Metody teledetekcyjne w badaniach atmosfery i

oceanów.Wykład 4.

Kolor OceanuKrzysztof Markowiczkmark@igf.fuw.edu.pl

2

• Albedo planetarne Ziemi wynosi około 30 %

• Albedo samej powierzchni ziemi 14-15 %

• Pozostały wkład do albeda pochodzi od atmosfery (chmury, aerozolowe)

3

Dlaczego kolor oceanu?

Jego pomiary dostarczają informacji o koncentracji fitoplanktonu, chlorofilu oraz rozpuszczonych cząstek w wodzie.

Jest to istotne z punktu widzenia

1) Produkcji biologicznej w oceanach (w oceanach zawarta jest około 1/3 części CO2)

2) Optyki oceanu3) Interakcji wiatru i prądów morskich z biologią oceanu4) Wpływu antropogenicznego na środowisko oceaniczne

4

Kolor oceanu

• Jest zdefiniowany przez spektralna zależności promieniowania wychodzącego z wody (water leaving radiance)

• Jest wynikiem absorpcji oraz rozpraszania przez chlorofil, pigment oraz rozpuszczoną materię oceaniczną.

• Promieniowanie wychodzące z wody stanowi zaledwie kilka procent promieniowania dochodzącego do satelity. Dlatego ważna role odgrywa tu tzw. poprawka (korekcja) atmosferyczna i kluczowe staje się jej poprawne wyznaczenie.

5

Spektralna zależność promieniowania wychodzącego z wody dla wysokiej (linia kropkowana) oraz niskiej (dolna linia ciągła) koncentracji chlorofilu. Górna linia przedstawia promieniowanie wychodzące z wody, które dochodzi do górnej granicy atmosfery.

6

Widmo absorpcyjne chlorofilu

Chlorofil absorbuje znaczna cześć promieniowania czerwonego oraz niebieskiego tym samym rozpraszając światło zielone.

7

Dygresja

8

Albedo powierzchni oceanu -odbicie Fresnela

n1

sinsin

i

t

2

it

itp cosncos

cosncosR

Współczynniki odbicia:

i kat zenitalny promieniowania padającego,

t kat zenitalny promieniowania załamanego. 2

ti

tis cosncos

cosncosR

2i

t nsin1cos

Rp współ. odbicia (reflektancja) dla wektora elektrycznego równoległego do płaszczyzny padania (polaryzacja pionowa), Rs - współ. odbicia dla wektora elektrycznego prostopadłego do płaszczyzny padania (polaryzacja pozioma),

Współczynnik odbicia dla promieniowania niespolaryzowanego

sp RR21R

9

Dla i=0o2

normal 1n1nR

Dla wody Rnormal=0.022 dla obszaru VIS

R 1 dla i 90o

Z wyjątkiem i =0 współczynnik odbicia pionowej składowej jest znacznie mniejsza niż składowej horyzontalnej.

Kat Brewstera Rp=0it cosncos i

22t

2 cosncos

2i

222

it

2 n/)sin1(nn

sin1cos

i244

2i sinnn

nsin1

i244

i22 sinnnsinn

)1n)(1n()1n(nsin 22

22

i2

1n

narcsin 2

2

i

10

11

Odstępstwa współczynnika odbicia wody od wzorów Fresnela

• Falowanie oceanu - powierzchnia wody nie jest plaska. Teoria Coxa-Munka z 1956 opisuje kształt powierzchni wody w zależności od kierunki i prędkości wiatru.

• Załamywanie grzbietów fal i pojawianie się piany prowadzi do wzrostu albeda powierzchni oceanu.

Przy prędkości wiatru 10 m/s piana pokrywa około 4% powierzchni, przy 15 m/s około 10-20% . Albedo samej piany zmienia się od 0.6-0.9.

• Dostające się do wody bąble powietrza z jednej strony zmieniają własności optyczne wody z drugiej zaś w czasie ich pękania emitowana jest do atmosfery sól morska oraz ładunki elektryczne.

12

Elementy Teorii Coxa-Munka

• Statystyczne podejście do problemu kształtu powierzchni oceanu.

• Na podstawie fotografii sfalowanej powierzchni wody Cox i Munk stwierdzili, iż rozkład prawdopodobieństwa nachyleń powierzchni wody niewiele różni się od rozkładu gaussowskiego.

