入射光衰减模型：描述了光从场景点到
观测点之间的削弱衰减过程。
大气散射模型
大气光成像模型：描述了周围环境中的
各种光由于大气粒子的散射作用,对观
测点所接收到的光强的影响。
表现：室外视觉系统所捕获的场景图像其对比度、颜色和分辨率等特征衰减明显。
原因：光线在从场景点到接收点的传播过程中,遇到悬浮于大气中粒径较大的气溶胶粒子,与之发生,从而使光能的亮度、
颜色等特性发生改变。
其中散射是可见光波段导致雾天图像降质的主要因素,
而吸收和福射作用所造成的影响则相对较小。
瑞利散射(Rayleigh)（分子散射）：粒子尺度远小于入射
波长的散射现象。
散射
米氏(Mie)散射：粒子尺度与波长可比拟。
瑞利散射：使天空呈现蓝色,纯净的水面由于反射天空的光线,也呈现蓝色。
散射体中往往包含很多散射粒子,因此每个粒子的散射光都可能会被其他粒子再散射。根据入射光在传播过程中被大气粒子散射后是否再次发生散射,可以将散射分为单散射现象和多散射现象。
雾天散射：一方面部分物体表面的反射光因散射而损失,使得到达观测点的光强降低,并随着传播距离的增大而呈指数衰减;
另一方面,大气粒子的散射作用还来自附加在目标图像上的大气光,以使大气表现出光源的特性,且环境光的强度随着传播距离的增大而逐渐增加。
以上两方面的作用导致雾天捕获图像的对比度、颜色等特征衰减明显。
入射光衰减模型：大气散射引起观测点接收到的场景点福射光强随景深的增而呈指数衰减。
大气光成像模型：由于光路上粒径较大的大气微粒对周围环境中的入射光具有反射作用,因此会有部分光沿着观测路线射向观测点,这部分光照可以看作是由大气产生的光源,称为大气光。大气光的主要来源为直射的阳光、散射的天空光以及由地面反射的光等。
基于GPU的实时大气散射渲染优化算法研究与实现 大气散射是自然界中一个非常重要而又普遍存在的物理现象,它使得晴朗的天空在白天呈现蓝色,而在傍晚则显得昏黄;它使得近处 的场景显得清晰,而远处的场景则显得模糊。同时,大气散射也是体积光等光学现象的产生原理,对影响人们的视觉感官具有十分重要的作用。在计算机图形学中,传统绘制天空的方法主要是天空盒、天空贴图等,这种方法简单快速,但却无法模拟出随时间和气候实时变化的 动态光照效果。随着计算机硬件性能特别是GPU图形渲染能力的提升,在虚拟场景中模拟出基于真实物理的大气散射效果逐渐成为了可能。对此,人们已经总结出了一个完整的散射积分方程,可以十分准确的 计算出光线在空气中传输的辐射度变化。然而,由于该积分的计算十分复杂,而且需要对场景空间中的每一个点都进行积分计算,运算量 非常庞大,即使是在现代的GPU上依然很难做到流畅的实时渲染。在这样一种背景下,本文实现了一个基于GPU计算的实时大气散射渲染优化算法。通过对大气进行基于真实物理的建模,利用光线步进的思想计算散射积分,并使用预计算查找表来简化散射积分计算、通过极线采样来降低样本点的数量、利用一维最小/最大二叉树结构来加速可见因子的判断。算法在保证了真实的画面渲染效果的同时,显著的提升了渲染效率。本文首先阐述了算法所建立的空气物理模型,并详细的说明了散射积分的推导过程,然后,我们描述了算法是如何一步 步进行优化的,并展示了在GPU上的实现细节。最后,我们编写了一个测试程序用于展示渲染效果,并与传统的算法做出了对比,证明我们
的算法无论在渲染效果和渲染效率上,都能够得到很好的结果。
五种T M 影像大气校正模型在植被遥感中的应用 3 宋巍巍 管东生 33 (中山大学环境科学与工程学院,广州510275) 摘 要 基于2005年7月18日广州市东北部和惠州市北部的T M 影像,以表观反射率模型 为参照,从植被反射率光谱、地物反射率统计特征、规一化植被指数三方面对4种黑体减法模型和6S 模型在植被遥感中的应用进行了评价.结果表明:黑体减法模型DOS4获得了精度较高的植被反射率,其地物反射率与规一化植被指数的信息量最大,适用于研究区的植被遥感研究.对于不同区域的植被遥感研究需要进行具体的比较分析,才能选择到合适的大气校正模型. 关键词 大气校正 黑体减法模型 6S 模型 植被遥感文章编号 1001-9332(2008)04-0769-06 中图分类号 Q948;TP751 文献标识码 A Appli ca ti on of f i ve a t m ospher i c correcti on m odels for Lands a t T M da t a i n veget a ti on re m ote sen si n g .S ONGW ei 2wei,G UAN Dong 2sheng (School of Environm ental Science and Engineering,Sun Yat 2sen U niversity,Guangzhou 510275,China ).2Chin .J.A ppl .Ecol .,2008,19(4):769-774.Abstract:Based on the Landsat T M i m age of northeast