ERS-1 (欧空局)
14
2 (MWR)
8-12
3.7,11.0 12.0
90m/无 1km×1km
AVHRR甚高分辨率 NOAA-11 (美 5
0.58-12.4
1.1km
辐射仪
国)
星下点/无
CERES云和地球
EOS
3
0.3-12.0
21km
辐射能系统
(美国)
星下点/无
HiRDLA高分辨率临界动
EOS
20.4m/无
0.753-11.77 13km/2km
0.5-12.5 78m,156m/无
ISTOK-1红外光谱辐射仪 PRIRODA-1 64
系统
(俄罗斯)
0.4-16.0
0.75-3km/无
LISS-3线形成像自扫描传 IRS-1C/1D
4
感器3型
(印度)
0.52-17.5
23.5m/无
21urad 陆地表面,水和云
dId (,)I(,)B (,)
d I(d , )I(, )B (,)
无散射大气LW辐射传输方程
向上和向下强度的解为
热红外辐射的大气传输方程
（1）地球与大气都是发射红外辐射的辐射源； （2）通过大气中的任一平面射出的都是具有各个方向的漫射辐射； （3）只考虑吸收作用，忽略散射； （4）必须把大气的发射和吸收同时考虑； （5）假定大气是水平均一的。
扫描仪
AT-1(欧)
SR扫描辐射仪
FY-2中国
3
SROM海洋监测 光谱辐射仪
ALMAZ-IB 11 (中/俄)
TMG温室气体 干涉监测仪
VIRS可见光 红外光扫描仪
ADEOS (日本)
TRMM
5
(美国,日本)
VISSR可见光红外光
GMS
2
旋转式辐射扫描仪
(日本)
VISSR可见光红外光 METEOSA
160urad
气象
海洋叶绿素 生物生产率
10
温室气体制图
3.75,10.8 12.0
2km/无
0.5-0.75 10.5-12.5
1.252.5km/无
0.5-12.5
2.5×2.5km
18
0.14
5×5km/无
云辐射
地球制图 云覆盖
地球 大气观测
主要的航空成像红外光谱仪
传感器 AMSS航空多光谱扫描仪
d ,L k ,sedc ( u L , B ,T)
或者写为
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
这种形式的传输方程又称为Schwarzchild方程。
这个传输方程是一个一阶线性微分方程。给出边条件就可得解。下面分
别对于L↑及L↓给出边界条件。
(1) 在大气上界 u 处u，z 由于宇宙空间没有长波辐射投入，故有： 时u， uz ，L,(uz) 。0 F(uz) 0
90
2.5-7.0
90
6.0-14.5
100
1.0-5.2
工作期间 始于1985年
视场 (度)
92
瞬时视 场mrad
2.1×3.1
用途 环境监测
始于1991年 65或104 2或5.0
云,陆地测量
始于1993年
80
1.2×1.2 陆地表面观测
始于1993年 始于1994年 始于1986年 始于1991年
潜传 分 热导 子
热
土 壤 热 通 量
地表温度是
地球表面与大气 相互作用过程中 的一个动态的热 平衡参量，它综 合了地表与大气 之间能量交换的 全部结果。
·热红外遥感是一种重要的对地观 测手段 地表温度与海面温度 ·热红外遥感在环境动态监测中具 有宏观、动态的优点，如农作物旱 情遥感监测、全球环境变化和中长 期天气预报研究； ·热红外遥感信息机理研究是遥感 定量化的关键环节 ·与海面温度相比，陆面温度由于 地表的复杂性面临更多的困难。
1km×1k m
云,海面温度
1.4 海面温度植被,气
溶胶
78
24
地球辐射平衡
1km×10 km
大气温度 水分及化学
碳循环
大气温度湿度
大气
8.78
中等分辨率
制图
大气辐射
陆地和 水资源管理
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
MODIS中等高分辨率成
EOS
36
像光谱辐射仪
（美国）
SCARAB辐射收支 POEM/ENVIS 4
国别
波段数
澳大利亚
6
波段范围 ()
8.5-12.0
ASTER模拟仪器
美国
20
8-12
CIS中国成像光谱仪
DAIS-7915数值式 航空成像光谱仪
DAIS-16115数值式 航空成像光谱仪
GER-63通道扫描仪
