气象卫星遥感大气的基本原理和资料产品课件

第三章 气象卫星遥感大气的基本 原理和资料产品 1 1 电磁波谱和辐射度量 2 2 太阳和地球大气系统辐射及 其在大气中的传输特性 3 3 卫星云图观测原理 4 4 气象卫星的定量产品简介1010203概况三点击此处输入相关文本内容整体概况概况一点击此处输入相关文本内容概况二点击此处输入相关文本内容2 气象卫星遥感地球大气的温度、湿度和云雨演变等气象要素是通过探测地球大气系统发射或反射的电磁辐射而实现的，因此，电磁辐射是气象卫星遥感的基础。为了准确地掌握气象卫星 探测大气的原理和应用卫星资料，必须对辐射的基本概念，基本定律及辐射在地球大气系统内的传输规律有清楚的了解。1 1 电磁波谱和辐射度量 一、电磁波谱 电磁辐射包括太阳辐射、热辐射、无线电波等，它们的波长范围很广，从l0l0-10-10微米(宇宙射线)到10101010微米(无线电波)。1 1、电磁波段的划分 (1)(1)射线；它是放射性元素蜕变时产生的，其波长最短，从l0l0-11-11一1010-4-4纳米，具有的能量很高它能穿透非常稠密的物质。(2)(2)X X射线，是原子内部的电子从激发态恢复到稳态产生的，波长很短，范围从0.0045100.004510-5-5微米。也能穿透密度很大的物质。(3)(3)紫外线：紫外线是由于原子和分子内部电子状态的改变引起的，其波长范围为0.350.00450.350.0045微米。又可分为近紫外和远紫外。由于它的频率较高，各种物质对短的紫外线波都有强烈的吸收。如图所示。3 (4)(4)可见光：可见光波段是一个狭窄的波长间隔，波长范围从0.30.3一0.760.76微米，它是由于原子内部电子状态的改变而引起的,可见光谱段还可分为：紫；蓝、青、绿、黄、橙、红等色光分谱段。其中紫光波长最短，比紫光波长短的是紫外线；红光波长最长，比红光波长长的是红外线 。(5)(5)红外线：红外线谱段从0 0761000761000微米，它主要是由分子、原子的振动转动而产生的，分为近、中、远红外。红外辐射也叫热辐射或温度辐射，这是由于它的产生和大小与温度有关。(6)(6)微波：这是比红外线波长还要长的电磁波，波长从1 1毫米到3030厘米，大于3030厘米为无线电波。在气象卫星遥感测量中，主要采用可见光，红外和微波波段，电磁波谱的各分谱段的划分常没有严格界线，在两谱段之间的边界是渐变的，可根据使用目的而分，例如把0.383.00.383.0微米称为反射波段,这一波段的辐射源主要是太阳，卫星接受到的是地(云)面的反射太阳辐射。按吸收气体分为水汽吸收谱段，二氧化碳吸收谱段等。由于各个谱段的电磁波辐射特性不一样，所以遥感用的探测仪器也不一样。可见光波段采用照相方法观测物体，在红外波段以热敏电阻为探测器的辐射计,不同波段内使用的传感器。456 2 2 太阳和地球大气系统辐射及其在大气中的传输特性 一、辐射的基本定律一、辐射的基本定律 1 1）基尔霍夫(Kirchhoff)(Kirchhoff)定律 基尔霍夫定律是表明在一定温度下，物体的辐射能力与吸收率之间关系的定律。该定律不仅从实验得到，而且基尔霍夫在18591859年由热力学定律从理论上又加以论证。此定律的表达式为：a a T TT T式中 是某物体的发射率。此定律表明：在定温度下，物体对某波长 的吸收率T T等于该物体在同温度下对该波长的发射率T T。即对不同物体，辐射能力强的，其吸收能力也强；辐射能力弱的，其吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的发射体。基尔霍夫定律的意义在于它把物体的发射与吸收联系起来了，只要知道某物体的吸收率就可以知道其发射率，反之亦然。72.2.普朗克(Planck)(Planck)定律 1900 1900年普朗克根据辐射过程具有量子特性的假设，导出了与实验相符合的普朗克公式，求出了黑体辐射能力与黑体温度及波长的关系，其公式为：式中EB(Black)EB(Black)是绝对黑体发射的辐射通量密度，单位是W Wm2m2；C C是光速，C C3 3 108m108ms s；h h是普朗克常数，h h6.636.63 10-34Js;K10-34Js;K是波尔兹曼(Boltzmann)(Boltzmann)常数，K K1.381.38 10-23J10-23JK K，T T是物体的绝对温度，单位为K K。