红外遥感

午间2点左右，多反映一天中的 最高温。因而多采用这两个时间 段热红外成像的温度数据，构成 日温差最大值
白天，建筑物（亮白色）、道路（浅 灰色）和阴影（黑色）
夜间水体（亮白色）、建筑群中尽管有 些较亮，但无阴影，无立体感、沥青街 道（白天吸热多，夜间虽散热仍保存较 多余热）
4.2.5 热作用与温度
2、辐射温度又称为表征温度。 除了上述这种内部现象外，物体还辐射能量， 其辐射能量是物体能量状态的一种“外部” 表现形式。这种物体能量的外部表现形式可 用热遥感器(探测热红外谱区电磁辐射的装置 如辐射计、热扫描仪等)来探测。辐射能量常 被用来测量地表特征的辐射温度。
3、亮度温度(Tb)是指辐射出与观测物体相等 的辐射能量的黑体的温度。 微波遥感中常用亮度温度，而在红外遥感 中较多地用辐射温度。
(4)热能的传递有多种方式(传导、对流、辐 射)。改变地物温度的因素，除了热吸收与 热辐射外，还有显热交换与潜热交换。
所谓显热交换是指地表内部热量与大气的交 换(加热空气)，而潜热交换指地表水分蒸发 的能量交换(降低地表温度)，它们都与天气、 气候有关。这几种热交换过程交织在一起， 人们很难加以分解，并建立它们与温度改变 的定量关系。
(5)热探测器所获得的物体发射辐射信息包含 了两个重要的信息，即物体的温度以及表示 物体辐射能力的比辐射率。温度与比辐射率 的分离是热红外遥感的一个难点。
(6)热红外遥感图像的空间分辨率一般低于可 见光—近红外遥感图像，因此“混合像 元”(非同温像元)的问题，显得相当突出。
4.2 热辐射原理
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4.2.1 黑体辐射规律
(2)热红外信息，还受地球表层热状况的影响，比 如风速、风向、空气温度、湿度等微气象参数，土 壤水分、组成、结构等土壤参数，植物覆盖状况、 地表粗糙度、地形地貌等多种因素影响。
(3)地物本身的热过程是复杂的。 地物从热辐射的能量吸收(增温)到能量发射(降温)， 存在着一个热储存和热释放过程。这个过程不仅与 地物本身的热学性质(热传导率、热容量、热惯量 等)有关，还与环境条件等多因素有关。整个热过 程存在着“滞后”效应，要定量表达这一过程，是 相当复杂的。
对它的测量，一般通过仪器(主指温度汁)直接放置在 被测物体上或埋于被测物体中来获得。这种传统的接 触测温法，往往因测温感应元件接触物体表面而破坏 了原表面的热状态。如温度计的点测法，既有温度计 本身量测时遮挡太阳辐射的降温作用，又有温度计自 身散热的增温作用，还有温度计感应部的薄层玻璃的 吸热作用。同时还应考虑微气象、环境条件等的影响。
在8～14μm谱段内，物质的发射率随着波 长的变化仍有细微的变化。 因此，在热红外遥感的具体应用中，往往又 将此热红外谱段进一步分为10.5～11.5μm 和11.5～12.5μm等不同的通道来分别感应 物质发射特征的微弱差异。如NOAA气象 卫星AVHRR的CH4、CH5波段等。
（1）8～14μm谱段，主要用于调查地表一般物体的 热辐射特性，探测常温下的温度分布、目标的温度场， 进行热制图等。如，地热调查、土地分类、水资源考 察、城市热岛、地质找矿、海洋渔群探测、海洋油污 染等。对于森林火灾也可识别，但是对那些小的火点、 暗火、火线等高于红外传感器温度标定上限的目标， 则不便区分。 （2）3～5μm的短波红外谱段，对火灾、活火山等 高温目标的识别敏感，常用于捕捉高温信息，进行各 类火灾、活火山、火箭发射等高温日标的识别、监测。 特别是对于森林火灾，它不仅可以清楚地显示火点、 火线的形状、大小、位置，而且对小的隐火、残火， 也有很强的识别能力。
4.2.3 热红外遥感的波段选择
地表物体的温度一般在+40℃～-40 ℃之间，平均环 境温度为27℃(相当于300k)。根据维思位移定律， 地面物体(±40℃问)的辐射峰值波长在9.26～ 12.43μm之间，其辐射峰顶值波长在9.7μm附近， 正是在热红外波段8～14μm的大气窗口内。 随温度升高发射辐射的峰值向短波方向移动。对于地 表高温目标．如火燃等，其温度达600k，辐射峰值 波长为4.8μm，在热红外波段3～5μm的大气窗口 内。 所以，通常热红外遥感波段的选择在波长8～14μm 和3～5μm两个区间内。
黎明前各条曲线坡度小，近 于均衡状态，温度相对恒定； 黎明后均衡打破，沙、草、 林、水均变暖，午后达到最 高峰，以后景物又变凉。
水的温度曲线表明一方面它 的温度变化范围小，另外它 达到最大温度的时间较其它 物体要滞后1-2小时，因而白 天水温比周围地面温度低， 而晚上，水温较周围地面温 度高。
黎明前（约在午夜2-3时）多反 映一天中的最低温；
thermal infrared detection of a deer
(whether this is a hunter's target or the subject of a naturalist's study is not known
)
热红外遥感，是用遥感手段感应 地面物体发射辐射能的差异。 复杂性主要表现在以下几方面:
• The field is commonly called thermography. Using thermal sensors coupled with optical systems, one is able to "see in the dark" by detecting varying temperatures from different objects in the scene. • Typical users include hunters and law enforcement officials; • there are a number of military uses. • Another frequent application is to check for heat loss from buildings or thermal contamination in streams.
