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1、,卫星海洋遥感导论An Introduction to Satellite Oceanic Remote Sensing,第三部分 海洋参数的遥感反演第九章 海洋表面动力地形卫星测量,武汉大学 遥感信息工程学院,卫星高度计测量：,优点体现在与传统的测量方法的比较上,为什么要进行海洋表面动力地形卫星测量？,海洋地形 海岸地形：海岸、海岸带、海岸线、海滩、海滨、潮间带 海底地形：大陆边缘、大陆架、大陆坡、大陆裾、大洋盆地、海槽海盆、海脊、隆起地、海底山与平顶山、海底高原 海表地形：重要属性，四大动力系统之一（海气界面、海表、内波、环流）波高、波谱 漩涡、锋面 海面地形 地形异常、表面流 大地水准面
2、 大地测量 海底地形 军事、海底作业,讲述安排高度计测高史（1学时）高度计测高原理（1学时）高度计测浪原理（0.5学时）高度计的主要观测对象（0.5学时）有效波高海面地形及海洋表面流大地水准面海底地形,9.1 高度计测高回顾,1964年在美国Woods Hole举行的一次“空间海洋学”研讨会，当时为高度计确定了10cm的测距技术指标。1973年在美国宇航局（NASA）发射的天空实验室（Skylab）上进行卫星高度计的首次原理性实验。为后续的卫星高度计的设计积累了宝贵的经验。,1975年由美国NASA发射的GEOS-3卫星所载高度计在其三年半飞行中获取超过五百万个海面测量数据，其中包括Schiw
3、iderski海洋潮汐模式和Cartwright固体潮汐模式修正参数。1978年，美国NASA又发射了Seasat-A，所载高度计的测距精度为10cm，有效波高测量准确度为10%，海面风速测量准确度为2m/s，并在其最后25天运行期内首次实现重复地面轨迹运行模式。,1985年，美国海军发射地球重力卫星(Geosat)，卫星高度计开始业务化运行。1991年欧空局(ESA)发射了第一颗欧洲遥感卫星(ERS-1)，其上所载高度计测距精度为10cm，重复轨迹偏离、范围缩小到1km以内。1992年，美国NASA和法国空间局(CNES)联合发射TOPEX/POSEIDON卫星，装载了TOPEX和POSEI
4、DON两颗高度计。该卫星被认为是不再需要进行轨道误差修正的首颗卫星，其测距精度为2cm。,1995年,第二颗欧洲卫星(ERS-2)发射,其上所载高度计的设计与ERS-1基本相同，重复周期为35天。1998年，美国海军发射了Geosat的后续卫星高度计（Geosat-Follow-On，GFO）。GFO重复周期17天，完全沿Geosat轨道运行。2001年底,NASA和CNES发射TOPEX/POSEIDON的后续卫星Jason-1,所搭载的高度计POSEIDON-2是由POSEIDON-1发展而来，但增加了一个C波段，因此也是双频高度计。,2002年，ESA成功发射大型海洋观测卫星Envisa
5、t-1。它是ERS系列的后续卫星，其上也搭载了一台双频高度计（Advances Radar Altimeter，简称RA-2），可工作于3.2GHz（S波段）和13.6GHz（Ku波段）。,从二十世纪七十年代至今，卫星高度计已经积累了时间跨度达三十多年的全球海洋卫星观测数据。,1973年 天空实验室Skylab,1975年 GEOS-3,1978年 Seasat-A 及 1985年 Geosat,1991年 ERS-1 及 1995年 ERS-2,TOPEX/POSEIDON(1992)及其后续卫星Jason-1(2001),1998年Geosat的后续卫星高度计 GFO 及 2002年ERS
6、系列的后续卫星 Envisat-1,以卫星为载体，以海面作为遥测靶，由卫星上装载的微波雷达测高仪向海面发射微波信号，该雷达脉冲传播到达海面后，经过海面反射再返回到雷达测高仪。返回到卫星后可以得到三种观测量：回波时间 海面高回波信号的波形 海面倾斜、海流、波高等回波信号的幅度 后向散射系数、风场等,9.2.1 高度计测高原理,卫星高度计测量海平面高度的原理,理想情况下，卫星高度计的测量结果为卫星到瞬时海面的距离，即有：,卫星高度计测量海平面高度的实际过程受许多因素的影响，例如大气、海况和海洋潮汐等的影响，必须在上式消除这些影响。,卫星相对于参考椭球面的高度,大气压引起海面的变化,潮汐修正项,基于
