第十一章 海洋卫星遥感

第十一 章卫星海洋遥感

11.1引言

11.1.1卫星海洋遥感及空间海洋观测历史背景

卫星海洋遥感，或称空间海洋学，是利用电磁波与大气和海洋的相互作用原理，从卫星平台观测和研究海洋的分支学科。它属于多学科交叉的新兴学科，其内容涉及物理学、海洋学和信息学科，并与空间技术、光电子技术、微波技术、计算机技术、通讯技术密切相关。卫星海洋遥感是20世纪后期海洋科学取得重大进展的关键技术之一。

空间海洋观测始于1957年苏联发射的第一颗人造地球卫星。1960年4月美国宇航局(NASA)发射了第一颗电视与红外观测卫星TIROS—Ⅰ，随后发射的TIROS—Ⅱ卫星开始涉及海温观测。1961年美国执行水星计划，宇航员有机会在高空亲眼观察海洋。其后，Gemini与Apollo宇宙飞船获得大量的彩色图象以及多光谱图象。尽管这些航天计划主要试验目的是空间技术，但它已展现了从卫星观测和研究海洋的潜力。

1969年NASA在Williams大学召开研讨会，推动了1973年Skylab航天器和1975年GEOS—3卫星高度计的发展。地球实验海洋卫星GEOS—3主要用于测量卫星至海面的距离。天空实验室Skylab航天器同时证实了可见光和近红外遥感对地球进行连续观测的潜力。以此为基础，NASA研制了一系列高分辨率多光谱扫描仪。这些扫描仪装载在Landsat系列卫星上沿用至今，除陆地信息外，提供了有关河口和沿岸水域的海色及浑浊度信息。同时，美国海洋大气局(NOAA)在1970年1月发射改进型TIROS卫星，在1972—1976年发射NOAA—1,2,3,4,5卫星，这些卫星装载了红外扫描辐射计和微波辐射计，用以估计海表温度和大气温度、湿度剖面，主要用于气象学研究。

1978年美国NASA发射了三颗卫星，为海洋观测和研究提供了一种崭新的技术手段。这三颗卫星是：喷气动力实验室(JPL)研制的SeasatA卫星，God－dard空间飞行中心(GSFC)研制的TIROS—N和Nimbus—7卫星。它们充分展现了卫星对海洋的监测能力。

第一颗海洋实验卫星SeasatA上装载了微波辐射计SMMR、微波高度计RA、微波散射计SASS、合成孔径雷达SAR、可见红外辐射计VIRR等5种传感器。提供的海洋信息包括海表温度、海面高度、海面风场、海浪、海冰、海底地形、风暴潮、水汽和降雨等。虽因电源故障，SeasatA寿命仅为108天，却获得极其宝贵的大量的海洋信息。因此，SeasatA被称为卫星海洋遥感的里程碑。

TIROS—N上装载高级甚高分辨率辐射计AVHRR和TIROS业务化垂直探测器TOVS。NOAA于1981年推出MCSST卫星海表温度业务化反演算法。因此，TIROS—N奠定了卫星海表温度进入气象、海洋业务化预报的基础。它实际上是NOAA—6及其后发射的NOAA极轨系列卫星的样机。

Nimbus—7装载了7台传感器，其中多通道扫描微波辐射计SMMR和沿岸带海色扫描仪CZCS与海洋观测有关。CZCS专用于海色测量，它奠定了海色卫星遥感的基础。1978—1986年间CZCS提供了8年的全球海色图象以及海洋次表层叶绿素浓度参数。

上述三颗卫星构成了海洋卫星的三部曲，它标志着卫星海洋遥感新纪元的开始，并反映了可见光、红外、微波海洋遥感的概貌。

11.1.2卫星海洋遥感系统

一、空间平台及轨道

装载传感器的空间运载工具称为空间平台，它包括人造卫星、宇宙飞船、天空实验室等。卫星作为海洋遥感的空间平台，除安装传感器外，还有如下设备：电源、热控制器、方位控制器、数据处理系统等。电源通常采用太阳能电池，并与蓄电池相连以提供夜间能源。热控制器为保证传感器及其它电子装置正常工作。方位控制器用于控制空间平台的方位，例如极轨卫星，必须控制其缓慢自转并使卫星的同一侧面保持

朝下并指向地心。假设地球是形状规则、密度均匀的正球体，仅考虑地球引力，则卫星按椭圆轨道运行，地球位于椭圆的一个焦点上。卫星距地面的距离为

式中θ为卫星近地点(轨道离地球最近的点)与所处位置的半径矢量之间的夹角，e为卫星椭圆轨道的偏心距，a为椭圆的长半轴。θ、a、e为表征卫星位置的三个轨道参数。卫星沿轨道运行的周期为

式中G为重力常数，M为地球质量，GM=3.98603×1014m3/s2。如果轨道为圆形，则卫星的水平速度为

地球平均半径)，则(11—3)式可用h和g表示为

二、卫星传感器

目前用于海洋观测的所有卫星传感器，均根据电磁辐射原理获取海洋信息。遥感技术采用的电磁波包括可见光、红外、微波。其中，可见光谱范围在0.4～0.7μm，红外波谱在1～100μm，微波波段在0.3～100GHz。传感器按工作方式可分为主动式和被动式。被动传感器如可见红外扫描辐射计，微波辐射计等；主动式如微波高度计、微波散射计、合成孔径雷达等。

卫星传感器的种类很多，目前用于海洋研究的传感器主要有：

①海色传感器：主要用于探测海洋表层叶绿素浓度、悬移质浓度、海洋初级生产力、漫射衰减系数以及其他海洋光学参数。

②红外传感器：主要用于测量海表温度。

③微波高度计：主要用于测量平均海平面高度、大地水准面、有效波高、海面风速、表层流、重力异常、降雨指数等。

④微波散射计：主要用于测量海面10m处风场。

⑤合成孔径雷达：主要用于探测波浪方向谱、中尺度涡旋、海洋内波、浅海地形、海面污染以及海表特征信息等。

⑥微波辐射计：主要用于测量海面温度、海面风速以及海冰水汽含量、降雨、CO2海—气交换等。

三、数据传输

星载传感器通常产生测量电压或频率信号，然后进行数据编码。大部分情况下以数字信号的形式传输到地面接收站。在采用二进制编码中，一般用0～255或0～1023或0～2047对辐射扫描数据进行数字化处理，每个象元要求8bit、10bit或12bit。由于海洋信息往往比陆地低许多，因此，对于专为海洋应用的传感器，可将数字化数据的最大值和最小值限制在一定范围内，在给定数据传输率的条件下，提高传感器的输出准确度。对于非扫描式传感器，由于其测量频率较低，可以在提高数据传输率的同时，尽可能提高数据分辨率。对于扫描式传感器，其数据几乎是连续产生，则须在采样率、数字化间隔及数据传输率之间求得平衡。一般情况下传感器自身还产生少量校准信号，例如标准黑体信号，使传感器的输出能够精确的加以校正。此外，卫星还提供相关的位置、方位、环境参数以及电源本身的辅助信息。在设计数模控制器时，产生一个与某一固定输入电压相对应的数字化数据作为测试扫描信号的校准数据。在扫描传感器中，每个扫描数列都配有这种校准数据。这些信号都随数据流一起传输到地面接收站。

