遥感第六章 海洋水色观测

1、第六章 海洋水色观测(Ocean Color Observation Using Visible Light)§6.1 简介(General Introduction)§6.1.1 卫星和传感器 (satellites & sensors)能够进行水色遥感的卫星传感器有：美国宇航局于1997年发射的海星卫星（SeaStar）上装载的8波段的宽视场海洋观测传感器（SeaWiFS），1997年发射的地球观测系统卫星（EOS-AM，TERRA）和2002年发射的地球观测系统卫星（EOS-PM，AQUA）上装载的36波段的中等分辨率成像光谱仪（MODIS），日本于1996-

2、1997年运行的高级地球观测卫星（ADEOS）上装载的海洋水色和温度传感器（OCTS），中国于2002年发射的海洋一号（HY-1）上装载的中国海洋水色和温度扫描仪（COCTS）和美国于1978-1983年运行的雨云（Nimbus）卫星上装载的沿岸带水色扫描仪（CZCS）等。我国海洋卫星（HY-1）上装载的中国海洋水色和温度扫描仪（COCTS）与美国的宽视场海洋观测传感器（SeaWiFS）的波段宽度和位置都很接近。它们可用于探测日间云况及对海面表面绘图，并进一步研究包括海洋初级生产力、旋涡、羽状悬浮物、浅水暗礁、赤潮、极冰、无冰水道、冰的运动、内波在海表面的表现、表面流的边界和云的移动等海洋现象

3、。SeaWiFS的业务管理部门提供给用户13种资料产品，这些产品是l 叶绿素-a浓度(Chlorophyll-a concentration)，单位mg/m3 l 波长490 nm辐射的漫衰减系数(Diffuse attenuation coefficient at 490 nm)，单位 m-1l 悬浮物浓度(Suspended matter concentration)l 气溶胶指数(Aerosol index)l 波长865 nm辐射的气溶胶光学厚度(Aerosol optical thickness at 865 nm)l 云覆盖部分(Cloud fraction)l 海面荧光(Ocea

4、n surface fluorescence)l 溶解有机物的吸收系数(Dissolved detritus absorption coefficient)l 颗石藻覆盖部分(Coccolithophore fraction)，无量纲l 毛状藻覆盖部分(Trichodesmium fraction），无量纲 l 粒子后向散射系数(Particulate backscatter coefficient)，无量纲l 植物光合作用活动指数(Photo-synthetically active radiation)l 标准化的不同陆地植被指数(Normalized difference land ve

5、getation index)我国国家卫星海洋应用中心也制作了关于中国海洋水色和温度扫描仪（COCTS）资料的类似产品，包括6种离水辐射率（412、443、490、510、555和670波段）、3种气溶胶辐射（670、750和865波段）、叶绿素a浓度分布、海表面温度分布、CZCS色素浓度、第7和8波段气溶胶辐射比、气溶胶光学厚度（865波段）、悬浮泥沙含量分布和漫衰减系数等共16种。§6.1.2 初级生产力 (primary productivity) 水色遥感的一个主要目的是估计海洋初级生产力。海洋初级生产力的估计是通过水色传感器对浮游植物叶绿素色素的遥感完成的。叶绿素的遥感涉及

6、到对太阳光在大气的衰减、在海面的离水辐射光谱的了解。然而，太阳光在大气的衰减与气溶胶和臭氧密切相关；太阳光在海面的离水辐射光谱与海水中的水体种类、黄色物质浓度和色素种类密切相关。因此，首先介绍一些与水色遥感有关的海洋学、生物学和大气科学知识是必要的。在海洋应用研究中，初级生产力有特殊重要的意义。初级生产力的单位是mgm-2d-1，其中第一个mg指增长的浮游植物量（由碳含量量度）. 初级生产力表示在单位海洋面积里浮游植物通过光合作用固定碳的净速率。测定初级生产力的值，需要培养水样，并利用碳的放射性同位素摄取技术。而水样的培养，既可以在水样所处的实际深度，也可以在模拟培养皿中。在一天之内，浮游植物

7、的生物量（由叶绿素浓度估计）可以增加几倍。浮游植物的生物量，是决定初级生产力的主要部分。而影响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，光谱强度（深度的函数），可获取的营养盐浓度，温度，水体混合强度，水平对流, 浮游动物摄食等等。浮游植物把营养物质转变为自己的一部分，从而产生了初级生产力。这个过程需要阳光和叶绿素的作用。因此，虽然植物生活在海表面至接近水下100m的区域内，但是光线和营养物丰富的水层更适合生存。一个与海洋初级生产力密切关联的物理量是碳同化率。碳同化率的单位是mgmg-1h-1,其中第一个mg指增长的浮游植物量，第二个mg指原有的浮游植物量（由碳含量量度）；碳同