根据此公式可以作出不同温度下绝对黑体的辐射能力随波长的分布曲线，如图2.22.2和2.32.3，图中绘出了太阳表面温度(6000K)(6000K)和地球表面常见温度(288K)(288K)的光谱曲线。8 波长(m)6000K(6000K(近似太阳)和288K(288K(近似地球)的黑体发射辐射光谱9 由图看出：(1)(1)理论上，任何温度的绝对黑体都发射波长0 0m m的辐射，但温度不同，辐射能力不同，辐射能集中的波段也不同。例如温度为6000K6000K的物体总辐射能力比288K288K大得多。而且6000K6000K温度的物体的辐射能量主要集中在0.170.174 4 m m波段内，而288K288K温度的物体的辐射能量主要集中在3.33.38080 m m波段内。(2)(2)每一温度下，黑体辐射都有一辐射最强的波长，称为这个温度下发射的辐射峰值，并用 maxmax表示，即光谱曲线的极大值。物体温度越高，其辐射峰值所对应的波长 maxmax越短。103.3.斯蒂芬波尔兹曼(StefanBoltzmann)(StefanBoltzmann)定律 1879 1879年斯蒂芬由实验发现，物体的发射能力是随温度、波长而改变的。由下图可见，随着温度的升高，黑体对各波长的发射能力都相应地增强。因而物体发射的总能量(即曲线与横坐标之间包围的面积)也会显著增大。据研究，绝对黑体的积分辐射能力与其绝对温度的四次方成正比。18841884年波尔兹曼用热力学理论证明了这一点。在全部波长范围内对普朗克公式进行积分就可以得到斯蒂芬波尔兹曼公式。积分后的公式表达式是：ETB=ETB=T4T4 式中ETBETB是温度为T T的绝对黑体发射的辐射总能量；是斯蒂芬波尔兹曼常数，5.675.67 10-8W10-8W(m2(m2 k4)k4)对于非黑体或称灰体物质来说，只要在公式的右边增加物体的发射率，它们的辐射能力就可以确定了。公式可写成：ET=ET=T4T4114.4.维恩(Wein)(Wein)位移定律 1893 1893年维恩从热力学理论导出了黑体辐射光谱的极大值所对应的波长与温度的关系。从图2.32.3可以看到黑体辐射极大值所对应的波长(max)max)是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。据研究，黑体辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，这个定律同样可以由普朗克公式通过对波长求导得到极大值。求导后的维恩位移公式表达式是：式中 maxmax是T(K)T(K)温度下的辐射峰值，单位(m)m)，28972897是常数，单位(mK)mK)。从式中可看出，物体温度越高，发射的辐射峰值 maxmax越短。由维恩定律求出的温度称为颜色温度。例如太阳发射的辐射峰值的波长约为0.4750.475 m m，用维恩定律可计算出太阳的颜色温度为6100K6100K，同样已知地面、大气和对流层顶大气发射的辐射峰值分别是9.79.7 m m、11.611.6 m m和14.514.5 m m，用维恩定律算出的颜色温度分别为300K300K、250K250K和200K200K。这与用普朗克定律计算的结果完全一致。温度在380038007600K7600K之间的物体，其发射的辐射峰值波长在可见光区，高于7600K7600K时波长位于紫外线区，低于3800K3800K的位于红外线区。12 （a a）波长(m)(b)m)(b)波长(m)m)不同温度的黑体发射辐射光谱13二、太阳辐射及其光谱特征 在被动式气象卫星遥感系统中，主要辐射源是太阳和地球大气系统，其能量光谱分布几乎遍及整个电磁波谱范围。辐射源发射的辐射与地表、大气等目标物相互作用，其辐射被目标物反射、透射或吸收，强度和光谱分布都会发生变化，从而产生目标物的各种信息。