四、卫星地面接收站

NOAA卫星地面接收站遍及各地和各部门，在中国和国际上有许多产品。NOAA卫星地面接收站如图11—1所示。相对来说，其价格较低。

值得一提的是，由于海洋是动态环境，原则上所有数据都应归档，因此，卫星海洋遥感的数据存档对数据库、图象库、海洋GIS的研究提出了新课题。

五、图象处理与数据处理

卫星海洋遥感图象处理与数据处理的程序框图如图11—2所示。其中，从卫星数据反演海洋环境参数的细节将在下面各节涉及。其它部分的细节需要参考有关计算机图象处理、信号处理、模式识别方面的书籍。

六、海洋卫星资料的反演

所谓卫星资料的反演，是指从卫星原始数据获得定量海洋环境参数的数学物理方法，即从电磁场到物质性质或地球物理性质的逆运算。从卫星平台观测海洋，海洋信息经过复杂的海洋/大气系统而被星载传感器接收，然后再传输到卫星地面站。被动遥感(可见、红外、微波)的反演问题，主要是消除信息传输过程中海洋/大气的影响。主动遥感(微波为主)的反演问题，主要是从微波与海面相互作用中提取海洋信息。

海洋信息往往比陆地信息小2～3个量级，并且海洋属于动态环境，因此，海洋卫星资料的反演问题更为复杂和重要。反演方法有准解析、数值模拟、统计回归或以上几种的结合。反演方法和模式有适用于全球的，也有适用于区域的。后者一般比前者有高的反演精度。

从通讯理论观点看，海洋卫星资料的反演可归结如图11—3所示。一般来说，它是一个非线性系统。海洋/大气传输过程由一个不可解的积微分方程描述。电磁波与海洋相互作用的物理机制更为复杂。

七、GIS系统

地理信息系统(GIS)是一门介于信息科学、空间科学和地球科学之间的交叉学科和新技术学科，是空间数据处理与计算机技术相结合的产物。地理信息指与研究对象空间地理分布有关的信息，它表示物体与环境固有的数量、质量、分布特性的联系和规律。地理信息系统是采集、存储、管理、分析和描述整个或部分地球表面与空间地理分布有关的数据的系统。GIS按范围可分为全球的、区域的和局部的。按内容可分为专题的、地区的和工具式的。海洋GIS系统是基于海洋空间信息特点而建立的专题地理信息系统，是具有海洋空间数据输入、存储管理、查询检索、分析运算和多种输出功能的软件工具。目前，在海洋GIS领域尚未设计开发出一种完备的产品。它的研制具有十分重要的意义和广泛的应用前景，其难点和关键技术在于动态数据库和图象库，以及足够好的模型库。

11.1.3卫星遥感对海洋科学研究的价值

卫星海洋遥感是海洋科学的一个新的分支学科。它是物理学、信息科学和海洋科学三门学科交叉的产物，其理论基础为电磁波与海洋、大气的相互作用以及海洋/大气辐射传递。卫星海洋遥感涉及广阔的电磁波范围，包括可见光、红外和微波。可见光遥感利用太阳光源，红外遥感利用海面热辐射，微波遥感分为海面微波辐射被动源和星载微波雷达主动源。将来，激光可能成为星载主动源。卫星海洋遥感的研究内容包括物理机制、海洋卫星传感器方案、反演理论和模型、图象处理与信号处理、卫星数据海洋学应用、海洋GIS等。值得注意的是，卫星海洋遥感对于海洋的观测和研究不仅限于船舶与浮标所测量的参数以及在此基础上所得出的海洋学规律，卫星海洋遥感还开辟了一个新的考虑问题的视角。

其次，卫星海洋遥感为海洋观测和研究提供了一个崭新的数据集。这个数据集之大，超过百余年来船舶与浮标数据的总和。这个数据集覆盖了相当部分海洋环境参数和信息，包括海表温度、大气水汽、叶绿素

浓度、悬移质浓度、DOM浓度、海洋初级生产力、海洋光学参数、大气气溶胶、海平面高度、大地水准面、海流、重力异常、海洋降雨、有效波高、海浪方向谱、海面白帽、内波、浅海地形、海面风场、海面油膜、海面污染、CO2海/气交换等方面。这个数据集的工作平台在离地球800～1000km的卫星上，与传统的船舶、浮标数据相比，具有以下无可比拟的优点：

(1)大面积同步测量，且具有很高或较高的空间分辨率。可满足区域海洋学研究乃至全球变化研究的需求。20世纪后期国际海洋界执行和参与的大型研究计划，如世界气候研究计划(WCRP)，热带海洋与全球大气研究计划(TOGA)，世界大洋环流实验(WOCE)，全球海洋通量联合研究计划(JGOFS)，海岸带海陆相互作用计划(LOICZ)等，都采用了卫星海洋遥感所提供的数据集。

(2)可满足动态观测和长期监测的需求。90年代，各国海洋卫星计划已构成10～20年时间尺度的连续观测，以满足海洋环境业务化监测和气候研究的迫切要求。

(3)实时或准实时性。可满足海洋动力学观测和海洋环境预报的需求。目前，卫星对于同一海域的观测时间间隔为半小时至一个月。

(4)卫星资料不仅具有大面积同步测量的特点，同时具有自动求面积平均值的特点，尤其适用于数值模型的检验和改进。卫星资料在海洋数值模式中的数据同化是当今的前沿研究课题之一。

(5)卫星观测可以涉及船舶、浮标不易抵达的海区。

第三，卫星海洋遥感多传感器资料可推动海洋科学交叉学科研究的发展。卫星海洋遥感各种传感器所提供的海洋环境参数和信息，涉及海洋动力学、海洋生物学、海岸带、全球变化、海气相互作用、海洋通量、海洋生态学等。90年代以来，国际上的海洋卫星计划提供了多传感器同步应用的条件。这样，不仅推动了卫星海洋遥感自身的深入发展，同时，推动了卫星海洋遥感与各海洋学分支的交叉研究以及海洋学各分支学科的交叉研究。

11.1.490年代的海洋卫星计划

1991年ERS—1卫星发射成功，它被称为90年代海洋卫星计划的先驱。其上装载了四个传感器，包括ATSR，SAR，SCAT，ALT。下表列出90年代国际上主要用于海洋观测的卫星计划，从中看出，卫星海洋遥感技术已趋于成熟并进入业务化运行。

表11—190年代海洋卫星计划

11.2卫星海表温度遥感

11.2.1引言

卫星海表温度测量主要利用海面热红外辐射。卫星海表温度(SeaSurfaceTemperature，SST)是最早从卫星上获取的海洋环境参数，是卫星海洋遥感中最为成熟且用户最为广泛的技术。卫星海表温度测量已进入业务化，在大中尺度海洋现象和过程、海洋—大气热交换、全球气候变化以及渔业资源、污染监测等方面有重要应用。

