第六章热红外遥感

• EOS Terra (launched December 1999)
– CERES, MODIS, ASTER, MOPITT
• EOS Aqua (launched May 2002)
– AIRS, CERES, MODIS
• EOS Aura (launched July 2004)
– HIRDLS, TES
1.0E+04
1.0E+03
1.0E+02
1.0E+01 NIR 1.0E+00 SWIR
Mid IR
Thermal IR 1.0E-01 0.1 1 10 100
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wavelength (µm)
太阳与地球的辐射波谱
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地球热红外辐射
地球热红外辐射由地表辐射率和地表温度两个因 素决定 地表温度与地表反射率、地表热学性质和地表红 外比辐射率相关
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热辐射ຫໍສະໝຸດ Baidu程
式中：Lλ为遥感器所接受的波长λ的热辐射强度,Bλ (TS)为地表黑体辐射强度，ελ为波长λ的地表比辐 射率,τOλ为从地面到遥感器的大气透过率,LOλ↑和 LOλ↓分别为波长λ的大气上行热辐射强度和大气下 行热辐射强度。
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热红外遥感系统
热红外传感器设计原则
预期探测目标在所选择热红外波段具备最强的信号 特征 所探测的遥感信息能最大限度地透过大气到达传感 器
辐射温度被定义为所测量的物体的辐射能量所对应的 温度。对于黑体而言，物体的辐射温度等于它的真实 温度。但对于真实物体而言，热遥感器所记录的辐射 温度与物体的地表温度之间的关系可以近似地表示为
式中ε为比辐射率。由于ε<1,地物的辐射温度总小于 它的热力学温度。因此,对于任何给定的地物,热遥感器 所记录的辐射温度小于它的真实温度
热红外遥感基本概念
黑体 基尔霍夫定律 普朗克定律 波尔兹曼定律 维恩位移定律 比辐射率
热红外遥感辐射源
太阳与地球的辐射波谱
1.0E+08 1.0E+07 Sun (5800K) Scaled for Earth-Sun distance Earth (288K)
1.0E+06
1.0E+05
radiance
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CERES—CloudCERES—Cloud-Earth Radiant Energy System
ASTER— ASTER—Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer • 14 bands (15-90 m) in VIS, NIR, SWIR, and (15TIR
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NASA’ NASA’s Earth Observing System —missions with IR capability
• TRMM
– CERES
• Landsat-7 (launched April 1999) Landsat– ETM+ has 60 m band at 10.5-12.5 µm 10.5-
地表温度反演示例
辐射亮度确定
陆地卫星传感器在设计时就考虑到将如何所接收到的 辐射强度转化为相对应的DN值问题。 对于TM数据，所接收到的辐射强度与其DN值存在如下 关系
地表亮度温度确定
确定大气透射率以及大气平均温度
利用大气模拟方程求解大气透射率，如MODTRAN、6S 模型等 大气平均作用温度主要取决于大气剖面气温分布和大 气状态。一般情况下很难实施实时大气剖面数据和大 气状态的直接观测，可采用近似模型如下：
分窗算法
以卫星观测到的热辐射数据为基础,利用大气在两个 波段上的吸收率不同来去除大气影响，并用这两个波 段辐射亮温的线性组合来计算地表温度。
分窗算法--以AVHRR为例 分窗算法--以AVHRR为例 -根据 Plank 热辐射函数，将 AVHRR 的两个热通道 (即通道 4 和通道 5)数据转化为相应的亮度温度,然 后通过亮度温度来演算地表温度
遥感图像处理与应用
热红外遥感
热红外遥感基本概念
热红外遥感定义
红外遥感包括近红外、中红 外和热红外遥感。 热红外遥感就是利用传感器 收集、记录地物的热红外信 息，并利用其来识别地物和 反演地表参数（温度、湿度、 热惯量等）的技术系统。
热红外遥感基本原理
物体温度高于绝对零度---发射红外能量 热辐射能量强度和波谱分布由物质类型和温度决定 热红外遥感的实质是对地球热辐射场的研究
• 36 bands, 1 in SWIR, 6 in mid IR, 10 in thermal •
IR Measurements of – Surface/cloud temperature – Atmospheric temperature – Cirrus clouds and water vapor – Ozone – Cloud top altitude
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热红外传感器波段选择示例
地表温度通常在－45～+45°C 之间,大部分地区平均为 27°C 左右。根据维恩位移定律,地面物体的热辐射峰值 波长在9.26～12.43μm 之间,恰好位于 8～14μm 的大气 窗口内。因此这个谱段区间通常被用来调查地表一般物体 的热辐射特性,探测常温下的温度分布和目标的温度场， 进行热制图等。随温度升高,热辐射谱段峰值波长向短波 方向移动。 对于地表高温目标，如火燃等,其温度达 600K，热辐射谱 段峰值在 4.8μm，位于热红外谱段 3～5μm 的大气窗口 内。所以为了对火灾、活火山等高温目标识别，通常把热 红外遥感波段选择在这个区间内。
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•
热红外遥感应用
热红外遥感应用
热红外遥感是目前唯一可以进行区域或全球的陆面温 度反演的手段，具有覆盖面广、信息量大、动态性好 及分辨率高等明显的优点
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地表温度反演
单通道算法
借助于卫星传感器上的一个热红外通道获得的辐射能 来得到地表温度的算法。
需要大气温度和湿度的垂直廓线数据，利用一定的大 气模式计算大气辐射和大气透过率，根据大气的辐射 传输方程，计算地表的辐射亮度值，假设地表比辐射 率已知，就可以求出地表温度
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Calibration and validation of MODIS T and E in Sevilleta, NM
Source: Jeff Dozier
AIRS— AIRS—Advanced Infrared Sounder
• 2400 bands in IR (3.7-15 µm) and 4 bands in (3.7visible (0.4-1.0 µm) (0.4– Absorption “signature” around 4.2 µm and signature” 15 µm (CO2) and 6.3 µm (H2O) enables temperature and humidity sounding to 1 km vertical resolution – Spatial resolution is 13.5 km Complemented by microwave sounders to deal with clouds
比辐射率
黑体是一种理想物体，自然界中并不存在这样的物体， 大多数是灰体。因此地表温度的反演需要考虑比辐射 率的影响。比辐射率通常用ε表示，定义为：物体在 温度T、波长λ 处的辐射强度与同温度、同波长下的 黑体辐射强度的比值
如果没有大气的影响，地物的真实温度可以直接用比 辐射率求解
辐射温度和地表温度
典型地物热力学温度与辐射温度关系
热红外遥感辐射的影响因素
大气热辐射的影响
大气自身热辐射 大气对热红外能量的吸收
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大气对热红外辐射的影响
http://www.pentec.com/instrumentation.htm
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热辐射的地热辐射的地-气作用
在热辐射波段，物体反射率越大，发射率越小；反 之亦然，可通过测量反射率来测量发射率 大气对太阳辐射的反射和大气热红外辐射对传感器 接收有影响
地表比辐射率确定
通过分类影像获得地表比辐射率影像，估计各地表 类型的发射率值，但是这种方法需要在卫星过境时 对不同类别的典型地物发射率进行测量。 通过归一化植被指数获得地表比辐射率
确定地表温度
单窗算法
Shortwave infrared
Thermal infrared
Mauna Loa images
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ASTER spectral bands on model atmosphere
MODIS—ModerateMODIS—Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer