第二章遥感电磁辐射基础

2电磁波辐射源2.1黑体辐射2.2黑体辐射定律2.3一般辐射体和放射率2.4基尔霍夫定律黑体：对任何波长的辐射，反射率和透射率都等于0。黑体是一种志向的吸取体，自然界没有真正的黑体。人工制造的接近黑体的吸取体2.1黑体辐射2.2黑体辐射的定律2.2.1普朗克公式2.2.2斯蒂芬－玻尔兹曼定律2.2.3维恩位移定律描述黑体辐射通量密度与温度、波长分布的关系。2.2.1普朗克公式h:普朗克常数6.6260755*10-34W·s2k:玻尔兹曼常数，k=1.380658*10-23W·s·K-1

c:光速;λ:波长（μm）;T:确定温度（K）变更特点：(1)辐射通量密度随波长连续变更，只有一个最大值；(2)温度越高，辐射通量密度越大，不同温度的曲线不相交；(3)随温度上升，辐射最大值向短波方向移动。普朗克公式图示：2.2.2斯蒂芬－玻尔兹曼定律对普朗克定律在全波段内积分，得到斯蒂芬－玻尔兹曼定律。辐射通量密度随温度增加而快速增加，与温度的4次方成正比。含义？σ:斯蒂芬－玻尔兹曼常数，5.6697＋－0.00297）×10－12Wcm-2K-4

红外装置测试温度的理论依据。2.2.3维恩位移定律b:常数，2897.8±0.4μm·K高温物体放射较短的电磁波，低温物体放射较长的电磁波。常温（如地表300K左右，放射电磁波的峰值波长9.66μm）针对要探测的目标，选择最佳的遥感波段和传感器。2.3一般辐射体和放射率对于一般物体而言，须要引入放射率（热辐射率、比辐射率），表明物体的放射本事。非黑体的辐射通量密度与同一温度下黑体辐射通量密度的比值。放射率与物质种类、表面状态、温度等有关，还与波长有关。依据放射率与波长的关系，辐射源可以分为：1）黑体2）灰体3）选择性辐射体

2.3一般辐射体和放射率2.4基尔霍夫定律在给定温度下，任何地物的辐射通量密度W与吸取率α之比是常数，即等于同温度下黑体的辐射通量密度。放射率等于吸取率。好的吸取体也是好的放射体，假如不吸取某些波长的电磁波，也不放射该波长的电磁波。热红外遥感主要内容热红外遥感概况地表物质的热学性质地表温度的反演热红外遥感图像的特点白天热效应热红外遥感应用热红外遥感就是利用星载或机载的传感器收集、记录地物的热红外信息，并利用这种信息来识别地物和反演地表参数（温度、湿度、热惯量）的技术系统热红外遥感波段范围其中（3-5微米）热辐射和太阳辐射的反射部分同时考虑；（7-18微米）辐射热红外有人把“热红外”叫做“远红外”热红外遥感概况热作用与温度温度是物质分子热运动平均动能的度量，描述了物质内部分子热运动的猛烈程度。分子运动温度为热力学温度，又称为物体的真实温度。辐射温度：对于黑体，物体的辐射温度等于它的动力学温度，但是真实物体：热遥感器所记录的辐射温度小于它的真实温度，因为放射率小于1亮度温度当一个物体的辐射亮度与某一黑体的辐射亮度相等时，该黑体的物理温度就被称之为该物体的亮度温度（亮温）。亮度温度具有温度的亮纲，但不具有温度的物理含义。为什么要测量地表温度？地表温度是地-气系统探讨能量平衡的一个关键因子。除了太阳辐照度之外，地-气界面全部的通量都可参数化为温度的一个函数是全球的水循环，地表、大气能量循环的重要因素作为GCM模型（全球环流模型）的初始化数据。可干脆验证GCM输出的地表温度是植物生长的重要因素如何获得地表温度？利用温度计或其它点接触探测头测定受时间和空间的限制，没有足够的空间覆盖数据受其它外界环境的影响很难获得精确的表面温度利用热红外辐射仪来测定在局部尺度上：地面测量在大、中尺度上：卫星（遥感反演）空间测量测量的量是波谱辐射能Ts，e,大气和四周环境比辐射率描述非黑体热辐射实力与热辐射方向性的重要参数比辐射率是物理的固有的物理属性，不仅仅依靠于地物的组成成分，与物体的表面状态（表面粗糙度）及物理性质（介电常数、含水量、温度等）有关，是波长和观测角度的函数如何获得表面比辐射率？依据室内、外测量波谱辐射仪辐射仪结合CO2激光仪（主动与被动结合）黑箱子须要假定表面温度和比辐射率在测量过程中不变从卫星上测定依据可见光和近红外光谱信息的统计关系依据热红外光谱仪里最小e和在最大相对比辐射率之差（MMD）的统计关系利用多时相数据假定：eday=enight或eday1=eday2地球表面的热辐射地球地表温度大约300K，地表的热红外辐射能量由地表比辐射率和地表温度两个因素确定地表温度是地球、太阳、大气相互作用的结果水的循环地表热学性质热容HeatCapacity(C):温度每上升1度，对应热能(Q)增加量的度量。表示了一种材料存储热的实力,单位为cal℃-1。(与物体大小有关)比热specificheat(c):确定条件下单位质量的物质上升1℃所需的热量，单位为Jg-1℃-1地表物质的热学性质热传导率ThermalConductivity(K):热量通过物体的速率的度量。单位时间内通过单位面积的热量与垂直于表面方向上的温度梯度确定值之比。单位为Wm-1K-1。热惯量ThermalInertia(P):物质对温度变更的热反应的一种量度（一种材料对温度变更的阻抗，保持原有温度的实力），确定于热传导率(K)，热容量(C)和密度(r)。P=(Kcρ)1/2单位：Jm-2s-1/2℃-1P是对热传过两种材料边界处的速率的度量，比如空气/土壤。大的P对应一个加热/制冷周期的小的温度变更。地表物质的热学性质热扩散率Thermaldiffusivity(d):表征物质内部温度变更的速率，其值确定于单位时间内沿法线方向通过单位面积的热量与物质的比热、密度、法向上温度梯度三者的乘积之比。d=K/(cr)单位为m2s-1地表物质的热学性质几种地物的热学度量水沙土玄武岩不锈钢K0.00140.00140.00500.030c1.00.240.200.12d1.01.822.807.83P0.0380.0240.0530.168以上物质中，哪种物质在一天24小时的周期中，温度波动最大？K热传导率c比热d密度P热惯量（不锈钢最大）热辐射与地面的相互作用在热平衡条件下：E1=Ea+Er+EtE1入射能；Ea吸取能；Er为反射能；Et为透射能，他们都是波长的函数1=Ea/E1+Er/E1+Et/E1分别表示局地热平衡，指瞬时间热交换特别缓慢，物体向外辐射的能量基本等于从外界吸取的能量，此时处于热平衡状态。一般为0地表温度的反演—热红外遥感的主要原理假设地表和大气对热辐射具有朗伯体性质，大气下行辐射强度在半球空间内为常数，则热辐射传输方程Ll=elt0lBl(Ts)+(1-el)t0lL0l+L0lLl为传感器所接收的波长为λ的热红外辐射亮度Ts地表温度，Bl(Ts)为地表温度Ts时的普朗克黑体辐射度L0l大气下行辐射L0l大气上行辐射l为波长为λ的地表辐射率tl大气透过率被测目标大气传输光学系统探测器信号读出制冷装置信号处理显示热红外系统组成热红外遥感图像的特点热红外遥感图像与可见光/近红外图像具有明显差别MorroBayasRecordedInDifferentTMbands