8、化率表示单位浮游植物（由碳含量量度）通过光合作用固定碳的净速率。根据中国海岸带和滩涂资源综合调查专业报告集，世界平均碳同化率为3.7mgmg-1h-1,渤海湾的初级生产力在春季是103mgm-2d-1，夏季是277mgm-2d-1，秋季是72mgm-2d-1，冬季是70mgm-2d-1；长江口附近海域的初级生产力在春、夏、秋、冬分别是332.8、15369、33.8和25.6mgm-2d-1.(补充对生态模式的碳同化率的解释)在世界海洋范围内，浮游植物内所含碳、氮和磷的比例是106：16：1；这是一个平均比例，实际比例可能随海域、季节、环境条件、占优势浮游植物种群而变化。因为碳是浮游植物内最主

9、要的成分，所以海洋初级生产力以碳的增加速率来量度。可以近似地认为，卫星遥感探测的叶绿素浓度与在海洋表层至某一深度的浮游植物内的含碳量的加权积分成比例。因此，使用卫星遥感探测的叶绿素浓度时间系列数据可以近似地估计海洋的初级生产力。§6.1.3 水体类型（water case）我们根据决定海水光学特征的起主要作用的成分，对海水进行了光学分类。如果浮游植物及其“伴生”腐殖质对水体的光学特性起主要作用，则该水体被称为第一类水体。如果无机悬浮物（如浅水区海底沉积物的再次悬浮物和河流带来的泥沙）或黄色物质（又称有色可溶性有机物）对水体的光学特性起主要作用， 则该水体被称为第二类水体。大多数开阔海

10、域的海水接近于第一类水体。二类水体位于与人类关系最密切、受人类活动影响最强烈的近岸、河口等海域，其水色因子 悬浮物、叶绿素和黄色物质等是影响海水环境的重要成分，也是影响海水光学特性的重要参数。如果从水色遥感资料能可靠地推算出悬浮泥沙、叶绿素和黄色物质含量，我们就能够对近海、河口环境进行实时、长周期、大范围的监测和研究。§6.1.4 色素浓度（pigment concentration）在CZCS的产品说明中，叶绿素-a和褐色素浓度之和被称为浮游植物色素浓度，或简称色素浓度（pigment concentration）,并用C表示。褐色素是叶绿素-a的降解产品，这些降解产品是由叶绿素-

11、a酸化作用产生的。例如在以浮游植物为食的浮游动物肠内就会发生这种过程。褐色素与叶绿素-a在蓝色波段有类似的吸收特征，所以利用波段较少的水色扫描仪（例如CZCS）不可能把这些色素分开。现在大多数生物海洋学家认为，在大多数的海洋表层，褐色素（phaeopigments）最多只占色素浓度的3 8。除了叶绿素-a与褐色素外，海洋中有许多促进光合作用和抑光的色素，这些色素和叶绿素-a之和可能超过了色素生物量的95%。它们代表不同地点不同季节的浮游植物的集合。主要的浮游植物色素有1) 叶绿素Chlorophylls a, b,和c（Cabc）2) 光合的类胡萝卜素PSC：photosynthetic ca

12、rotenoids 3) 抑光的类胡萝卜素PPC ：photoprotectant carotenoids 次要的色素有1) 藻胆素phycobilin pigment,2) 藻红色素phycoerythrin pigment3) 藻青色素phycocyanin pigment藻青菌常在上升流区域出现,只有它们的藻华才会使这些次要的色素变得重要。其它的色素对海洋中的光吸收不重要。藻华是指浮游植物的大量繁殖，也称为藻类水华。一些研究发现：光吸收的95%是由Cabc, PSC和PPC造成的。海上调查表明：总色素和叶绿素-a的比值为1.8762.876，平均值为2.164(Aiken 等人,1995

13、)。类胡萝卜素成分的相对含量(如，PSC和PPC) ，随生物地理（生物光学）区域的不同而不同，随测量航次的不同而不同。CZCS的产品的色素浓度包括叶绿素-a和褐色素浓度（Ca+Cp）。NIMBUS实验小组认为这两种色素是主要的生物吸收源。之所以选择参数Ca+Cp，由历史的和方法的两方面原因导致。在1980年以前，人们用三原色光谱法和荧光法测量叶绿素-a。当浓度低时，这两种方法都不精确。由于其它干扰色素存在，Ca 和Cp 的估计值时高时低。其中叶绿素-b和叶绿素-c干扰的最显著(Aiken等人, 1995)。随着人们认识和技术的进步，同一传感器获得的资料可以依据不同算法生成多种不同的色素产品。例

14、如，CZCS色素浓度指叶绿素a和褐色素的浓度；SeaWiFS色素浓度指叶绿素a、b和c的浓度，也称为叶绿素生物量（chlorophyll biomass）的浓度。上述色素可使用高性液相色谱仪HPLC（High Performance Liquid Chromatography）分辨和测量。关于美国WATERS 公司的HPLC可查看网站。不同色素对光谱有不同的贡献，根据对光谱的细致分析可分辨色素的种类和定量地确定色素的浓度。国家海洋局海洋技术所（天津）遥感室拥有的HPLC可测定余种海水色素的浓度。关于一般的紫外可见光分光光度计可查看澳大利亚GBC公司的网站。紫外可见光分光光度计（Ultravio

15、let/Visible Spectrophotometer）可用于测定叶绿素a、黄色物质和悬浮泥沙等引起海水色素变化的三要素的浓度。中华人民共和国国家标准，海洋调查规范，海洋生物调查GB17378.7-1998对海水中叶绿素a的测定方法做出了明确规定。对海水中的活体叶绿素a 和海水浊度也可通过荧光原理和光衰减原理使用多参数水质监测仪测量。例如，日本Alec Electronics公司的CLOROTEC Model AAQ1183 (NEW ACL1183)，见http:/www.iijnet.or.jp/alec/，或者美国YSI公司的多参数水质监测仪YSI-6600，见http:/www.Y

16、SI.com；。植物中的叶绿素色素吸收光线，而植物本身又散射光线。这两个过程改变了探测器所观察的海洋的颜色。高产的水体看起来是蓝绿色的，有时是红色的（赤潮）。相比之下，纯水却是深蓝（近乎黑色）的。探测器可以在晴天时看到海的颜色。这就提供了绘制大面积浮游植物分布图的一个方法。表层的叶绿素浓度与海洋水色的关系有两种。一种是由观测数据得出的经验关系，另一种是由水的辐射传输方程得出的理论关系。§6.1.5 黄色物质(yellow substance or gelbstoff)黄色物质在影响海水的光学性质方面起重要作用，在全球碳循环中扮演重要的角色。海水中的溶解有机物 (DOM: Dissol

17、ved Organic Matter) 包含颗粒状有机碳（POC: Particulate Organic Carbon）和溶解的有机碳（DOC：Dissolved Organic Carbon）。不能通过0.41.0m滤膜的颗粒状有机碳称为POC，能通过这种滤膜的称为DOC。C14同位素的测量表明，DOC在化学上是稳定的，它在海洋中的滞留时间为3400年。在溶解的有机碳（DOC）中包含大量未能鉴别出化学组成成分的复杂大分子有机物，它能使水呈浅黄色；其分子量大都在2×103 2×104 碳单位之间，其中以3×103 5×103 碳单位 为最多。有色溶解有

18、机物 (CDOM: Colored Dissolved Organic Matter) 是DOM中有颜色的部分，它被通俗称为黄色物质(Yellow Substance或Gelbstoff)。黄色物质在蓝色波段强烈吸收光能。实验发现，在0.350.70m波段范围内，海水中黄色物质引起的衰减系数可表示如下： (6-1)式中ka( o) 是在波长0处的光衰减系数,0是某一任选波长，常数S在0.0110.016之间，。§6.1.6 气溶胶(aerosols)气溶胶是指悬浮在空气中的、由固体和液体颗粒与气体载体共同组成的多相体系。产生气溶胶的来源很多，沙漠地区、干旱或半干旱地区裸露地面、火山喷

19、发口、海洋洋面等都是自然气溶胶源。除自然源外，就是人为气溶胶源，它是指人类活动想大气排放气溶胶的源，以石化燃料燃烧的排放为主。另外，土地的沙漠化、植物燃烧、森林火灾也可以产生大面积范围高浓度的气溶胶。大的气溶胶粒子在重力作用下在空中滞留时间很短。小粒径（<10m）的气溶胶粒子在静止大气中由对流层上部落回地面需要几天到数十天。气溶胶粒子间的碰撞合并和、以及粒子与云滴和雨滴的并合是对流层中气溶胶清除的主要过程。另外，气溶胶作为凝结核，在过饱和的大气中凝结水汽形成云滴和雨滴，也是对流层中气溶胶清除的重要过程。气溶胶的空间分布非常不均匀。在对流层底部，源地附近处浓度值高。在时间上变化也很大。通常

20、人为气溶胶的粒径主要是在0.110m范围内，在这一范围内的气溶胶被称作稳定气溶胶，它能在对流层中悬浮超过数十天，在平流层中可悬浮一年以上；大于这一范围的气溶胶能对太阳短波辐射和长波辐射有较强的吸收作用，但是在空中停留时间很短；小于这一范围的气溶胶对于电磁辐射的影响较小。Li 等1994年45月在巴巴多斯上空测到最大的气溶胶浓度为209g/m3，一般都超过65g/m3。该地区的日平均值常常超过100g/m3。最大日平均散射系数(ASC)为160×10-6m-1。测量的气溶胶光学厚度(AOT)在550nm波长上一般超过0.2，最大值为0.72。气溶胶对辐射的影响有两种方式：一种是直接影响

21、，是指气溶胶直接散射和吸收电磁辐射；另一种是间接影响，这是指气溶胶作为凝结核，在大气中改变云滴的浓度和云滴在大气中存在的时间，通过云滴影响电磁辐射。气溶胶对电磁辐射的影响是双向的。它可以把太阳辐射向太空中散射，造成衰减；也可以吸收由地面而来的长波辐射，其作用与温室气体作用相似，形成增益。最终是衰减还是增益依赖于天空云的状态和地面反照度。例如在地面反照度小的地区，如海洋面，其向上的长波辐射小，此时气溶胶散射太阳光为主。§6.1.7 同溫层和臭氧（stratosphere and ozone）科学家将地球大气分为几层。环绕在地球表面至高空6-17 km范围内的一层大气称为对流层，对流层向

22、上至大约50 km左右的范围，就是通常所称的同溫层(stratosphere) 或平流层。在南北极地区，同溫层的范围是离地表6-50 km处的高度内，在赤道地区，同溫层的范围是离地表17-50 km处的高度内。同溫层被称为平流层，因为在该层大气以平流运动为主，极少发生垂直方向的对流运动。在对流层顶到距地表大约35 km的高度内，大气温度变化非常微小，这一高度平流层的大气温度非常低，大约在-80O 左右。自35 km 到平流层顶，气温随高度的升高而上升。平流层温度低，空气稀薄，极少水蒸气，在这一层也极少天气过程发生。由于离地越高空气越少，而紫外线則离地越近越弱，因此在某一个高度上，正好空气足夠多

23、，而紫外线足夠强的地方，会形成一层电离最强的区域，往上因空气供应不足而减弱，往下因紫外线减少也减弱。对地球电离层而言，它分布在自地球表面上約 50 公里到数千公里的大气内，依其电子密度随高度的分布不同，电离层又可分成 D、E、F三层。由于平流层的高度较对流层高，因此与到达地表的太阳辐射相比，平流层的太阳辐射含有更多的短波紫外辐射。一般将来自太阳的紫外辐射按照波长的大小分为三个区，波长在315-400 nm （1nm =10-9 m）之间的紫外线称为UV-A 区，该区的紫外线不能被臭氧有效吸收，但是也不造成地表生物圈的损害。事实上，这一波段少量的紫外线也是地表生物所必需的，它可促进人体的固醇类转

24、化成维生素D，如果缺乏会引起软骨病，尤其对儿童的发育产生不良的影响；波长为280-315 nm的紫外光称为UV-B 区，这一波段的紫外辐射是可能到达地表并对人类和生态系统造成最大危害的部分；波长为200-280 nm的紫外光部分称为UV-C 区，该区紫外线波长短，能量高，不过这一区的紫外线能被大气中的氧气和臭氧完全吸收，即使是平流层的臭氧发生损耗，UV-C 波段的紫外线也不会到达地表造成不良影响。    平流层中最重要的化学组分就是臭氧（O3）。臭氧在大气中通常分布在对流层和平流层中。在对流层中的臭氧对人类和生态环境是有害的。实际上，平流层保存了大气中90% 的臭

25、氧，位于这一高度的臭氧能有效地吸收对人类健康有害的紫外线（UV-B段），从而保护了地球上的生命。Chapman于1930年提出的关于平流层臭氧的生成和消耗化学过程是：来自于太阳的高能量的紫外辐射在到达地球表面之前，其中高能的紫外线使得高空中的氧气分子发生分解，成为两个氧原子，这个反应产生的氧原子具有很强的化学活性，因此能很快与大气中含量很高的氧分子发生进一步的化学反应，生成臭氧分子：O2 + O O3。生成的臭氧分子在平流层也能吸收紫外辐射并发生光解。实际上，平流层大气尽管远比对流层稀薄，但也含有一定量的水汽、含氮、氢或氯的化合物等。科学家发现，除了Chapman提出的能够去除臭氧的光解反应外

