卫星海洋遥感导论 an introduction to satellite oceanic remote sensing

卫星海洋遥感导论An Introduction to Satellite Oceanic Remote Sensing

第一部分海洋遥感基础第四章海洋遥感的微波基础

武汉大学遥感信息工程学院

第四章海洋遥感的微波基础

Satellite Oceanic Remote Sensing 1

4.1 微波的特性

4.2 大气对微波遥感的影响

4.3 微波遥感的天线

4.4 雷达方程和散射截面

4.5 合成孔径雷达 (SAR) 的基础

4.1 微波的特性


微波遥感利用波长范围： 0.1-100cm 。

特点：全天候观测。

目标观测量：频率、多普勒效应、极化（偏振）、后向散射（体散射、面散射）、海面风、波向、浪高等。

缺点：数据处理复杂。

基本概念：叠加原理、相干性（相干时间、相干长度）、衍射、极化。

4.1.1 微波的衰减

4.1.2 微波的辐射

4.1.3 微波的表面散射

4.1.4 微波的体散射

4.1 微波的特性




• 微波的衰减是由于穿过大气时大气分子的吸收和散射以及与大气层中的物质发生复杂的相互作用。

• 大气对微波的衰减程度：大气成分及其物理性质相关，如 H2O 、 O2 的

吸收和其它大气粒子（如雨滴）的散射；微波波长负相关；

• 云层：吸收和散射微波，也自身发射微波，成为一种噪声，需要去除。



大气分子造成的微波吸收雨滴粒子造成的微波的衰减

4.1 微波的特性



地球表面除辐射可见光、红外线以外，也辐射微弱的微波；

黑体热红外— Plank 定律；微波辐射—瑞利 - 金斯定律；

微波遥感中，目标称为“灰体”，用与之相同的具有等辐射率的黑体的热力学温度作为它的亮度温度 TB ；

海面亮度温度 TB ；与海面真实温度之间的关系： TB=eTs

发射率 e(,,i,s,Ss,u,) ，观测的天顶角、辐射计频率、辐射计极化方式 i 、海面真实温度 s 、海面盐度 Ss 、海面摩擦风速 u 和风向的函数；

影响海水的发射亮度温度的主因：海面粗糙度、泡沫，这在第 2章中已经详细讨论过。



平静海面的发射率与入射角的关系

一些相关概念

• 表面散射

• 镜面反射：相干成分

• 散射：扩散成分或非相干成分

• 后向散射：反向传感器方向的散射

4.1 微波的特性





散射波与表面粗糙度的关系

多个散射体分布时的体散射介质不均匀时的体散射

4.1 微波的特性


4.1.4 微波的体散射大气、树、土壤、水体、积雪等对微波都可能产生体散射；穿透深度 δ：功率降低到 1/e 时的距离，衡量体散射；体散射强度：介质体内的不连续性、密度的不均匀性成正比；体散射角度：介质表面粗糙度、平均相对介电常数、介质不连续性、波长等相关；雷达接收的信号：与体散射强度和体散射体积的积成正比。



氧气对微波的吸收

• 水汽、氧气的吸收；

• 微粒（水滴如云雾、降水、冰粒、尘埃等）散射；

• 云和降水的衰减等。

大气对微波的总衰减系数为：

PCOHO 22

水汽对微波的吸收

大气粒子对微波的散射

云和降雨的衰减作用

• 微波为长波时：– 波长远大于大气分子尺度，满足瑞利散射规律；– 分子和云滴的散射可以忽略；– 考虑大气的对微波辐射的发射和吸收。

• 微波为短波时：– 微粒直径大于波长，米散射；– 波长 >0.3cm ，水滴直径 <0.1cm 时主要为吸收

作用，影响因素为总的液态水含量和云滴温度；– 波长 >0.3cm ，水滴直径 >0.1cm （降水情况下）时主要为散射作用，瑞利散射规律不再适用。



4.2.1 大气中氧气分子的微波吸收 4.2.2 大气中水汽和云中液态水的微波吸收 4.2.3 云对微波的衰减 4.2.4 大气中微波辐射传输模式



Van Vleck

C1=2.6742P 为气压（毫米汞柱）v为频率（千兆）T 为温度（ K）K为玻尔兹曼常数EN为能级， N=1,3,5,7,…,45SN为分子跃迁下平均偶极矩阵元素

