海洋遥感总结

海洋遥感总结1. 狭义广义遥感狭义遥感：主要指从远距离、高空以至外层空间的平台上，利用 可见光、红外、微波等探测器，通过摄影或扫描、信息感应、传输和 处理，从而识别地面物质的性质和运动状态的现代化技术系统。（利 用电磁波进行遥感）广义遥感：利用仪器设备从远处获得被测物体的电磁波辐射特征 （光，热），力场特征（重力、磁力）和机械波特征（声，地震）， 据此识别物体。（除电磁波外，还包括对电磁场、力场、机械波等的 探测）两者探测手段不一样2. 遥感技术系统信息源-信息获取-信息纪录和传输-信息处理信息应用3. 遥感的分类（1）按照探测电磁波的工作波段分类：可见光遥感、红外遥感、 微波遥感等（2）按照传感器工作方式分类：主动遥感、被动遥感4. 遥感的应用内容上可概括：资源调查与应用、环境监测评价、区域分析规划、 全球宏观研究5. 海洋遥感的意义（1）海洋气候环境监测的需要海洋占全球面积约71%，海洋是全球气候环境变化系统中不可分 割的重要部分厄尔尼诺、拉尼娜、热带气旋、大洋涡流、上升流、海冰等现象 都与海洋密切相关。厄尔尼诺是热带大气和海洋相互作用的产物，它原是指赤道海面 的一种异常增温，现在其定义为在全球范围内，海气相互作用下造成 的气候异常。（2）海洋资源调查的需要海洋是人类最大的资源宝库，是全球生命支持系统的基本组成部 分，海洋资源的重要性促使人们采用各种手段对其进行调查研究海岸带是人类赖以生存和进行生产活动的重要场所，海岸带资源 的相关调查对于沿海资源的合理开发与利用非常重要（3）海洋遥感在海洋研究中的重要性海洋遥感具有大范围、实时同步、全天时、全天候多波段成像技 术的优势可以快速地探测海洋表面各物理量的时空变化规律。它是20 世纪后期海洋科学取得重大进展的关键学科之一。重要性体现在：是海洋科学的一个新的分支学科；为海洋观测和 研究提供了一个崭新的数据集，并开辟了新的考虑问题的视角；多传 感器资料可推动海洋科学交叉学科研究的发展1.海洋遥感的概念（重 点）、研究内容海洋遥感：指以海洋及海岸带作为监测、研究对象，利用电磁波 与大气和海洋的相互作用原理来观测和研究海洋的遥感技术。研究内容：海洋遥感物理机制、海洋卫星传感器方案、海洋参数 反演理论和模型、海洋图象处理与信息提取方法、卫星数据海洋学应 用2. 海洋遥感发展回顾经历阶段（重点）起步阶段、探索阶段、海洋卫星与传感器的试验阶段、应用研究 和业务使用阶段3. 第一颗海洋实验卫星是SeasatA （重点）海洋一号（HY-1）2002.5.15试验性海洋水色卫星10波段海洋 水色仪4波段ccd成像仪4. 海洋遥感传感器及其应用（重点）5. 海洋遥感的应用（论述题）（重点）（1）海表温度遥感海表温度是重要的海洋环境参数，如在海洋渔业中的应用（利用海 温与海况信息来分析渔场形成、渔期的迟早、渔场的稳定性等，可用于寻找渔场）。主要采用热红外波段和微波波段的信息进行海表温度的遥感反演。（2）海洋水色遥感利用海洋水色遥感图像得到的离水辐射率，来反映相关联的水色要 素如叶绿素浓度、悬浮泥沙含量、可溶有机物含量等信息。利用可见光、红外多光谱辐射计就可给出赤潮全过程的位置、范 围、水色类型、海面磷酸盐浓度变化以及赤潮扩散漂移方向等信息，以 便及时采取措施加以控制。（3）海洋动力遥感观测风力、波浪、潮流等是塑造海洋环境的动力，可以通过遥感技术 获得。海洋风力的监测有助于台风、大风预报和波浪预报；海浪观测可以通过SAR反演波浪方向谱，或通过动力模式来解决 表面波场问题；采用雷达高度计可观测潮流或潮汐。