26、，平流层臭氧更重要的去除途径是催化反应机制：Y + O3 YO+ O2 ，YO+O Y+ O2 ，催化反应的净结果是：O3 + O 2O2 ；式中的Y代表平流层中的催化剂物质，即含氮化合物、含氢化合物、含氯化合物、含溴化合物和氟利昂等。在反应过程中，物质Y破坏了一个臭氧分子，但Y本身却并没有被消耗，它还可以继续破坏另一个臭氧分子，起这样作用的物质称为催化剂，上述的反应称为催化反应。通过以上的臭氧生成及消耗反应过程，臭氧和氧气之间达到动态的化学平衡，大气中形成了一个较为稳定的富含臭氧的大气层，其中臭氧浓度最大的高度大约在距离地球表面15-25km处，这一高度的大气层就是臭氧层。臭氧层对太阳的紫外

27、辐射尤其是UV-B段有很强的吸收作用，有效地阻挡了对地表生物有伤害作用的短波紫外线。虽然平流层臭氧对地球生命具有如此特殊重要的意义，然而事实上臭氧层在大气中只是极其微少和脆弱的一层气体。如果在摄氏零度的温度下，沿着垂直于地表的方向将大气中的臭氧全部压缩到一个标准大气压，那么臭氧层的总厚度只有3mm(毫米)左右。这种用从地面到高空垂直柱中臭氧的总层厚来反映大气中臭氧含量的方法叫做柱浓度法，采用多布森单位（Dobson unit，简称D.U.）来表示，正常大气中臭氧的柱浓度约为300 D.U.。 近三十年来，人们逐渐认识到平流层大气中的臭氧正在遭受着越来越严重的破坏。许多科学家很早就开展了对平流层

28、中臭氧的来源与去除过程的研究。1985年，英国科学家Farmen等人总结他们在南极哈雷湾观测站（Halley Bay）的观测结果，发现从1975年以来，那里每年早春（南极10月份）总臭氧浓度的减少超过30%。进一步的测量表明，在过去10-15年间，每到春天南极上空的臭氧层极其稀薄，与周围相比象是形成了一个“洞”，直径达上千公里。臭氧洞被定义为臭氧的柱浓度小于200 D.U.，臭氧层的破坏可以用臭氧的柱浓度、臭氧洞的面积以及延续的时间来描述。1987年10月，南极上空的臭氧浓度降到了1957-1978年间的一半。从那以后，臭氧浓度下降的速度还在加快，有时甚至减少到只剩30%。臭氧洞的面积也在不断

29、扩大卫星观测表明，臭氧洞的覆盖面积有时甚至比美国的国土面积还要大，1994年10月17日观测到的臭氧洞曾经一度蔓延到了南美洲最南端的上空。近几年臭氧洞延续的时间在继续扩展，1995年观测到臭氧洞的时间是77天，到1996年增加到80天，1998年超过了100天。臭氧层的损耗不只发生在南极，在北极上空和其它中纬度地区也都出现了不同程度的臭氧层损耗现象。观测发现，北极地区在一月至二月的时间，16-20km高度的臭氧损耗约为正常浓度的10%，北纬60o-70o范围的臭氧柱浓度的破坏约为5% - 8%。地面观测和卫星资料还显示我国在青藏高原存在一个臭氧低值中心。根据全球总臭氧的观测结果，除赤道地区外，

30、臭氧浓度的减少在全球范围内发生，臭氧总浓度的减少情况随纬度的不同而有差异，从低纬到高纬臭氧的损耗加剧，1978年至1991年间每十年的总臭氧减少率为1%-5%。（补充太阳光谱仪和臭氧检测仪的观测技术）§6.2 大气校正 (Atmospheric Correction)§6.2.1大气透射比大气校正方程(Atmospheric correction equation)可写为： (6-2)式中Li()是卫星在给定波段探测的辐射度，LR() 是大气的分子散射的辐射度（R是瑞利Rayleigh的缩写，大气分子对所有各波段的电磁波均属于瑞利散射）， LA() 是大气的气溶胶散射的辐射

31、度（A是气溶胶Aerosol的缩写，气溶胶粒子对可见光和近红外属于米氏散射）， Lr()是海面镜面反射, LW()是离水辐射度，t(,)是大气的漫透射比， T(,)是大气的直接透射比，是波长,是卫星天顶角。离水辐射是被表层海水散射的太阳辐射，不是海洋自发辐射，因此不用乘以发射比。根据（Gordon 和Morel, 1983），大气透射比(transmittance) t(,) 可由下式表示 (6-3)式中R是大气分子瑞利散射的光学厚度(Rayleigh optical thickness), A是气溶胶光学厚度(Aerosol optical thickness)，oz是臭氧光学厚度（ozon

