向上的辐照度和光辉

由于水内的散射,在任何深度哪里有一个向下的通量也有一个向上的通量。这通常总是小,小得多,比通量下降但在高比率的散射吸收可以大大加剧总光用于光合作用。此外,在任何水上升流光至关重要的遥感水生环境(第七章),因为它是分数的通量向上穿透表面所检测到的远程传感器。在任何深度,向上的通量可以被视为下行流量在同一深度的分数在任何时候下面是分散向上和成功地渗透在被吸收前再次深度或向下分散。因此我们可能期望的辐照度上升通量是密切关联的辐照度向下的通量;这是发现的情况。图6.6显示了PAR的向上和向下的辐照度随深度递减并联在一起,一个澳大利亚湖。向下的辐照度的变化与太阳高度的变化,或云层,也会伴随着相应的向上的辐照度的变化。给定的密切依赖上行辐照度向下的辐照度,方便考虑任何水的光学特性的影响可能在上升流通量的影响上升流的比率下降照度,欧盟/ Ed,即辐照度反射,R。

量子发光(^爱因斯坦m 2 s 1) 1 100 1000 000

量子发光(^爱因斯坦m 2 s 1) 1 100 1000 000

1 10 100 1000量子发光(1018广达m - 2 s - 1)

图6.6平行减少向上(•)和向下(o)辐照度与深度的澳大利亚湖(白肋格里芬,ACT)(柯克之后,1977年)。

1 10 100 1000量子发光(1018广达m - 2 s - 1)

图6.6平行减少向上(•)和向下(o)辐照度与深度的澳大利亚湖(白肋格里芬,ACT)(柯克之后,1977年)。

一小部分向上通量产生的散射,在大角度,下降的光已经旅行在某个角的垂直距离。太阳高度降低,水内的阳光变得不垂直,有增加的那部分向上通量,起源于向前散射。体积散射函数的形状,这样比配重平衡,增加反向散射通量的比例现在是直接向下。最终的结果是,辐照度反射率随太阳高度降低,但效果不是很大。在印度洋,R为450 nm 10米深的光从5.2增加到7.0%,太阳高度从80减少到31°。在澳大利亚636年烟草格里芬湖,辐照度整个光合波段的反射率(400 - 700 nm)在表面从4.6%上升的太阳高度75°27°的太阳高度的7.9%。然而,在1米,深度在这浑浊的水光场是很好的途径达到渐近状态(见§6.6),R .697仅从7.4增加到8.6%

尽管如此,正如我们所见,从前方散射有贡献,大部分的上升流通量起源于反向散射。因此我们可能期望R大约反向散射系数成正比,bb,水的问题。随着upwards-scattered光子旅游从散射的测量,它们的数量正逐渐减少进一步反向散射和吸收的-不经常重定向他们再次向下。我们可能会因此认为反射与吸收系数将反向变化,水的。我们也期待与反向散射反射率增加的主要趋势将由反向散射的贡献有所减少的减少向上的通量。

实际的辐照度反射率随介质的固有光学特性探讨了水下光场的数学模型。theory339,956辐射传输的一个简化版本导致的结论是,R成正比bb / (A + bb)媒体(如最自然水域),bb«。这是这种关系可能会预期在上述定性依据。事实上,由于非常bb通常比一个小,我们可能会认为,一个合理的近似,R应该只是bb /成比例。数值模拟海域水下光场的各种光学类型,通过蒙特卡罗和其他方法,484702年、1091年表明,确实是这样,我们可以写

R(0)辐照度的反射在表面。比例常数,C (m0),本身就是一个太阳高度的函数,我们可以表达m0, cos折射太阳天顶角的光束,在表面以下。对于任何给定的水体反射率随太阳高度降低的情况下,478484706949年即C (m0)增加m0减少,实际上可以表示为一个近似的线性函数(1 - m0), 706712 1 / m0,640或((1 / m0) - 1)), 478年,例如,一个关系等

其中C(1.0)的值是C (m0)天顶的太阳(m0 = 1.0)和M是一个系数,其价值是由散射的形状决定的阶段

AfJQ 710

函数。,原来是天顶太阳eqn 6.3中的比例常数,即C(1.0),约等于0.33,484,702,1091,这是真正的水域范围广泛的散射相位函数。712海洋遥感领域的C (m0)辐照度之间的比例常数反射率和bb / eqn 6.3通常是考虑到符号,f, f是认识到,本身就是一个太阳高度和散射相函数的函数。因此

