環(huán)境參數(shù)對(duì)L波段鹽度計(jì)觀測(cè)亮溫的影響研究

王迎強(qiáng) ，嚴(yán) 明 ，嚴(yán) 衛(wèi) ，張 銳 ，李 萍

（1．國(guó)防科技大學(xué) 氣象海洋學(xué)院，江蘇 南京211101;2．中國(guó)航海圖書出版社，天津 300450；3．94755部隊(duì)，福建 漳州 363000，4．陸軍工程大學(xué)，江蘇 南京 211101）

海表面鹽度是海洋-氣候系統(tǒng)中最重要的參數(shù)之一，在大洋環(huán)流、海氣相互作用等全球大氣、海洋過(guò)程中起著重要的作用，是認(rèn)識(shí)海洋、揭示海洋現(xiàn)象必不可少的要素。傳統(tǒng)手段對(duì)海表面鹽度的觀測(cè)主要依靠船舶、浮標(biāo)以及固定平臺(tái)等方式實(shí)現(xiàn)，覆蓋面相對(duì)較小，觀測(cè)周期不穩(wěn)定，所獲得的海表面鹽度數(shù)據(jù)不能滿足科學(xué)研究的需要。航空遙感雖然機(jī)動(dòng)性較強(qiáng)，分辨率較高，但費(fèi)用較為昂貴，不適宜進(jìn)行大范圍長(zhǎng)時(shí)間觀測(cè)。星載海洋鹽度計(jì)依據(jù)海表面鹽度在微波波段的輻射特性，通過(guò)構(gòu)建海面微波輻射探測(cè)器，利用海面輻射亮溫、海表面粗糙度以及海面溫度等信息反演得到海表面鹽度，是實(shí)現(xiàn)全球海洋鹽度觀測(cè)的有效手段。

隨著獲取全球高精度海表鹽度數(shù)據(jù)的迫切需求，除了已經(jīng)在軌運(yùn)行的ESA的SMOS衛(wèi)星以及NASA的Aquarius衛(wèi)星以外，還有ESA計(jì)劃實(shí)施的SMOSSops衛(wèi)星和SMOSops-H衛(wèi)星，我國(guó)的“海洋鹽度探測(cè)衛(wèi)星”工程也已步上正軌。從目前在軌運(yùn)行的鹽度衛(wèi)星情況來(lái)看，兩顆衛(wèi)星的鹽度測(cè)量精度均未達(dá)到設(shè)計(jì)指標(biāo)，這與未采用校正溫度的同步測(cè)量手段、RFI污染、系統(tǒng)長(zhǎng)時(shí)間漂移、物理模型的合理性、環(huán)境參數(shù)等因素有關(guān)[1]。本文在構(gòu)建L波段鹽度計(jì)正演模型的基礎(chǔ)上，利用敏感性分析方法研究海洋大氣空間環(huán)境參數(shù)對(duì)鹽度計(jì)觀測(cè)亮溫的影響，從而為提高海表鹽度反演精度提供一定的理論依據(jù)。

1 L波段輻射正演模型

對(duì)于星載鹽度計(jì)而言，它所接收到的輻射亮溫來(lái)源包括海面輻射的亮溫Tbsea、大氣上行輻射亮溫Tbup、大氣下行輻射亮溫Tbdown以及海面反射的宇宙背景輻射亮溫Tbcos。從而，鹽度計(jì)接收到的總的輻射亮溫TbAF可以表示為[2]:

式中：τ為大氣光學(xué)厚度；Γ為海面反射率。

由式（1）可以看出，L波段輻射傳輸正演模型主要包括海面部分、大氣部分、電離層部分以及宇宙輻射等部分，其中海面部又分為平靜海面部分以及由海面風(fēng)場(chǎng)引起的風(fēng)生亮溫部分兩塊內(nèi)容。L波段輻射傳輸正演模型框架如圖1所示，其輸入量為海表面鹽度、海面溫度、入射角、海面風(fēng)速、風(fēng)向、大氣水汽含量、海表大氣溫壓、宇宙背景輻射、法拉第旋轉(zhuǎn)角等，輸出量為輻射計(jì)的各極化通道觀測(cè)亮溫。對(duì)于海表面鹽度的反演而言主要使用了輻射計(jì)的垂直極化通道和水平極化通道亮溫。