32、e optical thickness），A是气溶胶（Aerosols）对太阳辐射的单次散射反照率（Albedo），R是大气分子（molecular）对太阳辐射的单次散射反照率，fA代表气溶胶向上散射概率, fR代表大气分子向上散射概率。根据Gordon等人的计算，对于漫透射来说fAA0.5， fRR0。所以，（6-3）可近似地简化为 (6-4)因为镜面反射的光比较强，这种情况下反射光在传播过程中的散射部分就可以忽略即fA =fR 0，由此大气的直接透射比可近似地简化为 (6-5)吸收和散射会使辐射损失，而多次散射的累积作用又使辐射增强。考虑以上两种作用，大气透射比t(,) 可表达为 (6-6

33、)式中R 表示多次瑞利散射的累积作用，A 表示多次气溶胶散射的累积作用。Sturm (1982)认为，R0.5，A0.1。所以，将R和A的估计代入到（6-6），获得的表达式与（6-4）相同。§6.2.2 离水辐射度的大小和分布将大气瑞利散射与气溶胶散射之和LR()+LA()改用粒子散射项Lp()表达，大气校正方程（6-2）可改写为 (6-7)表6-1显示了沿岸带水色扫描仪CZCS接收的（6-7）右侧三项各自对辐射度贡献的百分数。表6-1: 海面离水辐射(t Lw)、大气散射(Lp)、表面反射(T Lr)对卫星传感器接收到的可见光波段信号的贡献(引自Sturm, 1981a) 波长(n

34、m) 对信号的贡献(%)清水 浑浊水t Lw Lp TLr t Lw Lp TLr 44052055067075014.417.584.481.284.296.397.01.51.918.132.334.966.664.182.41.01.21.5表6-1表明，可见光波段传感器接收的信号，主要是由大气散射Lp()贡献的。包含着海洋信息的离水辐射度的贡献占的份额不到20%；在没有出现太阳耀斑出现的情况下，海面对阳光的直接反射占的份额不到2%。因此，大气校正对于水色遥感时特别重要；这也说明海水是一种暗散射体，水色扫描仪

35、对信噪比的技术要求也应更高。图 6-1显示了在一个辐射度模型中(Esaias 等人, 1998)，卫星在太空可能探测的辐射度和海水对太阳光后向散射的离水辐射度的大小和分布。离水辐射度包含了海洋叶绿素浓度的信息。通过对在各个波段离水辐射度的大小和斜率特征的研究，可获得叶绿素反演算法。图 6-1的下部还显示了三种水色传感器（COCTS、MODIS和SeaWiFS）、一个陆地卫星传感器（TM）和一个气象卫星传感器（AVHRR）的波段的位置，横杠长度表明了各波段的带宽。可以看到，我国HY-1卫星装载的中国海洋水色和温度扫描仪（COCTS）的8个可见光波段位置与宽度非常类似于美国海星卫星（SeaStar

36、）上装载的8波段的宽视场海洋观测传感器（SeaWiFS）；不同的是，COSTS比SeaWiFS多设了两个热红外波段，这两个热红外波段可以探测海表面温度。与陆地卫星（LANDSAT）装载的主题绘图仪（TM）和气象卫星（NOAA）装载的传感器（AVHRR）等相比，水色卫星的波段被设计得更多和更窄。 图 6-1: 上部显示了在叶绿素-a浓度极低和极高情况下，卫星分别在大气层顶和海表面探测的在400-900nm波长范围的向上辐射度；下部显示了6个水色探测器、1个陆地探测器和4个气象探测器在400-900nm波长范围的波段设置。图6-1中，上部两条几乎重合的曲线分别代表在叶绿素-a浓度极低（0.01mg

37、/m3）和极高（10.0mg/m3）情况下卫星在大气层顶（TOA: top-of-atmosphere）探测的辐射度的Li()；在图的右侧看，从上往下数第三条曲线代表在叶绿素-a浓度极高（10.0mg/m3）情况下在海表面的离水辐射度的LW()；在图的右侧看，从上往下数第四条曲线代表在叶绿素-a浓度极低（0.01mg/m3）情况下在海表面的离水辐射度的LW()。请注意，图中标识大气层顶辐射度的两条曲线基本重合，这是对数纵坐标对较高的辐射度不能显示出辐射度较小变化的缘故。图下部显示了11个传感器的波段设置，COCTS是我国HY-1卫星装载的中国海洋水色和温度扫描仪，MODIS是美国宇航局于199