（4）海洋水准面、浅水地形与水深遥感测量可通过卫星高度计确定海洋水准面（20cm），通过测量雷达发 射脉冲与海面回波脉冲之间的延时而得到高度计天线离海面的距离； 通过遥感绘制海图和测量近岸水深；水下地形的SAR图像为亮暗相间的条带，利用这个关系可定量获 取水下地形信息。（5）海洋污染监测利用遥感技术可以监测进入海洋中的陆源污染水体的迁移、扩散 等动态变化，还能探测石油污染（如测定海面油膜的存在、油膜扩散 的范围、油膜厚度及污染油的种类）。（6）海冰监测海冰是海洋冬季比较严重的海洋灾害之一，海冰遥感能确定不同 类型的冰及其分布，从而提供准确的海冰预报。SAR具有区分海水和 海冰的能力，可准确获得海冰的覆盖面积；并且可以区分不同类型的 海冰以及海冰的运动信息。热红外与其它的微波传感器也是获得海冰定量资料的有效手段。（7）海洋盐度测量海水含盐量的变化，会改变海水的介电常数，从而影响海水的微 波特性。基本原理是基于微波频率上盐度对海表亮温的敏感度来进行 测量的。（8）船舶和尾迹探测船舶由于其制作原料的原因，在SAR图像上会形成非常亮的目标 （具有强烈的后向散射特征），如1978年首次在SeaSat图像上发现 延伸20km的舰船及其尾迹。第三章（全是重点）1. 有效波高（H1/3）:波阵列中全部波段的1/3最高波的波峰到波 谷之间高度的平均值；2. 均方根波高（hk）:波在平均海平面上的均方根高度（表达海 面粗糙度）；3. 复折射率Snell折射定律：n表示电磁波在界面处传播速度和方向的变化，在可见光范围可用折射仪测得；n表示电磁波在介质中传播的衰减程度。一般的，复折射率随温度升高而下降；而随盐度增加有所上升。4. 思考题：通常情况下，可以将海水的折射率近似为1.34,那么， 是否水体中的光都能穿出水面？具体情况如何？（自己手写）5. 海面粗糙度判据:与波长和入射角有关6. 辐射能量W:以电磁波形式向外辐射的能量，单位为焦耳（J ）7. 辐射通量（Radiant flux、辐射功率）少：单位时间内通过某一 面的辐射能量，单位是瓦/微米（W/pm），表示为 g=dw /dt。8. 总辐射通量：为各波段的和（积分）。9. 辐射通量密度E:单位时间内通过单位面积的辐射能量/通过单 位面积的辐射通量，表示为：E=d 中/dt,单位是瓦/米 2-微米（W/m 2-pm ）。10. 立体角（Solid angle）:为圆锥体所拦截的球面积。与半径r的 平方之比，表示为：Q 二。/2。（单位用球面度（Steradian，简写为 Sr）表示，球面面积为4nr2的球，其立体角为4n球面度。）11. 辐射强度（Radiant intensity）!：是描述点辐射源的辐射特 性的，即指点辐射源在某一方向上单位立体角内的辐射通量，单位是 瓦/球面度微米（W/Sr-pm ）。表示为：I=d中/dQ。（辐射强度I具 有方向性，因此1（。）是。的函数。对于各向辐射同性辐射源，I二/412. 辐射出射度M （ Radiant emittance ）：面辐射源从单位面积 上发出的辐射通量，单位是瓦/米2 微米（W/m2-pm ），表示为 M=dWdS。13. 辐射照度E（ Irradiance ）:照射到物体表面，单位面积上所 接收的辐射通量，单位是瓦 /米2 微米（W/m2-pm），表示为 E=dMS。n ivcn/sin/sin21=Q014. 辐射亮度（Radiance）L :具有方向性，指辐射源在某一方向、 单位投影表面、在单位立体角内的辐射通量，单位是瓦米2球面度微 米（W/m2Sr pm ）。