卫星SST常分为海表皮温和海表体温。前者指海表微米量级海水层的温度，后者指海表0.5～1.0m海水层的温度。

11.2.2红外辐射计工作原理

利用红外波段测温的物理基础是普朗克辐射定律。温度为T(K)的黑体的辐射率由普朗克函数给出

其中，普朗克常数h=6.6262×10-34J·s，玻尔兹曼常数k=1.3806×10-23J/K，光速c=3×108m/s。图11—4表示不同温度下的黑体辐射谱，地球表面平均温度为300K左右，其黑体辐射峰值波长在8～14μm。实际物体的辐射还与比辐射率有关，在红外谱段，海洋的比辐射率ε≈0.98，随波长、海水温盐、海况的变化极小。

在红外谱段，大气存在两个窗口，即3～5μm和8～13μm，如图11—5所示。图中，7mm、29mm、54mm总可降水量(totalprecipitablewater)分别对应极地、中纬度、热带。可见，热带大气透射率最低，证明水汽是主要的吸收因子。11μm、12μm为海水辐射峰值区。3.7μm水汽吸收弱，透射率高。因此，红外辐射计的光谱通道设在3.7μm、11μm、12μm。

与AVHRR相比，ATSR有重要改进：采用锥形扫描技术，使地球表面同一地点从不同角度(0°和55°)测量两次(时间间隔约2.5min)，利用多通道、多角度以改善大气校正；采用两个稳定性很高的黑体作星上辐射量定标，以提高辐射定标精度，克服AVHRR测量中天空辐射不为零的影响；利用新型的主动冷却装置使探测器的温度保持在90K左右，以降低探测器噪声；近红外通道-1.6μm，用于在白天探测云。另外，根据1.6μm通道观测的辐亮度，1.6μm与3.7μm自动交替工作。

11.2.3卫星海表温度的反演

这里，仅介绍从AVHRR原始数据反演海表温度，包括读带、辐射量定标、几何校正、云检测、海表温度反演，流程如图11—6所示。

NOAA采用的业务化海表温度反演算法有MCSST、CPSS和NLSST三类，其中MCSST包括劈通道算法和三通道算法。劈通道算法：

SST＝a1T11＋a2(T11-T12)＋a3(T11-T12)(secθ-1)-a4

(11—6)

三通道算法：

SST=a1T11＋a2(T3.7-T12)＋a3(T3.7-T12)(secθ-1)-a4

(11—7)

图11—7为从AVHRR获取的SST图象，它显示了东海黑潮与冷涡。

11.2.4卫星海表温度的应用

卫星海表温度广泛应用于海洋动力学、海气相互作用、渔业经济研究和污染监测等方面。

给出了西太平洋暖池的温度和位置，这是常规测量难以实现的。利用海表温度研究了黑潮和湾流的特征，赤道海域Kelvin波、Rossby波的传播过程。利用卫星海表温度发现了诸多中尺度涡旋，并研究了中尺度涡旋、上升流、锋面的变化。小尺度海洋动力特征方面，研究了湍动的精细结构。

海气相互作用方面，利用卫星海表温度结合其它数据研究全球气候变化，计算海洋热收支、CO2气体交换系数等。特别值得一提的是，卫星海表温度已进入天气、海洋数值预报业务。

渔业方面，卫星海表温度可为渔业部门提供鱼类的洄游路线和渔场的有关信息。

污染监测方面，利用卫星海表温度可以监测油污染、大型核电站附近的热污染

11.3海色卫星遥感

11.3.1引言

海色遥感是唯一可穿透海水一定深度的卫星海洋遥感技术。它利用星载可见红外扫描辐射计接收海面向上光谱辐射，经过大气校正，根据生物光学特性，获取海中叶绿素浓度及悬浮物含量等海洋环境要素。因而，它对海洋初级生产力、海洋生态环境、海洋通量、渔业资源等具有重要意义。

在海色遥感研究中，海水划分为Ⅰ类水域和Ⅱ类水域：前者以浮游植物及其伴生物为主，海水呈现深蓝色，大洋属于这一类。后者含有较高的悬浮物、叶绿素和DOM以及各种营养物质，海水往往呈现蓝绿色甚至黄褐色。中国近海就是典型的Ⅱ类水域。

继1978年NimbuS—7/CZCS卫星资料的成功应用之后，卫星海色遥感逐渐成为一些著名的国际海洋研究计划的技术关键和重要内容。

11.3.2SeaWiFS与CZCS海色传感器

装载于Nimbus—7上的海色传感器CZCS(CoastalZoneColorScanner)是一个以可见光通道为主的多通道扫描辐射计。前4个通道的中心波长分别为443nm，520nm，550nm，670nm，位于可见光范围。第5个通道位于近红外，中心波长为750nm。第6个通道位于热红外，波长范围10.5～12.5μm。CZCS可见光波段的光谱带较窄，仅为20nm，地面分辨率0.825km，观测角沿轨迹方向倾角可达到20°，用以减少太阳耀斑的影响。刈幅宽度1636km，8bit量化。表11—2给出CZCS传感器的技术参数。

表11—2CZCS传感器技术指标及波段设计

*270K处噪声等效温度误差

SeaWiFS(Sea—ViewingWideField—Of—ViewSensor)是装载在美国SEASTAR卫星上的第二代海色遥感传感器，1997年8月发射成功，运行状况良好。SeaWiFS共有8个通道，前6个通道位于可见光范围，中心波长分别为412nm、443nm、490nm、510nm、555nm、670nm。7、8通道位于近红外，中心波长分别为765nm和865nm。SeaWiFS地面分辨率为1.1km，刈幅宽度1502～2801km，观测角沿轨迹方向倾角为20°，0°，-20°。10bit量化。表11—3给出了SeaWiFS的技术参数。

表11—3SeaWiFS传感器主要技术指标及波段设计

SeaWiFS在CZCS基础上进行了改进和提高：1)增加了光谱通道，即412nm、490nm、865nm。412nm针对于Ⅱ类水域DOM的提取，490nm与漫衰减系数相对应，865nm用于精确的大气校正。2)提高了辐射灵敏度，Sea-WiFS灵敏度约为CZCS的两倍。在CZCS反演算法中被忽略因子的影响，如多次散射、粗糙海面、臭氧层浓度变化、海表面大气压变化、海面白帽等，都在Sea-WiFS反演算法中作了考虑。

11.3.3与海色卫星遥感有关的海洋光学特性

海洋光学理论是海色卫星遥感的基础。首先，海色传感器可见光通道是按照海洋中主要组分的光学特性设置的，每个通道对应于海洋中各种组分吸收光谱中的强吸收带和最小吸收带。443nm通道位于叶绿素强

吸收带，520nm通道叶绿素的吸收比水明显大，可以补充叶绿素信息。550nm通道则接近叶绿素吸收的最小值，在强透射带内，同时，对应较小的海水吸收。图11—8至11—9是叶绿素和DOM的光谱吸收曲线。