圖1 L波段輻射傳輸正演框架圖

平靜海面亮溫的計(jì)算需要用到海水介電常數(shù)模型，針對(duì)L波段的介電常數(shù)模型主要有Klern-Swift（KS）模型[3]、Messiner-Wentz（MW）模型[4]、Blanch模型[5]、GW模型[6]等，目前已經(jīng)在軌的兩顆鹽度遙感衛(wèi)星中，SMOS衛(wèi)星在反演算法中使用KS模型，Aquarius衛(wèi)星使用MW模型，本文選用的是在微波波段使用廣泛的KS模型。

風(fēng)生海面亮溫的計(jì)算需要用到海面粗糙度模型，目前海面粗糙度模型主要有雙尺度模型、小斜率模型以及經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ偷?。SMOS衛(wèi)星使用的海面粗糙度模型分別是雙尺度模型[7]（使用修正的Durden&Vesecky海浪譜，并加入了海面泡沫模型）、小斜率模型[8]（使用Kudryatsev海浪譜）以及Gabarro′經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ蚚9]，而Aquarius衛(wèi)星由于其主被動(dòng)結(jié)合的體制，海面粗糙度模型采用的則是基于實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)得到一種經(jīng)驗(yàn)關(guān)系模型[10]。雙尺度加泡沫模型不僅考慮了海面風(fēng)速和風(fēng)向?qū)１砹翜氐挠绊?，并且加入了由風(fēng)引起海浪破碎產(chǎn)生的海面泡沫覆蓋，具有較高的仿真能力[11]，本文使用該模型來(lái)計(jì)算風(fēng)生海面亮溫。

大氣校正的計(jì)算主要是考慮大氣氧氣和水汽的吸收衰減作用。SMOS團(tuán)隊(duì)利用Zine等提出的經(jīng)驗(yàn)化的L波段大氣輻射傳輸模型用以替代需要基于Ulaby關(guān)于氧氣和水汽衰減系數(shù)計(jì)算的多層模型[12-13]。Aquarius團(tuán)隊(duì)則是根據(jù)NCEP溫壓濕廓線數(shù)據(jù)，基于Liebe等的氧氣吸收模型以及Rosenkranz的水汽吸收模型，結(jié)合大氣輻射傳輸模型計(jì)算出大氣輻射參數(shù)，從而進(jìn)行大氣校正[14-15]。為了計(jì)算方便，本文首先利用考慮了氧氣和水汽吸收衰減的Zine經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，其次在研究降水的影響時(shí)，利用Liebe的MPM93傳播模型進(jìn)行仿真計(jì)算[16-17]。

電離層影響主要考慮到電磁波穿越電離層時(shí)的法拉第旋轉(zhuǎn)效應(yīng)，可表示為[18]：

式中：TbFh和TbFv為經(jīng)過(guò)法拉第旋轉(zhuǎn)后的水平和垂直極化亮溫；Tbh和Tbv為法拉第旋轉(zhuǎn)前的水平和垂直極化亮溫；φ為法拉第旋轉(zhuǎn)角。

2 敏感性分析

敏感性分析是一種定量描述模型輸入變量對(duì)輸出變量的重要性程度的方法[19]。當(dāng)模型的輸入量發(fā)生一個(gè)微小變化時(shí)，輸出量也會(huì)隨之發(fā)生相應(yīng)的變化，輸出量的變化程度越大，則說(shuō)明對(duì)該輸入量的敏感性程度越高。敏感性程度的高低可以用敏感度系數(shù)來(lái)衡量。敏感度系數(shù)定義為：

式中：S為敏感度系數(shù)；ΔP為輸入量的變化量；ΔT為輸出量的變化量，本文中ΔP為正演模型中各參數(shù)的變化量，ΔT為輻射計(jì)觀測(cè)亮溫的變化量。