表示为 L（0）=WQ（Acos 0）。15. 水气辐射传输模型：简化模型：重要参量：刚好处于水表面以下的辐亮度：符号（0一），表示 刚好处于水表面以下的向上辐亮度，0-含义为刚好处于水表面以下。 水体剖面向上/向下辐亮度：符号（z ）表示水下z深度处向上 辐亮度；深度z的单位是米（m ） 离水辐亮度：符号，含义为经水-气界面反射和透射后的（0-）,（公式）归一化离水辐：（公式）遥感反射比：（公式）16. 海洋辐照度模型：用来描述海洋辐照度信号构成（直射和漫射）17. 大气校正：t目的：从传感器接收到的辐射率（度）中，将离水辐射率分离出来。重要性：离水辐射率包含了海洋的许多信息，通过它 几乎可以得到所有的海洋水色产品。大气分子-瑞利散射，气溶胶-米氏散射大气透过率的计算-总透过率等于直接透过率和漫射透过率之和。18. 实际应用中的校正：以SeaWIFS （ SeaStar ）对一类水体探测 为例，设置了大气校正通道7（ 765nm）和8（ 865nm）。这二个 波段的离水辐射度近似为0。第8波段气溶胶散射：dSde dS de path a w a s t Lt L t rL L + + = ru s wc a r d s s w tLt L L L t rL t L L + + + + +二srs L rL =w L）（）（）（）（8888入入入入wc r t a tL L L L -=计算n值：其他波段气溶胶散射：19. 大气对传输过程的影响主要发生在低对流层（9km以下），其 中大气的温度和水汽含量是最重要的影响因子。（填空）20. 海洋水体波谱特征：海水的光学特性有：表观光学性质和固有 光学性质。表观光学性质由光场和水中的成分而定，而固有光学性质与光场 无关，只与水中成分分布及其光学特性有关。表征海水表观光学性质的表观光学量包括：向下辐照度、向上辐 照度、辐亮度、离水辐亮度、遥感反射率、辐照度比等，以及这些量 的衰减系数。表征海水固有光学性质的固有光学量包括：吸收系数；散射系数； 体散射函数等。21.不同因素对海水反射波谱特征的影响：TSS，叶绿 素a、b ,悬浮泥沙，溶解的有机物，（赤潮，油污水中物质组合）（括号中可不记）22.吸收系数：（上式各量意义自记）散射系数：(上式各量意义自记)衰减系数：吸收系数与散射系数之和(上式各量意义自记) 体散射函数：每单位距离，每单位角度光谱散射比的极限。(上式各量意义自记)(/)(/)(/)(),(8070788787入入入入入入入入F F L L S n a a =)(/)(/)()(80088入入入入入入F F L L i n i a i a =10()()lim ()r A a m r入入-?=?10()()lim ()r B b m r入入-?-=?1()()()()c a b m 入入入- =+00(;)(;)lim limr B r巾邱巾入?Q=?Q 前向散射系数：(上式各量意义自记)后向散射系数：(上式各量意义自记)散射相函数：(上式各量意义自记)23. 水体固有光学量的测量仪器主要有：AC9,AC-S,HS-6,BB924. 黄质吸收系数的测定使用(孔径)0.22um的millipore滤膜 过滤上面已经过滤过总悬浮物的水样。(填空)25. 水体的吸收系数(以下图记住关键点大概位置及数值)纯水 的吸收：/20()2(;)sin fb d n入n阿入蚪= ?/2()2(;)sin b b d nn入n 阿入蚪= ?