在讨论海色反演算法之前，需要介绍以下海洋光学关系式

其中Lw(λ)是海面后向散射光谱辐射，称为离水辐亮度。ρ为海气界面的菲涅尔反射系数，nw是水的折射率，Q为光谱辐照度与光谱辐亮度之比，与太阳角有关，完全漫辐射时Q=π。R＝Eu(0-)/Ed(0-)，是海面下的向上辐照度Eu(0-)和向下辐照度Ed(0-)的比。R与水体的固有光学特性有关

R≈0.33bb/a (11-9)

bb是水体的总后向散射系数，a为水体总体积吸收系数。

定义辐照度衰减系数为

K(λ)=-d(lnE)/dz (11-10)

它是表征海中辐照度随深度而衰减的因子。K(490)是由遥感数据得到光学性质的一个典型例子，它的反演算法为

11.3.4海色反演原理

一、辐射量定标

海色传感器输出的计数值DC(DigitalCount)，并非真正意义上的物理量。因此，必须利用标准源将计数值换算成辐亮度，这一过程叫做辐射量定标。一般说来，传感器接收的辐亮度由下式确定：

Lt(λ)＝S(λ)DC＋I(λ) (11-12)

其中，S、I为斜率和截距，对于CZCS，在实验室中用直径为76cm的积分球对辐射计预先进行校准。卫星发射后用机内白炽灯光源和涂黑仪器箱进行星上定标。另外深空也作为一个定标源。传感器按固定的程序测量目标和定标源，测量的数据传送回地面通过公式(11—12)来校正S和I。

二、大气校正算法

大气校正的目的是消除大气吸收和散射的影响，获取海面向上光谱辐亮度。CZCS大气校正算法采用单次散射模型，其本质是一种对洁净大气中良好传播的线性近似。传感器接收到的辐亮度Lt(λ)由四部分组成，即

Lt(λ)=Lr(λ)+La(λ)+t(λ)Lw(λ)+Lra(λ) (11-13)

其中，Lr(λ)为大气分子瑞利散射引起的光辐射，可由大气传输理论精确计算得出。Lw(λ)是离水辐亮度，是大气校正所得的结果。t(λ)是大气透射率，t(λ)=tr(λ)t02(λ)ta(λ)，其中下标r、o2、a分别代表分子散射、臭氧、气溶胶。Lra(λ)为瑞利散射和气溶胶散射相互作用引起的光辐射，单次散射情况下可以忽略。La(λ)为气溶胶散射引起的光辐射，由于气溶胶不断变化的特性，通常需要两个波段来确定气溶胶贡献的大小和气溶胶贡献对波长的依赖关系。CZCS只有670nm波段用于大气校正，因此必须假设气溶胶的分布均匀，通过寻找图象的清水区，即Lw(670)＝0，得到La(670)，利用La(λ)与波长之间的关系外推得到La(λ)，然后由式(11—13)计算Lw(λ)。

三、生物光学算法

由海面向上光谱辐亮度Lw反演海中叶绿素浓度、悬移质、DOM浓度的方法，称为生物光学算法。由式(11-8)、(11-9)计算可得出，海表层叶绿素浓度与海洋光学参数之间的关系为

数，aw，ai分别为海水及第i组分的吸收系数，bbw，bbi分别为海水及第i组分的后向散射系数。现场观测已证实了该公式的合理性。

鉴于海水组分浓度及其引起的后向散射特性与吸收特性之间关系的复杂性，由上述解析式很难求出fi的解，必须利用经验算法。目前比较常用的计算色素浓度的方法为比值法，即利用两个或两个以上不同波段的辐亮度比值与叶绿素浓度的经验关系。CZCS传感器主要有两种简单的方法：

(1)Gordon等提出的适合于Ⅰ类水体的双通道算法，利用绿(520nm/550nm)与蓝(443nm)波段的比率来确定叶绿素的浓度，这一比值反映了随叶绿素浓度增加海色由蓝到绿的变化趋势：

C1=1.13[Lw(443)/Lw(550)]-1.71

C2=3.33[Lw(520)/Lw(550)]-2.44 (11-15)

C=C2 当C2，C1＞1.5(mg/m3)

C=C1 其他情况

(2)Clark提出的三通道算法

C=5.56[LW1＋LW2/LW3]-2.252 (11-16)

SeaWiFS传感器的生物光学算法在CZCS基础上改进如下

C=exp[0.464-1.989ln(nLw(490)/nLw(555)] (11-17)

图11—10为SeaWiFS资料反演的中国海叶绿素浓度分布。

11.3.5海色卫星资料的应用

一、海洋初级生产力与海洋渔业

初级生产力PP(PrimaryProduction)是海洋生物食物链的起点，与平均叶绿素相关，可表示为

PP＝∫(Pn-Rd)dt (11-18)

其中Pn＝Pg－Rl，Pn(Netphotosynthesis)为净光合作用，Pg(Grossphotosyn-thesis)为总光合作用，Rl是光合作用有机体在日光中由于呼吸过程而损耗的所有固碳。Rd是光合作用有机体在黑暗中由于呼吸过程而损耗的所有固碳。

日均初级生产力可以用一经验公式表示如下

其中ck为平均叶绿素浓度。叶绿素浓度初级生产力的时空变化对于生物海洋学、全球气候变化和全球生态环境的研究具有重要意义。

海色和营养级数之间具有极强的相关性。因此，海色数据结合卫星海表温度和海流参数可以预报渔场环境。日本OCTS传感器虽然仅工作10个月，它在成功发射后很快进入卫星实时渔情预报业务。

二、海洋生态环境监测与研究

赤潮主要由于海域中浮游生物的大量繁殖所引起。赤潮发生时，在蓝绿波段(450nm)具有强烈吸收，在红色和近红外波段具有强烈散射，因此可以通过卫星观测海水的光谱特性和海水中的叶绿素、色素浓度实现对赤潮的监测。配合与赤潮密切相关的其他多种卫星资料，建立风场-流场-热力学模式，则有希望实现对赤潮的预测。

在海色卫星遥感图象中，可以显示锋面、涡旋、海流、水团等大中尺度海洋现象，与其它卫星资料结合研究，可揭示许多海洋现象的动力机制和过程，对于海洋生态环境动力学的研究十分有用。

三、河口海岸带泥沙浓度及其运移

河口海岸带的泥沙运移是一个倍受各方面关注的问题。含有泥沙的水体具有以下特点：1)随着泥沙含量的增加，光谱反射比也增加；2)光谱反射比的峰值逐渐由蓝波段向红端位移，也就是水体本身的散射特性逐渐被泥沙的散射所掩盖。利用多光谱信息和反射比可从海色资料中提取出悬移质浓度及其运移的信息。悬移质遥感定量模式有以下形式：

1) R=A＋BlogS (11-20)

2) R=C＋S/(A＋BS) (11-21)

式中A、B、C为系数，S为悬移质含量，R为反射比。

四、海洋通量及固碳能力

全球通量计划(JGOFS)主要目的是从全球尺度了解和研究控制海中碳及有关通量变化的多种过程，估价海洋对CO2的吸收储存和转移能力，确定海洋碳系统从季节性到十年尺度的变化。卫星数据，尤其是海色卫星数据满足上述目标所需的大时空尺度调查。叶绿素浓度和海洋初级生产力的探测，对于详细了解海洋对CO2的调控过程，是不可缺少的关键技术

