热红外遥感的8—14微米谱段，主要用于调查地表一般物体的热辐射特性，探测常温下的温度分布、目标的温度场，进行热制图等。如地热调查、土地分类、水资源考察、城市热岛、地质找矿、海洋渔群探测、海洋油污染等。
热红外遥感中3—5微米的短波红外谱段，对火灾、活火山等高温目标的识别敏感，常用于捕捉高温信息，进行各类火灾、活火山、火箭发射等高温日标的识别、监测。特别是对于森林火灾，它不仅可以清楚地显示火点、火线的形状、大小、位置，而且对小的隐火、残火，也有很强的识别能力。
分子运动温度为动力学温度，又称为真实温度。
辐射温度又称为表征温度，辐射能量常被用来测量地表特征的辐射温度。
Trad为辐射温度，Tkin为真实温度。
亮度温度(Tb)是指辐射出与观测物体相等的辐射能量的黑体的温度。
只有同时获得亮度温度、方向比辐射率和环境辐照度三个基本要素．才能反演出真正的地表温度。 陆地表面温度变化大，难于满足均匀、同温的要求，温度的反演相当复杂。其原因在于：①陆地表面比辐射率具不确定性，它依赖于地表组分，并与物理状态(加含水量、粗糙度)和观测角等因素有关，在时空上变化大；且陆面一般不均质，像元尺度内比辐射率整体差异大，难以预先确定，加之温度与比辐射率的分离更为复杂；②大气效应中必须考虑到大气下行辐射效应(环境辐照度)以及陆面上方气溶胶的局地变化；③对于地表热辐射的方向性以及大多数非同温混合像元，需要从亚像元结构和组分温度／波谱尺度加以解释。
多角度遥感：根据不同的视角观测目标和大气的吸收路径，利用目标吸收热红外辐射的差异来消除大气效应。
环境辐照度：环境辐照度主要是指大气、云的辐射。它基本上是由大气下行辐射所造成，它的总贡献应是各种下行辐射在2п半球范围内的积分。大气下行辐射也是各向异性的。
由于用于遥感的红外测温仪的输出值是通过黑体源定标的，这意味着它代表黑体源全波段的发射能量，则仪器所测的MB及Ee均是全波段黑体等效辐射出射度。因此，地表真实温度可以表示为：
首先得利用热遥感器(如红外测温仪、红外辐射扫描仪)获得地表辐射亮度(包含有环境辐照度)。环境辐照度的确定利用红外测温仪在稳定的天气条件下，由地面向上测量天空辐射出射度，用外延法得天空温度，来表征环境辐照度。此遥感数据经辐射纠正、几何纠正、大气纠正后，可获得地面发射的热红外辐射信息，它等效于地面的辐射温度。利用地面比辐射率及其非朗伯面的角分布特征信息将地面等效辐射温度转换为地面真实温度。所得的地面真实温度还需进行区域校正等，即运用到非遥感获得的微气象、植物生理生态、土壤物理等参数，得到具有实际应用价值的地表温度。
热红外图像大气纠正：在辐射温度的遥感测量中，大气效应一般是不能忽视的。它使遥感器所记录的热红外信号失真，造成遥感信息偏离地面实况。因此，利用遥感探侧器测量的辐射值，来反演地面真实辐射值时，必须进行大气纠正。在热红外波段，最重要的大气变化是大气温度和水汽的变化。且大气吸收和热辐射主要发生在低对流层。辐射模拟计算表明，9km以上大气温度和水汽的变化几乎可忽略不记。
对于可见光—近红外波段，大气纠正中气溶胶是最主要的因素。但对于晴空条件下的热红外波段，往往只有少量的气溶胶散射和气体吸收，大气透过率约为0.95一0.98。辐射模拟也表明，晴空条件下的
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热红外波段气溶胶对传递函数的影响很小。因此，大气气溶胶状态一般可以用平均气溶胶分布模型来描述。
热红外波段的大气纠正，主要应考虑的是大气吸收所引起的地表热辐射的衰减、大气自身的热辐射(包括地表对大气下行辐射的反射)，当给定了大气温度和水汽廓线的形状，则任一层次的大气温度和水汽资料可以通过插值计算获得；也可以用9km以下大气温度廓线的形状(平移)和水汽廓线的形状与比例因子，这两个变量来描述晴空条件下大气的变化。
热辐射计：一种定量测定辐射温度的非成像装置。它用红外光敏探测器和滤色镜来测量特定波长的辐射，通常采用8—14微米波段。它的特点是从地面接收的辐射能被压缩到一个内部标定源(参考源)上，通过一个断电器控制使来自目标的辐射(未知量)与辐射参考源的数据流(已知量)交替投射到探测器上，通过测量两者的辐射差异来估算目标的辐射。
热扫描仪：成像装置，沿飞行线路获得景物辐射持征差异的数字或模拟图像。
热红外图像辐射定标：在热遥感器输出值DN值与入射辐射亮度值之间建立定量关系。