38、7年发射的地球观测系统卫星（EOS-AM，TERRA）和2002年发射的地球观测系统卫星（EOS-PM，AQUA）上装载的36波段的中等分辨率成像光谱仪，SeaWiFS是美国宇航局于1997年发射的海星卫星（SeaStar）上装载的8波段的宽视场海洋观测传感器，CZCS是美国于1978-1983年运行的雨云（Nimbus）卫星上装载的沿岸带水色扫描仪，MOS是德国于1996年分别搭载在俄罗斯和印度的太空平台上的模块化电眼扫描仪，MERIS是欧空局于2002年发射的ENVISAT-1上装载的中等分辨率成像光谱辐射计，TM是美国陆地卫星LANDSAT上装载的主题绘图仪，AVHRR/3是美国NOAA

39、-15气象卫星上装载的改进型甚高分辨率辐射计，MVISR是我国FY-1气象卫星装载的多功能可见光和红外扫描辐射计，VISSR是我国FY-2C/D/E气象卫星装载的可见光和红外自旋扫描辐射计，HIRS/3是美国NOAA-15气象卫星上装载的测大气层垂直空气柱的高分辨率红外辐射探测仪。§6.2.3 大气分子、臭氧和气溶胶的光学厚度大气的分子组分已知的，并且各组分比例一般是稳定的；然而，气溶胶的分布是随空间和时间变化的。因此，可以方便的把大气分子的瑞利散射分离出来。大气分子的光学厚度R()主要是由大气分子散射造成的，而与吸收关系不大。与可见光波长相比，大气分子直径很小；因此，可用瑞利散射理

40、论。对于遥感来说，相当精确的R()的表达式如下(Robinson, 1985; Sturm, 1981a) (6-8)式中波长的单位是, P(z)是高度z处的大气压, Pn(0) 是15ºC 时海平面的标准大气压。 臭氧光学厚度oz() 是由臭氧吸收引起的，它可从臭氧的全球分布资料计算获得(Sturm, 1981a；McClatchey 等人, 1972)。气溶胶散射的计算比较复杂；由于气溶胶粒子远大于大气分子，所以只能使用米氏理论进行研究。Sturm (1981a, 1983)讨论了计算气溶胶光学厚度A的方法，该方法需要使用局地气象能见度资料。但是，这并不是卫星数据大气校正的可靠方

41、法。Robinson(1985)研究得出A和波长的关系如下 (6-9)或者另一等价形式 (6-10)式中B是埃斯特朗（Angstrom）指数。上式适用于陆地情况（0.8<B<1.5），对于海洋大气却不太有效；由于埃斯特朗指数的存在，更增加了式子的不确定性。§6.2.4 气溶胶散射的辐射度设辐照度E（）与辐射度L（,）之比为Q，它被称为体积散射相函数（volume scattering phase function） (6-11)式中采用辐射度（radiance）的积分代替了辐照度（irradiance），二者之间的相互关系是根据它们的定义获得的。体积散射相函数Q依赖于介质

42、的光学性质；对于光学上各向同性的介质，计算表明Q = 。由（6-11），气溶胶散射的辐射度可表示为 (6-12)式中LAero(,) 是气溶胶散射在大气层顶（平流层以上）的辐射度，Esc() 是气溶胶散射产生的在海面附近的辐照度，toz() 是在平流层的臭氧引起漫透射比。气溶胶散射的辐照度与气溶胶吸收的辐照度之比等于气溶胶的散射系数与衰减系数之比，所以 (6-13)式中0(,)|Aero是（4-31）定义的单散射反照率（Albedo），它代表气溶胶的散射系数与衰减系数之比；气溶胶吸收的辐照度Ea() |Aero等于 (6-14)式中A是对流层里的气溶胶的光学厚度， ES ( ) 是经平流层里的

43、臭氧衰减后的太阳辐照度，ES ( ) exp(-A ) 是又经对流层里的气溶胶衰减后的太阳辐照度。 ES ( ) 与达到大气层顶（TOA: Top of Atmosphere）的太阳辐照度E0 ()的关系是 (6-15)式中S是太阳天顶角（sun zenith angle），oz是平流层里的臭氧的光学厚度。代入以上公式到（6-12），气溶胶散射的辐射度LAero (,)可表示为 (6-16)假设在平流层的臭氧引起漫透射比toz()、气溶胶单散射反照率0(,)|Aero和体积散射相函数Q近似地与波长无关,由（6-16）可得 (6-17)式中0是一个选择的波长。引进气溶胶校正因子(, 0) (6-

44、18)通过海上调查可获得气溶胶校正因子(, 0) 随波长变化的曲线。将（6-18）代入（6-17），可获得 (6-19)式中ES () 已由（6-15）提供，气溶胶校正因子(, 0) 已由(6-18) 提供。由（6-2），气溶胶散射在大气层顶的辐射度LAero( 0) 可通过下式获得 (6-20)式中t是大气透射比。对于第一类水体，在近红外波段0 ，海面镜面反射Lr ( 0 )和离水辐射度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) 是气溶胶米氏散射在近红外波段0的辐射度, Li (0) 是卫星传感器接收的在近