-1(;)(；)(sr )()b阿入阿入入二CODM的吸收：（负指数）悬浮颗粒：平均颗粒直径大于0.45微米，一部分是藻类颗粒物， 另一部分是非藻类颗粒物。（图不确定）-Of -ati（1.1）4 - /X - 本文的些哭 信-/- - Bnuaud果心匕26. 水体的散射系数：（以下图记住关键点大概莅置及数值）波任/nin纯水的散射:纯水总散射系数计算公式:1.海洋遥感卫星瞄(人)=0.0029308 (A75OOnm) 羽2.海洋遥感卫星名称（1 ）国外的海洋水色遥感卫星：NOAA系列气象卫星（美）、 Nimbus-7雨云气象卫星（美）、高级对地观测卫星（ADEOS）（日）、 SeaSTAR海洋水色卫星（美）、Terra和Aqua极轨卫星（美）、IRS卫星 （印度）（2）国外的海洋地形卫星：Geosat卫星（美）、Topex / Poseidon卫星（美、法）、JASON-1卫星（美、法）、JASON-2卫星、GRACE卫星（美、 德）（3 ）国外的海洋动力环境卫星：Seasat卫星（美）、ERS卫星（欧 空局）、Envisat-1卫星（欧空局）、RaderSat卫星（加）、 QuikSCAT卫星（美）、SMOS卫星（欧空局）（4 ）中国的海洋遥感卫星：海洋一号卫星：2002年5月15日发 射成功，卫星轨道798km，有效载荷为10波段海洋水色扫描仪（COCTS ,用于海洋水色环境要素、水温）和4波段CCD （用于海岸 带动态监测）、风云一号极轨气象卫星、风云二号静止气象卫星3. 遥感传感器光谱范围分类（1）光学传感器：a。MODIS （美）：具有36个波段，量化等 级为12bit，视场为55，空间分辨率分别为250m （ 1-2波段）、 500m （ 3-7波段）和1000m （ 8-36波段），可用于探测海表温度、 海洋水色和环流等；MERIS （荷、法）安装在ENVISAT环境卫星上； GLI全球成像仪（美）；MISR多角度成像光谱辐射计（美）；宽视场海洋探测器（美）： SeaWIFS搭载在SeaSTAR上，专门用于海洋水色探测，402885nm 范围内具有8个波段;COCTS水色扫描仪（中）搭在CCD成像仪（中）搭载在HY-1 上;ATSR沿轨扫描辐射计（欧空 局）;OMIS （中）;PHI （中）微波传感器：遥感器种类工作方式观测对象微波辐射计被动遥感器海面状态、海面温度、海风、海水盐分浓度、海水水蒸气量、云层含水量、降水强度、大气温度、风、臭氧、气溶胶、NO幺其他大气微量成分微波散射计主动遥感器土壤水分、 地表面的粗糙度、湖冰、海冰分布、积雪分布植被密度、海浪、海风、风向、风速降雨雷达主动遥感器降水强度微波高度计主动遥感器海面形状、大地水准面海流、中规模漩涡、潮汐、风速成像雷达、合成孔径、真实孔径主动遥感器地表的影像、海浪、 海风、地形、地质、海冰和雪的监测重点：微波散射计-SeaWinds散射计：安装在ADEOS-II和 QuikSCAT卫星上，用于测量海风速度和方向。1. 海洋水色遥感传感器1970年，Clarke等成功的验证了利用航空光谱遥感水体表层叶绿 素浓度的可行性。CZCS ( Nimbus-7 ) SeaWifs ( SeaStar) MODIS (Terra-Aqua) COCTS ( HY-1A、HY-1B )2. 海洋水色遥感中的关键技术大气校正：从传感器接收到的信号中消除大气的影响，获得包含 海水组分信息的海面离水辐射度。生物光学算法：根据不同海水的光学特性与离水辐射度之间的关 系，估算有关的海洋水色要素。3. 