11.4微波高度计

11.4.1引言

从卫星探测海洋动力参数主要依靠微波传感器，其中高度计(Altimeter，ALT)最为成熟。ALT通过对海平面高度、有效波高、后向散射的测量，可同时获取流、浪、潮、海面风速等重要动力参数。卫星高度计还可应用于地球结构和海域重力场研究。

继Skylab、Geos—3以及SeasatA卫星之后，美国海军于1985年发射了Geosat业务化卫星，它为科学家们首次提供了持续时间长、覆盖范围广的卫星高度计资料，从而揭开了卫星海洋学和卫星大地测量学崭新的一页。ERS—1卫星、Topex/Poseidon卫星、ERS—2卫星是目前正在运行的三颗装有高度计的卫星。其中美、法联合发射的Topex/Poseidon卫星上同时装载两台高精度高度计，作为全球大洋环流实验(WOCE)的核心设备，它的成功发射与运行，是卫星测高技术的一次飞跃。

在阐述卫星高度计工作原理前，首先说明与海平面高度有关的几个曲面以及引起海平面高度变化的主要因素。

一、参考椭球面(ReferenceEllipsoid)

地球实际上是一个略呈扁形的旋转椭球体。由于万有引力和惯性离心力的作用，在静止大气层覆盖下静止的水体表面，可近似视为一个长轴在赤道方向的双轴旋转椭球体，其几何形状由半长轴和偏心率两个参数确定。这一理想化的数学曲面定义为参考椭球面，并以此作为实际海平面的零级近似。

二、大地水准面(Geoid)

地球上重力位势相等的各点构成等势面，与平均海平面最为接近的等势面称为大地水准面，它是一个假想曲面，其形状主要决定于地球的内部结构和外部形态，是实际海平面的一级近似。

三、瞬时海面(InstantaneousSeaSurface)

瞬时海面即某一时刻的实际海面。它除了受制于地球重力场的分布之外，还受到海流、波浪、潮汐、降水、融冰、气压等海洋和大气过程的影响，是各种复杂环境因素共同作用下的一种随机瞬态平衡。

四、平均海平面(MeanSeaLevel)

卫星高度计测得的瞬时海面经海洋潮高、固体潮高和有效波高修正之后，得到所谓平均海平面。但是这一定义本身并不具有时间平均的含义。如果想得到某段时间内的平均海平面，则需对上述概念下的平均海平面在该时间段上进行平均。

在海洋学中，平均海平面定义为18.67年天文周期中每小时潮高值的算术平均值。由于测量上的困难，许多国家选定沿岸某个验潮站的平均海平面作为全国的平均海平面基准。严格来说，这种方法只定义了平均海平面的一个参考点，不反映平均海平面空间起伏和时间变化。由于卫星高度计资料时间跨度和验潮站资料空间分布的局限，上述两种定义在相当长一段时间内仍无法统一。

五、海面动力高度(SeaSurfaceDynamicHeight)

将平均海平面相对于大地水准面的偏离，称为海面动力高度，即海洋学中的海面重力位势差，其范围一般在±1.5m以内。

六、大地水准面起伏(GeoidUndulation)

大地水准面相对于参考椭球面的偏离，称为大地水准面起伏，其范围一般在±100m以内。

七、海平面起伏(SeaSurfaceUndulation)

瞬时海平面相对于大地水准面的偏离，称为海平面起伏。其范围一般在±10m以内。

需要强调的是，海平面起伏和大地水准面起伏比它们各自的绝对高度更具有重要意义。因为在这些起伏中，包含了地球内部结构和海洋动力过程的各种信息。

目前高度计资料的空间采样间隔，沿轨迹方向为7km左右，在赤道处相邻平行轨道的间隔为310km(T/P)或80km(ERS-1，2，35天周期)。时间采样间隔，沿轨迹方向为1s左右，重复周期有3d、10d、17d、35d和168d等。

11.4.2卫星高度计的基本原理

一、卫星高度计工作原理

卫星高度计由一台脉冲发射器、一台灵敏接收器和一台精确计时钟构成。脉冲发射器从海面上空向海面发射一系列极其狭窄的雷达脉冲，接收器检测经海面反射的电磁波信号，再由计时钟精确测定发射和接收的时间间隔△t，便可算出由高度计质心到星下点瞬时海面的距离Hmeas

其中c=3×108m/s，为电磁波在真空中的传播速度。

高度计的技术难度在于要达到厘米量级的测距精度。对于5cm的测高精度，相应的时间测量要准确到0.2ns左右，要求计时钟具有年误差不超过1s的精度。同时，对发射和接收技术也提出了高要求。首先，高度计向海面发射一系列测距尖脉冲能量很有限，不足以保证检测回波信号所需的信噪比。为了使输出脉冲携带足够的能量，星载高度计采用了脉冲压缩技术。其次是测距脉冲所要求的带宽问题。对于上述0.2ns的脉冲，相应的带宽约为5GHz。这一带宽远超过国际公允的卫星使用带宽。为解决这一矛盾，采用波形检测的方法，其原理如图11—12所示。从卫星向海面发射一脉宽为τp的矩形脉冲，波面以卫星为中心，呈球面向下传播到海面，海面与电磁波的作用从t=0时起，以球面波的波前与海面的切点开始，逐渐扩展，到t=τp时，作用面展为以d为直径的圆，而

其中Hsat为卫星高度，H为海面波高的标准偏差。当t＞τp时，作用面积变为球面电磁波前与海面相割所成的圆环。该环的直径随时间不断扩大，环宽却逐渐变窄，圆环的面积则保持不变。当球面电磁波束的边沿到达海面时，圆环外径不再扩展，内径继续扩大，圆环面积逐渐减少，直至最后消失。经海面返回的电磁波幅度随时间的变化和上述电磁波与海面的作用过程相对应，形成一个展宽的梯形波。精确测量脉冲传输时间和返回脉冲前后波形，就可以得到高精度的测高值。这种波形检测方法大大放宽了对发射脉宽的要求，是现有卫星高度计普遍采用的方法。

二、卫星测高原理

卫星测高的几何关系如图11—13所示。

从卫星测高的几何关系上看，海平面高度可以表示为

Hinst＝(Hsat＋εsat)-(Hmeas＋△Hmeas＋εmeas) (11-24)

而 △Hmeas=Hcom＋Hwet＋Hdry＋Hiono (11-25)

其中Hinst为星下点瞬时海平面相对于参考椭球面的高度，Hsat为卫星质心相对于参考椭球面的计算高度，εsat为Hsat的计算误差，Hmeas为高度计质心到星下点瞬时海平面的测量距离，△Hmeas为对Hmeas的各种修正

Hcom——质心修正 Hwet——湿对流层修正

Hdry——干对流层修正 Hiono——电离层修正

εmeas为Hmeas的测量误差。

可见，星下点的瞬时海面高度是由卫星高度与测量高度之差经过一系列修正后得到的，而卫星高度是根据轨道动力学方程结合地面遥测定位数据经理论计算得到的，测量高度是根据前节描述的原理由高度计实测得到的，各种修正量通过其它独立渠道获得。