Guangzhou City and north Huizhou City on July 18,2005,and compared with apparent reflectance model,five at m os pheric correcti on models including four dark object subtracti on models and 6S model were evaluated fr om the as pects of vege 2tati on reflectance,surface reflectance,and nor malized difference vegetati on index (NDV I ).The results showed that the dark object subtracti on model DOS4p r oduced the highest accurate vegetati on reflectance,and had the largest infor mati on l oads f or surface reflectance and NDV I,being the best for the at m os pheric correcti on in the study areas .It was necessary t o analyze and t o co mpare different models t o find out an app r op riate model f or at m os pheric correcti on in the study of other areas .Key words:at m os pheric correcti on;dark object subtracti on model;6S model;vegetati on re mote sensing . 3国家“985”工程科技创新平台资助项目(105203200400006).33通讯作者.E 2mail:eesgds@mail .sysu .edu .cn 2007201229收稿,2008201223接受. 卫星遥感在大面积的数据收集与生态环境变化 监测中起着重要作用[1-3] ,其在植被研究中的应用 越来越广泛[4-6] .太阳2地表2卫星传感器之间的辐射传输受到大气散射与吸收的影响,大气校正不仅对影像灰度值与地表反射率之间的转化具有重要意义,而且对不同时间、空间影像数据之间的反射率配准也极为重要.因此在利用遥感影像进行定量分析 时需进行大气校正[7] ,以获得真实的植被反射光谱信息. 大气校正模型主要分为相对校正模型和绝对辐 射校正模型两类[8] .前者缺乏明晰的物理意义,不适用于植被遥感研究,后者有明晰的物理意义,可分 为物理校正模型(如6S 模型[7] 等)和基于影像的校正模型[如表观反射率(apparent reflectance,AR )模 型[9] 、黑体减法(dark object subtracti on,DOS )模型 [10] 等],适用于植被遥感研究.不同的绝对辐射校 正模型获得的植被反射光谱不同 [11] ,因此,选用相 对合适的大气校正模型对植被遥感研究具有重要意义.目前,有关多种大气校正模型在植被遥感中的比较研究较少.Lu 等 [11] 利用2种T M 影像辐射标定方 法,研究了AR 、DOS 及COST 等大气校正模型在亚马逊热带雨林的应用[12] ,结果表明,基于影像获取 时间进行辐射标定 [13] 的COST 模型最适合于该区 植被遥感的研究.但他们使用的3种大气校正模型是基于影像的校正模型,缺少物理校正模型,且由于Landsat 25T M 的长期运行可导致传感器老化,而该 研究中的辐射标定方法不能用于2003年5月5日后获取的T M 影像.Chander 等 [14] 通过研究确定了 新的T M 影像辐射标定方法.本文在新的T M 影像辐射标定方法下,对比分析了4种DOS 模型和6S 应用生态学报 2008年4月 第19卷 第4期 Chinese Journal of App lied Ecol ogy,Ap r .2008,19(4):769-774
散射原理 透射光强为l l h K e I e I I α-+-==0)(0 h ：散射系数 K ：吸收系数 α：衰减系数（实际测量中得到的） 散射是指电磁波通过某些介质时，入射波中一部分能量偏离原来传播方向而以一定规律向其他方向发射的过程。散射可以用电磁波理论和物质电子理论解释：入射的电场使粒子中的电荷产生振荡，振荡的电荷形成一个或多个电偶极子，它们辐射出次级的球面波，因为电荷的振荡与入射波同步，所以次级波与入射波有相同频率，且有固定的相位关系。在大气散射过程中，散射粒子的尺度范围很大，从气体分子（约10-4μm ）到气溶胶（约 1μm ）、小水滴（约 10μm ）、冰晶（约 100μm ），以及大雨滴和雹粒（约 1cm ）。通常以尺度数α = 2π/λ作为判别标准，其中r 为粒子半径，λ为波长。按α的大小可以将散射过程分为三类： (1) α << 1，即 r < λ 时的散射，称为 Rayleigh 散射或分子散射； (2) 1< α < 50，即 r ≈ λ 时的散射，称为 Mie 散射或大颗粒散射； (3) α > 50，即 r>> λ 时的散射，属于几何光学散射范畴。 对于大气中的粒子（假设是各向同性的），散射光分布型式相应于入射光方向 是三维空间对称的，依赖于尺度数 α，其典型情况如图 3.1 所示
