遥感物理2-大气辐射传输模型

nullnull第2章 大气辐射传输模型nullnullMain constituents of the earth's atmosphere2.1 大气的组成和结构特征null Nitrogen氮, oxygen氧 and argon氩 account for about 99.99% of the permanent gases.  Of the variable constituents, carbon dioxide 二氧化碳can be somewhat variable in concentration on a localised basis at low levels.  Water vapour 水汽content may vary from about 0 to 4%  ozone臭氧 concentrations also vary markedly. In addition to these variable constituents there are also  aerosols 气溶胶 and hydrometeors水颗粒 which can vary widely in space and time.null大气的垂直结构 表述大气物理状况的物理量一般有气压、大气温度与大气湿度，他们在垂直方向上的变化远远大于水平方向上的梯度，大气效应纠正中大多假定大气具有水平均一、垂直分层结构。大气厚度约为1000km,从地面到大气上界，可垂直分为4层： 对流层：高度在7～12 km,温度随高度而降低，空气明显垂直对流，天气变化频繁，航空遥感主要在该层内。上界随纬度和季节而变化。 平流层：高度在12～50 km，没有对流和天气现象。底部为同温层（航空遥感活动层），同温层以上为暖层，温度由于臭氧层对紫外线的强吸收而逐渐升高。 电离层：高度在50～1 000 km，大气中的O2、N2受紫外线照射而电离，对遥感波段是透明的，是陆地卫星活动空间。 大气外层：800～35 000 km ,空气极稀薄，对卫星基本上没有影响。nullnull2.2 大气吸收与大气窗口物质的吸收光谱实际上具有一定的宽度。描述吸收特性需要三个物理量：谱线强度、线型及中心频率： R(v)=s.f(v-v0) R(v)为光谱吸收系数， s为谱线强度， f(v-v0)为线型因子， v0为中心频率 地球上接受到的太阳辐射来自太阳光球层相当于6000K的黑体辐射，而地球自身的平均温度只有250K左右，所以地球以长波辐射的形式向太空散发着热量。地球表面吸收太阳短波辐射的总能量应该等于它自身长波辐射支出的总能量。null真正对电磁波传播起重要吸收作用的是一些非常定的少量气体，作用最为显著的是O3、CO2、CH4和H2O 大气中的O3主要分布在10~50Km的中层大气中，极大值出现在20~25Km处； O3含量有明显的地域分布特征及季节变化 大气中的CO2含量相对稳定，一般认为它不随高度而变。对红外波段有强烈的吸收作用，以15μm波长为中心形成了一个13~17 μm的强烈吸收带，这一特性使CO2成为探测大气温度廓线的重要手段null大气气溶胶是指悬浮于地球大气之中具有一定稳定性的、沉降速度小的，尺度在10-3 μm到10μm的液态及固体粒子。气溶胶颗粒尺度与可见光波长相当，故对光的散射作用属于米氏散射。气溶胶大多集中在底层大气0~4Km范围之内。大气中的水汽（H2O）对可见光、红外以及微波波段都有表征性的吸收波段，水汽密度对电磁波的吸收与发射是大气效应纠正的重要内容，也是探测大气中水汽含量垂直分布的基本依据nullnull大气窗口：通过大气而较少被反射、吸收或散射的投射率较高的电磁辐射波段。 大气窗口是选择遥感工作波段的重要依据。 常见的大气窗口：nullnull2.3 大气散射散射的概念：电磁波与物质相互作用后电磁波偏离原来的传播方向的一种现象。 不同于吸收作用，只改变传播方向，不能转变为内能。 大气的散射是太阳辐射衰减的主要原因。 对遥感图像来说，降低了传感器接收数据的质量，造成图像模糊不清。 散射主要发生在可见光区。 