气体分子对微波吸收和发射主要是分子转动能级之间的跃迁结果，氧分子为双原子的线性分子，根据其特点，其微波吸收系数的公式：

4.2.1 大气中氧气分子的微波吸收


T

NN

NNN

KTESvPTC)1(06844.2

2310 exp

2

为共振线频率共 46条有表可查

半谱线宽度

4.2.1 大气中氧气分子的微波吸收


357.1)(,19

19250/)250(*717.064.0)(,25019

64.0)(,250

273,760,)(

*

*

*

000

0

*

pghPap

ppghPaphPa

pghPap

kTmmhgpT

T

p

ppgv

22

2

22

22

)1(

)12(12

][)12(1

][1

)32(

vv

v

NN

NNN

vv

v

vv

v

N

NN

vv

v

vv

v

N

NNS

NN

NN

N

）（

）（）（）（

）（）（

NN vv ,

• 水汽分子对微波吸收和发射主要也是分子转动能级之间的跃迁结果，它为三原子的非对称极性分子；

• 其吸收主要处于远红外和亚毫米波区，其中两条位于微波波段，即 1.348cm 和 0.163cm 处，构成了水汽分子在微波区的主要吸收特征；

• 水汽分子的吸收在 1.348cm 处为共振吸收，在其它高频吸收为剩余吸收。



4.2.2 大气中水汽和云中液态水的微波吸收

频率（ GHz）温度（ K）

水汽密度（ g/m3 ）

气压（ mbar）

水汽吸收系数

)(318

0147.011058.2

01107.0234.22

1

234.22

1

P

Tρ0.01471

T

644expTPρν140.71κ

1625.0

3

5.12

2222

w3.125w

2OH2

cmT

p

TPv

Tvvvvvv

w

w



可以看出，水汽吸收系数与水汽密度有关，成正比：

近似地：

平均路径质量吸收系数

路径上的积分总水汽含量



dpP

secκ),(0

22

0

OHOH

Lv *),(OH2

129101224.02

10435.0 T

cloudW

云滴对微波的散射与吸收相比，一般可以作为瑞利散射处理，云的吸收比散射至少大一个量级，因此云的衰减系数可用吸收系数代替。

云中液态水的吸收系数为：

可近似表示为：

其中，W为单位体积云中水含量， T 为云滴温度（ K）， L为 θ路径上的积分总水汽含量， Kcloud为云中水平均路径质量吸收系数。



4.2.3 云对微波的衰减

LKcloudcloud

• 有了上面计算得到的吸收系数，采用数值积分方法，可以模拟计算大气微波辐射传输；

• 从地面到大气上界，可分为 n 层，各层的高度 Zi, 温度 Ti, 气压Pi, 吸收系数 i ， t(,i) 为天顶角方向上地面到第 i 层的透过率：



4.2.4 大气中微波辐射传输模式

)exp(),,0(

))(*2

secexp()secexp(),(2

11

0

t

ZZdziti

jjj

jjZ

a

i

sungalext

sudext

TTTT

etTTtTeTteT

cos

2 )1()1()(

对于光学上薄的大气层，辐射传输方程为：

方向上大气顶量温海面发射率

大气外部的向下辐射

透过率

海面处大气的向下辐射大气顶层向上辐射

海面温度

银河噪声(<1K, f>3GHz)

宇宙背景辐射(3K)

太阳辐射



大气温度为：

海面上方高度为 z处的大气热力学温度

大气总的吸收系数



dzzzzTT

dzzzzTT

d

u

sec]sec),0(exp[)()(

sec]sec),(exp[)()(

0

0

• 天线：高频电流－无线电波转换器；

• 天线主要用来发射和接收无线电波，互易且相互关联；

• 天线的类型：

– 喇叭天线（角锥、圆锥）：校正用天线；

– 反射镜面天线（抛物面、卡塞格林及其补偿馈电型）：辐射计、散射计、高度计等；

– 相控阵天线（多个单元天线构成，包括线性、平面、曲面阵列）： SAR 、真实孔径雷达等。



抛物面天线结构图

4.3.1 微波遥感的天线




卡塞格仑天线原理图



真实孔径雷达用的 x波段波导管隙缝阵列天线

常见的微波遥感天线

雷达的辐射效率：

发射功率辐射出去的那部分



4.3.2 天线的特性天线孔径是在天线上靠近天线的一个假想表面，孔径上天线能量的分布确定了天线方向图。

trad PPη

天线的辐射方向函数：（ θ,φ）表示方向。

1,

,

,4,

ddD

PddP

P

PD

S

rad

S

rad

•增益（和有效孔径）

• 辐射方向图（包括波束宽度、旁瓣）

•阻抗（电压驻波比）

4.3.2 天线的特性


天线的三个主要性能参数

表示某一天线与标准天线得到同样功率时在同一方向上的功率密度之比，用来描述一副天线将能量聚集于一个窄的角度范围（方向性波束）的能力。

方向增益 ( 方向性系数 )