中国 美国 美国 美国
1
3.53-3.94
2
10.5-12.5
1
3.0-5.0
6
8.7-12.7
Ø 地气系统发射的能量也称为热红外辐射或地球辐 射。
Ø 大气中各种气体能够捕获热红外辐射是大气的特 性，所以称为大气效应，也称为温室效应。
大气长波辐射传输的特点
Ø 通常假定局地热平衡的无散射平面平行大气；
Ø 各种气体成份在长波波段有很多吸收带；
Ø 长波波段分子散射截面很小，可以忽略
l 空气分子Rayleigh散射截面与波长四次方成反比，地气热辐射 98%在4~120微米范围
l 吸收率几乎不随波长变化； l 吸收率接近黑体
海洋
0.96
石灰石
0.91
麦地
0.93
黄土
0.85
雪 砂土 草地 黑土
0.995 0.89 0.84 0.87
无散射大气LW辐射传输方程
辐射传输的普遍方程
d I( d ;,) I( ;,) J ( ;,)
Ø 考虑局域问题时，大气处于热力学平衡状态，同 时是平面平行结构。按波数域表达为
6
3.0-5.0
12
Байду номын сангаас
8.0-12.0
6
8.0-12.5
ISM红外成像光谱仪
MAS MODIS航空 模拟仪器
MIVI多光谱红外 及可见光光谱仪 MUSIS多光谱
红外照相机 SMIFTS空间可调成像傅立
叶变换光谱仪
法国 美国 美国 美国 美国
64
1.6-3.2
50
0.547-14.521
10
8.2-12.7
气系r统的全球反照率，则由斯蒂芬-玻尔兹曼发射
定律，我们得到平衡方程：
Ø S ·ae2( 1 r) = Te4 ·4ae2
ae是地球半径；S是太阳常数，代表在大气顶获得 的能量；Te代表地气系统的平衡温度。
于是有：Te = [S (1 r) /4 ]1/4 约为255 K
Ø 根据第1章的普朗克定律和维恩位移定律可知， 由地球和大气发射的辐亮度小于太阳辐射的强度， 而地球辐射场的峰值强度的波长大于太阳辐射峰 值强度的波长。
水汽红外区吸收带很强，又占有较宽的波段，是最主要的吸收物质， 即使在大气窗区也仍然有不可忽略的弱吸收作用，如果对海面温度的 测量精度要求在±0.5℃以内，则修正大气效应便成为SST的主要问题。
大气在14微米以上，可以看成是近于黑体。地面14微米以上的远红 外辐射，不能透过大气传向空间。
除非有云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射 削弱极小，可以忽略不计。即使有云时，云中对长波的吸收作用很大， 较薄的云层已可以视为黑体。
3
自旋辐射扫描仪
T
(欧空局)
0.4-14.5 0.2-50.0 0.55-12.0 0.405-12.5
0.33-14.0
250m,500m, 1km/无 60km/无
5.73km/无
600m 星下点/无
10km/2-6km
250,5001 地球物理过程大气
000m
海洋陆地
100 48×48 全球辐射收支
0.5
化学蒸发
光谱特征
0.77
陆地表面观测
热外遥感应用
地球表面热量平衡示意图
射入太阳辐射 行星反照率
100
31
红外热辐射
69
云
和 大
到直
气 反
达接
射
地通
放大 射气
大气吸收 （云）
表过
经 过 大
地大
球 反
气
气
射
（
太
云 ） 散 射
阳 辐 射
放 射
光合作用
地 球
放 射
大气（云）下行辐射
反 射 大 气
显 热
大气不仅是削弱热红外辐射的介质，而且它本身也发射热红外 辐射，有时甚至发射的辐射会超出吸收的部分。
总之，热红外辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射在无散射 但有吸收又有发射的介质中的传输。
热红外光谱和温室效应
Ø 地气系统维持辐射平衡状态，吸收太阳辐射的同 时，也向太空发射辐射，地气系统发射的辐射称 为热红外辐射。由能量守恒原理，令 表示地
先考虑ｚ高度以上气层向下的辐射。对于光学质量为du的气层元，自
方向，射入此气层的辐射 要经过L ,
光du学s质ec量的吸收。此微分
层对于 的吸L收 , 率为 ： A
A
dL L
k0,secdu
按照基尔霍夫定律，A 也就是气层元在 方向上的放射率。气层在 方向放射的辐射亮度为 A B, :
A B , k0 ,sedc B u ,T