7、参考椭球面的瞬时海面高度,测量噪声,测距偏差,大气电离层,大气干对流层,大气湿对流层,海浪引起的电磁偏差,卫星测高的误差修正,如果卫星在椭球面上的高horbit通过精密定轨方法已经知道,则海面高hssh可表示为：,大地水准面,海洋动力高度,假设horbit-c为卫星高度计轨道高度的模式计算值，horbit 为其计算误差，halt-c为halt 计算值，halt为其计算误差，即：,由高度计数据计算出的瞬时海平面高度hssh-c为：,hssh-c=horbit-chalt-c=(horbithorbit)(halthalt)=horbithalt horbit halt=hsshhorbit ha
8、lt,其中halt 主要由M和两部分组成：,M为各种误差源进行模式计算后的剩余误差，可表示为:,因此，有：,因卫星高度计的运行轨道是精确重复的，重复周期为T，NT时间后即可得到对该点测量的N个hssh-c，求这N个值的平均值，即可得到平均海平面hmssh-c：,将hmssh-c从每个测量的hssh-c中减去，即可得每次测量的海平面高度距平值hssa：,这里将hssa称为海面高度异常，通过海面高度异常可以观测海洋动力高度的变化量。,整体误差,测高数据的误差源主要有三类：,径向轨道误差仪器误差地球物理环境校正误差,9.2.2 高度计测高误差的原因及消除方法,轨道误差处理方法有：,单星交叠平差：即主
9、要针对单一卫星，采用最小二乘技术使得卫星轨迹交叠点处的高度计测量值之间的不符值最小；双星或多星联合平差：即在处理两颗以上卫星测高数据时，可用较高精度的卫星轨道作控制，将较低精度的卫星轨道通过多卫星交叠平差法符合到较高精度的卫星轨道上，使低精度的卫星轨道与高精度的卫星轨道具有大致相同的精度；共线平差：它与交叠平差类似，只不过平差对象是共线轨迹上正常点之间的不符值。,1.轨道误差,对于TOPEX/POSEIDON卫星，其修正公式为：,H1/3为有效波高，U为海面风速，a、b、c、d为常系数。,2.电磁偏差,TOPEX/POSEIDON卫星上，NASA的双频高度计采用了C和Ku两个波段同时进行测量，
10、可对电离层误差进行校正。在有效波高是2m时，1次/s的数据采集下，经过双频校正后的电离层误差小于1cm。经验的修正hiono 的方法为：,TEC表示每平方米电子含量，可通过模式计算得到，f为高度计工作频率。,3.电离层误差,对流层中的水汽会引起雷达脉冲信号传播的延迟，由此产生的高度计测量误差称为湿对流层误差(hWet-trop)，对流层中的干空气也对雷达信号产生延迟作用，称为干对流层误差(hDry_trop)。它们的表达式为：,4.干/湿对流层误差,当大气压增加或减小时，海面会产生相应的上升和下降，一般情况下，大气压增加1mbar，海面下降1cm。气压引起的海面起伏可以表示为大气压p的函数：,
11、hinv-bar=9.948（p1013.3）,5.大气压引起的误差,ERS-1卫星高度计针对以下13种分潮：M2、S2、N2、K2、O1、P1、Q1、L2、T2、2N2、v2和2，采用调和分析模式：,TOPEX/POSEIDON采用美国Texas大学CSR3.0模式，表达式为:,6.潮汐引起的误差,雷达高度计海面后向散射回波模型是高度计工作的理论基础。卫星高度计的测波原理依据海洋表面回波的基本散射理论。微波脉冲与粗糙海面之间相互作用的机理是准镜面点散射机理和Bragg绕射散射机理。,按照Brown的观点，可以认为：散射过程的变化只与海面的后向散射和入射角有关；与发射脉冲信号的频率相比，多谱勒
12、频移的影响可以忽略；在高度计信号处理的带宽内，散射过程是独立的，不受极化的影响。,高度计平均返回波形可用三项的卷积表示：,对于星载雷达高度计，其平坦海面的冲激响应为：,接受回波的功率,平均海面平均脉冲响应函数,镜点概率密度函数,雷达系统点目标响应函数,单位阶跃函数,改进的Bessel函数,天线偏离天底点指向角,天线波束宽度参数,对于偏离天线轴的角度来说，用假设天线增益近似为高斯分布来定义：,如果 是天线3dB带宽，前面两式可写为：,幅度项A包括其它一些常数量，如下式：,当雷达高度计观测海面镜像点概率密度函数qs（t）和窄脉冲雷达系统点目标响应函数pr（t）都可视为高斯分布时，得出海面回波波形为
13、：,海洋回波的卷积过程如图所示，其中横轴代表时间，纵轴代表功率。,海洋回波的卷积过程示意图,卫星高度计的脉冲与海面的相互作用及其回波功率示意图:,平静海面轻微起伏海面起伏海面反射信号的形状,根据物理光学原理，反射回波信号的平均强度随时间的变化关系：,将上式进行归一化得到：,将上式的时间原点设为t0，则W（t）为:,由上面 和tp 的表达式可求得hk为：,常系数,海面均方根波高,时间常数,发射脉冲的半功率宽度,有人根据实验得出了海面均方根波高hk的经验表达式为：,根据上式可求得有效波高（SWH）。,对于工作方式为脉宽有限方式的雷达高度计，理想的脉宽有限足迹面积SF为：,上式中DF为理想的脉宽有限