为此要清楚认识遥感波段、遥感信息、太阳和地球大气系统辐射，及其光谱特征。太阳辐射；通常以太阳常数，太阳光谱和太阳辐射到达地面后的吸收光谱来描述。1 1太阳常数 太阳常数是指在不考虑大气作用，在平均日地距离处，垂直于太阳入射的表面上接收到太阳的辐照度。根据高空气球，飞机，卫星测量到的太阳常数数值为13531353瓦/米2 2，其估计误差为2121瓦/米2 2。太阳常数的变化与太阳黑子数有关。由太阳常数可以计算单位时间内太阳辐射的总能量为式中d d。是日地平均距离，S S。是太阳常数。Q Q单位为瓦。14 实际到达地球大气顶的太阳辐射通过大气时，约3535被地球、大气和云层所反射，约有1717的太阳辐射被大气吸收，约占4747到达地球表面，并为地球表面吸收。象液体和固体这样的观测目标(地球表面上的海洋和陆地、大气中的水滴和冰晶)在一个相当宽的波段范围内反射、吸收、发射和透射辐射能。发射的能量由理想黑体辐射定律来描述。由StefanBoltzmanStefanBoltzman定律可知，单位面积黑体发射的能量E E由E=TE=T4 4 表示。其中是StefanBoltzmanStefanBoltzman常数(5.6710(5.671088WmWm22K K44)，T T是辐射体的温度(K)(K)。黑体辐射的谱分布取决于黑体的温度。辐射值最大的波长(maxmax，以m m为单位)由WeinWein位移定律：maxmax=C=C1 1/T /T 给出,其中 C C1 1为第一辐射常数是2898(mK)2898(mK)因此辐射温度大约是5900K5900K的太阳，其峰值约在0 05m5m，是可见光波谱的中心。辐射温度大约是300K300K的地球，其峰值在1010一12m12m附近红外区域内。地球表面并不是理想的黑体。在特定的波长()()处,辐射或发射辐射的强度(I)(I)取决于地面温度T T和地面的谱发射率 I(I(，T)T)B(B(，T)T)其中，I(I(，T)T)是普朗克函数，由下式表示:15 B(,T)=CB(,T)=C1 1/5 5exp(Cexp(C2 2/T)1/T)1其中C C1 1和C C2 2是常数。C2=C1h/k,hC2=C1h/k,h是普朗克常数，k k玻尔兹曼常数，发射性质与特定波长有关，并随表面温度的变化而变化。在许多遥感观测中用8 8至14m14m谱段，发射率一般可考虑为常数(即绝大部分物质可作为灰体)。象雪和植被这样的物质，它们的发射和吸收明显与波长有关。1617181920全球的地气系统多年平均的辐射及能量平衡模式21 三、地三、地气系统的辐射平衡气系统的辐射平衡 为了对地气系统中短、长波辐射的吸收、反射、散射及地面净辐射的能量分配等各种大气过程在大气及地球的热量平衡中的作用有一个定量的了解，下图为全球地气系统平均辐射能量平衡。将进入大气上界的太阳辐射能的全球全年平均辐射通量密度342W342Wm2m2为100100，可看出：1.1.对于短波辐射部分 大气吸收2l2l，反射6 6；云吸收3 3，反射2020，总的来说，大气和云共吸收2424，反射2626；地面吸收4646，反射4 4。2.2.对于长波辐射部分 地面将发射114114(按342W342Wm2m2为100100计算)的长波辐射(因整个地球都在向外发射辐射，所以超过342W342Wm2)m2)，其中108108被大气吸收，6 6从“大气天窗”飞向宇宙空间。大气将发射163163的长波辐射，其中9999返回地面，6464飞向宇宙空间。22 2 2太阳辐射光谱 由地球表面测量到的太阳辐射光谱曲线可见，它是波长的函数。太阳辐射能主要集中于0.33.00.33.0微米的范围内，辐照度最大值位于0.470.47微米波长处，大约1 14 4的太阳辐射能在波长0.472.52.5微米的红外波段，物体的比辐射率近似为1 1，因此可以把地球大气系统近似看作黑体，由此可以由黑体辐射定律估算出地球大气系统具有的平均温度。