1、与表面积法线夹角 的入射光线，在立体角 范围内则表面积 dA 的辐亮度定义为 d=L dA d cos。辐亮度在波长范围内的积分称之为光谱辐亮度，表达为单位波长间隔，单位立体角、单位面积的光子通量功率。从工程视角看，辐亮度的定量化需呀如下传感器相关知识：孔径响应函数，定义为入射夹缝对到达探测器辐射量的灵敏度；几何响应函数，定义为仪器对来自地表分辨单元辐射量的灵敏度，常与像素尺寸相混淆；光谱响应函数，定义为探测器对不同波长辐射量的灵敏度；时间响应函数，定义为探测器灵敏度，随时间的变化。一个传感器的预处理是一个庞大的系统，需要工程人员、科研院所和商业公司进行运营和维护。大多的情况下向用户提供，入瞳
2、的辐亮度数据和必要的仪器参数，以便处理生产更高级的产品。传感器定标包含有一系列的处理过程，获取定标数据文件以保证仪器辐射、光谱、几何的稳定性。具体如下：测量传感器多通道的噪声特性；测量传感器各通道的暗电流；测量相对光谱响应函数；推导各通道的有效光谱带宽；定义各通道的谱分离；测量绝对辐射定标系数；定义多通道的噪声等效辐亮度（NER）和噪声等效温度差（NE DeltaT ） ；测量瞬时视场角（IFOV） ，光谱分辨率和波段配准偏差（“噪声等效温度差”：探测目标上两个相邻单元（像元）之间的温度差，所给出的信号等于仪器的噪声，此温度差叫噪声等效温差）光学遥感影像的预处理工作分为以下几步：首先是传感器标
3、定，包括响应灵敏度与信号退化的纠正和入瞳辐亮度计算。其次是大气校正，使用经验方法或大气模型补偿大气透射，辐射和散射得到的地表反射率。最后是平台标定，包括给予平台运动模型和地形对横滚、俯仰、偏航、高度和地势的校正，得到几何校正的地表反射率产品。另外，用户可使用卷积滤波方法去除图像中的掉线、椒盐等噪声，以提升图像质量。传感器定标传感器或辐射定标包括实验室定标和定期的在轨定标。在轨定标是检测传感器退化并要求估测传感器孔径、时间、几何光谱响应函数。传感器定标要求开发一个线性转换函数，即辐射响应函数，把每个通道的光子即数值（DN 值）转换成辐亮度值。因此需要对每个图像通道进行标定，以推导出该通道的辐射响
4、应函数，并利用该线性关系把原始信号（光子计数值，Nphotons）转换入瞳光谱辐亮度值。Nphotons 不仅是入射光谱幅亮度的函数，而且还与传感器的光谱响应函数和点扩展函数（PSF）相关。 PSF 描述的是量测信号在空间上下降，表示为理想点光源在焦平面上的光强，在二维空间的归一化分布。理论上，某一通道或波段的探测器只能感知特定波长的光子能量，但实际上每个每个波段的探测器辐射波长范围会高于或低于中心波长级纳米。这种曲线描述为光谱响应函数（SRF） ，探测器响应水平眼波长中心向四周的下降，称之为光谱响应函数（SRF） 。类似地，点扩展函数PSF 描述为信号强度在空间上的下降。符合上述 PSF 的
5、定义，SRF 定义为探测器归一化响应为波长的函数。Brazile（2006 ）评价不同光谱成像仪 SRF 的测量方法。Schott（1988）提出了一个辐射定标流程。Guanter（2007）讨论了紧凑型航空光谱成像仪（ CASI）的传感器定标。Hook（2007）比较了高级星载热红外发射和反射辐射计（ASTER）和 MODIS 的在轨和实验室定标结果。分光计是数字化被记录的不具任何物理意义的光子能量来间接测量地物的物理特性。通过建立原始数字化信号与物理变量（如：单位波长间隔、单位立体角范围内的光子通量功率）之间的关系来进行辐射校正。辐射响应函数就是 Nphotons 光子轰击探测器产生的信号
6、与入射光谱幅亮度 L 之间的关系。该函数可以把每个通道的原始 DN 值转换成过光谱辐亮度。辐射函数有安装在传感器钱的积分球装置测量得到。积分球能产生已知的光谱辐射能量，并与传感器的测量值进行比较，用于与野外分光光度计的测量值进行交叉定标。辐射响应函数用于校正光谱、几何和时间响应，以得到入瞳光谱辐亮度。辐射响应函数是一个线性关系，每个通道有两个偏置 c0和增益 c1系数来确定。利用偏置和增益系数从 DN 值计算入瞳辐亮度 L（mW cm -2sr-1m -1）的公式如下：L =c0+c1（DN） （1）类似地对于热红外传感器，两个黑体（bb） ，一个温度低 Tbb1，另一个温度高 Tbb2，线性