大气发生的散射主要有三种： 瑞利散射：d <<λ 米氏散射：d ≈λ 非选择性散射：d >>λnull 瑞利散射 当微粒的直径比辐射波长小得多时，此时的散射称为瑞利散射。 散射率与波长的四次方成反比，因此，瑞利散射的强度随着波长变短而迅速增大。紫外线是红光散射的30倍，0.4微米的蓝光是4微米红外线散射的1万倍。 瑞利散射对可见光的影响较大，对红外辐射的影响很小，对微波的影响可以不计。 多波段中不使用蓝紫光的原因：null米氏散射当微粒的直径与辐射波长差不多时的大气散射。 云、雾的粒子大小与红外线的波长接近，所以云雾对对红外线的米氏散射不可忽视。 米氏散射的特征： （1）电磁波可以穿透介质表面而深入到散射颗粒的内部。 （2）由于颗粒尺度与波长可以比拟，所以颗粒的不同部位往往处在不同的电场强度下，导致诱发电流的产生，一方面这高度电流会产生高变的磁场，另一方面电流的存在意味着焦耳热损耗的出现——电磁波的吸收。null2.4 大气辐射传输方程描述电磁辐射在散射、吸收介质中传输的基本方程: dI(s)/ds=-K(I-J)null因此，考虑散射源函数后，辐射传输方程可以展开为：回忆第一章中提到的平面平行介质中的传输方程为：null辐射传输方程只有在边界条件已知的条件下才能求解！ null2.5 辐射传输方程求解辐射场分解 连续方法（Method of Successive Orders of Scattering） 离散法（Method of Discrete Ordinates）nullnullnull2.6 大气效应纠正null回顾平面平行大气的辐射传输方程：给定边界条件，可以求解辐射传输方程。 实际上，遥感图像大气校正的目的是求取地表反射率，从某种意义上来说，是要求解边界条件。从辐射传输方程来看，这是一个十分复杂的过程。null零反射地表假设 零反射地表是对地表—大气耦合系统辐射传输问题的简化，它假设地表反射率为零，传感器接收到的辐射全部来自大气。 通过零反射地表假设，我们可以求解大气程辐射，从而将遥感图像中来自地表的辐射和来自大气的辐射分离，使遥感大气订正模型得以大大简化。 null（1）对于近红外与可见光波段，大气自身辐射可以忽略不计，大气路径辐射主要来源于大气对太阳辐射的多次散射。 对于多次散射的计算可以通过求解辐射传输方程（如离散坐标法），或者直接用蒙特卡洛方法模拟获得。在实际应用中，我们又往往通过已有的大气辐射传输模式软件来计算，如6S软件，Lowtran软件，Modtran软件等。 （2）对于热红外波段，多次散射一般可以忽略不计，但大气和地表自身发射必须考虑，热红外以后会专门讨论。 （3）对于中红外波段，则既需要考虑地表与大气自身的发射，同时又要考虑大气的多次散射作用，因此更加复杂，我们不展开讨论。 null朗伯体地表大气订正方法 为了问题的简化，在地表朗伯体、大气水平均一假设条件下，我们可以得到： 其中 ， ； 分别为观测天顶角与太阳天顶角； 为传感器接受到的辐射亮度， 为观测方向的路径辐射项； 为地表反射率；S为大气下界的半球反射率； 为大气层顶与太阳光垂直方向的通量密度。仅讨论可见光/近红外波段null利用入射太阳辐射项 归一化上式可得： 式中 是大气顶部反射率， 是大气的路径辐射项等效反射率，将T可以分为直射和散射两部分： 是总体光学厚度， 是散射透射。 如何进行遥感图像的大气校正呢？即如何求得地表反射率？ null（1）已知大气状况的校正方法 如果已知大气的垂直廓线（温、湿、压），大气水汽含量，大气光学厚度（气溶胶），以及气溶胶模式，我们可以通过大气辐射传输模式模拟，计算三个不同地表反射率条件下的大气层顶辐射亮度，进而求解得到 ，S和F值，而达到大气效应纠正的目的。对于可见光/近红外波段而言，大气状况最主要的影响因素是大气气溶胶的变化，即大气光学厚度的变化，因此关键是如何估算遥感图像的气溶胶分布。 null （2）参考地物法(Invariant—Object Methods) 对于TM等高分辨率的图像，通常可以假设整幅图像的大气状况相同，图像的观测天顶角也可以近似看作相同（垂直观测），如果可以在一幅图像中找到苦干个（3个以上）地表反射率固定不变的地物，则可以通过求解方程组得到大气参数，进而达到整幅图像大气校正的目的。   