如果到达地球并被其吸收的太阳辐射为 (1 (1一r rs s)R)R2 2S S0 0 式中r rs s是行星的平均反照率，R R是地球半径，S S。是太阳常数。并且地球大气系统吸收这些太阳辐射后全部转化为红外辐射向空间发射，则其出射度为:M=(1 M=(1一r rs s)R)R2 2S S0 0/4R/4R2 2=(1=(1一r rs s)S)S0 0/4/4由斯蒂芬-玻尔兹曼定律(M=T(M=T4 4),),以r rs s=0.28,S=0.28,S0 0=1353=1353瓦/米2 2,=5.6710,=5.6710-8-8瓦米-4-4开-4-4,代入得:T=(1T=(1一r rs s)S)S0 0 /4/41/41/4=(1(1一0.28)0.28)1353 1353/4/4 5.67105.6710-8-8 1/41/4=256K=256K观测发现，地球大气辐射发出能量的9595集中于41204120微米范围内，其最大辐射相应的波长大约在1010微米附近。32 2 2、大气气体对地球大气辐射的吸收 地球大气辐射在大气中传输时，造成衰减的原因有大气的吸收和散射。但由于地球大气辐射能主要集中于31203120微米范围内，且当波长3 3微米时。雷利散射很小，可以忽略不计，所以造成地球大气辐射衰减的主要原因是大气气体的吸收。虽然氧和氮占整个大气的9999，但由于分子结构的缘故，其对红外辐射并不吸收，而对大气红外辐射吸收的却是含量很少的COCO2 2、H H2 2O O和O O3 3等各种微量气体。这些气体吸收表现为谱带的形式，谱带又有许多条窄的谱线组成。大气吸收气体同样也是大气红外辐射的发射体，由此造成大气的冷却或增暖。（1 1）、水汽：水汽随时间、地区和高度有非常急剧的变化，其含量与温度和天气条件密切相关。水汽主要集中于对流层下半部，其吸收在对流层下部起重要作用。主要吸收带有1.41.4、1.91.9、2.72.7和6.36.3微米吸收带。(2)(2)、二氧化碳：由于二氧化碳的含量较少，其吸收相对水汽更小。二氧化碳的混合比随时间和空间的变化很小，所以把它当作常数，由于水汽在平流层的混合比极小，所以认为平流层的冷却主要是二氧化碳引起的。主要吸收带有波长(14.7(14.7、4.34.3和2.72.7微米，各谱线之间的距离和强度都是规则的。333435 (3)(3)臭氧：臭氧主要集中在平流层10401040公里内，密度和混合比都随高度增大。强吸收位于9.69.6微米，弱吸收位于4.74.7和14.114.1微米。三、大气窗 通过大气的太阳辐射或地球大气辐射将被大气中某些气体所吸收，这些吸收随波长的变化很大，在某些波段的吸收很强，而在另一些波段的吸收则很弱，在这些吸收最弱的波段，太阳辐射和地球大气辐射可以象光通过窗户那样透过大气，这些波段称做大气窗。大气窗主要出现在强吸收带或线之间。36四、大气吸收带和大气窗区在遥感中的使用 辐射与大气和地表之间的相互作用表现为辐射的发射，吸收和反射，这些为卫星遥感地表和大气提供了大量的信息。例如卫星在大气窗波段可以测量地面，云层反射或发射的辐射，从而可以得到地表、云面的反射特性或温度分布，卫星在大气吸收带测量，可以得到大气温度和成分。根据探测目的，卫星选择不同的波长间隔进行测量，这种波长间隔称做通道。目前卫星使用的通道很多。(1)0.24微米,用这一通道可以测量反射太阳辐射的总量，其数量约为太阳辐射的99。(2)530微米,可测量地球大气系统发射到宇宙空间的长波辐射，约为长波辐射的85。配合024微米的测量，可估算地球大气系统的辐射收支。(3)0.4750.575微米(蓝，绿)；用此波段能研究地表水和地下水的特征、干燥地区的岩石和土壤。(4)0.580.68微米(黄、红)：由此波段获取白天云分布和研究植物生长、水污染，地形等。37 (5)0.60.7微米(橙):该波段对水体有一定透射作用，可用来测量水的混浊度，海洋的泥沙流，大河中的悬移物质。还可用于研究陆地冰川、沙漠等地貌，以及植物的生长状态。(6)0.70.8微米(红)：该波段对水体和湿地反映较清楚，故用于研究植被和土壤湿度。水体在该波段对辐射有强烈吸收，反照率甚低，在图片上呈黑色，对于潮湿的地表具有较深的色调。