另一方面，从海平面高度的构成来看，瞬时海面还可以表示为

Hinst=Hg＋Hdt＋Hot＋Hst＋Hswh (11-26)

其中Hg为大地水准面高度，Hdt为海面动力高度，Hot为海洋潮高，Hst为固体潮高，Hswh为海面有效波高。

在实际应用时，首先由(11—24)式确定瞬时海面高度，再依据(11—26)式采用适当的数据处理方法将各种海洋过程分离出来。

11.4.3卫星高度计的应用

一、大洋环流

目前，利用卫星高度计资料推算大洋环流最简单的方法是将平均海平面与大地水准面相减，得出动力高度，再利用地转平衡关系，算出大洋环流。由于现有大地水准面模型的误差与大洋环流对应的动力高度处于同一量级，因而，这种方法只能用于大尺度海洋动力现象观测。另一种方法被称为同步分离法，其主要思路是将大地水准面与海面动力高度同时从高度计资料分离出来。这一方法的数学依据是改进的加权约束最小二乘法。利用这一方法得到的全球大洋环流如图11-14所示。

二、海洋潮汐

卫星高度计测量海平面高度本身需要进行潮汐修正，同时，它能够给出全球大洋的潮高空间分布。由于潮汐具有确定的周期，使人们有可能将它从海平面高度中与其它不同周期或非周期性的海面起伏分离开来。

目前大洋潮汐反演模式约有13种，边缘海潮汐反演模式仅有3～4种。以上模式可分为以下三类：无水动力假设，线性水动力假设，非线性水动力假设。只有第三类适用于浅海。

三、中尺度海洋现象

中尺度海洋现象主要包括涡旋、上升流、锋面等。中尺度现象活动频繁的区域一般对应较显著的海平面变化。

利用卫星高度计观测中尺度涡旋，主要是通过计算涡旋动能来确定其位置并衡量其强度。首先计算一条重复轨迹上的平均海平面高度，再计算每次重复数据相对于这一平均高度的斜率，然后利用地转平衡关系算出垂直于轨迹方向的流速。假定涡旋在与其轨迹平行和垂直方向上的运动速率相等，可得到涡旋的绝对速率，进而计算其动能。

四、大地水准面与重力异常(gravityanomaly)

大地测量的基本任务是确定大地水准面与重力异常。卫星测高提供了海域的大地水准面起伏。海洋大地水准面是接近于平均海平面的重力势面和旋转势的等位面，它反映了地球内部质量密度分布的不均匀特性。卫星高度计最初的成果就是测量地球形状及大地水准面，进而计算全球重力场。ERS-1卫星168天重复周期的运行就是为大地水准面测量而设计，它提供了前所未有的空间采样分辨率，168天周期运行15个月，取得了大量宝贵资料。

人们以球谐函数级数的形式作为表征地球重力和大地水准面高度的数学模型，目前全球大地水准面模型达到360阶。模型的空间分辨率达到100km，精度小于0.5m。具代表性的四个全球大地水准面模型是：美国的GEM系列(GoddardEarthModel，NASAGoddardSpaceFlightCenter推出)，PGS系列(PreliminaryGravitySolution，来源同前)，OSU系列(OhioStateUniversity推出)和JGM系列(JointGravityModel，美国几家主要研究单位和法国CNES联合推出)。

大地水准面与参考椭球面上对应点的重力之差称为该点的重力异常，方向之差称为垂线偏差。目前由卫星测高数据反演海洋重力异常的方法主要有：最小二乘法、Stokes公式逆运算法、Hotine积分法、逆Venning-Meinesz交换法，以及垂线偏差联合法和谱分析方法等。由于卫星测高数据越来越多，目前国际上正在发展利用各种卫星测高的数据联合求解的方法，以期得到精度更高、时间和空间分辨率更高的重力异常分布。

五、有效波高

卫星高度计测量的有效波高数据主要应用在两个方面：一是将其同化到海浪数值预报模式中，提供合理的初始场，并改进和检验预报模式；二是用卫星高度计有效波高数据进行全球的或区域的浪场特征分析，如波侯、极端波要素和浪场时空结构等。

六、海面风速

高度计后向散射截面(σ0)和海面风速之间存在着一种反比关系。风速增加，海面粗糙度随之增加，使得雷达脉冲的侧向散射能量增加，从而导致σ0下降。σ0与海面风速之间的数学关系称为“模式函数”。高度计测量的σ0必须通过模式函数才能转换成海面风速。因此，模式函数的质量直接关系到海面风速的反演精度。高度计虽然仅给海面风速标量，但在应用中具有特殊意义：(1)高度计可提供同步的风、浪数据；(2)高度计星下点风速空间分辨率高于散射计；(3)高海况下的适用性可能优于散射计。可以将高度计、散射计、微波辐射成象仪的风速进行数据融合和数据同化

11.5微波散射计

11.5.1引言

海面风场资料，对各种海洋环境数值预报模式都是十分重要的边界条件。遗憾的是，海面风场资料严重缺乏。从浮标和船舶所获得的风测量数据十分有限，且离散性大、分布不均匀。科学家们一直在寻求获得海面风场资料的有效手段。可见光和红外卫星遥感首先得到广泛应用，利用静止气象卫星云图，通过云导风技术获得高空风场，这种方法从70年代一直沿用至今。星载微波散射计探测海面风场的建议早在1966年提出，这种技术的有效性被1973年Skylab卫星S-193散射计和1978年SeasatA卫星SASS散射计的成功经验所证实。1991年欧洲空间局(ESA)的ERS-1卫星上装载的主动微波探测仪(AMI)设有散射计工作模式，使卫星散射计风场测量进入业务化监测的新纪元。

卫星散射计风场数据对于海洋环境数值预报、海洋灾害监测、海气相互作用、气象预报、气候研究等具有重要意义。

目前，常见的方法是将卫星散射计资料与静止气象卫星云图和微波辐射计SSM/I图象相互补充。静止气象卫星(如GMS)资料，具有较高的时间分辨率，每隔15～20min接收一次温度和水汽的图象数据。卫星散射计资料具有较高的精度和空间分辨率。SSM/I也具有较高的时间分辨率(每3天覆盖全球一次)。多卫星传感器资料的数据融合，有助于对有关过程的认识。

11.5.2星载微波散射计测风原理

微波散射计通过测量风引起的粗糙海面对微波的后向散射特性来推算风场。在海面上，毛细波叠加在重力波上，风的变化引起海表面粗糙度的变化，使接收到的回向散射随之变化。根据回向散射与风矢量之间的相关模式，经过地球物理定标后就能得出海面风场。

微波海面散射的物理机制十分重要而复杂，尚无一种精确的模式。一般认为，海水的雷达回向散射主要有两个物理机制。当入射角接近天底角时，回向散射主要是镜面反射。当入射角大于20°时，回向散射主要是布拉格(Bragg)散射，海水表面波波长与入射波长可以比拟，散射波主要来源于那些满足布拉格共振条件的表面波，回向散射截面决定于这些小尺度波的功率谱密度，如式11-27所示

