遙感第六章海洋水色觀測

1、第六章 海洋水色觀測(Ocean Color Observation Using Visible Light)6.1 簡介(General Introduction)6.1.1 衛(wèi)星和傳感器 (satellites & sensors)能夠進行水色遙感的衛(wèi)星傳感器有：美國宇航局于1997年發(fā)射的海星衛(wèi)星（SeaStar）上裝載的8波段的寬視場海洋觀測傳感器（SeaWiFS），1997年發(fā)射的地球觀測系統(tǒng)衛(wèi)星（EOS-AM，TERRA）和2002年發(fā)射的地球觀測系統(tǒng)衛(wèi)星（EOS-PM，AQUA）上裝載的36波段的中等分辨率成像光譜儀（MODIS），日本于1996-1997年運行的高級地球觀測衛(wèi)星

2、（ADEOS）上裝載的海洋水色和溫度傳感器（OCTS），中國于2002年發(fā)射的海洋一號（HY-1）上裝載的中國海洋水色和溫度掃描儀（COCTS）和美國于1978-1983年運行的雨云（Nimbus）衛(wèi)星上裝載的沿岸帶水色掃描儀（CZCS）等。我國海洋衛(wèi)星（HY-1）上裝載的中國海洋水色和溫度掃描儀（COCTS）與美國的寬視場海洋觀測傳感器（SeaWiFS）的波段寬度和位置都很接近。它們可用于探測日間云況及對海面表面繪圖，并進一步研究包括海洋初級生產力、旋渦、羽狀懸浮物、淺水暗礁、赤潮、極冰、無冰水道、冰的運動、內波在海表面的表現、表面流的邊界和云的移動等海洋現象。SeaWiFS的業(yè)務管理部門提

3、供給用戶13種資料產品，這些產品是l 葉綠素-a濃度(Chlorophyll-a concentration)，單位mg/m3 l 波長490 nm輻射的漫衰減系數(Diffuse attenuation coefficient at 490 nm)，單位 m-1l 懸浮物濃度(Suspended matter concentration)l 氣溶膠指數(Aerosol index)l 波長865 nm輻射的氣溶膠光學厚度(Aerosol optical thickness at 865 nm)l 云覆蓋部分(Cloud fraction)l 海面熒光(Ocean surface fluore

4、scence)l 溶解有機物的吸收系數(Dissolved detritus absorption coefficient)l 顆石藻覆蓋部分(Coccolithophore fraction)，無量綱l 毛狀藻覆蓋部分(Trichodesmium fraction），無量綱 l 粒子后向散射系數(Particulate backscatter coefficient)，無量綱l 植物光合作用活動指數(Photo-synthetically active radiation)l 標準化的不同陸地植被指數(Normalized difference land vegetation index)我

5、國國家衛(wèi)星海洋應用中心也制作了關于中國海洋水色和溫度掃描儀（COCTS）資料的類似產品，包括6種離水輻射率（412、443、490、510、555和670波段）、3種氣溶膠輻射（670、750和865波段）、葉綠素a濃度分布、海表面溫度分布、CZCS色素濃度、第7和8波段氣溶膠輻射比、氣溶膠光學厚度（865波段）、懸浮泥沙含量分布和漫衰減系數等共16種。6.1.2 初級生產力 (primary productivity) 水色遙感的一個主要目的是估計海洋初級生產力。海洋初級生產力的估計是通過水色傳感器對浮游植物葉綠素色素的遙感完成的。葉綠素的遙感涉及到對太陽光在大氣的衰減、在海面的離水輻射光譜

6、的了解。然而，太陽光在大氣的衰減與氣溶膠和臭氧密切相關；太陽光在海面的離水輻射光譜與海水中的水體種類、黃色物質濃度和色素種類密切相關。因此，首先介紹一些與水色遙感有關的海洋學、生物學和大氣科學知識是必要的。在海洋應用研究中，初級生產力有特殊重要的意義。初級生產力的單位是mgm-2d-1，其中第一個mg指增長的浮游植物量（由碳含量量度）. 初級生產力表示在單位海洋面積里浮游植物通過光合作用固定碳的凈速率。測定初級生產力的值，需要培養(yǎng)水樣，并利用碳的放射性同位素攝取技術。而水樣的培養(yǎng)，既可以在水樣所處的實際深度，也可以在模擬培養(yǎng)皿中。在一天之內，浮游植物的生物量（由葉綠素濃度估計）可以增加幾倍。浮

7、游植物的生物量，是決定初級生產力的主要部分。而影響浮游植物的生物量的因素有很多。例如：先前的浮游植物的生物量，光譜強度（深度的函數），可獲取的營養(yǎng)鹽濃度，溫度，水體混合強度，水平對流, 浮游動物攝食等等。浮游植物把營養(yǎng)物質轉變?yōu)樽约旱囊徊糠?，從而產生了初級生產力。這個過程需要陽光和葉綠素的作用。因此，雖然植物生活在海表面至接近水下100m的區(qū)域內，但是光線和營養(yǎng)物豐富的水層更適合生存。一個與海洋初級生產力密切關聯的物理量是碳同化率。碳同化率的單位是mgmg-1h-1,其中第一個mg指增長的浮游植物量，第二個mg指原有的浮游植物量（由碳含量量度）；碳同化率表示單位浮游植物（由碳含量量度）通過光合