热扫描仪的内定标法：新一代的热扫描仪，均附有内部温度参考源，多采用在旋转扫描镜角视场的两侧放置两个黑体辐射源的形式，这两个黑体源的温度被精确控制，并设置为地面监测目标的“最冷”与“最热”，对于每一条扫描线，扫描器先记录冷参考源的辐射温度，然后扫描地面．最后再记录热参考源的辐射温度，所有的信号记录在磁带上，两个温度源也随图像数据被记录下来，以便推算整幅热图像的辐射温度以及当与其他热扫描仪输出值对比时，有一个绝对辐射值作为参考。
热红外图像的特点：
1）热红外图像记录了地物的热辐射特性，它依赖于地物的昼夜辐射能量而成像，因而它不受日照条件的限制，可以在白天、夜间成像。
2）热图像可以简单地被认为是地物辐射温度分布的记录图像，它用黑一白色调的变化来描述地面景物的热反差，图像色调深浅与温度分布是对应的。色调与色差是温度与温差的显示与反映。由于不同物体间温度或辐射特征的差异，可以根据图像上的色差所反映的温差来识别物体。一般说来，热图像(正片)上的浅色调代表强辐射体，表明其表面温度高或辐射率高；深色调代表弱辐射体，表明其表面温度低。
3）由于热扩散作用的影响，热红外图像中反映目标的信息往往偏大，且边界不十分清晰。热红外图像中水的信息与其他陆地景物有明显不同，因此热图像对环境中水分含量等信息反映敏感。
4）热红外扫描图橡具有所有扫描图像所固有的几何畸变，这种几何畸变主要来自扫描成像系统本身和平台飞行姿态变化的影响。
5）热红外扫描图像具有不规则性，这种不规则性可以是由多种因素引起的。比如：天 气条件的下扰，电子噪声的影响，后处理的影响，均可以使图像出现一些“热”假象。
热红外图像成像时段的选择：黎明前(约在午夜2—3时)多反映一天中的最低温度，而午间2点左右，多反映一天中的最高温度，因而多采用这两个时段热红外成像的温度数据，构成日温差最大值，可以估算物体的热惯量，进行热制图。
热红外图像的“热”阴影：在8—14微米谱区的热图像虽然没有直接的日光反射效应，但白天的图像上均可以记录由于“阴影”造成的热模式，即由于太阳直射光的方向性．不同方向的物体如树、建筑物、地形等接受不同的热量而形成热”阴影”，尤其在图像中温度较凉的区域内，这种热阴影更加明显。
水体的热标记可作为判断热红外成像时间的可靠指数。即当热红外图像末注明成像时段时，如果水体具有比邻近地物较暖的标记，则为夜间成像；反之，为白天的成像。仅当开放水体周围被冰雪覆盖的地面包围时，情况有所不同，水体昼夜均较周围冰雪更暖。
热传导率：热传导率又称导热系数，是对热量通过物体的速率的量度，常用K表示，单位为卡/厘米·秒·度。它是指单位时间(dt)内通过单位面积(dS)的热量(dQ)与垂直于表面方向上的温度梯度(dT/dz)的负值之比。热传导的基本规律可表示为dQ=-K(dT/dz)dSdt，其中的负值表明热量沿温度减小的方向传递。
热扩散率：热扩散率是物体内部温度变化速率的量度，常用k表示，单位为米2／秒，其值决定于单位时间内沿法线方向通过单位面积上的热量与物质的比热，密度，法向上温度梯度三者的乘积之比，可表示为k=K/(cp)，c为物质的比热，p为物质的密度。
热容量：一定条件下，如定压或定容条件下，物体温度升高1度（或1K）所需要吸收的热量，常用
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C表示，单位为焦耳/度。单位质量的热容量叫做比热。
热惯量：热惯量是物质对温度变化的热反应的一种量度。即量度物质热情性(阻止物理温度变化)大小
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的物理丝。热惯量常用P表示，单位为卡／(厘米2秒?度)。物质热惯量P由下式给出：P=[Kpc]。
热红外图像典型地物的热特征：
一般地物白天受太阳辐射影响，温度较高、呈暖色调；夜间物质散热，温度较低，呈冷色调。
水体具有比热大、热惯量大，对红外几乎全吸收，自身辐射发射率高，以及水体内部以热对流方式传递温度等特点，使水体表面温度较为均一，昼夜温度变化慢而小。因而白天水热容量大，升温慢，比周围土壤岩石温度低，呈冷色调(暗色调)；夜晚，水的贮热能力强，热量不易很快散失，比周围土壤、岩石温度高，呈暖色调(浅色调)。
湿地，昼夜均较干燥地面冷，这是因为水分蒸发时的冷却效应。
绿色林地(树)辐射温度较高，夜间图像具暖标记，而白天虽受阳光照射，但因水分蒸腾作用降低叶的温度，升温不甚明显，使植被较周围土壤温度低。不过针叶林有些例外，这是因为其树冠针叶丛束的合成发射率高。