14、足迹(PLF)直径，如图所示:,脉冲有限足迹直径和最大照亮区域直径示意图,对于照亮的最大圆形区域的直径为：,当海面为粗糙表面时，粗糙海面受照圆形区域的直径DF为：,均方根波高，如果波高越大，回波信号达到最大值的时间会越长，因此可以从回波波形中研究有效波高。风速与回波的幅值有关，风速越大幅值越小，幅值与海面的后向散射系数有关，从而可以确定风速。,图为接收机接收到的回波波形：,高度计接收的回波信号随时间的变化,卫星高度计可以测量三个基本观测量：海面高度的信息海面有效波高的信息海面风速的信息因此高度计测高数据的应用主要包括：测量有效波高海面地形和表面流的研究大地水准面和重力异常的研究,卫星高度计可以
15、测量有效波高，这对于研究海浪波谱、海况变化、海洋预报模型等有重要意义。通过检验分析卫星高度计回波信号的前沿可以推知海面波浪的情况。前沿的斜率是海面波高标准偏差的函数，从而通过计算可以得到海面的有效波高（SWH，记为H1/3）。,9.4.1 卫星高度计测量有效波高,有效波高指的是在一次给定的观测中所测得的占波浪总个数三分之一的大波波高的平均值。有效波高是海面波高标准偏差的4倍，即波高均方根的4倍。,有效波高是由卫星高度计上的逻辑电路按公式（下）在星上自动实时计算完成。,对应于不同有效波高的卫星高度计回波信号,对于海面上的某一点，其海面地形高度 可通过下式计算：,在考虑大面积海面高度时，通常都是选
16、用球谐函数来表示海面地形，即：,9.4.2 高度计测量海面地形及海洋表面流1.高度计对海面地形的观测,选用球谐函数来表示海面地形的最大优点是分解不同的频率分量较为容易。目前，海面地形的长波分量较易确定，但短波分量的确定却受到了大地水准面的短波长部分不精确的限制。球谐函数的最大缺点是，球谐函数的每一个系数反映的都是全球特性，而海面地形仅在海域部分存在。因此，为了保证海面地形模型的正确性和稳定性，除了应用测高数据外，还得附加一定的约束条件。,右图是用球谐函数计算得到的中国近海及邻域完整到20阶次的海面地形图。,计算海面地形通常有两种方法：1.整体求解法、2.直接求解法,许多动力学过程都对海面地形有
17、影响。该影响虽然很小（大约为1米），但是包含了海面的所有动力信息：1.潮汐对陆地和海洋都产生作用。2.海流和海面风使海平面远离大地水准面。3.大气压的变化可以引起海面几厘米的变化，两者变化的位相相反。,海面地形异常（Topography Anomaly）hssa被定义为海表面与平均海表面的高度差，也称为海表面异常（Sea surface Anomaly），它可由下式计算：,2.高度计测量海面异常,在大洋中，设在直角坐标系（x,y,z）下，x方向指向东，y方向指向北，z方向垂直向上。在水平面（x,y）上，海流速度分量（u,v）与压强p的关系如下：,3.高度计测量海洋表面流,确定大地水准面与重力异
18、常是大地测量的基本任务。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。,9.4.3 高度计测量大地水准面,在大地水准面上，尺度不同，提供的地球信息也不同。在几千公里的范围内，大地水准面的起伏与地球内部引起大陆漂移的运动有关。对于大于几百公里的尺度，板块下沉产生的浮力抵消了引起海深变化的其它因素的作用。在几百公里或更小的尺度内，主要是海底深度差别引起的大地水准面起伏。在几十公里的尺度内，海洋山脉和次海洋山脉可以引起大地水准面1-10m的起伏。,相对于低阶大地水准面的平均海表面,这张图是由GEOSAT，ERS-
19、1和TOPEX/Poseidon三颗卫星收集的高度计数据合成计算得到的，轨道误差由交叉极小值法消除。,9.4.4 利用卫星高度计数据反演海底地形,Parker在1973年提出了关于重力异常与地形的著名的Parker公式：,重力异常与海底地形的线性均衡关系为：,G（k）=Z（k）B（k）+n,McKenzie 和Bowin证明导纳函数的最佳估计可由重力异常与海底地形的互谱和功率谱获得，即：,当由卫星测高数据得到海面重力异常值并通过其他地球物理、地质手段得知海洋岩石层的导纳(响应)函数后，就可预报出海底地形的估计值：,一种是简单的局部补偿的Airy均衡模型。其导纳函数为：,另一种是分层区域弹性薄板模型，这里不作介绍。,由于卫星测高所得的重力数据具有全波段特性，因此，在海底地形的反演过程中必须将重力数据进行带通滤波，即重力地形传输函数Q(k)为：,Q（k）=Z（k）-1W（k）,W(K)为带通滤波器，在谱域内也称之为窗函数。其作用是使重力-地形的反解问题稳定，并迫使Q(k)由Fourier变换成Hankel变换。,