(7)0.7251.10微米(近红外)；该波段可得白天云分布。还用于研究水陆边界、水体分布、土壤湿度和植物生长。(8)3.44.2微米(短波红外大气窗)：这一波段十分透明，且对温度的灵敏度高，故用来测量海面温度、云分布。白天由于太阳辐射干扰，测量的辐射不能直接计算海面温度，须消除太阳辐射干扰后进行海温计算。(9)5.77.1微米(水汽吸收带)：该波段是水汽强吸收带，可用来计算对流层中上部水汽含量和分布。（10）10.512.5微米(长波红外大气窗):该波段用于获得红外云图、云参数、海面温度和降水等。(11)1315微米(二氧化碳吸收带)：用来计算大气温度垂直分布38 3卫星云图观测原理卫星云图是气象卫星最易也是最早进行的观测项目之一。早期的气象卫星采用电视摄象机对地球大气系统进行观测，得到的是电视云图，七十年代以后气象卫星系统，采用了扫描辐射仪，选择多个光谱通道对地球大气系统观测，可得到可见光云图、昼夜的红外云图和其它种类的云图。观测仪器应满足的条件是：选用大气窗区避开气体吸收和散射的波段；仪器通道波长间隔要有一定宽度，通道尽量选在太阳辐射或地球大气辐射较大的地方以获取更多的能量，仪器通道选在最能区分所要探测目标物的谱段。一、可见光云图观测原理 目前卫星在可见光波段选用的光谱通道有0.520.75微米、0.580.68微米和在0.7251.10微米的可见光波段。卫星主要接收来自地面、云面对太阳辐射的反射辐射，对地面、云面和大气的散射辐射可忽略不计。若把这些波段测到的辐射转换成图象就得到可见光云图。卫星在可见光波段接收到的辐射可写成：39式中E(T)=B(T)为太阳辐照度。在可见光窗区，()=(s)=1上式又可改写为:可见，因太阳辐照度E(T)可以认为是常数，所以卫星观测到的辐射与物体反照率rs和太阳天顶角有关。如果太阳天顶角越小和目标物反照率越大，卫星接收的辐射就越大，反之亦然。把接收的辐射转换成图象，辐射越大用越白的色调表示，辐射越小用越黑的色调表示，在一定的太阳天顶角下，反照率越大，其色调越白，而反照率越小，色调就越暗。40 从可见光云图上的色调可以估计反照率的大小，从而来区分各种物体。云与地表间的反照率差异很大，所以在可见光云图上很容易将云和地表区别开。在可见光云图上，各点相对于太阳高度角不同，即使是反照率相同的物体，其色调也不一样。太阳天顶角对色调的作用是以余弦函数形式出现的。天顶角越小卫星接收的辐射就越大。物体反照率随波长久而变，所以同一物体在不同波段的可见光云图上的色调也不同，根据这种色调差异，能更有效地区别各种物体。41二、红外云图观测原理卫星在红外波段选用的通道有：355393微米和10.512.5微米。把3.553.93微米通道云图称短波红外云图，而把10.512.5微米通道云图称长波红外云图。1、长波红外云图:卫星在105125微米红外波段接收的辐射是地面和云面发射的长波红外辐射，太阳辐射完全忽略。略去大气辐射和地面云面对向下大气辐射的反射辐射，得到卫星在这一波段观测到地气系统发射的辐射为:式中s是表面比辐射率在红外105125微米波段，s 1，且对大气窗区(s)1，所以上式又进一步简化为:式见，在一定条件下，卫星在10.512.5微米通道接收的辐射仅与物体的温度有关。42被测物体温度越高，卫星接收的辐射越大，温度越低，辐射越小。将这种辐射转换成图象，辐射大温度高用黑色表示，辐射小温度低用白色表示。即为一张黑白色红外云图。由于大气温度随高度递减的，所以根据色调深浅能判断云的种类。高云(卷云)一般呈白色，而低云呈暗色。把地(云)面看成是黑体，实际上并非如此，因此由卫星测得的辐射推算的表面温度比实际的低，由此求出的 云顶高度偏高。在实际情况中，s 1，所以实际测到的辐射低于表面温度的黑体辐射。由卫星测量值按普朗克公式推算的温度，考虑到物体温度高低和视角大小需加510K的修正，计算出的云顶高度比实际的低1公里。所以严格地说，红外云图是一张物体的亮度温度分布图，而不是实际的温度分布图。