TM1TM2热红外遥感图像的特点

TM3TM4

TM5TM6warmerslopes热红外遥感图像的特点TM1TM7TM6WaterpocketFoldwhitesandstone白天热效应热红外图像随时间变更明显白天的图像类似于常规的航空相片（光照、阴影）；黎明前温差明显减小（无阴影），可以看到局部热岛效应，以及由沥青铺设的路面。白天黎明前白天热效应在一天的周期中(diurnalcycle),地表50~100cm被交替地加热、制冷。日平均地表温度通常与平均气温相近。5种表面24小时的辐射温度变更思索：依据右图预料沙漠表面及非流淌水体在凌晨4点和下午2点的相对灰度变更热红外遥感的困难性热红外遥感的大气影响更为困难热红外波段，大气散射作用不强，但大气分子与悬浮粒的吸取作用却特别明显。热红外信息，除受大气干扰外，还受地表层热状态的影响，如风，气温，湿度等微气象参数，土壤参数，植被覆盖，地表粗糙度，地形地貌影响地物本身的热过程是困难的。地物从热辐射的能量吸取到能量放射，存在一个热存储和热释放过程，整个过程存在滞后效应热能的传递有多种方式（传导、对流、辐射）显热交换：地表热能与大气交换；潜热交换：地表水分蒸发的能量交换。热探测器所获得的物体放射信息包含两个重要的信息，即物体的温度和以及表示物体辐射实力的比辐射率，温度与比辐射率的分别是热红外遥感的难点；热红外遥感图像的空间辨别率一般低于可见光-近红外遥感图像，所以，混合像元问题特别严峻。热红外遥感应用灾难调查与监测，如林火监测土壤水分监测地质找矿，地热调查环境污染监测城市热岛效应等等热红外遥感应用林火初期，几处可见在和俄罗斯接壤处，但我国境内没有热红外遥感应用1987年5月7日.我国有三处火源，其中一处没有扩散热红外遥感应用1987年5月8日早晨，我国境内的森林大火快速扩散热红外遥感应用林火的最终状态林火表面和破坏面积清晰可见.地表温度正常分布地震前出现热红外异常地