• Jedna z najprostszych formuł określających rozkład prawdopodobieństwa nachylania powierzchni wody ma postać:

gdzie w jest prędkością wiatru [m/s]

Bardziej zaawansowane rozkłady uwzględniają zależność szerokości rozkładu od kierunku wiatru i mają postać rozbudowanych wzorów empirycznych

13

Ze względu na silna zależność reflektancji R od kąta padania i odbicia współczynnik odbicia opisywany jest za pomocą BRDF-u (dwu kierunkowego współczynnika odbicia), który zależy od 2 kątów padania i 2 kątów odbicia (zenitalny i azymutalny)

14

• Współczynnik 2-kierunkowego odbicia w przeciwieństwie od albeda zdefiniowanego dla strumieni promieniowania nie zależy od własności optycznych atmosfery a jedynie od własności samej powierzchni odbijającej.

d

(,)

oo(,)

oooSAT cosF

)(I),(R

Definicja BRDF-u

powierzchni ziemi 'd'cos)'(I)(dI

),'(R

Definicja BRDF-u na górnej granicy atmosfery

15

• Większość typów powierzchni ziemi wykazuje własności optyczne pomiędzy dwoma skrajnymi typami: idealnie gładka (odbicie zwierciadlane) oraz powierzchnia szorstką (Lambertsowska)

• W pierwszym przypadku współczynnik odbicia jest niezerowy jedynie dla kąta padania równego kątowi odbicia (odbicie Fresnela)

• W drugim przypadku radiancja promieniowania odbitego jest izotropowa.

• Określenie BRDF-u powierzchni ziemi jest kluczowe dla większości metod teledetekcyjnych. Bezpośredni pomiar BRDF-u możliwy jest jedynie w pewnych obszarach spektralnych.

16

Odblask - Sun GlintZjawisko związane odbiciem zwierciadlanym (Fresnelowskim) od płaskiej powierzchni wody. Zależy ono od wzajemnego położenia Słońca i satelity oraz stanu morza.

17

Albedo oceanu a albedo powierzchni oceanu.

• Ze względu na promieniowanie wychodzące w wody albedo oceanu jest na ogół inne niż albedo powierzchni oceanu.

• Chlorofil i zawarte w wodzie substancje zwiększają albedo oceanu.

• Ponadto zmieniają jego spektralną zależność – kolor oceanu

18

Pomiary koncentracji chlorofilu – pomiary naziemneprzy użyciu przyrządu SIMBAD.

• Pomiar promieniowania bezpośredniego

• Pomiar promieniowania odbitego od powierzchni oceanu dla kąta odbicia około 45o (blisko kąta Brewstera)

• Pomiary w wąskich (10 nm) kanałach spektralnych: 443, 490, 560, 670, 870 nm.

19

• Lw(z=a,,,) – water leaving radiance (radiancja promieniowania wychodzącego z wody) z kierunku (,) na wysokości a=z po wyżej powierzchni wody

• F - strumień promieniowana słonecznego• Remote Sensing Reflectance (Reflektancja zdalna)

określa jaka cześć promieniowania padającego na powierzchnie wody powraca do atmosfery pod kątem (,)

),az(F

),,,az(L,,R wRS

Definiujemy wielkości zwaną Remote Sensing Reflectance (Reflektancja zdalna)

20

Znormalizowana radiancja promieniowania wychodzącego z wody zdefiniowana jest jako

Nwo

Nw )(LF

)(R

Zakładając ze powierzchnia jest typu Lamberta współ. odbicia związany jest z znormalizowaną reflektancją zdalną relacja:

o

*

F),,(IT

)(T)(L

)(L wNw

Nw

Nw

)550(R)443(R Wielkość silnie skorelowany z koncentracja

chlorofilu w wodzie

21

Nw

Nw

)550(R)443(R5.0r

310

2101010 )r(log8.2)r(log5.0rlog2.1)C33.3(log

Koncentracja chlorofilu można wyznaczyć z następującego wzoru empirycznego

C wyrażone jest w [mg/m3]

Aby wyznaczyć Rw()N

musimy znać wpływ atmosfery na promieniowanie odbite od wody. W przypadku pomiarów naziemnych sytuacja jest znacznie prostsza w porównaniu z pomiarami satelitarnymi

22

Spektralne pomiary reflektancji zdalnejMierzone wielkości: LSKY – radiancja nieba

Lmw – radiancja od powierzchni wody

Uwzględniając efekt odbicia promieniowania nieba mamy:

Lmw

LSKY

Lwaterw

i

SKYSKYmww LRL),,(L

RSKY – Fresnelowski współczynnik odbicia od wody

Musimy wyznaczyć wielkość Lwater (diagram) . Korzystamy w tym przypadku z prawa n2 :

2water

w nL

tL gdzie n jest współ. odbicia zaś t transmisją

t=1-RSEA/SKY

23

• Opisana powyżej metoda jest poprawna dla płaskiego oceanu. W innym przepadku będzie prowadzić do istotnych błędów związanych z niewłaściwym oszacowaniem odbicia związanego z promieniowaniem nieba.