7、响应的入瞳辐亮度 Lbb 推导公式如下：其中，DNbb 1和 DNbb2是黑体 1 和黑体 2 的 DN 值，L 1（Tbb 1）和 L2（Tbb 2）对应于黑体 1 和黑体 2 的光谱幅亮度。图 16-1 概要展示了大气和最终到达传感器的信号量，并给出了信号从模/数转化过程。根据光子数与辐射水平的线性关系就能得到辐射定标后的入瞳辐亮度。大气校正任何高于 0 K 的物质部分都会发出电磁波。地球表面的物体能够反射或散射入射的电磁辐射。在电磁波普的可见光、近红外、中红外和短波红外波段，是测量地表物体对太阳光的发射辐射量。在热红外波段，尤其是在 10m 的大气窗口时测量地表物体的自身发射辐射量。在所
8、有情况下，大气会对到达星载或记载传感器的地表反射或散射辐射量产生影响，大气主要有氮、氧分子、水蒸气、气透胶颗粒和冰晶组成。在某一大气好太阳天顶角条件下，大气对信号的散射和吸收作用随波长的不同而变化。气溶胶散射分为瑞利、米氏和非选择性散射三种。这些散射过程使得辐射量部分散射会大气，部分到达地表。到达传感器的辐射量分为 4 部分：程辐射、反射的散射辐射、反射的太阳辐射和临近单元反射的辐射（如图 16.1） 。没有被被散射的辐射量成为直接辐射量。大气的水蒸气和气体表现为对能量的吸收。原始景标定的分光计测量数据能反映出辐射能量像长波段递减的太阳辐射曲线。另外，大气水蒸气（H 2O）波段主要位于 0.9
9、1，1.14，1.38 和 1.88m，氧气（O 2）波段位于 0.76m，二氧化碳（CO 2）波段位于 2.01m 和 2.08m 附近，臭氧（O 3） 、一氧化碳（CO）一氧化二氮（N 2O）和甲烷（CH 4）等微量气体在 0.4-2.5m 波长区间有明显的吸收特性（如图 16.2） 。大气校正的目的是通过减少大气的影响把分光计提供的原始辐亮度数据反演成反射率值。对于陆地，科学家感兴趣的是地表反射信号。而对于水体，认为水表反射信号是噪声，由天空光散射和太阳光折射的反射部分组成。通常，水体反射 1-15%的下行辐照度。大多的水体反射 2%到 6%的下行辐照度。因此，水体研究中腰在 2-6%的
10、反射率。在国内得到序列 40 级的辐照度比，大气校正的最小精度迎满足 0.1%的反射率误差。在实际应用中，一种方法是利用气体和气溶胶大气组份已知的大气透过率建立的辐射传输模型来完成大气校正，另一种方法是使用场景经验模型。第一种方法能提供绝对反射率值，而第二种方法得到的是相对反射率值。Richter（2002）提出了一种高光谱影像的自动大气校正算法。几种大气校正方法的详细叙述分别如下。相对大气校正方法在相对反射的数据中，是相对于标准标从图像中测量反射率。目前常用的方法有：平场（flat-field）校正法，相对反射系数内部平均校正法和经验线校正法。平均校正目标是减少原始影像中更大气影响，消除太阳
11、辐照度和仪器残差的影响。为了达到这个目的，把整个数据集分为若干个平坦均一地物图像的平均值。平坦均一地物的选择要求有较高的反照率，以避免图像信噪比的降低。如果应用得当，平均法能够去除太阳辐照曲线和主要大气吸收的影响。相对反射率系数内部平均校正法使用一个参照光谱率计算整幅影像的平均像素光谱值。该光谱被划分为每幅影像每个像元的辐射光谱来计算相对反射光谱，使用该方法时应注意避免图像中有强吸收特性的地物类型。在这些实例中，对反射光谱的吸收表现为在反演出的光谱中存在峰值。经验线方法（图 16.3）时使用一亮一暗两种参数定标目标，来推演每个波段辐射率与反射率的线性关系。对每个波段像元的辐射值时用该线性关系能
12、最佳拟合影像光谱与目标光谱，使得影像光谱特性与目标地物一直，从而去掉了大气仪器残余误差和观测几何的影响。绝对大气校正方法据对大气校正时使用大气模型无需地面先验知识获取绝对反射率数据。这些方法能校正大气中水蒸气和混合气体的吸收与散射以及地形和影像照度不同的影响。0.94m 和1.1m 的水吸收波段可用于计算大气中的水汽含量。使用该水汽含量值、太阳光照和观测几何仿真计算出 0.4-2.5 m 波段内混合气体的透射光谱。使用热带和基地的乡村或城市等环境下标准大气类型，用如 LOWTRAN、MODTRAN、5S 和 6S 等大气传输模型能模拟计算出大气的散射值。辐射传输代码模拟了大气对入射辐射通过主要
