving the air by all mechanisms is about one tenth of the total carbon dioxide content of the atmosphere.
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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。
§ 7.4.4 云的红外遥感
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η， 云上的发射率为εv。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： é p ¶G v ( p, pc ) ù ˆ I v = (1 - he v ) ê Bv (Ts ) G v ( ps , pc ) + ò Bv ( p) dpú G v ( pc , 0) + p
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。
¶p 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
I v (0) = Bv (Ts ) G v ( ps ) + ò Bv é T ( p )ù ë û ps
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：
Ts = Tb1 + h (Tb1 - Tb 2 )
h=
1 - G1 k1 » G1 - G 2 k2 - k1
（7.4.20）
用10.9和12μm确定地表温度，夜间加上3.7μm增加反演精度。
§ 7.4.2 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King (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
(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 15μm带附近按黑体温度给出的出射辐亮度谱
668.5 cm-1
677.5 cm-1
695.0 cm-1
（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： ¶Bi Bi (T ) = Bi (Ta ) + (T - Ta ) （7.4.15） ¶T ¶B2 / ¶T é 消去T-Ta： B2 (T ) = B2 (Ta ) + ëB1 (T ) - B1 (Ta )ù û （7.4.16） ¶B1 / ¶T 利用亮温Tb2和Ts代替T，并利用（7.4.14）分析得到：
§ 7.4 利用发射的红外辐射进行遥 感
理论基础
红外辐射传输基本方程
向上辐亮度的解： æ t* -t ö æ t ¢ - t ö dt ¢ t I v (t , m ) = I v (t * ) exp ç ÷ + ò t Bv (t ¢) exp ç ÷ m ø m ø m è è ¶G v (t ) I v (t * ) = ev Bv (Ts ) = - exp (-t ) G v (t ) = exp (-t )
兰州大学大气科学学院专业必修课-《大气辐射与遥感》
第七章 大气辐射在遥感中的应用
授课人： 王天河 2015·春季
第七章
§ 7.1 引言
大气辐射在遥感中的应用
§ 7.2 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
§ 7.2.2 确定臭氧总量 § 7.2.3 临边消光技术
§ 7.3 应用反射的太阳光进行遥感
B1 (Tb 2 ) = B1 (Ts ) G 2 + B1 (Ta ) [1 - G2 ]
从(7.4.17)和(7.4.13)中消去B1(Ta)，得到分裂窗方程：
B1 (Ts ) = B1 (Tb1 ) + h é ëB1 (Tb1 ) - B1 (Tb 2 )ù û
（7.4.17）
（7.4.18）
普朗克函数对波数的依赖关系。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
Bv (T ) = cv Bvr (T ) + dv
（7.4.23）
方程(7.4.22)可表示为
gv =
ò
0 ps
f ( p) K v ( p) dp
（7.4.24a）
即著名的第一类弗雷德霍姆方程。 其中：
透射比主要是水汽的连续吸收形成的：Gv (t ) » exp (-kv m ) = 1 - kv m 两个通道的窗区方程： I1 = B1 (Tb1 ) = B1 (Ts ) G1 + B1 (Ta ) [1 - G1 ]
I 2 = B2 (Tb 2 ) = B2 (Ts ) G 2 + B2 (Ta ) [1 - G 2 ]
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：
（7.4.46）
每个像素点的有效云量， 即云量与发射率的乘积
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
（7.4.47）
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：
（7.4.48）
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η1和η2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
§ 7.4.1 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。
I v = Bv (Ts ) G v ( ps ) + Bv (Ta ) é ë1 - G v ( ps )ù û
（7.4.11）
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。在10.5～12.5μm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。
*
dI v (t , m ) m = I v (t , m ) - Bv (t ) dt
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 （μ=1）测量的辐亮度： 0 ¶G v ( p) é ù I v (0) = Bv (Ts ) G v ( ps ) + ò Bv ëT ( p)û dp ps ¶p 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 v 一化形式表示： ò I v Y ( v , v) dv
2
¶t
Iv =
ò
v1
v2 v1
Y ( v , v) dv
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Bv (T 表示不带来明显误差。气象卫星 s) 进行大气和地面遥感的基本原理：
I v (0) = Bv (Ts ) G v ( ps ) + ò Bv é T ( p )ù ë û ps
I - dv gv = v cv f ( p) = Bv é ëT ( p)ù û r ¶G v ( p) K v ( p) = ¶p
（7.4.24b）
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。
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7.9μm和7.6μm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。
如果已通过15μm和4.3μmCO2带反演了温度廓线，则未知数为 透射比。如果选择水汽6.3μm振转带波数，则仅有的未知量为 路径长度廓线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。
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9.6μm带显现出振转谱线。由于浓度极大值位于平
热红外光谱中主要吸收光谱： CO2：15μm，4.3μm O3：9.6μm H2O：整个红外谱区，最重要6.3μm和波数小于500cm-1 CH4：7.6μm N2O：7.9μm CFCs：大气窗区有吸收线 大气窗区：800-1200cm-1，除9.6μm的臭氧吸收带外，大
气气体的吸收表现为一极小值。
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带： (1) CO2，具有振转带谱线；(2) O2，具有微波自旋－转动带。
(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。
c
卫星
ë
s
¶p
û
he v Bv (Tc ) G v ( pc , 0) + ò p Bv ( p)
§ 7.3.1 卫星-太阳几何光学和理论基础 § 7.3.2 臭氧的卫星遥感 § 7.3.3 气溶胶的卫星遥感 § 7.3.4 陆地表面的卫星遥感
§ 7.3.5 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
§ 7.4.1 地球表面温度的确定 § 7.4.2 温度廓线的遥感 § 7.4.3 水汽和痕量气体廓线的遥感
708.8 cm-1 725.0 cm-1 745.0 cm-1
对装载在NOAA 2号卫星上的一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。
云的去除