率谱密度，k为表面波波数。根据风速与小尺度波的功率谱的关系

可以导出单位面积回向散射系数的Bragg表达式为

其中β=102为常数，u*为摩擦风速，g为重力加速度，海面风场的信息就隐含在其中的二维波数谱密度之中。可见，海面回向散射σ0随摩擦风速u*线性增长。

11.5.3星载微波散射计风场的反演

对海面雷达回向散射与风场的关系，已经进行了大量的研究，并且提出了很多经验模式函数以便进行风矢量的反演。

一、SEASATA散射计风场的反演

SASS的工作频率为Ku波段(14.6GHz)，Ku波段的经验模型由Moore和Fung于1979年提出，称为Moore模型

其中σ0是海面的雷达回向散射系数，V是海面以上19.5m参考高度的中性

各系数α和γ定义为θ的展开式。以后，又开发了多种风矢量反演算法，其中较好的算法如11-31式所示：

其中，G、H模式函数表(G-H查找表)是通过与独立的现场海面风场测量相比较获得。NSCAT的风场反演模式基本上同SASS。

二、ERS-1星载微波散射计风场的反演

ERS-1卫星散射计工作频率为C波段(5.3GHz)，A.E.Long于1985年提出了C波段的雷达回向散射系数与风矢量关系的经验模型CMODI：

是波束和风向之间的观测角，各系数ci和γ定义为θ和V的展开式。

ESA根据卫星发射后所获得的散射计风场与现场资料比较，对算法进行改进和完善，又开发了CMOD2、CMOD3、CMOD4、CMOD5-12等。其中CMOD5-12如11-33式所示：

从ERS-1星载微波散射计运行以来获取的大量数据看，风矢量算法达到了设计的要求。高风速(25m/s以上)情况下的算法是目前的研究前沿。图11-15给出ADEOS/NSCAT和ERS-2/SCAT散射计资料获得的风速分布。

11.5.4SSM/I简介

多波段微波辐射扫描仪SSM/I(SpecialSensorMicrowaveImager)装载在美国空军国防气象卫星计划DMSP(DefenseMeteorologicalSatelliteProgram)业务化极轨气象卫星上，主要用于获取全球海面风速分布、降雨、云中水量、积分水汽以及海冰等海洋环境参数。分别于1987年DMSPF8、1990年DMSPF10和1991年DMSPF11卫星上装载同样类型的微波辐射计SSM/I。

DMSP系列气象卫星是太阳同步极轨卫星。SSM/I以1400km的扫描宽度对地观测，每三天可对全球观测一次。SSM/I由7个不同的微波功率辐射计组成，工作波段为19.3、37.0、22.2、85.5GHz。除22.2GHz的水汽通道是一个垂直极化外，其余探测通道均采用双极化观测。SSM/I的地面采样间隔分别为12.5km(85GHz)和25km(其它波段)。在3～25m/s测量范围内的测风精度为±2m/s。

SSM/I的测风原理主要是基于海面微波辐射率与海面粗糙度之间的高度相关特征，而海面粗糙度直接与风速有关。海面粗糙度增加，海面辐射率增加，极化特性变弱。其主要机制有三种：海表面波引起的微波辐射水平、垂直极化状态和入射角的改变；海面破碎引起的海气混合增加微波辐射率；海表面波引起的微波折射。

SSM/I风速反演算法主要有两种：一种是统计回归分析算法，主要基于微波辐射亮温与现场风速之间的均方误差最小的统计分析。另一种算法是基于辐射传递的物理算法。统计回归算法不考虑物理机制，但利用微波辐射率与不同极化状态下微波辐射亮温间的相关关系；物理算法基于辐射传递方程的近似解并进行递归计算。一般情况下，统计回归算法在区域范围内精度较好而物理算法在全球范围内应用更有效(Bates，1991)。

11.5.5卫星风场资料的应用

一、台风与热带气旋

从星载微波散射计获得的风场资料中可以清楚地看到台风所特有的涡旋型结构、台风中心(即台风“眼”)的位置及移动路径。卫星散射计数据与静止气象卫星云图、SSM/I水汽数据进行综合分析，可以看出气旋水汽的变化、不对称性的增长、前锋结构及风场结构。图11-16给出ADEOS/NSCAT散射计观测到的9616号台风的移动轨迹。

二、二氧化碳气体交换

观测表明，大气中的二氧化碳气体的浓度正以年平均6.696×10-8mol/dm3速度增加。由于海洋中的碳储藏量50倍于空气中的含量，因此研究大气-海洋间的二氧化碳气体交换，探索海洋的碳储藏能力，对研究

全球碳循环和气候变化至关重要。由于直接测量通量十分复杂，通常海气间的二氧化碳通量由海气间的二氧化碳的分压和气体交换系数计算获得。气体交换系数决定气体交换的快慢，主要由海面风速分布决定。目前，国际上已把卫星反演风速应用于海气二氧化碳通量研究中。图11-18给出北太平洋二氧化碳气体交换系数的季节变化规律。

三、海洋环境数值预报

高质量、高时空分辨率的卫星海面风场通过数据同化输入到海洋环境数值预报模式中，对海洋动态变化研究、灾害性海况预报至关重要。由于现场风场资料的缺乏，对气旋、台风以及风生流研究进展缓慢，利用卫星获得的风场资料同化到相应的数值预报模式将有助于对上述现象的理解和模式的修正。NSCAT风场资料同化到数值气象预报模式中，发现对南半球的气压场、风场的数值预报有显著改进。NSCAT资料比欧洲中长期天气预报(ECMWF)的风速分布在高频部分包含更多能量，散射计风场资料对海浪数值预报、大洋环流、ENSO等的研究也引起了广泛兴趣。

11.6星载合成孔径雷达

11.6.1引言

合成孔径雷达(SyntheticApertureRadar，SAR)是一种主动式微波成象雷达，它被认为是最有效、最有潜力的卫星传感器。它具有良好的空间分辨率，可与光学遥感图象相比拟；又具有全天候全天时工作的优点。SAR对海洋的观测主要利用微波和海面微尺度结构的相互作用而形成海面回向散射系数λ的图象分布。影响海面微尺度结构的各种海洋现象和过程作为一种调制信号而被SAR图象观测到。SAR对海洋的观测，包括海浪方向谱、中尺度涡旋、内波、海冰、浅海地形、海岸带动态监测、海面白帽、海面污染、海面风场、海流、以及海面油资源、海中叶绿素。

近二十年来，尤其进入90年代，星载SAR在软/硬件技术方面已日趋成熟。目前国际上正在着手开发新一代多波段、多极化的干涉合成孔径雷达。

11.6.2SAR成象原理

SAR在卫星轨道的垂直平面内向海面发射微波脉冲，SAR对海面观测采用侧视，照射海面呈椭圆，其几何关系如图11-19所示。SAR到海面观测元的距离为斜距。垂直于卫星轨道的方向为距离方向，平行于卫星轨道的方向为方位方向。距离分辨率就是距离方向上的地面两点可分辨的最小距离。设地面两点相距Xr，则雷达脉冲返回时间差△t可表示为