432短波红外云图由于355393微米大气窗通道位于太阳辐射光谱曲线与地球大气辐射光谱曲线相交重迭处，所以在白天这一通道测得的辐射不仅包含有地面云面自身发射的辐射，而且含有地面云面反射的太阳辐射，因此 L(s)=Lr(反射太阳辐射)+L(物体发射辐射)成通常在把这一通道测到的辐射转换成图象时，其辐射大转换成黑色，辐射小转换成白色。在短波红外云图上，由于在白天包含有上述两种辐射，使得物象间色调的相对变化显得十分复杂，给图象的识别带来了困难。短波红外云图与长波红外云图之间存有不少差别，表现为:(1)短波红外云图的测温精度较长波红外云图高。根据普朗克公式，测温误差T，与辐射误差的关系为波长越短其T越小。(2)短波红外通道的大气衰减小。在这一波段，大气透过率近似为090，其大气辐射与地面辐射之比为10，另外在这一波段的吸收气体主要是一些混合比近于常定的CO2，N2和N2O气体，所以大气透过率随季节、地理位置变化较小，这对提高测温精度有利。变 (3)短波红外通道在白天有太阳辐射污染。尽管能精确测量表面温度，但白天太阳辐射污染，给测温造成困难。44 三、水汽图观测原理 红外波段5773微米是水汽强吸收带，中心波长约为67微米。卫星在这一吸收带测得的辐射主要是大气中水汽发出的。将卫星在这一波段测得的辐射转换成图象就得到水汽图，通常在水汽图上色调愈白，表示水汽越多，色调越黑，水汽越少。到达卫星的辐第一项是地面(云面)发出的，第二项是大气中水汽发出的辐射，到达卫星的辐射与水汽透过率的垂直梯度有关。如果地面和低云的高度低于800百帕的高度，则因水汽吸收，地面和低云的辐射就不能到达卫星，表面辐射可以忽略，这时卫星接收的辐射完全是由大气水汽发出的，卫星在水汽通道测量的辐射决定于水汽含量，水汽含量愈大，则透过率愈小，卫星接收的辐射越小。因此根据卫星测量的辐射可以推算大气中水汽分布。气象卫星水汽通道在三种水汽含量条件下的透过率，权重函数和贡献函数为：大约80的辐射能来自620240百帕气层，而最大辐射贡献大约在400百帕高度处。对一定的温度廓线，大气的透过率随水汽含量增加而减小，权重函数和贡献函数的峰值高度随水汽含量增加而提高。当大气中水汽含量大时，卫星测得辐射来自大气上层，而大气水汽含量较少时，卫星测得辐射来自较低高度的大气层。45464748四、卫星云图观测仪器卫星观测地球大气系统可以是主动式；或是被动式。但是由于主动式仪器体积大，重量重及能源消耗多，所以卫星主要采用体积小重量轻和耗能少的被动式观测仪器，可分为摄象机和辐射计两类，第二代开始都使用辐射计进行观测。辐射计分为扫描式和非扫描式，扫描式辐射计可以取得较大范围资料，而非扫描式辐射计常只能对卫星星下点部分观测。按卫星获得资料产品分，可分为:成象型辐射计：这种辐射计有较高的地面分辨率和大的观测范围，用这种辐射计测得的值常用来转换成图象，卫星云图都是由这种辐射计取得的。非成象型辐射计：这种辐射计的地面分辨率较低，可以是扫描型，也可以是非扫描型，其选用的光谱通道较多，每个通道的波长间隔很窄，具有高光谱 分辨率。在气象卫星上使用这种辐射计主要用于测量大气温度垂直分布和大气成分。成象和非成象混合型辐射计：这是近年来静止卫星上使用的仪器。这种辐射计的光谱通道较多，其中一些用于获取云图，另一些用于测量大气温度垂直分布。4950五、卫星云图的增强处理 卫星云图的增强处理是对灰度或辐射值进行处理，通过灰度的变换，将人眼不能发现的细节结构清楚地表示出来。例如积雨云团，在一般云图上只表现为白亮的一片，增强后可将云顶的结构显示出来，进一步判断积雨云的活动状况。图象的增强分为反差增强和分层增强等。1反差增强 反差增强又称对比度增强，它是使两个原来灰度差异很小的象素，扩大其灰度范围，也就是突出象点间的灰度差异，使黑的更黑，白的更白，从而区别它们。灰度的反差增强有以下几种方式。(1)灰度的线性扩展：若一幅图象的灰度范围为a，b，且ab，则a，b愈小，反差愈小。如果将灰度扩展到ZjZk，则图象的对比度加强了。原来的灰度Z变换为新的灰度Z，即如果Zj=0，Zk=255，上式就变为：Z=（z-a）/（z-b）255还可以分段处理，使部分扩展，部分压缩。