8、作用固定碳的凈速率。根據中國海岸帶和灘涂資源綜合調查專業(yè)報告集，世界平均碳同化率為3.7mgmg-1h-1,渤海灣的初級生產力在春季是103mgm-2d-1，夏季是277mgm-2d-1，秋季是72mgm-2d-1，冬季是70mgm-2d-1；長江口附近海域的初級生產力在春、夏、秋、冬分別是332.8、15369、33.8和25.6mgm-2d-1.(補充對生態(tài)模式的碳同化率的解釋)在世界海洋范圍內，浮游植物內所含碳、氮和磷的比例是106：16：1；這是一個平均比例，實際比例可能隨海域、季節(jié)、環(huán)境條件、占優(yōu)勢浮游植物種群而變化。因為碳是浮游植物內最主要的成分，所以海洋初級生產力以碳的增加速率來

9、量度?？梢越频卣J為，衛(wèi)星遙感探測的葉綠素濃度與在海洋表層至某一深度的浮游植物內的含碳量的加權積分成比例。因此，使用衛(wèi)星遙感探測的葉綠素濃度時間系列數據可以近似地估計海洋的初級生產力。6.1.3 水體類型（water case）我們根據決定海水光學特征的起主要作用的成分，對海水進行了光學分類。如果浮游植物及其“伴生”腐殖質對水體的光學特性起主要作用，則該水體被稱為第一類水體。如果無機懸浮物（如淺水區(qū)海底沉積物的再次懸浮物和河流帶來的泥沙）或黃色物質（又稱有色可溶性有機物）對水體的光學特性起主要作用， 則該水體被稱為第二類水體。大多數開闊海域的海水接近于第一類水體。二類水體位于與人類關系最密切、

10、受人類活動影響最強烈的近岸、河口等海域，其水色因子 懸浮物、葉綠素和黃色物質等是影響海水環(huán)境的重要成分，也是影響海水光學特性的重要參數。如果從水色遙感資料能可靠地推算出懸浮泥沙、葉綠素和黃色物質含量，我們就能夠對近海、河口環(huán)境進行實時、長周期、大范圍的監(jiān)測和研究。6.1.4 色素濃度（pigment concentration）在CZCS的產品說明中，葉綠素-a和褐色素濃度之和被稱為浮游植物色素濃度，或簡稱色素濃度（pigment concentration）,并用C表示。褐色素是葉綠素-a的降解產品，這些降解產品是由葉綠素-a酸化作用產生的。例如在以浮游植物為食的浮游動物腸內就會發(fā)生這種過程

11、。褐色素與葉綠素-a在藍色波段有類似的吸收特征，所以利用波段較少的水色掃描儀（例如CZCS）不可能把這些色素分開?，F在大多數生物海洋學家認為，在大多數的海洋表層，褐色素（phaeopigments）最多只占色素濃度的3 8。除了葉綠素-a與褐色素外，海洋中有許多促進光合作用和抑光的色素，這些色素和葉綠素-a之和可能超過了色素生物量的95%。它們代表不同地點不同季節(jié)的浮游植物的集合。主要的浮游植物色素有1) 葉綠素Chlorophylls a, b,和c（Cabc）2) 光合的類胡蘿卜素PSC：photosynthetic carotenoids 3) 抑光的類胡蘿卜素PPC ：photopro

12、tectant carotenoids 次要的色素有1) 藻膽素phycobilin pigment,2) 藻紅色素phycoerythrin pigment3) 藻青色素phycocyanin pigment藻青菌常在上升流區(qū)域出現,只有它們的藻華才會使這些次要的色素變得重要。其它的色素對海洋中的光吸收不重要。藻華是指浮游植物的大量繁殖，也稱為藻類水華。一些研究發(fā)現：光吸收的95%是由Cabc, PSC和PPC造成的。海上調查表明：總色素和葉綠素-a的比值為1.8762.876，平均值為2.164(Aiken 等人,1995)。類胡蘿卜素成分的相對含量(如，PSC和PPC) ，隨生物地理（生

13、物光學）區(qū)域的不同而不同，隨測量航次的不同而不同。CZCS的產品的色素濃度包括葉綠素-a和褐色素濃度（Ca+Cp）。NIMBUS實驗小組認為這兩種色素是主要的生物吸收源。之所以選擇參數Ca+Cp，由歷史的和方法的兩方面原因導致。在1980年以前，人們用三原色光譜法和熒光法測量葉綠素-a。當濃度低時，這兩種方法都不精確。由于其它干擾色素存在，Ca 和Cp 的估計值時高時低。其中葉綠素-b和葉綠素-c干擾的最顯著(Aiken等人, 1995)。隨著人們認識和技術的進步，同一傳感器獲得的資料可以依據不同算法生成多種不同的色素產品。例如，CZCS色素濃度指葉綠素a和褐色素的濃度；SeaWiFS色素濃度