△t=2Xrsinθ/c (11-34)

其中θ为入射角，c为光速。如果雷达信号脉冲长度为τ(脉冲带宽B定义为B=1/τ)，则脉冲雷达系统的距离分辨能力可表示为

Xr=cτ/2sinθ=c/2Bsinθ (11-35)

因此，脉冲雷达系统的距离分辨能力主要由雷达发射脉冲带宽B所限制。脉冲带宽可通过减小脉冲的长度来获得。但脉冲越短，信噪比越差。为了有效的产生短脉冲，使用脉冲压缩技术。

方位分辨率几何关系如图11-20。对于一个真实孔径为DR的天线，其地面分辨率为

LR=Rλ/DR (11-36)

其中R为斜距，λ是雷达波长。可见孔径越大，空间分辨率越好。由此产生合成孔径的概念。SAR合成孔径的长度取决于地面某一点受照射时卫星移动的距离，该距离为LR。因此合成孔径的地面分辨率为

SAR接收的海面反射信号与观测元的物理特性有关，通常由后向散射系数σ0来描述。在一级近似情况下，可假定SAR发射微波信号与海面微尺度结构的相互作用以布拉格散射为主。布拉格散射共振方程为

λs=λr/2sinθ (11-38)

角。布拉格共振短波的形成与风应力有关。研究表明，与C波段微波产生共振的海面毛细波或小重力波所对应的海面10m风速阈值为3.25m/s。布拉格散射的共振条件为

虽然SAR仅对引起布拉格共振散射的海表面波直接成象，由于布拉格尺度的表面波空间分布易被较长重力波所调制，从而显示了引人注目的海洋观测能力。

SAR成象的数据预处理利用了相位和振幅信息。因此可以说，SAR是一个准全息系统。合成孔径雷达系统由装载在卫星上与飞行方向一致的矩形平板系统、发射机/接收机、模拟数据传输系统、高密度数字记录器及处理器组成。雷达数据实时传输到地面站，经解调后用数字形式记录下来然后用数字处理器成象。早期的SAR成象处理由光学信息处理系统完成，曾经使光学信息处理轰动一时。

11.6.3从卫星SAR海浪图象反演海浪方向谱

海浪研究中，谱估计是一个重要方法。SAR通过雷达波与海面小重力波的布拉格共振对海浪进行成象，并获取海浪方向谱。但并非所有海浪都能成象。一般认为在高海况和平滑海浪情况下，SAR难以对海浪成象。因此，SAR对海浪的成象能力与SAR系统和海况直接有关，一方面要有好的空间分辨率，其次有效波高和海面风速不能太小。

SAR对随机海浪的成象基于三种调制机制。短波和长波的流体力学相互作用对布拉格散射波的能量和波束的调制，称为流体力学调制；在长波波面引起雷达入射角的变化，称为倾斜调制；长波沿卫星轨道方向的运动速度，使后向散射元产生平移，相当于返回信号的Doppler频移，最终导致后向散射元在SAR图象上的位移和模糊，此项调制属于速度聚束调制。尽管倾斜调制和流体力学调制通常被近似为线性过程，然

而速度聚束过程却常表现出很强的非线性。仅在位移与长波相比较小时，这一机制才被认为是线性的，可表示为速度聚束传递函数。

这里介绍两种卫星SAR海浪图象反演海浪方向谱的方法。

一、线性调制传递函数(MTF)方法

线性近似情况下，SAR对海浪成象的图象可表示为

机制调制传递函数组成，Fk，F-k分别代表两种不同传播方向(k，-k)的海浪方向谱。在风浪情况下，海浪传播多以某个传播方向为主，亦即或|Fk|>>|F-k|，因此海浪方向谱Fk或<<|F-k|可由下式计算：

由此可以看出，在MTF方法中，虽然海浪方向谱在波数谱能量分布上基本得以保持，但无法分辨海浪传播方向(k或-k)，亦即海浪方向谱反演中的180°方向模糊。图11-20表示ERS-1/SAR海浪图象反演海浪方向谱的MTF方法。

二、Hasselmann非线性反演方法

Hasselmann于1991年提出SAR海浪方向谱反演非线性映射关系

其中ps(k)为SAR图象谱；n，m为非线性阶数；β为速度聚束参数，ξ′代表后

图11—20ERS—1/SAR海浪图象反演海浪方向谱的MTF方法向散射单元方位位移引起的方位模糊。由于非线性映射关系无法直接反演海浪方向谱，Hasselmann非线性反演算法中，通过引入第一猜测谱和递归算法使价值函数最小，达到反演海浪方向谱目的。具体求解过程如图11-21。图11-22分别表示SAR海浪图象谱、第三代海浪预报模式(WAM)获得第一猜测谱和经Hasselmann算法反演的海浪方向谱分布。

目前在国际上已有不少学者从事海浪数据同化研究，高度计有效波高数据已同化到海浪预报模式，并进入业务化。SAR图象能够提供更多的海浪信息，但由于其复杂性，数据同化很长时间无人问津。Hasselmann(1991)成功地将SAR图象谱变换成海浪方向谱，SAR数据同化也随之开始。

11.6.4合成孔径雷达在其他海洋研究中的应用

SAR图象资料除成功应用于海浪方向谱外，还成功应用在其他研究领域。这里主要介绍SAR在内波、浅海地形和污染监测中的应用研究。

一、内波

尽管内波发生在海面以下，但它可引起海水表面的辐聚或辐散。若海表面存在对应于SAR波长引起海面粗糙度的小尺度波，则辐聚或辐散使海面粗糙度增加或降低，在SAR图象上即表现为亮或暗的区域。因此SAR可以对内波成象。当然SAR并非对所有内波成象。这依赖于内波的深度、强度及海面粗糙度。

用常规方法观测内波非常困难，而SAR无疑提供了一种先进的内波观测手段。通过SAR对大、中尺度内波成象，可以观测内波空间分布及季节变化，并提取内波参数，如振幅、周期、波长、传播方向及速度。SAR提供了内潮波和内孤立子的形成及传播机制的研究条件。

二、海底地形

卫星SAR资料反演浅海地形，与声学方法相比具有数据量大、速度快、费用小的优点。实验表明，SAR对浅海地形成象与流场直接有关，一般流速需大于0.5m/s。当然，风速需在3～12m/s，以保证SAR对海面成象。其主要物理机制是潮流与浅海地形的相互作用影响表面流速分布，进而影响海表面的粗糙度和SAR成象。然而，SAR图象并不总是可以反映海底地形。因此，需进行潮流在海底地形作用下引起海面粗糙度变化的机理研究。国际上已成功应用SAR反演的海底地形数据进行海底电缆和石油管道的铺设。

三、海洋污染监测

SAR高分辨率图象在海洋污染监测中有广泛的应用前景。海面上覆盖一层油膜或其它化学污染物时，会使海面张力波和短重力波受到阻尼，海面变得更为平滑，使海面后向散射降低，图象变暗，从而实现对污染的监测。目前，挪威、加拿大等已利用ERS/SAR和Radarsat/SAR实现污染业务化监测

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