例如把灰度范围0，10伸展为0，15，把(10，20)变换为(15，5)，把(20，30)压缩为(25，30)，51则灰度的变换方程为：(2)灰度的对数扩展、指数扩展和非线性扩展：有时灰度按下列方式扩展式 （1）（2）（3）式中a、b是常数。其中按1式的是对数灰度扩展，按2式的是指数灰度扩展，按3式是非线性灰度扩展。522分层增强(或称密度分割)分层增强是将图象上的各灰度值，按需要将其进行合并或分解成若干灰度间隔(等级)，每一间隔赋于一个灰度值，这样每个象素的灰度由其本身落入那个间隔所给定的灰度值来确定。例如，从0n的灰度划分为间隔0，a，b(n1)，则根据每个象点的灰度值确定为0，a，b(n1)，3增强红外云图 增强红外云图已广泛地应用于卫星云图分析业务中，它是一种半定量的资料，大大提高了卫星云图的使用价值，尤其在强雷暴，暴雨和台风的分析中更是显示了它的优越性守为了提高云图的增强效果，通常将反差增强与分层增强这两者结合一起同时进行。纵坐标是输出电压值或相应的灰度值，横座标是输入电压或辐射值或温度值。曲线2、3，4段是反差增强曲线，以提高中低云或薄卷云与下垫面的反差，曲线5、6、7，8是分层增强曲线，以显示深对流云顶部云的细微结构。表中给出了增强曲线每一段的灰度和温度及其用途。535455 4、卫星资料的其它处理方法(1)直方图 卫星资料的直方图处理是分析使用卫星资料的重要方面，灰度级的直方图给出了一幅图象概貌总的描述，它是一种有用的统计测量结果，可以用来计算海面温度、云量、云区增长率等。假设图片g(x，y)有NXN个象素，每个象素取k个灰度级(g1，g2，.gk)的一个。以灰度为横轴，象素数目为纵轴，以每个灰度间隔内出现象素数目作图，便得描述每个等级gi中的象素数目h(i)的阶梯状分布叫做图象的灰度直方图。(2)灰度的门限化 当目标物表现为一定范围灰度级时，灰度级门限化是区分物体最简单和有效的方法。如果g(x，y)是具有灰度范围(g1,gk)的单通道图象，其灰度范围包含有非重迭灰度级Gi(g1,gk)(i=1,2.,I)的灰度范围I，则图象的门限值gt由下式确定:其他564、气象卫星的定量产品简介 自从气象卫星问世以来，在天气预报中用得最多、效果最好最直观的就要数气象卫星的图像产品，可见光图像、红外图像和水汽图像。图像应用经历了由极轨气象卫星图像到静止气象卫星图像的过程，目前短期天气预报都用的是静止气象卫星图像。但是人们希望定量化、数字化，最基本的定量化可能要算在单收站气象卫星图像可以通过鼠标点出云顶亮温的数值。还有大量的数字化气象卫星资料，基本上是极轨气象卫星的产品，气象卫星的数字化产品有：一、射出长波辐射产品（OLR）气象卫星观测的地球大气系统的射出长波辐射（Outgoing LOngWave Rediation，简称OLR），是指利用气象卫星若干长波窄光谱波段的遥感探测资料计算得到的地球大气系统透过大气层顶向宇宙空间发射的长波（4120m）辐射能量数据，并生成相应的信息产品。利用极轨气象卫星或静止气象卫星的观测数据都可以反演求得射出长波辐射产品。由于OLR应是总的长波辐射通量，红外窗区所测的长波辐射只是总的长波辐射的一部分，因此，为了由单个窗区通道的测值计算出整个长波辐射通量密度，则必须建立窄波段辐射率向宽波段辐射通量密度的转换模式，OLR能反映海洋和大气的许多信息。57 1、OLR反映了大气中的云量 在热带洋面上，OLR反映了下垫面（海表）或云顶所放出的长波辐射。前者取决于海表温度（SST），后者取决于云顶温度和云量。如云顶温度降低或者云区量增多都会使OLR减小，反之，则使OLR增大。OLR分布图实际上就是一张数值化的红外云图。OLR能很好地反映大气中的云量，尤其是与高云量的关系非常密切。2、OLR反映了热带地区的对流强度 由于在对流发展地区OLR主要决定于云顶的温度，而云顶温度又主要决定于对流的强度（高度）。OLR值越小，云顶温度越低，对流发展越强；反之对流越弱。故OLR能反映热带对流的强度。3、OLR反映了大气垂直运动和散度风 在热带，一般OLR小的地区，对流发展较高，上升运动强，低层辐合，高层辐散；OLR大的地区为下沉，即高空辐合，低空辐散。