14、指葉綠素a、b和c的濃度，也稱為葉綠素生物量（chlorophyll biomass）的濃度。上述色素可使用高性液相色譜儀HPLC（High Performance Liquid Chromatography）分辨和測量。關于美國WATERS 公司的HPLC可查看網站。不同色素對光譜有不同的貢獻，根據對光譜的細致分析可分辨色素的種類和定量地確定色素的濃度。國家海洋局海洋技術所（天津）遙感室擁有的HPLC可測定余種海水色素的濃度。關于一般的紫外可見光分光光度計可查看澳大利亞GBC公司的網站。紫外可見光分光光度計（Ultraviolet/Visible Spectrophotometer）可用于測

15、定葉綠素a、黃色物質和懸浮泥沙等引起海水色素變化的三要素的濃度。中華人民共和國國家標準，海洋調查規(guī)范，海洋生物調查GB17378.7-1998對海水中葉綠素a的測定方法做出了明確規(guī)定。對海水中的活體葉綠素a 和海水濁度也可通過熒光原理和光衰減原理使用多參數水質監(jiān)測儀測量。例如，日本Alec Electronics公司的CLOROTEC Model AAQ1183 (NEW ACL1183)，見http:/www.iijnet.or.jp/alec/，或者美國YSI公司的多參數水質監(jiān)測儀YSI-6600，見http:/www.YSI.com；。植物中的葉綠素色素吸收光線，而植物本身又散射光線。這

16、兩個過程改變了探測器所觀察的海洋的顏色。高產的水體看起來是藍綠色的，有時是紅色的（赤潮）。相比之下，純水卻是深藍（近乎黑色）的。探測器可以在晴天時看到海的顏色。這就提供了繪制大面積浮游植物分布圖的一個方法。表層的葉綠素濃度與海洋水色的關系有兩種。一種是由觀測數據得出的經驗關系，另一種是由水的輻射傳輸方程得出的理論關系。6.1.5 黃色物質(yellow substance or gelbstoff)黃色物質在影響海水的光學性質方面起重要作用，在全球碳循環(huán)中扮演重要的角色。海水中的溶解有機物 (DOM: Dissolved Organic Matter) 包含顆粒狀有機碳（POC: Partic

17、ulate Organic Carbon）和溶解的有機碳（DOC：Dissolved Organic Carbon）。不能通過0.41.0m濾膜的顆粒狀有機碳稱為POC，能通過這種濾膜的稱為DOC。C14同位素的測量表明，DOC在化學上是穩(wěn)定的，它在海洋中的滯留時間為3400年。在溶解的有機碳（DOC）中包含大量未能鑒別出化學組成成分的復雜大分子有機物，它能使水呈淺黃色；其分子量大都在2103 2104 碳單位之間，其中以3103 5103 碳單位 為最多。有色溶解有機物 (CDOM: Colored Dissolved Organic Matter) 是DOM中有顏色的部分，它被通俗稱為黃色

18、物質(Yellow Substance或Gelbstoff)。黃色物質在藍色波段強烈吸收光能。實驗發(fā)現，在0.350.70m波段范圍內，海水中黃色物質引起的衰減系數可表示如下： (6-1)式中ka( o) 是在波長0處的光衰減系數,0是某一任選波長，常數S在0.0110.016之間，。6.1.6 氣溶膠(aerosols)氣溶膠是指懸浮在空氣中的、由固體和液體顆粒與氣體載體共同組成的多相體系。產生氣溶膠的來源很多，沙漠地區(qū)、干旱或半干旱地區(qū)裸露地面、火山噴發(fā)口、海洋洋面等都是自然氣溶膠源。除自然源外，就是人為氣溶膠源，它是指人類活動想大氣排放氣溶膠的源，以石化燃料燃燒的排放為主。另外，土地的沙

19、漠化、植物燃燒、森林火災也可以產生大面積范圍高濃度的氣溶膠。大的氣溶膠粒子在重力作用下在空中滯留時間很短。小粒徑（10m）的氣溶膠粒子在靜止大氣中由對流層上部落回地面需要幾天到數十天。氣溶膠粒子間的碰撞合并和、以及粒子與云滴和雨滴的并合是對流層中氣溶膠清除的主要過程。另外，氣溶膠作為凝結核，在過飽和的大氣中凝結水汽形成云滴和雨滴，也是對流層中氣溶膠清除的重要過程。氣溶膠的空間分布非常不均勻。在對流層底部，源地附近處濃度值高。在時間上變化也很大。通常人為氣溶膠的粒徑主要是在0.110m范圍內，在這一范圍內的氣溶膠被稱作穩(wěn)定氣溶膠，它能在對流層中懸浮超過數十天，在平流層中可懸浮一年以上；大于這一范