45、红外波段0的辐射度，LR (0) 是大气分子瑞利散射的辐射度。类似（6-16），大气分子瑞利散射的辐射度LR (0) 可由下式计算 (6-22)式中的大气分子光学厚度R由公式(6-8)给出，ksc 是大气分子散射衰减系数，ka 是大气分子总衰减系数，它们可根据瑞利散射理论计算获得。将（6-22）代入（6-21），可获得LAero ( 0 ,) ，将（6-21）代入（6-19），可获得气溶胶散射的辐射度LAero ( ,) 。对于第一类水体，近红外波段的离水辐射度LW (0) 0。我国水色传感器COCTS、美国水色传感器SeaWiFS和MODIS在近红外都有两个波段。因此，可以使用水色传感器估计

46、气溶胶米氏散射在近红外波段0的辐射度LAero (0) ；然后通过（6-19），可计算在任意波长上的气溶胶散射的辐射度LAero ()。对于第二类水体，也可以发展类似的估计方法。§6.2.5 大气校正方程（Atmospheric Correction Equation）考虑更详细一些, 大气校正方程可写为 (6-23)式中Li ( ) 是卫星探测的波长为的辐射度，LR ( ) 是空气分子瑞利散射的辐射度，LA ( ) 是气溶胶米氏散射的辐射度，LRA ( )是分子和气溶胶散射共同作用的辐射度，LW ( )是离水辐射度，LWC ( ) 是海表面白冠（White Caps）引起的辐射度,

47、 Lr() 是海表面镜面反射（可能包括太阳耀斑的影响），t是大气的漫透射比，T是直接透射比。如果所得数据中Lr ( ) 的值很大，说明太阳耀斑的影响不可忽视，该数据应舍弃。 §6.2.6 遥感反射率Rrs（Remote Sensing Reflectance）和总遥感反射率Trs在第四章我们已经介绍，辐照度E ( f ) 的常用单位是Wcm-2 Hz-1，辐射度L(f)的常用单位是Wsrcm-2 Hz-1 。根据定义，辐照度E(f)（Irradiance）与辐射度L(f)（radiance）的关系是 E(f)= (6-24)式中辐射度L(f)也经常被称为辐亮度。遥感反射率Rrs（re

48、mote-sensing reflectance）的定义是 (6-25)式中遥感反射率RRS的单位是sr-1，LW 是海面的离水辐射度，Ed为太阳在水表面的下行辐照度（downwelling irradiance），LWN 是标准化化离水辐射度，F0为平均日地距离处的大气层外垂直入射的太阳幅照度(extraterrestrial irradiance)。由于海水表面对天空光的反射混淆在离水辐射中，所以公式(6-25)中Rrs不容易获得，我们可以转而使用另一个中间物理量 总遥感反射率（total remote-sensing reflectance）TRS，其定义式为 (6-26)式中Lu是上行

49、辐射度（upwelling radiance），它由三部分组成 (6-27)式中Lsky是天空辐射度，rLsky是水面反射到传感器中的天空辐射度，r是海气界面的菲涅耳反射率，Ed代表下行辐照度误差，代表误差与下行辐照度之比，（6-38）给出了太阳下行辐照度Ed的定义。方程(6-27)两边同除以Ed，并代入(6-25)和(6-26)式，得 (6-28)式中SRS是天空光输入（sky input）比，它代表天空辐射度与太阳下行辐照度之比。使用地物光谱仪和标准反射板能够比较容易通过测量获得总遥感反射率TRS与SRS。§6.2.7 MODIS的大气校正方程（Atmospheric Corre

50、ction Equation of MODIS）根据辐射度和辐照度的定义，对于光学上各向同性的介质，我们可以导出一个关系式L= E ；对于光学上各向异性的介质，我们有一个普遍的关系式LQ=E，式中Q是体积散射相函数。MODIS算法组定义反射率如下, (6-29)式中E0 () 代表达到大气层顶（TOA: Top of Atmosphere）的太阳辐照度，S是太阳天顶角，分母代表达到海面的太阳辐照度（这里忽略了臭氧光学厚度的影响）。代入（6-29）到(6-23)，（6-23）变成 (6-30)这就是MODIS的大气校正方程 (Esaias 等人, 1998) 。§6.3 生物光学算法的物理基础(Physical Bases of Bio-Optical Algorithms) §6.3.1离水辐射度（Water-Leaving Radiance）利用生物光学算法估计光谱分布，就可以量化叶绿素浓度和其它产物。生物光学