它们之间有很好的统计关系。故可利用OLR资料，根据经验公式，经过一定的计算，推算低纬洋面上高低层的散度风和垂直运动速度，修正或者补充洋面上由探空资料计算的结果。584、OLR反映了大气中对流凝结所释放的潜热量OLR小，对流发展旺盛，垂直速度大，在对流云中凝结释放的潜热量也大。而对流凝结释放的热量，对热带大气热源热汇的分布及变化起重要作用。热带大气热源的变化又会引起中高纬地区环流的变化，所以大气环流及重大的气候异常，都可以从OLR的异常中反映出来。5、OLR与热带洋面上及季风大陆上的雨量有密切关系 研究表明，OLR与热带洋面上的雨量及东亚、印度大陆上的季风雨量有密切的关系。故可用OLR资料推算雨量，从而得到全球热带地区雨量的时空变化信息。6、OLR包含着海表温度及海气相互作用信息 对于晴空的洋面上，OLR可以直接反映为海表温度（SST），而 OLR与 SST的正负相关性又可反映海洋与大气相互作用的状态。一般正相关表示大气对海洋的作用为主，负相关则以海洋对大气的作用为主。59二、气象卫星大气探测产品（TOVS）气象卫星大气探测产品，是指利用气象卫星大气探测器光谱通道遥感数据反演得到的大气物理参数，如大气温度、湿度和位势高度等的信息产品。目前国家卫星气象中心TOVS业务处理系统可生成水平分辨率约为75km的下列数值产品：1000l ohPa 15个标准层的大气温度；1000 10hPa 15个标准层位势高度；1000300hPa 6个标准层的大气湿度；850100hPa 9个标准层的地转风；大气中水汽总含量；大气稳定度指数；大气臭氧总含量；射出长波辐射（OLR）；云参数（云顶高度和云顶温度）。60。南海季风爆发的早晚强弱与南海和长江流域及以南地区之间春季净辐射差异的大小有关。南海与长江流域及以南地区的净辐射梯度最强提前季风爆发一个月，季风爆发后梯度迅速减弱。这对预测南海季风爆发很有意义。图1为南海季风爆发早年（1855年22侯爆发，比正常年早一个月）3月净辐射梯度分布图，可以看出南海地区有最大梯度，4月季风即爆发，梯度减小1985年（南海季风爆发早年）3月净辐射南北梯度分布图，阴影为南北梯度大值区 6132双 双 通道（红外与水汽）揭示的夏季东北冷涡（气温）异常的特征 东北冷涡是东亚大气环流中的重要组成部分，也是东北亚地区特有的天气系统，它在夏季发生的频率最高，而且对气温的影响十分明显。它在夏季持续多发，造成我国东北地区的夏季低温，其夏季的冷害对农作物的生长影响与旱涝灾害一样严重。故要解决夏季气温异常的预测问题，必须对东北冷涡异常的特征及其影响因子进行研究。我们首先用双通道（红外与水汽）对夏季东北冷涡（气温）异常的特征进行诊断分析，在1978-1995年期间各选取4个东北冷涡多年与少年的OLR与 FWV进行合成，然后分别作其距平图和差值（多年减少年）图。多多通道（红外，水汽，可见光和微波）遥感在夏季东北冷涡（气温）异常的应用研究6263卫星多通道的观测发现对于东北冷涡的异常，有一个由北半球的海冰，赤道东太平洋的海温，亚洲季风以及东北局地辐射收支四个因子组成的影响链存在（图4）。其中极冰的异常主要是通过春季融冰的异常导致春季加热的异常而影响到夏季冷源的异常。热带地区热源的异常主要由赤道中东太平洋海温的异常导致赤道东西向环流的异常，再通过太平洋-东亚（PEA）遥相关型影响到东北地区的环流异常。而冷热源的异常是决定大气环流异常的根本因子。此外，夏季风的强度是冷空气能否南扩的制约因子，而春季东北地区辐射收支的异常直接影响到局地的能量收支从而影响到夏季局地环流的异常。这一影响链的发现对于扩展东北冷涡异常预报的思路以及对于东北冷涡异常的机制的进一步研究（动力学诊断和数值试验）有重要的意义。64问题提问与解答问答HERE COMES THE QUESTION AND ANSWER SESSION65感谢参与本课程，也感激大家对我们工作的支持与积极的参与。课程后会发放课程满意度评估表，如果对我们课程或者工作有什么建议和意见，也请写在上边结束语66最后、感谢您的到来讲师：XXXX时间：202X.XX.XX67