20、圍的氣溶膠能對太陽短波輻射和長波輻射有較強的吸收作用，但是在空中停留時間很短；小于這一范圍的氣溶膠對于電磁輻射的影響較小。Li 等1994年45月在巴巴多斯上空測到最大的氣溶膠濃度為209g/m3，一般都超過65g/m3。該地區(qū)的日平均值常常超過100g/m3。最大日平均散射系數(ASC)為16010-6m-1。測量的氣溶膠光學厚度(AOT)在550nm波長上一般超過0.2，最大值為0.72。氣溶膠對輻射的影響有兩種方式：一種是直接影響，是指氣溶膠直接散射和吸收電磁輻射；另一種是間接影響，這是指氣溶膠作為凝結核，在大氣中改變云滴的濃度和云滴在大氣中存在的時間，通過云滴影響電磁輻射。氣溶膠對電磁

21、輻射的影響是雙向的。它可以把太陽輻射向太空中散射，造成衰減；也可以吸收由地面而來的長波輻射，其作用與溫室氣體作用相似，形成增益。最終是衰減還是增益依賴于天空云的狀態(tài)和地面反照度。例如在地面反照度小的地區(qū)，如海洋面，其向上的長波輻射小，此時氣溶膠散射太陽光為主。6.1.7 同溫層和臭氧（stratosphere and ozone）科學家將地球大氣分為幾層。環(huán)繞在地球表面至高空6-17 km范圍內的一層大氣稱為對流層，對流層向上至大約50 km左右的范圍，就是通常所稱的同溫層(stratosphere) 或平流層。在南北極地區(qū)，同溫層的范圍是離地表6-50 km處的高度內，在赤道地區(qū)，同溫層的范

22、圍是離地表17-50 km處的高度內。同溫層被稱為平流層，因為在該層大氣以平流運動為主，極少發(fā)生垂直方向的對流運動。在對流層頂到距地表大約35 km的高度內，大氣溫度變化非常微小，這一高度平流層的大氣溫度非常低，大約在-80O 左右。自35 km 到平流層頂，氣溫隨高度的升高而上升。平流層溫度低，空氣稀薄，極少水蒸氣，在這一層也極少天氣過程發(fā)生。由于離地越高空氣越少，而紫外線則離地越近越弱，因此在某一個高度上，正好空氣足夠多，而紫外線足夠強的地方，會形成一層電離最強的區(qū)域，往上因空氣供應不足而減弱，往下因紫外線減少也減弱。對地球電離層而言，它分布在自地球表面上約 50 公里到數千公里的大氣內，

23、依其電子密度隨高度的分布不同，電離層又可分成 D、E、F三層。由于平流層的高度較對流層高，因此與到達地表的太陽輻射相比，平流層的太陽輻射含有更多的短波紫外輻射。一般將來自太陽的紫外輻射按照波長的大小分為三個區(qū)，波長在315-400 nm （1nm =10-9 m）之間的紫外線稱為UV-A 區(qū)，該區(qū)的紫外線不能被臭氧有效吸收，但是也不造成地表生物圈的損害。事實上，這一波段少量的紫外線也是地表生物所必需的，它可促進人體的固醇類轉化成維生素D，如果缺乏會引起軟骨病，尤其對兒童的發(fā)育產生不良的影響；波長為280-315 nm的紫外光稱為UV-B 區(qū)，這一波段的紫外輻射是可能到達地表并對人類和生態(tài)系統(tǒng)造

24、成最大危害的部分；波長為200-280 nm的紫外光部分稱為UV-C 區(qū)，該區(qū)紫外線波長短，能量高，不過這一區(qū)的紫外線能被大氣中的氧氣和臭氧完全吸收，即使是平流層的臭氧發(fā)生損耗，UV-C 波段的紫外線也不會到達地表造成不良影響。 平流層中最重要的化學組分就是臭氧（O3）。臭氧在大氣中通常分布在對流層和平流層中。在對流層中的臭氧對人類和生態(tài)環(huán)境是有害的。實際上，平流層保存了大氣中90% 的臭氧，位于這一高度的臭氧能有效地吸收對人類健康有害的紫外線（UV-B段），從而保護了地球上的生命。Chapman于1930年提出的關于平流層臭氧的生成和消耗化學過程是：來自于太陽的高能量的紫外輻射在到達地球表面

25、之前，其中高能的紫外線使得高空中的氧氣分子發(fā)生分解，成為兩個氧原子，這個反應產生的氧原子具有很強的化學活性，因此能很快與大氣中含量很高的氧分子發(fā)生進一步的化學反應，生成臭氧分子：O2 + O O3。生成的臭氧分子在平流層也能吸收紫外輻射并發(fā)生光解。實際上，平流層大氣盡管遠比對流層稀薄，但也含有一定量的水汽、含氮、氫或氯的化合物等?？茖W家發(fā)現，除了Chapman提出的能夠去除臭氧的光解反應外，平流層臭氧更重要的去除途徑是催化反應機制：Y + O3 YO+ O2 ，YO+O Y+ O2 ，催化反應的凈結果是：O3 + O 2O2 ；式中的Y代表平流層中的催化劑物質，即含氮化合物、含氫化合物、含氯化