• Redukcja promieniowania nieba pojawiająca się w wielkości Lw może być efektywnie uzyskana poprzez pomiar poziomej składowej promieniowania odbitego dla kąta Brewstera.

• Ustawienie polaryzatora w płaszczyźnie poziomej sprawia, że efekt odbicia Fresnelowskiego jest minimalny. Wkład od promieniowania nieba związany jest tylko ze słabą składową pionową pola elektrycznego związaną z pofalowaną powierzchnią oceanu.

)LRL(R1

ntnL

L SKYSKYmw

SKY/SEA

22w

water

24

Algorytm w SIMBADZIE

1) Obliczamy strumień na powierzchni oceanu

)F1(TTcosd

dFF cloud3OAo

2o

o

o

2/

cloud cos2e1ercov_cloudsF

cloud

o3O cos/3O eT

oARAYoATAY cos/)52.0(cos/)(A eeT

2o

dd

Korekcja związana z odległością Ziemia - Słońce

25

2) Wyznaczenie wpływu powierzchni oceanu

F)nm870(RR

R cccfrac

cfrac12 R)nm870(RRR

2

3R

R

totdtoto1 FTcos

signalR

3OAtot TTT )F1(d

dF cloud

2o

totd

FRL 3

w

2o

o3

nwd

dFR

)L( 3

SRR

R

Korekcja związana z polaryzacja, współ. polaryzacji

Korekcja związana z odbiciem promieniowania nieboskłonu

Rc współczynnik odbicia zależny od prędkości wiatru

26

Spektralna zmienność RSR

27

28

Poprawka atmosferyczna

• Radiancja obserwowana przez detektor umieszczony na satelicie:

)(I)(T)(I)(T)(I)(T)(I)(I wwcgdirpathTOA

Ipath() - radiancja promieniowania rozproszonego

Ig() - radiancja związana z odblaskiem słonecznym (sun glint)

Iwc() - radiancja związana z załamywaniem się fal (white caps), odbicie promieniowania całkowitego

Iw() - water leaving radiance

T() – całkowita transmisja atmosferyczna /)(

dir3OAReT

oo

*

F),,(IT

29

Przyczynki do radiancji na górnej granicy atmosfery.

30

Analogiczne równanie możemy zapisać dla współczynnika odbicia R

)(R)(T)(R)(T)(R)(T)(R)(R wwcgdirpathTOA

Następujące wyrażenia musza być właściwie wyznaczone:

Rpath(), Tdir ()Rg (), T ()Rwc (), T ()Rw ()

1) Tdir ()Rg () usuwa się zakładając maskę na odblask słoneczny (nie rozpatruje się obszaru nim objętego)

2) Rwc() szacuje się z wzoru empirycznego: 52.37

wc V1049.6R gdzie V jest prędkością wiatru w [m/s] na wysokości 10m

)(R)(R)(R)(R raarpath 3)

Rr i Ra współ. odbicia związane z rozpraszaniem Rayleigha oraz z aerozolami w przybliżeniu pojedynczego rozpraszania

31

Rra – współ. odbicia związany z wielokrotnym rozpraszaniem na aerozolach o molekułach powietrza.

4) W bliskiej podczerwieni promieniowanie wychodzące z wody jest zaniedbywanie małe a wiec: Rw(750 nm)=0, Rw(850 nm)=0

5) Znikające wielkości Lw w bliskiej podczerwieni pozwalają obliczyć poprawkę atmosferyczną. Różnica pomiędzy obliczona i mierzona na satelicie radiancja określa promieniowanie wychodzące z wody która dociera do górnej granicy atmosfery.