功率增益

功率增益一般小于方向增益



1. 天线增益

DGGR

P

RG

,

4Pr4 2max

2收到的总功率最大辐射功率密度

2

max

2 4/4/4 RP

P

RG

tD

辐射的总功率最大辐射功率密度

辐射的总功率率每立体弧度内的最大功



天线的孔径是它在与主波束方向垂直平面上的投影的实际面积。

有效孔径等于几何孔径与孔径效率的乘积，表示一个均匀照射孔径，该孔径比实际的非均匀照射孔径小，但具有相同的增益；

有效孔径是一个面积，它与入射功率密度相乘后可以给出天线的接收功率：

2. 有效孔径

2

4

A

GD

AAA

G mee

D

,4

2

eir APP



天线中辐射的电场的大小是依方向变化的，称为天线的指向特性，将这个指向特性用天线方向函数图表示时叫辐射方向图。

3. 辐射方向图

天线辐射平面方向图示意图

最常用的是半功率波束宽度（ HPBW ），辐射电磁场的大小从主瓣的峰值下降 3dB 的 2 个点之间的角度间隔。

天线的波束宽度与天线孔径的大小、孔径上的振幅与相位分布有关。

波束宽度因子的比例常数

自由空间的波长孔径的尺寸



4. 波束宽度

DKHPBW /



后向散射（ backscattering）

雷达横截面（ Radar Cross-Section ， RCS ）－

标准化雷达后向散射截面（ normalized radar cross section ，NRCS ）或后向散射系数－ 0

后向散射（ backscattering）

雷达横截面（ Radar Cross-Section ， RCS ）－

标准化雷达后向散射截面（ normalized radar cross section ，NRCS ）或后向散射系数－ 0

AdAA

00

星载雷达的测量过程示意图



式中：Pt（Watt 瓦特）为雷达的发射功率，λ为波长，R （ m ）为距雷达的距离，A （ m2 ）为散射面的面积，Ae （ m2 ）为天线接收能量的有效面积，G为天线增益， Pr（Watt 瓦特）为接收功率。



雷达方程（ Radar Equation ）的基本形式

22 44 R

A

R

GPP et

r



校准系数镜面反射的贡献

Bragg散射的贡献

雷达方程的一般形式

Braspe

trR

GAPP

000

43

220

4

43

2

)4( R

GGPP rt

r

雷达方程的最终形式

4.5 合成孔径雷达的基础


雷达观测海面示意图

基本概念多普勒效应及雷达多普勒效应多普勒频率及其分辨率SAR距离分辨率和方位分辨率

海面 SAR 成像的复杂性海面雷达散射及其成像模型海浪的雷达成像原理与理论长波的轨道速度的影响倾斜调制粗糙度调制波浪运动和时间变化的作用参量相干作用的影响轨道速度的作用



宽度长度

距离分辨率

方位分辨率

雷达脉冲间隔

倾斜距离分辨率

入射角

方位角

方位角

卫星高度

t - 雷达脉冲持续时间（ s ） - 散射雷达信号的多普勒频（ Hz）c - 光速（ ms-1 ） r - 从卫星到观测区域的距离（ m ）D - 天线孔径



由观察者和辐射源的相对运动所引起的电磁辐射的频率改变，就叫多谱勒效应。

如果辐射源和观察者之间的距离缩小，接收信号的频率‘就高于传输信号的

频率，导致正的多谱勒频移 d；如果辐射源和观察者之间的距离增加，则有相反的效应，多谱勒频移是负的。

当辐射源和观察者虽然相对固定但散射体或反射体运动，也会产生多谱勒效应。

4.5.1 基本概念1. 多普勒效应及雷达多普勒效应

cos

Cvvd

)cos(cos 21

Cvvd

4.5.1 基本概念


多谱勒效应在遥感中用于观察目标的运动。它也是合成孔径成像雷达利用的基本物理效应，以获得分辨率非常高的图像。

4.5.1 基本概念


而 B 点所接收的电磁波频率为：

雷达接收到的回波频率：

安装在卫星上的合成孔径雷达以一条很窄的波束向前下方的地球海表面发射频率为 0 的电磁波。由于在照射区域 B内，总是存在一些不规则的地物起伏，而且卫星与地球表面存在相对运动，故相对速度等于地速矢量 υ在波束方向上的投影，即：

vc

cv

0'v

c

cv

cos

波束指向卫星前下方时，接收的频率高于发射的频率；同样当波束指向卫星后下方时，接收频率低于发射频率。

0'