26、合物、含溴化合物和氟利昂等。在反應過程中，物質Y破壞了一個臭氧分子，但Y本身卻并沒有被消耗，它還可以繼續(xù)破壞另一個臭氧分子，起這樣作用的物質稱為催化劑，上述的反應稱為催化反應。通過以上的臭氧生成及消耗反應過程，臭氧和氧氣之間達到動態(tài)的化學平衡，大氣中形成了一個較為穩(wěn)定的富含臭氧的大氣層，其中臭氧濃度最大的高度大約在距離地球表面15-25km處，這一高度的大氣層就是臭氧層。臭氧層對太陽的紫外輻射尤其是UV-B段有很強的吸收作用，有效地阻擋了對地表生物有傷害作用的短波紫外線。雖然平流層臭氧對地球生命具有如此特殊重要的意義，然而事實上臭氧層在大氣中只是極其微少和脆弱的一層氣體。如果在攝氏零度的溫度下

27、，沿著垂直于地表的方向將大氣中的臭氧全部壓縮到一個標準大氣壓，那么臭氧層的總厚度只有3mm(毫米)左右。這種用從地面到高空垂直柱中臭氧的總層厚來反映大氣中臭氧含量的方法叫做柱濃度法，采用多布森單位（Dobson unit，簡稱D.U.）來表示，正常大氣中臭氧的柱濃度約為300 D.U.。 近三十年來，人們逐漸認識到平流層大氣中的臭氧正在遭受著越來越嚴重的破壞。許多科學家很早就開展了對平流層中臭氧的來源與去除過程的研究。1985年，英國科學家Farmen等人總結他們在南極哈雷灣觀測站（Halley Bay）的觀測結果，發(fā)現從1975年以來，那里每年早春（南極10月份）總臭氧濃度的減少超過30%。

28、進一步的測量表明，在過去10-15年間，每到春天南極上空的臭氧層極其稀薄，與周圍相比象是形成了一個“洞”，直徑達上千公里。臭氧洞被定義為臭氧的柱濃度小于200 D.U.，臭氧層的破壞可以用臭氧的柱濃度、臭氧洞的面積以及延續(xù)的時間來描述。1987年10月，南極上空的臭氧濃度降到了1957-1978年間的一半。從那以后，臭氧濃度下降的速度還在加快，有時甚至減少到只剩30%。臭氧洞的面積也在不斷擴大衛(wèi)星觀測表明，臭氧洞的覆蓋面積有時甚至比美國的國土面積還要大，1994年10月17日觀測到的臭氧洞曾經一度蔓延到了南美洲最南端的上空。近幾年臭氧洞延續(xù)的時間在繼續(xù)擴展，1995年觀測到臭氧洞的時間是77天

29、，到1996年增加到80天，1998年超過了100天。臭氧層的損耗不只發(fā)生在南極，在北極上空和其它中緯度地區(qū)也都出現了不同程度的臭氧層損耗現象。觀測發(fā)現，北極地區(qū)在一月至二月的時間，16-20km高度的臭氧損耗約為正常濃度的10%，北緯60o-70o范圍的臭氧柱濃度的破壞約為5% - 8%。地面觀測和衛(wèi)星資料還顯示我國在青藏高原存在一個臭氧低值中心。根據全球總臭氧的觀測結果，除赤道地區(qū)外，臭氧濃度的減少在全球范圍內發(fā)生，臭氧總濃度的減少情況隨緯度的不同而有差異，從低緯到高緯臭氧的損耗加劇，1978年至1991年間每十年的總臭氧減少率為1%-5%。（補充太陽光譜儀和臭氧檢測儀的觀測技術）6.2

30、大氣校正 (Atmospheric Correction)6.2.1大氣透射比大氣校正方程(Atmospheric correction equation)可寫為： (6-2)式中Li()是衛(wèi)星在給定波段探測的輻射度，LR() 是大氣的分子散射的輻射度（R是瑞利Rayleigh的縮寫，大氣分子對所有各波段的電磁波均屬于瑞利散射）， LA() 是大氣的氣溶膠散射的輻射度（A是氣溶膠Aerosol的縮寫，氣溶膠粒子對可見光和近紅外屬于米氏散射）， Lr()是海面鏡面反射, LW()是離水輻射度，t(,)是大氣的漫透射比， T(,)是大氣的直接透射比，是波長,是衛(wèi)星天頂角。離水輻射是被表層海水散射的

31、太陽輻射，不是海洋自發(fā)輻射，因此不用乘以發(fā)射比。根據（Gordon 和Morel, 1983），大氣透射比(transmittance) t(,) 可由下式表示 (6-3)式中R是大氣分子瑞利散射的光學厚度(Rayleigh optical thickness), A是氣溶膠光學厚度(Aerosol optical thickness)，oz是臭氧光學厚度（ozone optical thickness），A是氣溶膠（Aerosols）對太陽輻射的單次散射反照率（Albedo），R是大氣分子（molecular）對太陽輻射的單次散射反照率，fA代表氣溶膠向上散射概率, fR代表大氣分子向上散射