海洋水体分类根据Morel等提出的双向分类法，可分为：I类水体：光学特性主要由浮游植物及其分解物决定；H类水体：光学特性除了与浮游植物及其分解物有关外，还由悬 浮物、黄色物质决定，其水色由水体的各成分以非线性方式来影响。4. 海水的光学特性(重点)海水的光学特性有：表观光学量和固有光学量。表观光学量由光场和水中的成分而定，包括向下辐照度、向上辐 照度、离水辐亮度、遥感反射率、辐照度比等，以及这些量的衰减系 数。固有光学量与光场无关，只与水中成分分布及其光学特性有关， 直接反映媒介的散射和吸收特征，如：吸收系数；散射系数；体积散 射函数等。5. 海洋初级生产力、赤潮定义初级生产力：表示在单位海洋面积内，浮游植物通过光合作用固 定碳的速率或能力，与平均叶绿素相关，单位为mgm-2d-1赤潮：海水中的浮游生物过度繁殖或聚焦致使海水变色（多为红 色）的一种生态环境恶化的7. 海洋水色遥感机理的简单描述（重点）海洋水色遥感是基于传感器接收的离水辐射（透射入水的辐射经 过水体反射离开水面的辐射）所进行的。水中各重要成分浓度变化- 水体吸收和散射光学性质变化-离水辐射度变化-传感器接收信号发 生变化。水色遥感过程：通过大气校正，得到离水辐射，再根据各成 分浓度与离水辐射之间的相关关系，反演得到各水色要素浓度。8. 反演海洋水色要素需考虑的因素（1）水色遥感图像的大气校正；（2）多种水色要素对离水辐射度的共同贡献；（3）运动的海水对水色要素反演的影响。9. 海洋水色要素的反演方法（1）经验公式法：通过测量水体表面的光谱辐射特征和水中各水色要素的浓度，建 立二者之间的定量关系。（2）基于模型的解析算法：利用生物-光学模型描述水体要素与水体光谱辐射特征之间的相关 性，建立二者之间的关系。10. 叶绿素浓度反演代数法（基于模型的解析算法）、经验算法、经验算法（Tassan模型）、经验算法（NSOAS模型）11 .悬浮泥沙浓度反演悬浮泥沙定量遥感的试验研究、悬浮泥沙遥感的定量模式12.赤潮遥感探测的方法利用SST：考虑到资料的时效性和实用性，海面温度SST的异常 变化是赤潮监测中非常有效的方法。温度是赤潮发生的一个重要环境 因素，直接或间接控制着赤潮生物的生长和增殖，同时也影响着赤潮 生物的水平分布。反之，赤潮发生时，SST在水平和垂直方向上出现 异常变化。利用NDVI :（1）直接利用NDVI进行赤潮探测：NDVI在一般情况下小于0, 而当NDVI大于0时，表明海水表层有高浓度的浮游藻类聚集。（2 ）浮游植物细胞数的遥感探测模型：log（Phy）二a + bxNDVI赤潮发生后，浮游植物细胞数急剧增加，可设定Phy的阈值来判 断赤潮区域。（3 ）赤潮生物细胞数指数（南海分局）：F=Phy/AA为赤潮生物基准细胞数阈值F值越大，则赤潮的规模就越大。利用叶绿素a :赤潮发生时，叶绿素a浓度一般较高，且在赤潮形 成过程中，叶绿素a浓度增加速率较快。1. 海面风场遥感测量的波段与传感器可见光、红外遥感方法、微波散射计、微波辐射计、高度计、 SAR2海面风场微波遥感测量的原理风速测量-微波传感器不能直接测量海面风矢量，微波测量海面风 速是基于海面的后向散射或亮温与海面的粗糙度有关，而海面粗糙度 与海面风速之间具有一定的经验关系而进行的。风向测量-对同一海域 不同入射角的资料进行分析，可获得风向分布信息。用于描述雷达后向散射系数与海面风矢量（风速和风向）之间的经验 关系称为风场反演的地球物理模式函数。3.测风原理微波散射计(Ku波段和C波段的微波散射计)通过测量海面微波 后向散射系数，根据它与海面风矢量的经验模式函数来反演海面风场。 