对于任何给定的海洋的位置,一个近似,但现实的估计f (= C (m0))可以从eqn获得6.4,使用太阳天顶角,选择一个合理的值M与以前公布的一系列水类型。712利用辐射传输理论,应用某些近似,他和Hojerslev(2008)表明,水域和波段的吸收系数比反向散射系数数值更大(即不含紫蓝色波长在明确的海洋水域),比例常数,f,是一个近似函数的平均下行cos的水下光场(很大程度上取决于太阳角),和反向散射的平均余弦,gb,依照gb - 0.0849

f fidgb + 0.8585 ()。

莫雷尔和Prieur(1977)将R在光合作用光谱的测量与计算值使用eqn 6.3,为各种不同的海洋和沿海水域。湛蓝的海洋水域,协议之间的观察和R的光谱分布曲线计算很好。上升流海域浮游植物的高水平和浑浊的沿海水域,协议是满意的从400年到600海里,但在某些情况下不擅长长波长。问题的一部分在生产水域是叶绿素荧光发射峰在685海里(见§7.5)上升流通量,它增加了观察到的反射率的计算值在这个地区。在波长大于580纳米,不合逻辑地高反射率值也由拉曼排放造成的。

的上升流通量在表面向上垂直定向大约是遥感的特殊意义。垂直向上方向的地下光辉我们称之为路。上升流通量的角分布,向上辐射不会改变与最低点角度范围在0到20°。因此,陆的测量值(0)在这个范围内,或在这个范围内,平均价值可以作为一个合理的估计。,像欧盟一样,对于一个给定的水,不同与Ed,指的是比陆/ Ed光辉反射。在遥感中通常被称为地下遥感反射率,rrs。

问在哪里向上的辐照度比最低点光辉

一些遥感辐射仪有一个很宽的视野:在SeaWiFS扫描仪例如(§7.1)±58.3°。,因为折射在水面上,水下角范围更小,然而,一些远程测量辐射值将对应于水下光芒远离的最低点。在承认这一事实,龙葵和Gentili(1993、1996)定义另一个版本的Q,天顶太阳角度的函数(00),最低点角度(0的)的辐射方向考虑,和垂直面之间的方位差异(f)的太阳的光辉和飞机。

«*•的•af) =摩托)(6 - 10)

地下的辐照度反射,他们使用符号,R(00),表明对太阳天顶角的依赖。

光辉反射的价值,这样的辐照度,是一个函数的固有光学特性的水。给定一个欧盟/ Ed和固有光学特性之间的关系,比如体现在方程式6.3和6.4,如果我们知道Q,欧盟的比例,我们可以联系卢/ Ed (rrs), bb和R。代替eqn 6.8(0),我们获得

r„= - q - (6.11)

简化的假设通常的辐射分布上升流通量是相同的,在传感器的反射器(相同的辐射值的角度)。如果是这样,那么比,欧盟/逻辑单元,就等于p。事实上,不是传感器的辐射分布(见§6.6和图6.13)和测量庞德雷湖湖57 1380°的太阳高度显示,Q等于5.08,表面附近的水体。42蒙特卡罗模拟计算(柯克,未发表)

得出的值Q,在表面的水域的约4.9 b / a值在1.0到5.0范围,在太阳高度45°。因此,对于中间太阳高度我们可以合理地假设欧盟/陆«5。蒙特卡罗计算水域使用b / a值在1.0到5.0范围值/ Q ^ 0.083,即。

Aas和Hojerslev(1999)目前的数据显示问太阳高度的函数(hs°)在5米深度,基于角度测量的辐射分布在地中海西部70个车站。问随太阳高度增加而降低,下降从hs ~ 0°^ ^ 5.2 3.4 h ~ 90°。大约可以为代表的关系

Q = (5.33±0.30) exp(-(0.45±0.08)罪hs) (6.13)

同意一个早些时候提出的西格尔(1984)