32

Przybliżenie pojedynczego rozpraszania

Rpath()=Rr()+Ra()

Rr – oblicza się z teorii Rayleigha dla danego ciśnienia na powierzchni ziemi z uwzględnieniem funkcji fazowej

Ra(750nm) oraz Ra(865nm) są wyznaczane na podstawie pomiarów satelitarnych. Definiujemy iloraz:

),,865(P)865()865(),,750(P)750()750(

)865(R)750(R

)865,750(o

*aaa

o*aaa

a

a

P*a jest zmodyfikowana na odbicie Fresnela funkcją fazowa

związana z rozpraszaniem na aerozolu.

Zakładamy ponadto, iż atmosfera jest płasko równoległa i składa się z dwóch warstw; górnej gdzie mamy tylko molekuły i dolnej zawierającej cały aerozol.

33

• Ostatecznie pozostaje wyznaczenie wielkości (i,865) dla =443 oraz 550 nm na podstawie pomiarów (750,865)

• Po założeniu jednego z typów aerozolu (morski, troposferyczny, miejski, wiejski, pustynny) wyznacza się poszukiwana wielkość (i,865).

• Wybór modelu aerozolu zależny jest od typu przyrządu i dostępnych kanałów spektralnych. To zagadnienie będzie analizowane w czasie kolejnych wykładów.

34

Kluczowe czynniki dla poprawki atmosferycznej

1) Rozproszenie wielokrotne2) Wpływ aerozoli absorbujących (potrzeba

znajomości profilu aerozolu)3) Istnienie aerozoli stratosferycznych4) Obecność chmur cirrus5) Polaryzacja promieniowania6) BRDF oceanu oraz jego falowanie

35

Detektory satelitarne• CZCS (Coastal Zone Color Scanner) na satelicie NIMBUS 7, 1978-

1986• OCTS (Ocean Color and Temperature Scanner) na ADEOS 1996-1997• SeaWIFS (Sea-viewing Field of View Scanner) na satelicie Orbitview-2

od 1997 roku. • MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) na satelicie

Terra od 1999 oraz Aqua 2002

36

CZCS

37

SeaWIFSBand Wavelength

1 402-422 nm

2 433-453 nm

3 480-500 nm

4 500-520 nm

5 545-565 nm

6 660-680 nm

7 745-785 nm

8 845-885 nm

Orbit Type Sun Synchronous at 705 km

Equator Crossing Noon +20 min, descending

Orbital Period 99 minutes

Swath Width 2,801 km LAC/HRPT (58.3 degrees)

Swath Width 1,502 km GAC (45 degrees)

Spatial Resolution 1.1 km LAC, 4.5 km GAC

Real-Time Data Rate 665 kbps

Revisit Time 1 day

Digitization 10 bits

38

• Poprawka atmosferyczna dla przyrządów MODIS oraz SeaWIFS jest wyznaczana na podstawie pomiarów własności optyczne aerozoli np. grubość optyczna aerozolu.

39

40

41Cyrkulacja powierzchniowa oraz koncentracja chlorofilu oparta na danych z MODIS-a oraz SeaWIFS-a

42

Chlorofil a cyrkulacja oceaniczna•  Produkcja fitiplanktionu związana jest z dwoma

czynnikami: światłem słonecznym oraz substancjami odżywczymi (nutrients)

• Za substancje odżywcze odpowiedzialne jest zjawisko wypływania chłodnych wód oceanicznych na powierzchnie (upwelling) Fitoplankton rozwija się w obszarach upwelling (stref wypływania chłodnych wód głębinowych). Zaliczany do nich: związki azotu oraz fosforan

• Produktywność fitoplanktonu związana jest z ilością węgla organicznego zawartego w wodzie wyprodukowanego w czasie fotosyntezy.

• Komórki fitoplanktonu zawierają chlorofil więc obszary o wysokiej produktywności fitoplanktonu odznaczają się wysoką koncentracja chlorofilu.