微波散射计的入射角一般大于20度，散射计测量海面风场以Bragg共 振散射模型和双尺度模型为主。(1) 雷达后向散射系数的计算：s0(4p)3R4G2l2Awp(PrPt0)(2) 单位面积后向散射系数的Bragg表达： s0=pb22xcos j1/2xsin1/2qxcos4qxg ij(q)1/2(ug-1k)1/2可见，后向散射系数随摩擦风速u线性增长。(3 )海面高度z处风速的计算：(Monin-Obukhow方程) U(z)-u s = u k aln(z z )+f( z-zL)u s为海面风速，k a为Karman常数(常取0.4 ), z0可用经验 关系式表达，中为考虑大气稳定性的修正值，L为M-O长度。可见，后向散射系数与海面风速具有较大相关性。(4) 后向散射系数与风向之间的关系：在风速固定的条件下，后向散射系数在逆风观测时最大，顺风其 次，而横风最小。4. 后向散射系数与图5.SAR获取海面风场的原理SAR在波束入射角2070的情况下，所接收来自海面的后向散 射主要为Bragg散射，其中风是影响后向散射的主要因素之一。根据风速与雷达后向散射系数之间的关系，可进行风速的反演； 利用SAR图像上与风向有关的风条纹”结合气象预报模式结果或者 现场测量数据，可获得风向信息。6. 卫星高度计测量海面风速(1)基本原理海面在风的作用下产生波浪，从而引起海面粗糙度的变化。随着 风速的增大，回波强度变小。即高度计后向散射截面与海面风速存在 着反比关系。(2 )主要方法利用海面风速与雷达后向散射截面之间的模式函数或查找表。P257-260介绍了 13种模型。1.卫星测高原理：以卫星为载体，以海面作为遥测靶，由卫星上装载的雷达高度计 向海面发射微波信号，该雷达脉冲到达海面后，经过海面发射再返回 到雷达测高仪。其原理与应用都是基于三个基本观测量：时间延迟：高度计发射脉冲到接收海面回波信号的时间间隔；海面回波波形的前沿斜率；海面回波波形强度。2. 卫星高度计测高的误差与消除测高数据的误差主要分三类：轨道误差、仪器误差和地球物理环 境校正误差。(了解)(1)轨道误差：误差主要来源于卫星速度和高度的变化， 卫星高度处的重力场及卫星跟踪精度。轨道误差的消除方法主要有： 单星交叠平差、双星或多星联合平差、共线平差。(2 )电磁偏差：由 于海面波浪分布并非高斯型，波谷反射脉冲的能力强于波峰，因此高 度计测得的海面高度偏离平均海平面，趋向于波谷，这种偏差可通过 利用带有风速参量的经验关系式进行修正。(3 )干/湿对流层误差：干湿空气都会弓|起雷达信号的延迟。可 利用其与海表大气压和纬度之间的关系来修正。(4) 电离层误差：电离层中自由电子对脉冲的阻碍作用，使得电 磁波传播速度发生变化，产生了电离层误差。通过精确测量电磁波路 径上的总电子数来消除电离层误差。自由电子量随时间、太阳活动、 海域位置、卫星高度的不同而不同。(5) 大气压弓|起的误差：一般，大气压增加lmbar，海面下降 lcm。h= 9.948(p-1013.3)inv-bar(6) 潮汐引起的误差：主要包括固体地球潮汐、极性潮、弹性海 洋潮汐，其中弹性海洋潮汐为主要影响。测量有效波局3. 测量有效波高原理当海面的有效波高不同时，接收机的接收功率及回波的前沿斜率 也不同。当有效波高较小时，接收机的工作时段上有效接收时间较短， 回波波形开始低平，继而急骤上升，波形的前沿斜率较大。近似地，回波信号的前沿上升斜率与海面有效波高成反比，由此， 可建立两者之间的关系，并以查找表的形式固定，实现有效波高的星上计算。