其中 ； 理论上，n≥3即可求解，但为避免方程的相关性，一般要寻找地表反射率分别为高、中、差的地物作为参考物。 该方法对于时间序列的多幅影像的归一化校正适用。null（3）暗目标方法（Dark-Object Methods） 如果图像中包含有浓密的植被，因为浓密植被在可见光反射率很低，被称为暗目标，因此传感器所接收的辐射主要来自于大气的程辐射，可以用于大气光学厚度的估算，其算法的基本思路如下： nulla.确定暗目标的存在：利用植被指数高和红外波段反射率低的特性；或利用中红外通道（2.1 和3.8 ）的反射率低的特性； b.利用中红外通道的观测估计暗像元在红和蓝通道的反射率； c. 给定气溶胶模式（气溶胶谱分布，折射指数，单次散射反照率等）； d.利用气溶胶模型计算的辐射传输查找表，将遥感观测的辐射亮度反演为气溶胶光学厚度； e. 利用得到的气溶胶光学厚度对整幅遥感影像进行内插，得到整幅图像的光学厚度； f. 对整幅影像进行大气校正。 null（4）其它大气校正方法 ·直方图匹配法(Histogram Matching Methods)：假设晴空条件与大气浑浊条件下地表反射率的直方图分布相同;算法被ERDAS和PCI等图像处理软件采用； ·反差减少法（Contrast Reduction Methods）：气溶胶散射减小地表反射率的差异，因此局部图像方差可以用于估算气溶胶光学厚度; ……null 又称为临近像元效应。我们假定目标是均一条件下获得大气校正的地表反射率为 ，其公式如下： 考虑临近像元的影响，则有如下关系： 交叉辐射项的影响null其中 式中 是以目标像素为坐标原点的局部坐标系坐标值， 是大气点扩散函数（Point Spread Function） 。 在实际应用中， 是由原始图像中校正像元为中心的2N×2N像元子域计算得到的: 其中 表示像元 距中心的距离。 null 如果考虑地表BRDF和大气BRDF之间的耦合，则朗伯体假设条件下的大气校正的精度是有局限的，最早研究这一效应的是Tanre等（1983），目前在6S模型中已比较好地考虑了BRDF的耦合效应。 非朗伯体条件下的大气校正null其中null 实际上，非朗伯体大气校正是一个十分复杂的问题，因为以上面的公式我们知道，要进行大气校正必须知道地表的BRDF即 ，而通常在大气校正前地表的双向反射率是未知的，这就形成大气校正环的问题，目前的主要思路是通过迭式的方法来解决（胡宝新，李小文等）。 null大气效应模型基于图像特征模型 不需要进行实际地面光谱及大气环境参数的测量，仅利用遥感图象自身的信息对遥感数据进行定标。如遥感图像波段之间的数学变换、暗目标法等。 适用范围小、且校正后的图象均存在不同程度的噪声 地面线性回归经验模型 获取遥感影像上特定地物的灰度值及其成像时相应的地面目标反射光谱的测量值，建立两者之间的回归方程式，在此基础上对整幅遥感图像进行辐射灰度纠正 模型计算简单、需要进行实地同步定标点的光谱测量，且对地面定标点的要求较严格。null基于大气辐射传输理论模型 大气辐射传输模型能较合理地处理大气散射、大气吸收、发射等过程，且能产生连续光谱，避免光谱反演的较大定量误差，得到了最广泛的应用。 应用大气辐射传输模型进行遥感影像大气纠正需要解决两个关键问题： 有关大气介质特征数据的获取； 适用的大气辐射传输模型null 适用于可见光—近红外（0.25~4μm）的多角度数据 对不同情况下(不同的遥感器,不同的地面状况)太阳光在太阳—地面目标—遥感器整个传输路径中所受到的大气影响进行了描述。在基于BRDF的大气校正算法中，大气顶层的可见光与近红外波段反射率可表示为：6S大气纠正模型nullnull在6S大气校正软件中需要输入的主要参数: (1)太阳天顶角、卫星天顶角、太阳方位角、卫星方位角、也可输入轨道与时间参数来代替； （2）大气组分参数，包括水汽、灰尘颗粒度等。