43

• Upwelling związane są z cyrkulacją Ekamana w warstwie granicznej oceanu. Jest procesem wznoszenia się chłodnych wód docierających do powierzchni oceanu. Powstaje w :

• rejonie zachodnich wybrzeży kontynentów• strefach dywergencji prądów morskich oraz• rejonie równikowym

• Upwelling jest bardzo dobrze widoczny na mapach temperatury powierzchni oceanu (SST) jako obszary o niższej temperaturze znajdujące się z reguły blisko linii brzegowej

44

Cyrkulacja Ekamana w wodach przypowierzchniowych

Średni transport masy pod kątem 90 stopni

w prawo (półkula północna)

w lewo (półkula południowa)

do kierunku wiatru

45

Upwelling

dywergencyjny

zachodnich wybrzeży

równikowy

46

Upwelling równikowy powstający na prądach

równikowych

47

48

Typowa cyrkulacja Walkera

Cyrkulacja Walkera w czasie Al. Nino

49

Koncentracja chlorofilu, SeaWIFS Sep 2004

50

Dwa typy wód morskich• Klasyfikacja na podstawie stężenie chlorofilu w wodzie, który

warunkuje produkcję materii organicznej i tym samym wpływa na stężenie innych składników wody odziaływujących ze światłem.

• 1) wody pierwszego rodzajuto głównie otwarte wody oceaniczne, w których składniki optycznie aktywne (oprócz soli morskiej i samej wody) są autogeniczne czyli powstają lokalnie w wyniku funkcjonowania ekosystemów morskich. Wody charakteryzują się niskimi stężeniami chlorofilu (0.01-1 mg/m3).

• 2) wody drugiego rodzajuTo najczęściej wody przybrzeżne w których znaczną część substancji aktywnych optycznie jest pochodzenia alogenicznego tj. z dopływów ze źródeł zewnętrznych (transportowane z rzek i zanieczyszczonej atmosfery). Stężenie chlorofilu jest wysokie (1-30 mg/m3)

51

Elementy optyki morza

Pozorne własności optyczne morza (apparent opticalproperties) w odróżnieniu od własności inherentnychzależą nie tylko od własności optycznych morza alerównież warunków oświetleniowych.Parametry określające własności optyczne ośrodka to:1) Współczynnik absorpcji2) Współczynnik rozpraszania3) Funkcja fazowa na rozpraszanie (indykatrysa)

Własności pozorne:

dz)z(dE

)z(E1)z(K

Współczynnik dyfuzyjnego osłabienia oświetlenia odgórnego

52

Podobnie definiuje się wartości dla radiancji

dz)z(dE

)z(E1)z(K

Współczynnik dyfuzyjnego osłabienia oświetlenia oddolnego

dz),,z(dL

),,z(L1)z(K

Współczynnik dyfuzyjnego osłabienia radiancji

)z(E)z(E

)z(R

Reflektancja oświetlenia odgórnego na

głębokości z

)z(E)z(E

)z(R

Reflektancja oświetlenia oddolnego na

głębokości z

z

0E dz)z(K)z( Pozorna głębokość optyczna

53

Index NDVI• Spektralna zależność współczynnika odbicia od

powierzchni ziemi zawiera informację o typie podłoża.• Własności odbijające powierzchni ziemi są z reguły

bardziej skomplikowane niż oceanu. • Jednak większość powierzchni wegetacyjnych wykazuje

podobne zachowanie dla długości fali około 0.7m• W obszarze tym występuje silna zmiana współczynnika

odbicia• Dla <0.7 m zawarty w roślinach chlorofil prowadzi do

silnej absorpcji i spadku współczynnika odbicia

54

Spektralna zmienność albeda powierzchni ziemi

55

Typowe wartości indeksu NDVINon-desert vegetation

0.01 - 0.75

Lakes, rivers, and ocean

negative values

Sparse desert vegetation

0-0.01

Clouds 0-0.075

56

Zmiany współczynnika odbicia w bliskiej podczerwieni (NIR) opisywane są przez indeks NDVI (znormalizowany, różnicowy indeks wegetacyjny)

)VIS(I)NIR(I)VIS(I)NIR(INDVI

I(NIR) oraz I(VIS) są radiancja promieniowania odbitego w bliskiej podczerwieni i w obszarze widzialnym.

NDVI mówi nam o zawartości składnika wegetacyjnego w danym typie podłoża. Im większy indeks tym zawartość biomasy większa.

Przykład

W przyrządzie AVHRR (Advance Very Heigh Resolution Radiometer) w celu wyznaczenia NDVI wykorzystuje się kanał 1 (0.54-0.68 m) oraz kanał 2 (0.73-1.10 m).

57

Korekcja atmosferyczna

• Wartości I(NIR) oraz I(VIS) są mierzone na górnej granicy atmosfery a więc zawierają również przyczynek od atmosfery

• Imeas=Isurf+I*

• I* poprawka atmosferyczna często ogranicza się tylko do rozpraszania Rayleigha