清水在大西洋中部。Aas和Hojerslev表明这种关系(方程式6.13和6.14在本质上是相同的)可能是普遍有效的明确的海水,接近水面。

鲁伊赛和龙葵(2001)使用计算机模拟(Hydrolight)描述的程度上升在例2海域辐射场(见§3.4这个术语的解释)离开各向同性。sediment-dominated在浑浊的水,问增加逐步从3.53到4.09太阳高度减少从90°15°。在清晰,黄色colour-dominated水,问从3.69增加到5.02,在同一范围的太阳角度。最低点辐射功能,f / Q,这规定(方程式6.11,6.12)的依赖bb /地下遥感反射率,明显不是依赖太阳能角,剩下相当接近0.08角范围在两种类型的水。光辉的一个极端的最低点角度-35°,对应于50°以上水,然而,f / Q是依赖太阳能角,增加,随着太阳高度从90°减少到15°,浑浊的水,从0.085到0.129,从0.069到0.123的有色水。

在海洋遥感Rrs,表面上光辉反射——垂直向上water-leaving光辉(Lw)除以Ed(0 +),向下的辐照度高于水面

首先确定(我们这里采用约定0 +对应于上述任何时候只是表面,表面下和0 -显示零深度)。继续从这个地下光辉反射,我们从n2获得地下光辉

陆(0 - 9 ',f) = - Lw (0 f) (6.16)

0是表面上的天顶角的光辉,0 '是相应的折射在水中天底角,f是方位角,n是折射率海水和[1 - p(0, 0))是菲涅耳反射空气界面的光辉在最低点角度0 491951。由于表面反射,入射太阳能通量产生向下稍微降低辐照度只是在表面之下

Ed (0 -) 0 = Ed (0 +) (1 - p) (6.17)

Ed(0 -) 0是向下的辐照度为零深度是由太阳辐射刚刚渗入表面,和p的菲涅耳反射在水面,阳光+天空,入射太阳能通量。

向下总辐照度为零深度,Ed(0 -),略大于Ed(0 -) 0因为surface-penetrating通量有补充说,部分反映了向下的上升流通量再一次空气界面。到达估计这些额外的辐照度我们可以考虑初始通量下降引起,如在水柱向上散射的结果,与辐照度向上通量Ed (0 -) 0 R, R是辐照度反射,R =欧盟/ Ed。向上通量进行向下的一部分空气界面反射,形成一个新的下行与辐照度通量,Ed (0) 0 rr,其中r是空气整个扩散上升流菲涅耳反射辐射流,和的值为- 0.48。这个新的下行流量,由于向上散射内表面反射,产生一个额外的下行流量与辐照度(0)0 (Rr) 2。无穷级数的向下递减通量以这种方式生成

Ed Ed (0) (0 -) = 0 (1 + Rr + (Rr) 2 + (Rr) 3 +……+ (Rr) +…]

,总结给我们吗

地下遥感反射率,陆(0)/ Ed(0),因此,我们可以写

在eqn 6.20中,water-leaving光辉,Lw (6 f),和surface-incident照度,Ed(0 +),实验确定输入参数;n,折射率是已知的(-1.34);菲涅耳相对于红光,p, p,可以计算出来;因为R在海水通常是< 0.1和R为-0.48,(1 - Rr)任期接近1.0,并且可以估计如果一个合理的海洋地区的R值插入。rrs,因此,地下遥感反射率量水的固有光学特性直接相关,可以获得每个像素的遥感现场(见第7章)。

上升流的光谱分布通量下降的必须部分取决于通量,但方程式6.3和6.5显示,它也显著影响变化的比率bb整个频谱。在明确的海洋水域,例如,R可以在蓝色的高达10%(400海里)的光合作用光谱在纯水吸收弱但后向散射相对强烈(见§4.3),和红色低至0.1%(700海里)结束那里的水吸收强烈。956年图6.7显示了向上的辐照度和辐照度反射的光谱分布在一个明确的海洋水和内陆蓄水。海水的上升流通量主要由蓝光在400到500纳米带。在生产力水平较高的海洋水域浮游植物光合色素吸收的上升流蓝光所以上升流的峰值流量转移到565到570纳米的绿色。956还有一个高峰在685海里由于浮游植物的叶绿素荧光发射。在内河(图6.7 b),黄色物质,浮游植物吸收大部分的蓝光和宽带,峰值约为580纳米,大部分的广达电脑