热是物质的内部能量，这种能里是由组 成物质的原子、分子运动引起的。这种 不规则运动引起的质点碰撞，导致能态 的改变，并从物质表面发射出电磁辐射。 物质内部的能量(分子运动热能)可以转 变为辐射能。
热能有以下三种形式的热传递：
传导：通过组成物质的分子相互作用来传递热， 如烹调食物； 对流：通过受热物质的物理运动来传递热，如水 热循环； 辐射：以电磁波的形式传热，如太阳辐射。与前 两者不同的是热辐射可以在真空中传递。
发射率随 波长而变 化的函数 关系，称 为地物的 发射波谱 特征。 随着SiO2 含量的降 低，发射 率的谷值 向长波方 向。
考虑到比辐射率的大小及与波长的关系 把物体的热辐射分为3类：
（1）接近于黑体的物体：发射率近于1。如水 在6-14μm段辐射特征接近于黑体，发射率 为0.98到0.99。 （2）灰体：发射率与波长无关，发射率小于 1。自然界大多数物体为接近于黑体的灰体。 （3）选择性辐射体：发射率随波长变化的物 体，即选择性辐射体。
• The windows normally used from • aircraft platforms are in the 3-5 µm and 8-14 µm wavelength regions. • Space borne sensors commonly use windows between 3 and 4 µm and between 10.5-12.5 µm interval. • In addition, solar reflectance contaminates the 34 µm window to some degree during daylight hours, so we use it for Earth studies only when measurements are made at night.
2. 玻尔次曼定律：
W=T4 =常数5.67x10-12W.cm2.K-4
3.维恩位移定律：
maxT=2897.8+0.4 m0 K
Note: to convert Angstroms to the more common micrometer unit (µ m), multiply by 10-4, or 1/10000
(1)热红外遥感的大气影响更为复杂。 大气效应除了有大气吸收、散射外，还有大 气自身的发射。尽管，远红外谱段波长较长， 大气的散射作用远不如紫外和可见光谱段显 得那么重要。但是，在热红外波段内大气分 子与悬浮粒的吸收作用却是明显的。 在有限的大气窗口内，最主要的影响因素是 大气的水汽和气溶胶．它们既要吸收能量又 要自身发射热辐射能。这种大气自身的热辐 射，叠加在地面物体的热辐射信号之上．使 问题复杂化。
• 普朗克(Planck)定律给出了黑体辐射的出射 度与温度、波长的定量关系。 • 维思(wien)位移定律给出了黑体的发射峰值 波长与温度的定量关系，指出随着黑体温 度的增加、发射峰值波长减小，两者呈反 比关系 。 • 斯特藩—玻耳兹曼(Stefan-Boltzmann)定律 数学描述了随着黑体温度的增加，总发射 辐射也增加，即黑体的辐射强度与温度的4 次方成正比。
4.2.2 真实物体的热辐射特征
1、比辐射率（发射率）： 物体在温度T、波长λ处的辐射出射度与 同温度下、同波长下的黑体辐射出射度之比。
2、比辐射率的影响因素
依赖于地表物体的组成成分，而且与物 体的表面状态(表面粗糙度等)及物理性质(介 电常数，含水量、温度等)有关，并随着所测 定的辐射能的波长(λ)、观测角度(θ)等条件 的变化而变化。
第四章 热红外遥感 4.1 概 述
• 红外谱段指的是波长在0.76～1000μm范围内，位 于可见光和微波之间的区域。 • 这一范围内，既有反射红外波段(波长0.7～ 3.0μm)，又有发射红外波段(波长3～18μm)。后 者又称“热红外”。但严格地说，“热红外”谱段 内，物体也有少量的能量反射，只不过物体的热辐 射能量大于太阳的反射能量而已。 • 其中，波长7～18μm的“热红外”谱段内，以热辐 射为主，反射部分往往可以忽略不计；而波长3～ 5μm的中红外，热辐射与太阳辐射的反射部分须同 时考虑(处于同一数量级)。 • 另外，“热红外”谱段外的许多其他谱段也可以有 少量的热能发射，所以有人更愿意把“热红外”用 “远红外”来表达。
Sea surface temperature image of the Northwest Atlantic Ocean recorded by IR radiometer aboard NOAA-9.
4.2.4 热红外图像的时段选择
热图像的获取时段是很重要的，有许多因素 影响到热数据获取时段的选择。对于不同的 应用研究目的，最佳成橡时段也是有变化的， 这里首先必须考虑的是周日温度变化 效应。
一、黑体：实验室理想的热辐射特征研究对 象—物理学概念—（黑体=全吸收体）
热辐射定律
1.基尔霍夫定律： 好的吸收体，必是好的辐射体。
吸收率=发射率
通过观察人们发现吸收率高的物质，发射本 领要强。 例如一块白底黑花的瓷片，把它加温到一定 程度，原来黑色花纹处有更强的射击辐射 ，不同温度下物体的吸收率与出射度之间 没有确定的数量关系，但是在同一温度下 ，它们之间严格成成正比例关系，这个规 律称之为基尔霍夫定律。
地球表面的物质，主要吸收太阳辐射能， 然后再发射，其强度既取决于太阳能持续时 间和强度的昼夜及年度周期变化，又取决于 地表性质。当然，地表物质也可接受地球内 部的地热能。它具有明显的区域性。
温度：物体相对冷热的一种度量。在标准大 气压下，把水的冰点定为0℃，水的沸点温度 定为100 ℃。
1、分子运动温度：为动力学温度，又称为真实温度。 它是物质内部分子的平均热能，是组成物体的分子平 均传递能量的“内部”表现形式。它由物体分子平均 不规则的振动所致。