图3.1 三种尺度粒子的散射强度的角分布型式 Rayleigh 散射和 Mie 散射的实质，都是大气分子或气溶胶粒子在入射电磁波作用下激发，而产生振动的电偶极子或多极子，并以粒子为中心向四周辐射出与入射波频率相同的散射波，都属于弹性散射。 瑞利散射 瑞利散射解释了大气中气态分子的光学特性，根据瑞利的观点，天空的蓝色是由于大气中圆形、各项同性的、密度大于周围介质、且大小远远小于波长的粒子的散射造成的。 瑞利散射理论的提出是基于以下几个假设条件 （1）粒子尺寸远远小于光的波长，一般 r ≤ 0.03λ时，就认为满足条件。注意这里不包括尘埃、阴霾、以及一些其他粒子，这类粒子的散射特性有其他的理论支撑，如米式散射； （2）粒子处于非电离状态，在大气层中除了电离层之外，大气层的大部分区域均满足这一条件； （3）粒子的折射系数和周围介质的折射系数之间的差异较小； （4）粒子满足各项同性是最简单的一种瑞利散射情况，但是大气中的 N2和 O2 基本不满足各项同性，这也是简单的瑞利散射理论和观测结果之间出现差异的原因之一； （5）光的频率不能引起粒子的共振，如果光的频率能够引起粒子的共振的话，那么散射光的强度会非常大。对于大气中的可见光和长波是不存在这一问题的，因为大部分粒子尺寸都不满足这一条件，但是对于某些稀有气体则会出现这一现象。 米氏散射特点： （1）散射光强与偏振特性随散射粒子尺寸变化 （2）散射光强随波长的变化规律是与波长 λ的较低幂次成反比，即n I λθ1)(∝，其中n 的具体取值取决于微粒尺寸。 （3）散射光的偏振度随λr 的增加而减小，r 为散射粒子的线度，λ是入射光波长。 （4）当散射粒子的线度与光波长靠近时，散射光强度对于光矢量振动平面的对称性被破坏，随悬浮微粒线度增大，沿入射光方向的散射光强将大于逆入射光方向的散射光强。当微粒线
入射光衰减模型：描述了光从场景点到 观测点之间的削弱衰减过程。 大气散射模型 大气光成像模型：描述了周围环境中的 各种光由于大气粒子的散射作用,对观 测点所接收到的光强的影响。 表现：室外视觉系统所捕获的场景图像其对比度、颜色和分辨率等特征衰减明显。 原因：光线在从场景点到接收点的传播过程中,遇到悬浮于大气中粒径较大的气溶胶粒子,与之发生,从而使光能的亮度、 颜色等特性发生改变。 其中散射是可见光波段导致雾天图像降质的主要因素, 而吸收和福射作用所造成的影响则相对较小。
瑞利散射(Rayleigh)（分子散射）：粒子尺度远小于入射 波长的散射现象。 散射 米氏(Mie)散射：粒子尺度与波长可比拟。 瑞利散射：使天空呈现蓝色,纯净的水面由于反射天空的光线,也呈现蓝色。 散射体中往往包含很多散射粒子,因此每个粒子的散射光都可能会被其他粒子再散射。根据入射光在传播过程中被大气粒子散射后是否再次发生散射,可以将散射分为单散射现象和多散射现象。 雾天散射：一方面部分物体表面的反射光因散射而损失,使得到达观测点的光强降低,并随着传播距离的增大而呈指数衰减; 另一方面,大气粒子的散射作用还来自附加在目标图像上的大气光,以使大气表现出光源的特性,且环境光的强度随着传播距离的增大而逐渐增加。 以上两方面的作用导致雾天捕获图像的对比度、颜色等特征衰减明显。
入射光衰减模型：大气散射引起观测点接收到的场景点福射光强随景深的增而呈指数衰减。 大气光成像模型：由于光路上粒径较大的大气微粒对周围环境中的入射光具有反射作用,因此会有部分光沿着观测路线射向观测点,这部分光照可以看作是由大气产生的光源,称为大气光。大气光的主要来源为直射的阳光、散射的天空光以及由地面反射的光等。
大气科学名词 1、均质层（Homosphere）：地面到85 km之间大气成分保持定常的大气层。 2、非均质层（Heterosphere）：均质层顶110 km以上，空气成分随高度而变化的大气层。 3、均质层顶（Homopause）：均质层与非均质层之间的过渡层，距地面高度85~110 km。 4、大气边界层（Atmoshperic Boundary Layer）：又称“行星边界层（Planetary Boundary Layer）”、“摩擦层（Friction Layer）”。大气圈的最底层，其上界离地面约600~800 m。 5、均质大气（Homogeneous Atmosphere）：假设密度不随高度变化的一种模式大气。 6、湿球温度（Wet-Bulb Temperature）：暴露于空气中而不受太阳直接照射的湿球温度表上所读取的数值。 