图6.7向上发光和发光光谱的光谱分布在海洋和内河(数据绘制的泰勒和史密斯,1970)。(一)湾流(大西洋)巴哈马群岛,5米深度。(b) San Vicente水库,圣地亚哥,加利福尼亚州,美国1米深度。

发生在480年和650年之间观察到纳米:叶绿素荧光发射约680海里曲线中可以看到。

上升流的光通量,到达水面,又反映向下一半,其余穿过空气界面产生紧急通量(§7.2)。正是这种变化,以及在不同的比例入射光反映在表面,被人类观察者看着水体,及其强度和光谱分布很大程度上决定感知视觉/审美水体的质量。289705709711图6.8显示了地下上升流通量的光谱分布在澳大利亚湖时,有一次一个清晰的、绿色的外表,和在另一个,浑浊的,棕色的外观。在第一种情况下的光谱分布峰值green-yellow地区约575海里,因此吸收的光谱的蓝端适度的腐殖质物质,和红端水本身。在第二种情况下上涌通量总辐照度较大,由于暂停了土壤颗粒,强烈的散射和红色区域在675年达到峰值700海里,造成强烈的吸收蓝色和绿色地区由高浓度的可溶性和颗粒腐殖质物质。河流

550 600波长(nm)

图6.8光谱分布的地下湖Gin-ninderra的辐照度上升,法案,澳大利亚。(一)1983年4月20日。外观清晰,绿色。b - 3.2。a440 - 1.22 m。(b) 1984年8月15日。外观浑浊的,棕色的。b - 28.2 m - 1。a440 - 23.1 m - 1。

550 600波长(nm)

图6.8光谱分布的地下湖Gin-ninderra的辐照度上升,法案,澳大利亚。(一)1983年4月20日。外观清晰,绿色。b - 3.2。a440 - 1.22 m。(b) 1984年8月15日。外观浑浊的,棕色的。b - 28.2 m - 1。a440 - 23.1 m - 1。

来自冰川外貌很典型的乳白色或灰色,由于高浓度的矿物颗粒的存在(“冰川面粉”),但小的有机材料。

水体的表观颜色是由通量受观察者的色度坐标,这些可以从光谱分布计算使用(国际照明委员会)标准比色系统(见Jerlov, 1976,详情)。Davies-Colley et al。(1988)进行了这样的计算使用上升流光谱分布数据,14新西兰湖泊和认为这是一个潜在的有用的工具为水资源管理者关心的水体的审美质量负责。综合治疗的色彩和清晰的自然水体中人力使用这些水可能被Davies-Colley在书中发现,Vant和史密斯(2003)。

在海洋水域泰勒和史密斯(1970),研究了辐照度反射对总PAR在5米深度变化从2到5%。略很浑浊内陆水体在澳大利亚东南部,irradi-ance PAR在表面的反射率值通常是4 - 10%,但值低至2%,高达19%的人说,与高浊度值越高。697700的反射率值与深度有所增加(见§6.6),目前观测到的最大值是24%左右。内河低散射,但强烈的颜色由于高浓度的可溶性黄色物质,PAR的反射率可以很低。在一系列的这种类型的湖泊在塔斯马尼亚州,辐照度对PAR在表面反射率从1.2%左右降至0.14% .152不等

哪里有颗石藻——haptophycean藻类的细胞是高度散射钙质鳞片覆盖(颗石藻,图4.10)——海洋的反射率大大增加。coccolithophore布鲁姆在墨西哥湾的缅因州,鲍尔奇et al。(1991)测量地下蓝绿波段的反射率值5到7%在一个火车站,在另一个和22至39%。高反射率值似乎主要是由于大量的分离cocco-liths悬浮在水中,而不是整个细胞。

在清楚海水几乎没有颜色,以蓝绿色为主的拉曼散射光下降流产生,因为相关的转变更长的波长(看到§§4.2,7.5),一个微弱的漫散射光场在520到700纳米的范围内。869、1291、1321这是光合初级生产的重要性,并使只有很小的贡献下降光场,它可以大大加剧上升流光流的较低的地区的透光层,异常的可能原因增加反射率在更大的深度,有时被观察到。

足够的水体浅显著的光到达底部,然后除非非常暗的颜色有一个底部增加欧盟底部附近由于反射。

继续阅读:水下光场的角分布

这篇文章有用吗?

+ 1 0