32、概率。根據Gordon等人的計算，對于漫透射來說fAA0.5， fRR0。所以，（6-3）可近似地簡化為 (6-4)因為鏡面反射的光比較強，這種情況下反射光在傳播過程中的散射部分就可以忽略即fA =fR 0，由此大氣的直接透射比可近似地簡化為 (6-5)吸收和散射會使輻射損失，而多次散射的累積作用又使輻射增強?？紤]以上兩種作用，大氣透射比t(,) 可表達為 (6-6)式中R 表示多次瑞利散射的累積作用，A 表示多次氣溶膠散射的累積作用。Sturm (1982)認為，R0.5，A0.1。所以，將R和A的估計代入到（6-6），獲得的表達式與（6-4）相同。6.2.2 離水輻射度的大小和分布將大氣瑞

33、利散射與氣溶膠散射之和LR()+LA()改用粒子散射項Lp()表達，大氣校正方程（6-2）可改寫為 (6-7)表6-1顯示了沿岸帶水色掃描儀CZCS接收的（6-7）右側三項各自對輻射度貢獻的百分數。表6-1: 海面離水輻射(t Lw)、大氣散射(Lp)、表面反射(T Lr)對衛(wèi)星傳感器接收到的可見光波段信號的貢獻(引自Sturm, 1981a) 波長(nm) 對信號的貢獻(%)清水 渾濁水t Lw Lp TLr t Lw Lp TLr 44052055067075014.417.584.481.284.296.397.01.51.918.132.334.9

34、66.664.182.41.01.21.5表6-1表明，可見光波段傳感器接收的信號，主要是由大氣散射Lp()貢獻的。包含著海洋信息的離水輻射度的貢獻占的份額不到20%；在沒有出現太陽耀斑出現的情況下，海面對陽光的直接反射占的份額不到2%。因此，大氣校正對于水色遙感時特別重要；這也說明海水是一種暗散射體，水色掃描儀對信噪比的技術要求也應更高。圖 6-1顯示了在一個輻射度模型中(Esaias 等人, 1998)，衛(wèi)星在太空可能探測的輻射度和海水對太陽光后向散射的離水輻射度的大小和分布。離水輻射度包含了海洋葉綠素濃度的信息。通過對在各個波段離水輻射度的大小和

35、斜率特征的研究，可獲得葉綠素反演算法。圖 6-1的下部還顯示了三種水色傳感器（COCTS、MODIS和SeaWiFS）、一個陸地衛(wèi)星傳感器（TM）和一個氣象衛(wèi)星傳感器（AVHRR）的波段的位置，橫杠長度表明了各波段的帶寬?？梢钥吹剑覈鳫Y-1衛(wèi)星裝載的中國海洋水色和溫度掃描儀（COCTS）的8個可見光波段位置與寬度非常類似于美國海星衛(wèi)星（SeaStar）上裝載的8波段的寬視場海洋觀測傳感器（SeaWiFS）；不同的是，COSTS比SeaWiFS多設了兩個熱紅外波段，這兩個熱紅外波段可以探測海表面溫度。與陸地衛(wèi)星（LANDSAT）裝載的主題繪圖儀（TM）和氣象衛(wèi)星（NOAA）裝載的傳感器（AV

36、HRR）等相比，水色衛(wèi)星的波段被設計得更多和更窄。 圖 6-1: 上部顯示了在葉綠素-a濃度極低和極高情況下，衛(wèi)星分別在大氣層頂和海表面探測的在400-900nm波長范圍的向上輻射度；下部顯示了6個水色探測器、1個陸地探測器和4個氣象探測器在400-900nm波長范圍的波段設置。圖6-1中，上部兩條幾乎重合的曲線分別代表在葉綠素-a濃度極低（0.01mg/m3）和極高（10.0mg/m3）情況下衛(wèi)星在大氣層頂（TOA: top-of-atmosphere）探測的輻射度的Li()；在圖的右側看，從上往下數第三條曲線代表在葉綠素-a濃度極高（10.0mg/m3）情況下在海表面的離水輻射度的LW()

37、；在圖的右側看，從上往下數第四條曲線代表在葉綠素-a濃度極低（0.01mg/m3）情況下在海表面的離水輻射度的LW()。請注意，圖中標識大氣層頂輻射度的兩條曲線基本重合，這是對數縱坐標對較高的輻射度不能顯示出輻射度較小變化的緣故。圖下部顯示了11個傳感器的波段設置，COCTS是我國HY-1衛(wèi)星裝載的中國海洋水色和溫度掃描儀，MODIS是美國宇航局于1997年發(fā)射的地球觀測系統(tǒng)衛(wèi)星（EOS-AM，TERRA）和2002年發(fā)射的地球觀測系統(tǒng)衛(wèi)星（EOS-PM，AQUA）上裝載的36波段的中等分辨率成像光譜儀，SeaWiFS是美國宇航局于1997年發(fā)射的海星衛(wèi)星（SeaStar）上裝載的8波段的寬視