7、干球温度（Dry-Bulb Temperature）：暴露于空气中而不受太阳直接照射的干球温度表上所读取的数值。 8、外场观测（Field Observation）：为完成某一试验计划在野外进行的现场专门观测。 9、定点观测（Fixed Point Observation）：在固定地点进行的气象观测。 10、地基观测（Ground-Based Observation）：在地表观测平台上进行的气象观测。 11、观测场（Observation Site）：安装气象仪器进行气象观测的场地。 12、观测误差（Observational Error）：又称“测量误差”。观测值与真值之间的差。 13、地面资料（Surface Data）：地面气象观测获取的并经过整理的数据。 14、直接辐射表（Pyrheliometer）：测量给定平面上法向直射辐照度的辐射表。 15、总辐射表（Pyranometer）：测量从2π立体角落在水平面上的总辐射（太阳直接辐射与散射辐射之和）的仪器。 16、天空辐射表（Sky Radiometer Diffusometer）：测量天空散射辐射的仪器。一般在总辐射表上使用遮日盘或遮日环遮住太阳的直接辐射，即可测得散射辐射。 17、反照率表（Albedometer）：测量反射辐射或反照率的仪器。将总辐射表感应面转向地面时，即可测得地表的反射辐射。 18、净辐射表（Net-Pyranometer）：曾称“辐射平衡表”。测量一个水平面的上下两面各来自2π立体角的辐射总量差额的仪器。 19、大气辐射（Atmospheric Radiation）：又称“长波辐射”。大气发射的能量主要集中在4~120μm波长范围内的辐射。
气象学名词解释 一名词解释 1.大气圈：是因重力关系而围绕着地球的一层混合气体，是地球最外部的气体圈层，包围着海洋和陆地 2.干空气：干洁空气是指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体，简称干空气。 3.气温：在气象学上是表示空气冷热程度的物理量。天气预报中所说的气温，是在植有草皮的观测场中离地面1.5米高的百叶箱中的温度表上测得的 4.气压：作用在单位面积上的大气压力，即等于单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量。 5.大气能见度：在当时的天气条件下，视力正常的人能够从天空背景中看到或辨认出目标物的最大距离级别（0~9级，相应距离为50～50000米）能见度的大小反应了大气的混浊现象，反映出大气中杂质的多少。 6.降水：降水是指大气中降落至地面的液态或固态水的通称。如雨、雪等。是清除大气污染物的重要机制之一。 7.太阳高度角：对于地球上的某个地点，是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角，专业上讲太阳高度角是指某地太阳光线与通过该地与地心相连的地表切线的夹角。 8.温室效应：温室效应是指透射阳光的密闭空间由于与外界缺乏热交换而形成的保温效应，就是太阳短波辐射可以透过大气射入地面，而地面增暖后放出的长波辐射却被大气中的二氧化碳等物质所吸收，从而产生大气变暖的效应。 9.大气气溶胶：指均匀分散于大气中的固体微粒和液体微粒所构成的稳定混合体系，其中的微粒统称为气溶胶粒子。 10.绝对湿度：在标准状态下(0℃,760mmHg)，每立方米湿空气中所含水蒸汽的重量，即水蒸汽的体积密度，一般用mg/L作指标。 11.相对湿度：绝对湿度与该温度下的饱和状态水蒸气含量之比，用百分数表达。 12．露点温度：空气在水汽含量和气压都不改变的条件下，冷却到饱和时的温度。 13.大气痕量气体：大气中浓度低于10-6的气体。 14.酸雨：指PH小于5．6的雨雪或者其他形式的降水。 15.臭氧洞：臭氧的柱浓度小于200 D．U．左右，也即臭氧的浓度较发生前减少超过30%的区域称之为臭氧洞。 16.臭氧层：指大气层的平流层中臭氧浓度相对较高的部分，其主要作用是吸收短波紫外线。一般高度在20-50Km 17.黑体/灰体：如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都等于1，则这种物体就叫做绝对黑体。如果物体对某种波长的吸收率为1，则这种物体对该种波长为黑体。 如果某种物质对任何波长的辐射吸收率都为小于1的常数，而不随波长变化，则这种物质就叫做灰体。 18.热辐射：物体由于具有温度而辐射电磁波的现象，其辐射的能量和波长分布都与温度有关。 19.太阳常数：日地平均距离时，在大气上界垂直于太阳光线的平面上，单位时间单位面积接受的太阳辐射量。RSC=1367W·m-2 20.短波辐射：波长短于3μm的电磁辐射 21.长波辐射：地球-大气系统所处的温度为200~300 K，在这样的温度条件下，地面和大气的辐射能主要集中在4~120μm之间，均为肉眼所不能看见的红外辐射。因为比太阳辐射的波长(0.15～4微米)要长得多，所以气象学习惯上把地面和大气的辐射称为长波辐射。