对农作物覆盖区，遥感器感应的是土壤上作物的辐射温度，而不是裸土本身。由于干操作物隔开了地面，使之保持热量，从而造成农作区夜间也呈暖色，与裸露土壤的冷色调相对照。
人工铺设区如街道、停车场，白天比周围区域加热得温度更高，而夜里因散热较慢，仍保持比周围温度高些。
热图像的应用：区域地质，水文地质，地热调查；土壤水分研究；环境污染监测；灾害调查如森林火灾检测和地下煤层自燃。
第五章 微波遥感
体散射：体散射指在介质内部产生的散射，为经多路径散射后所产生的总有效散射。当介质不均匀或不同介质混合的情况下，往往发生体散射。体散射的强度与介质体内的不连性和介质密度的不均匀性成正比。它的散射角度特性取决于介质表面的粗糙度、介质的平均介电常数及介质内的不连续性与波长的关系。
散射截面：指散射波的全功率与入射功率密度之比，可理解为雷达的全反射率，用有效散射面积表示。它不等于几何面积，而是波长的函数，表示雷达目标截获并散射入射能量的能力。后向散射截面通常用入射方向上一个有效散射面积来表达当目标是各向同性再辐射体时，在接收机处产生观测到的通量密度。简言之，后向散射截面(σ)指入射方向的散射截面。散射截面是散射传输的重要参数，它是后向散射截面的4п倍。
散射系数：指单位面积上雷达的反射率或单位照射面积上的雷达散射截面。它是入射电磁波与地面目标相互作用结果的度量。在遥感中，多用散射系数作为表示雷达截面积中平均散射截面的参数。待别是把表示入射方向上的散射强度的参数或目标每单位面积的平均雷达截面，称为后向散射系数σ?。
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侧视成像雷达的成像原理：一个雷达成像系统．基本包含发射器、雷达天线、接收器、记录器等四个部分。由脉冲发生器，产生高功率调频信号(即电磁波计时脉冲)；经发射器，以一定的时间间隔(脉冲长度)反复发射具有特定波长的微波脉冲；通过发射天线向飞行器的一侧沿扇状波束宽度发射雷达信号照射与飞行方向垂直的狭长地面条带，此波束在方位方向上窄，在距离方向上很宽；借助于发射／接收转换开关(它使天线处于发射／接收轮换工作状态)，再通过天线接收地面返回的能量(即地物对雷达波束的后向散射能——它是发射脉冲与地面相互作用的产物，带有大量的地物特征信息)；接收器将接收的能量处理成一种振幅／时间视频信号；这种信号再通过胶片记录仪产生图像。其中阴极射线管(CRT)胶片记录装置，把信号以两种形式记录在胶片上。一种是直接扫描而得图像产品，其回波信号的强度以扫描线的灰度色调来表示。另一种是数字胶片，即波带片。由于雷达的原始数据是将地物的后向散射能以时间序列记录下来的数据，所以，输出的是既有回波振幅信息又有相位信息的光学全息片；这种数字胶片必须经过光学相干处理器进行数／模变换(D／A)的成像处理，方能重建雷达图像。可见，雷达是根据微波传播、接收的时差和多普勒变化以及回波的振幅、相位和极化方式来探测目标的距离及目标的物理性质。
雷达天线在飞行器上，与飞行器同方向前进，发出的波束依次向前扫描，即航向扫描；天线发出的能量脉冲指向飞行器的一侧，地面物体同航线垂直方向的各部分反射的回波便可产生时间差，即距离向扫描。侧视成像雷达就是以这种连续带状形式对地表进行二维扫描，逐行成像。
复介电常数：物体的复介电常数，反映物体本身的电学性质，它是由物质组成及温度决定的。复介电常数由表示介电常数的实部和表示能量损耗与衰减的虚部组成。一般来说，节点常数越大，回波强度越强，雷达图像上色调越浅。
雷达回波强度与后向散射系数直接相关，常以雷达后向散射截面(σ)或雷达后向散射系数(σ?)来表达。而雷达后向散射系数受到雷达遥感系统参数(波长、俯角、极化方式等)以及地表特性(复介电常数、坡度、表面粗糙度、不均匀介质中的体散射系数等)的影响。
雷达系统选择的波长长短，一方面决定了表面粗糙度的大小和入射波穿透深度的能力；另一方面波长不同，地物目标的复介电常数不同，这一切都直接影响到雷达回波的强弱。
雷达波束的宽度，在其距离向(侧视向)上，对应于一定的俯角范围。在这一范围内，雷达波束照射的地面宽度称为照射带宽度。图像的近距点对应波束的俯角大，回波强度大；远距点对应于波束的俯角小，回波强度小。
电磁波与目标相互作用时，会使雷达(电磁波)的偏振产生不同方向的旋转，产生水平、垂直两个分量。
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