'v

c

cv

4.5.1 基本概念


多普勒频率为相对运动所引起的接收频率与发射频率之间的差额：

于是有：多普勒频率分辨率：

方位角的角分辨率：

卫星在采样时间内移动的距离

2. 多普勒效应频移和多普勒频率分辨率

st

1

1'

,cos2'2'2

)'

1(

'2

'

'2)

'

'(

0

00000

cv

c

v

cc

vc

vvc

cvv

sin2

sin2

sin2 DX

sD tX

sin2 st

4.5.1 基本概念


雷达的距离分辨率指雷达在地面能够分辨的最小距离。

一般用 δy表示，由发射雷达脉冲投影到海表面的长度来确定，即：

3. 合成孔径雷达的距离分辨率和方位分辨率

sin2sin

cEBy

SC代表卫星与探测点之间的距离， AB代表沿雷达波束在地面的投影方向上能够分辨的最小距离，即距离分辨率。

入射角

卫星

4.5.1 基本概念


得合成孔径雷达的方位分辨率为：

方位分辨率取决于可以测定发射信号的多谱勒频移所具有的精度。

真实孔径雷达的方位角分辨率为 δx，它的值与雷达波长（wavelength） λ和孔径（ aperture ） D的比值有关，表示为：

cos2 DX

rrx

2

,sin2

DX

又：

D

rrx

4.5.1 基本概念


利用多谱勒效应的合成孔径雷达的处理原理图

4. 合成孔径雷达的工作原理

距离向上，与真实孔径雷达相同，采用脉冲压缩来实现高距离分辨率；

方位向上，通过合成孔径原理来改善方位分辨率；

方位压缩；

平台的速度和姿态对多普勒频移有影响，会抵消合成孔径效果，因此稳定的平台姿态和速度对 SAR 是非常重要的。

• 海面无时不在运动，且其运动是非惯性、非线性的

• SAR 传感器本身运动，其运动是形成“合成孔径” 的条件

• SAR 平台处于运动中

• 运动中的电磁波

• 海面波谱两类波的相互作用示意图



4.5.2 海面合成孔径雷达成像的复杂性“三动”和两类波作用

复杂性主要表现在，即使是同一 SAR 系统对非常相似的海面成像，哪怕飞行方向稍微改变成像结果也大相径庭。

目前对 SAR 的成像理论的两类处理方法：

• 基于电磁波散射理论和流体力学理论建立严密的理论模型

• 基于 SAR图像的统计模型。

4.5.2 海面合成孔径雷达成像的复杂性


物理和海洋学意义明显，推理严谨，实用性差。

实用性较强，物理意义不明显



4.5.3 海面雷达散射及其成像模型自 1978年 SeaSAT 发射以来，雷达图象的成像机理并未完全掌握；

在雷达图像中，解释成像两种主要因素：① 成像雷达的高分辨率能力（从几十米到几米）；② 产生图像的相干 Doppler 信息的应用。

雷达图象是海面的本地相干散射截面变化的表征，三种重要的散射截面调制源：本地倾斜角、表面粗糙度、波的轨迹速度。

4.5.3 海面雷达散射及其成像模型


影响雷达成像的因素

海浪的雷达成像长波的轨道速度的影响倾斜调制：有人认为它可以产生足够大的后向散射变化使得能对海面成像。对雷达图象与飞行方向有无关系还存在争论。

粗糙度调制波浪运动和时间变化的作用参量相干作用的影响轨道速度的作用



1. 海浪的雷达成像原理与理论

• 海面的散射特征一般用组合模型解释；认为天底附近入射角小于 15°时镜面散射（即几何光学）占主导，而在大入射角时，Bragg型散射为主导。• 但是，在成像雷达实验中情况并不是如此，在分析雷达图像特征时，海浪谱可以分为三个区域。



• K=K1=2k sinθ（ k 为波数）：这是共振区，产生后向散射的波，对目前大多数成像雷达而言， λ≤2m ，当共振波长 λ=2π／ K≤4／ sinθm-1 ，是短重力波区。