若缺乏精确的实况数据，可以根据卫星数据的地理位置和时间，选用6S提供的模型 （3）气溶胶组分参数 （4）气溶胶大气路径长度，一般可用当地的能见度参数表示 （5）观测目标的海拔高度及遥感器高度 （6）光谱条件等null 大气气溶胶通过散射与吸收阳光对地球系统辐射平衡有重要的影响； 气溶胶粒子在很多生物地球化学循环中起着重要的作用； 气溶胶构成大气污染源，如沙尘暴、烟尘等； 气溶胶是影响遥感图像质量的重要因素，是遥感图像校正的必须输入的参数。大气气溶胶遥感探测null海洋大气气溶胶遥感反演（以MODIS对流层气溶胶遥感反演为例） 基本思路是以查找表（Look up table）方法为基础，即根据气溶胶和地表参数先完成辐射传输计算，然后将观测的光谱辐射与查找表中事先计算的辐射值对比，直至得到最佳拟合。 null（1）气溶胶模式 最常用的大气气溶胶分类方法是根据气溶胶粒子的尺度分类。whitby(1978)认为可以用一组对数正态函数求和表征实际的气溶胶粒子谱分布，每一个函数代表一个物理或化学过程。他建议用三个模式分别表征：①直径小于0.04μm,由气态物质自发核化生成的核模式粒子（nuclei）；②直径在0.04μm至0.5μm之间，由凝聚和云中过程形成的累积模式粒子(accumulation)；③直径大于1.0μm，产生于地球表面的粗模式粒子(coarse)。 null 通常用多模式对数正态函数模拟气溶胶分布。 其中每一个模式可表示为 其中N是粒子数密度（cm-3）, 是粒子半径（μm）， 是lgr的标准差。 由于核模式粒子太小，不能由散射光探测到，所以不予考虑，则取k=2。下表分别给出了两个模式（下面分别称为小模式和大模式）的参数—中值半径，标准差和折射指数。 null小模式的谱分布参数null大模式的谱分布参数 null（2）物理过程 卫星信号包含大气与地表反射两部分信息，对于海洋气溶胶遥感反演，选用Ahmad和Fraser(1982)的辐射传输模式计算生成查找表。该模式包括大气中分子和气溶胶粒子的多次散射和地表阳光反射的角度分布，并考虑光的偏振。 在海面，表面反射率由海浪的镜面反射（耀斑）和水面的朗伯体反射组成，海面的这种朗伯体反射由海洋水色和泡沫反射决定。 null（3）查找表的生成 针对MODIS光谱通道，计算卫星观测辐射，生成查找表，用于反演每一种模式气溶胶的参数。 对于每一种气溶胶模式，考虑几个气溶胶总含量，由0.55μm波长的光学厚度来描述 ； 计算15个天顶观测角， ，间隔为 ； 15个相对方位角， ，间隔为 ； 7个太阳入射天顶角， 。 null（4）算法的思路 把卫星观测的总辐射表示为 其中 和 分别为对应小模式和大模式粒子的辐射值， 是大小模式之间的比值。反演的目标就是得到与观测数据拟合最好的小模式与与大模式之间的比值和粒子尺度。同时550μm波长的光学厚度是反演的一个副产品，定义 其中 和 分别是每j通道的观测和计算辐射值。 海洋气溶胶反演通常采用从555到2130nm的6个通道。使得 达到最小值所对应的气溶胶模式以及气溶胶光学厚度即为所要反演的结果。 null（5）算法实现 对于5个小粒子模式和6个大粒子模式，在给定的视场条件下，利用550nm波长不同光学厚度的查找表，都可计算得到辐射 和 。 对于任何 值上大粒子与小粒子模式的合成，都可以对5个光学厚度值计算总辐射 。 利用550nm通道观测辐射通过在这5个光学厚度下所有小模式与大模式的组合进行线性内插，获取光学厚度。 对于最佳选择值 ，给出最小残差 的两个模式就是选定的气溶胶模式。 null 陆地气溶胶遥感反演 （1） 基本原理 其中 是在地表反射率为零时归一化总的向下辐射通量， 是在观测角和入射角上平均的地表反射率； 在单次散射近似中，路径辐射与气溶胶光学厚度，气溶胶散射相函数和单次散射反照率成比例： 其中 是分子散射造成的的路径辐射，对于短光波段，在地表反射率很小的情况下，路径辐射项对 的贡献比较大，因此可选用暗目标的方法来进行气溶胶的反演。MODIS陆地气溶胶产品选用的主要通道包括：0.47μm，0.667μm，2.1μm，3.8μm。 null（2）主要步骤 选择暗像元，确定其地表反射率； 假设气溶胶类型，初步估算气溶胶光学厚度； 确定气溶胶模式； 重新计算光学厚度； 空间内插得到整幅图像的气溶胶分布。