13、大气组分透射光谱的形为。已有使用大气模型进行高光谱和多光谱传感器数据表面反射率研究的实例，如 AVRIS（Gao 1993，Gaddis 1996） ，DAIS（Richter 1996）和 MERIS（Moore 1999） 。Albert 和 Gege 在2006 年开展了利用水体光学和水底特性反演辐照度技术潜水反射率的研究。用户需要输入的大气条件有数据获取的日期、时间、位置以及臭氧厚度、气溶胶类型、能见度和高度等参数。其中可以从无线电探空仪数据和气象站获取。应用辐射传输模型使用的大气校正方法有 ATREM、ATCOR 和 ACORN。由于在太阳反射波普段主要受太阳的影响，而在热红外波普段
14、该影响可忽略。因此，大气校正分为：可见光、短波红外和热红外三种。可见光和短波红外波段光谱幅亮度计算的基础公式如下：其中，L0（）为黑体（=0）的程辐射，Eg（）为地表总辐照度，为直射大气透过率（地面到传感器） ，为散射大气透过率（地面到传感器） ，（）为朗伯地面反射。热红外波段光谱幅亮度计算的基础公式如下：其中 L 为波长 的光谱辐亮度，为波长 的表面发射率，为表面温度为 T 是黑体发出的幅亮度。为从大气入射到地表的辐亮度。为大气透过率。为大气散射到达传感器的辐亮度。使用光辐射传输模型和无线电弹孔数据推算出的地表发射率（TIR）或反射率（VIS-SWIR）就能反演产上述等式中所需的大气数值。由
15、于热红外数据中包含有的温度和发射率，热红外遥感数据的标定与可见光-短红外不同。Gangopadhyay （2005）提出了一种分类温度和发射率的技术方法。对热红外大气校正数据的验证需要获取卫星过顶时的地表温度、地表光谱发射率和大气参数。在人红外窗口进行辐亮度测量时，需要考虑某一种第五或像素的温度、发射率及其相互影响来评价成果的质量。一种常用的方法是认为水体发射率是常量仅考虑水体的温度。使用该方法进行 ASTER 热红外数据定标实验发现，大约 5%的地表辐亮度误差会产生 3的地表温度误差。图 16.4 展示了位于法国东南部大气校正前后的 DAIS 高光谱影像。入瞳辐亮度光谱曲线表显现了太阳辐射曲
16、线相似的特性，信号向长波段显著下降且在可见光波段有一个高峰。反射率曲线体现了不同地物特有的吸收特性。从双向地表反射率到反照率反照率为无单位小数，定义为地表反射的太阳辐射在所有观测方向上的积分。单向或黑半球（black-sky）反照率根据给定的太阳天顶角来计算，而半球或白半球（ white-sky）反照率是在所有光照方向的积分。由于反照率是依赖于光照和观测方向的。因此，对于大多数的非朗伯表面，使用其双向反射分布出由（BRDF）来推导反照率。对于特定太阳天顶角的反照率，常通过该太阳天顶角下的反射率与双向半球反射率之和来估算。Schaepman-Strub（2006）对 BRDF 和反照率估算进行了
17、评论。地球的反照率约为 0.39。温室效应通过获取红外辐射和减少了冰、雾等高反射第五，造成了地球反照率的下降和使全球变暖加剧。由于这个原因，陆地反照率是据顶地球辐射系统的一个最重要的量，精确测量全球反照率对建立气候模型非常重要。因此，地表反照率测量是对地观测卫星的一个主要任务，如 Terra 和 Aqua，MODIS 能定期提供全球反射率。由于所有反射辐射量不能被传感器直接测量，因此通过 BRDF 模型把卫星测量的反射率转化为估算方向一半球反射率和双半球反射率，从而得出反照率。平台定标观测几何和刈幅是高度与地形的出数。航空平台的高度一般为 1000-22000 米。AVIRIS 的典型运行高度
18、为 22KM，而大多数航空高光谱传感器的操作高度为 3KM 左右。为了获取较宽的刈幅，航空传感器需要有大范围的入射角（接近 70） 。由于大的入射角 ，影像的像素位移、反射率、分辨率等特征会发生较大的变化。星载传感器由于在其轨道高度只需较窄的入射角（从 5到 15）就能获取相对宽的刈幅，可避免一些成像几何问题。Gu and Anderson（2003）概括了遥感影像的几何定标。地形起伏和 pigtail 的运动造成了航空影像的空间扭曲。为了解决这种问题，现代航空平台都装备有 GPS 设备和陀螺仪导航系统，以获取成像时平台的据对位置和三轴姿态角：横滚（roll） 、俯仰（pitch）和偏航角（yaw） 。