38、場海洋觀測傳感器，CZCS是美國于1978-1983年運行的雨云（Nimbus）衛(wèi)星上裝載的沿岸帶水色掃描儀，MOS是德國于1996年分別搭載在俄羅斯和印度的太空平臺上的模塊化電眼掃描儀，MERIS是歐空局于2002年發(fā)射的ENVISAT-1上裝載的中等分辨率成像光譜輻射計，TM是美國陸地衛(wèi)星LANDSAT上裝載的主題繪圖儀，AVHRR/3是美國NOAA-15氣象衛(wèi)星上裝載的改進型甚高分辨率輻射計，MVISR是我國FY-1氣象衛(wèi)星裝載的多功能可見光和紅外掃描輻射計，VISSR是我國FY-2C/D/E氣象衛(wèi)星裝載的可見光和紅外自旋掃描輻射計，HIRS/3是美國NOAA-15氣象衛(wèi)星上裝載的測大氣

39、層垂直空氣柱的高分辨率紅外輻射探測儀。6.2.3 大氣分子、臭氧和氣溶膠的光學厚度大氣的分子組分已知的，并且各組分比例一般是穩(wěn)定的；然而，氣溶膠的分布是隨空間和時間變化的。因此，可以方便的把大氣分子的瑞利散射分離出來。大氣分子的光學厚度R()主要是由大氣分子散射造成的，而與吸收關系不大。與可見光波長相比，大氣分子直徑很?。灰虼?，可用瑞利散射理論。對于遙感來說，相當精確的R()的表達式如下(Robinson, 1985; Sturm, 1981a) (6-8)式中波長的單位是, P(z)是高度z處的大氣壓, Pn(0) 是15C 時海平面的標準大氣壓。 臭氧光學厚度oz() 是由臭氧吸收引起的，

40、它可從臭氧的全球分布資料計算獲得(Sturm, 1981a；McClatchey 等人, 1972)。氣溶膠散射的計算比較復雜；由于氣溶膠粒子遠大于大氣分子，所以只能使用米氏理論進行研究。Sturm (1981a, 1983)討論了計算氣溶膠光學厚度A的方法，該方法需要使用局地氣象能見度資料。但是，這并不是衛(wèi)星數據大氣校正的可靠方法。Robinson(1985)研究得出A和波長的關系如下 (6-9)或者另一等價形式 (6-10)式中B是埃斯特朗（Angstrom）指數。上式適用于陸地情況（0.8B1.5），對于海洋大氣卻不太有效；由于埃斯特朗指數的存在，更增加了式子的不確定性。6.2.4 氣溶

41、膠散射的輻射度設輻照度E（）與輻射度L（,）之比為Q，它被稱為體積散射相函數（volume scattering phase function） (6-11)式中采用輻射度（radiance）的積分代替了輻照度（irradiance），二者之間的相互關系是根據它們的定義獲得的。體積散射相函數Q依賴于介質的光學性質；對于光學上各向同性的介質，計算表明Q = 。由（6-11），氣溶膠散射的輻射度可表示為 (6-12)式中LAero(,) 是氣溶膠散射在大氣層頂（平流層以上）的輻射度，Esc() 是氣溶膠散射產生的在海面附近的輻照度，toz() 是在平流層的臭氧引起漫透射比。氣溶膠散射的輻照度與氣溶

42、膠吸收的輻照度之比等于氣溶膠的散射系數與衰減系數之比，所以 (6-13)式中0(,)|Aero是（4-31）定義的單散射反照率（Albedo），它代表氣溶膠的散射系數與衰減系數之比；氣溶膠吸收的輻照度Ea() |Aero等于 (6-14)式中A是對流層里的氣溶膠的光學厚度， ES ( ) 是經平流層里的臭氧衰減后的太陽輻照度，ES ( ) exp(-A ) 是又經對流層里的氣溶膠衰減后的太陽輻照度。 ES ( ) 與達到大氣層頂（TOA: Top of Atmosphere）的太陽輻照度E0 ()的關系是 (6-15)式中S是太陽天頂角（sun zenith angle），oz是平流層里的臭氧

43、的光學厚度。代入以上公式到（6-12），氣溶膠散射的輻射度LAero (,)可表示為 (6-16)假設在平流層的臭氧引起漫透射比toz()、氣溶膠單散射反照率0(,)|Aero和體積散射相函數Q近似地與波長無關,由（6-16）可得 (6-17)式中0是一個選擇的波長。引進氣溶膠校正因子(, 0) (6-18)通過海上調查可獲得氣溶膠校正因子(, 0) 隨波長變化的曲線。將（6-18）代入（6-17），可獲得 (6-19)式中ES () 已由（6-15）提供，氣溶膠校正因子(, 0) 已由(6-18) 提供。由（6-2），氣溶膠散射在大氣層頂的輻射度LAero( 0) 可通過下式獲得 (6-20