•（ 2π／ 2r）＜ K＜∞：这里 r为雷达图像分辨率，此时，雷达图像上每个分辨率单元对应后向散射截面与谱在该区内所有可能的对应的波面斜率贡献有关。

• K＜（ 2π／ 2r）：所有在这个区域内的波浪的波长都大于分辨单元，因此，每个海浪都单独地成像。该区域覆盖了所有的涌浪，且本地风速很大。



雷达图象是表面后向散射截面的二维表示，解释雷达图像的两个理论：• 均匀粗糙表面的坡度调制• 表面粗糙度调制



2. 长波的轨道速度的影响



其中 R 为飞行线到分辨单元的垂直距离， υ为平台速度， t为时间。

这样，如果存在速度 Vp的调制，则Φ（ t）就被调制，导致聚速效应，甚至在表面为均匀散射元分布的情况下能够产生图像。

对应特定的分辨单元内的景物，相位史为平台速度的函数：

222 424

, tVRR

tRtV pp

R

tRtRtDt

22

222 2444



本地入射角雷达平台上观测方向的垂向夹角

3. 倾斜调制

对于海洋的一个微粗糙小区域，其一阶归一化雷达后向散射截面为：

sincos2,sin24 40 kkki



表面的复介电常数

coscoscos

sincos

sin11,

sincos

1

sincossin

sincossincos

2212

2

222121

2

12

222

2

22

122

4

i

irir

irr

iri

r

i

GG

GG

GG同时：



局部海表面倾角和倾角 δ 为长波在边长为几米的小面上的平均斜率：

其中，和为波长小于 2倍雷达分辨率的所有波面倾斜。对所有可能和进行积分可得：

)(tan)(tan)tan,(tan)(),,( 11110220 ddpi

2121 ,

11

11



上式中 P （ tanδ1 ， tanφ1 ）是波长小于 2倍雷达分辨率的波浪的斜率的概率密度。海面斜率可用 Gaussian近似：

其中 mpq为表面高程能谱的第（ p， q）阶矩。

采用 Pierson-moskowitz 波数谱计算上式可得：

为方向rvcgkv

ek

rk kkr c

,/,74.0,108

2cos

2,

23

24

2

2112002

12

2012

12

1112

022111 2

tantantan2tanexp

2

1tan,tan

mmm

mmmp



可以推得短波长的表达式：

则有,0,

sincos,

,

112002

12

0

sin2

2

mmm

rdrdkrkkr

dkdkkkkkm

qgqk

r

yxgy

region

qxyxqg

2

2cos

2,

,2,

24

2224

kkr

yxx

cek

rk

kkkkk

由：



21

21

2

211 2

tantanexp

2

1tan,tan

mmp

式中 m2= m022 ，同样值的 mpq也可用于非方向谱或暴涛区，概率分布函数类似于 Valenzuela 等人使用的。

倾斜调制可以产生足够大的后向散射变化使得雷达能对海面成像，基于这种理论，可以得出当波浪的传播方向平行于飞行方向时，雷达就可对海面成像。



4. 粗糙度调制模型

长波浪的轨道运动的水平分量造成的短波的变化导致了长波的表面粗糙度调制。

海面后向散射截面的调制很可能是倾斜调制和粗糙度调制的综合作用的结果。这两种因素能增加或减少依赖于照射几何的后向散射调制量。

图中 V为相对于点目标 P 的速度； υ为平台速度；时间起点 t=0 对应 P 在 90°角观测时刻。



5. 波浪运动和时间变化的作用

22222 )()1()1()( tvbdahtD



其中：

222

2

2

2

22

2

sin

cos2

sin

cos2cos2

sin

cos2

sin

Vd

VV

Vd

VVvVb

V

VVa



当飞行方向 =90°时，会出现唯一的位移△ x计算错误。



考虑波浪的运动，为便于计算，首先看雷达图像是如何在方位向上形成的。这一点很重要，因为雷达是使用 Doppler信号产生合成孔径的。

假设点 P 是固定的，信号实部的轨迹实际上是一连串的点。

假设两个不同后向散射截面的两个相邻分辨单元，组成信号史就有两个回波矢量和的实部组成，这两个回波具有不同的振幅且有相对偏移，压缩后，就得到振幅的两个相邻的峰值，它们与相应分辨单元内的后向散射成比例。





（ a ）和（ b）为一个分辨单元，（ c ）和（ d）为两个不同长度（ 1 和 0.75 ）的相邻分辨单元。



另一个导致图像位移的现象是雷达波与散射它的海面波浪的参量相互作用。



后向散射的雷达波的频率等于入射波频率减去海浪角频率：

这里ωs 和ωi 分别为散射和入射雷达波的角频率。

对地平雷达，频率匹配条件非常严格。

图像位移：

其中 T 为波浪的周期这种位移是沿飞行方向的，并且不依赖于波的相对方向。

6. 参量相干作用的影响

T

hx

2'

is



7. 轨道速度的作用一般来说，一个分辨单元的散射信号是该点由于轨道速度 C造成的 Doppler频移产生的。

对雷达图像定量化解释是很复杂的，也可能前面讨论的几种情况会同时出现，它们的相对重要性依赖于当地海况。

雷达海洋学还是一个新的研究领域，需要很多试验和理论工作予以逐步完善。

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