44、)式中t是大氣透射比。對于第一類水體，在近紅外波段0 ，海面鏡面反射Lr ( 0 )和離水輻射度LW ( 0 )很小且可以忽略。代入 Lr (0) 0和LW (0) 0到（6-20），得到 (6-21)式中LAero (0) 是氣溶膠米氏散射在近紅外波段0的輻射度, Li (0) 是衛(wèi)星傳感器接收的在近紅外波段0的輻射度，LR (0) 是大氣分子瑞利散射的輻射度。類似（6-16），大氣分子瑞利散射的輻射度LR (0) 可由下式計算 (6-22)式中的大氣分子光學厚度R由公式(6-8)給出，ksc 是大氣分子散射衰減系數，ka 是大氣分子總衰減系數，它們可根據瑞利散射理論計算獲得。將（6-22）

45、代入（6-21），可獲得LAero ( 0 ,) ，將（6-21）代入（6-19），可獲得氣溶膠散射的輻射度LAero ( ,) 。對于第一類水體，近紅外波段的離水輻射度LW (0) 0。我國水色傳感器COCTS、美國水色傳感器SeaWiFS和MODIS在近紅外都有兩個波段。因此，可以使用水色傳感器估計氣溶膠米氏散射在近紅外波段0的輻射度LAero (0) ；然后通過（6-19），可計算在任意波長上的氣溶膠散射的輻射度LAero ()。對于第二類水體，也可以發(fā)展類似的估計方法。6.2.5 大氣校正方程（Atmospheric Correction Equation）考慮更詳細一些, 大氣校正方

46、程可寫為 (6-23)式中Li ( ) 是衛(wèi)星探測的波長為的輻射度，LR ( ) 是空氣分子瑞利散射的輻射度，LA ( ) 是氣溶膠米氏散射的輻射度，LRA ( )是分子和氣溶膠散射共同作用的輻射度，LW ( )是離水輻射度，LWC ( ) 是海表面白冠（White Caps）引起的輻射度, Lr() 是海表面鏡面反射（可能包括太陽耀斑的影響），t是大氣的漫透射比，T是直接透射比。如果所得數據中Lr ( ) 的值很大，說明太陽耀斑的影響不可忽視，該數據應舍棄。 6.2.6 遙感反射率Rrs（Remote Sensing Reflectance）和總遙感反射率Trs在第四章我們已經介紹，輻照度E

47、 ( f ) 的常用單位是Wcm-2 Hz-1，輻射度L(f)的常用單位是Wsrcm-2 Hz-1 。根據定義，輻照度E(f)（Irradiance）與輻射度L(f)（radiance）的關系是 E(f)= (6-24)式中輻射度L(f)也經常被稱為輻亮度。遙感反射率Rrs（remote-sensing reflectance）的定義是 (6-25)式中遙感反射率RRS的單位是sr-1，LW 是海面的離水輻射度，Ed為太陽在水表面的下行輻照度（downwelling irradiance），LWN 是標準化化離水輻射度，F0為平均日地距離處的大氣層外垂直入射的太陽幅照度(extraterres

48、trial irradiance)。由于海水表面對天空光的反射混淆在離水輻射中，所以公式(6-25)中Rrs不容易獲得，我們可以轉而使用另一個中間物理量 總遙感反射率（total remote-sensing reflectance）TRS，其定義式為 (6-26)式中Lu是上行輻射度（upwelling radiance），它由三部分組成 (6-27)式中Lsky是天空輻射度，rLsky是水面反射到傳感器中的天空輻射度，r是海氣界面的菲涅耳反射率，Ed代表下行輻照度誤差，代表誤差與下行輻照度之比，（6-38）給出了太陽下行輻照度Ed的定義。方程(6-27)兩邊同除以Ed，并代入(6-25)和

49、(6-26)式，得 (6-28)式中SRS是天空光輸入（sky input）比，它代表天空輻射度與太陽下行輻照度之比。使用地物光譜儀和標準反射板能夠比較容易通過測量獲得總遙感反射率TRS與SRS。6.2.7 MODIS的大氣校正方程（Atmospheric Correction Equation of MODIS）根據輻射度和輻照度的定義，對于光學上各向同性的介質，我們可以導出一個關系式L= E ；對于光學上各向異性的介質，我們有一個普遍的關系式LQ=E，式中Q是體積散射相函數。MODIS算法組定義反射率如下, (6-29)式中E0 () 代表達到大氣層頂（TOA: Top of Atmosphere）的太陽輻照度，S是太陽天頂角，分母代表達到海面的太陽輻照度（這里忽略了臭氧光學厚度的影響）。代入（6-29）到(6-23)，（6-23）變成 (6-30)這就是MODIS的大氣校正方程 (Esaias 等人, 1998) 。6.3 生物光學算法的物理基礎(Physical Bases of Bio-Optical Algorithms) 6.3.1離水輻射度（Water-Leaving Radiance）利用生物光學算法估計光譜分布，就可以量化葉綠素濃度和其它產物。生物光學算法包括分析算