由圖1可知，對(duì)L波段輻射傳輸正演模型的主要輸入?yún)?shù)有海表面鹽度、溫度、入射角、海面風(fēng)速、海面風(fēng)向、海面氣壓、海表氣溫、大氣水汽含量、法拉第旋轉(zhuǎn)角以及降雨強(qiáng)度等。通過(guò)敏感性分析，可以得知輻射計(jì)觀測(cè)亮溫受這些輸入?yún)?shù)的影響程度，從而確定輻射計(jì)在不同環(huán)境條件下對(duì)哪些參數(shù)較為敏感，哪些參數(shù)不敏感，為減小外界因素對(duì)海表面鹽度反演精度的不利影響提供理論依據(jù)。

在進(jìn)行敏感性分析前，首先要假設(shè)一個(gè)固定的背景場(chǎng)，然后在一合理范圍內(nèi)改變背景場(chǎng)中某一要素，通過(guò)仿真模型確定亮溫隨之發(fā)生的改變。假設(shè)背景場(chǎng)中的海表面鹽度、溫度、海表氣溫、風(fēng)速、風(fēng)向、海面氣壓、、大氣水汽含量、降雨強(qiáng)度以及法拉第旋轉(zhuǎn)角的變化范圍如表1所示。

表1 主要環(huán)境影響要素的變化范圍

2.1 海表面鹽度的敏感性分析

假設(shè)海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，大氣水汽含量為30 kg/m2，法拉第旋轉(zhuǎn)角為0°。當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為10°、30°和50°時(shí)，敏感度系數(shù)在不同海面溫度條件下隨海表面鹽度的變化情況如圖2所示。

圖2 亮溫對(duì)海表面鹽度的敏感度變化

從圖2可以明顯看出，輻射計(jì)觀測(cè)亮溫隨海表面鹽度敏感性在高鹽度范圍內(nèi)的敏感性要整體優(yōu)于低鹽度范圍內(nèi)的敏感性，這說(shuō)明輻射計(jì)的觀測(cè)亮溫在低鹽環(huán)境下對(duì)海表面鹽度較不敏感；海面溫度越高，輻射計(jì)觀測(cè)亮溫隨海表面鹽度敏感性越強(qiáng)，這說(shuō)明輻射計(jì)的觀測(cè)亮溫在低溫環(huán)境下對(duì)海表面鹽度較不敏感，而在高溫環(huán)境下對(duì)海表面鹽度較為敏感。

此外，入射角的變化會(huì)對(duì)亮溫隨鹽度變化的敏感性產(chǎn)生一定影響。當(dāng)入射角由10°增大到50°時(shí)，垂直極化通道亮溫對(duì)海表面鹽度的敏感性有所增加，而水平極化通道亮溫在高鹽度范圍內(nèi)對(duì)海表面鹽度的敏感性有所減少，在低鹽范圍內(nèi)敏感性有所加強(qiáng)。

2.2 海面溫度的敏感性分析

假設(shè)海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，大氣水汽含量為30 kg/m2，法拉第旋轉(zhuǎn)角為 0°。當(dāng)入射角分別為 10°、30°和 50°時(shí)，敏感度系數(shù)在不同海表面鹽度條件下隨海面溫度的變化情況如圖3所示。

圖3 亮溫對(duì)海面溫度的敏感度變化

從圖3可以看出，隨著海表面鹽度的升高，垂直極化通道和水平極化通道亮溫對(duì)海面溫度的敏感性逐漸減少。在海表面鹽度為35 psu的條件下，垂直極化通道亮溫和水平極化通道亮溫對(duì)海面溫度的敏感度系數(shù)均約為-0．2 K/K～0．2 K/K。而在海表面鹽度為5 psu的條件下，垂直極化通道亮溫和水平極化通道亮溫對(duì)海面溫度的敏感性較高，其敏感度系數(shù)呈現(xiàn)波動(dòng)變化，最高甚至可以達(dá)到1 K/K以上，這意味著1 K的溫度誤差將引起1 K以上的輻射計(jì)測(cè)溫誤差，嚴(yán)重影響到海表面鹽度的反演精度。

當(dāng)鹽度為25 psu時(shí)，海面溫度為30～40℃的范圍內(nèi)，垂直極化通道亮溫和水平極化通道亮溫的變化程度都很小，其敏感度系數(shù)接近等于零。而當(dāng)鹽度為35 psu時(shí)，敏感度系數(shù)較小。這說(shuō)明在海表面鹽度值處于通常情況下，輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海水溫度較不敏感，因此在反演中海面溫度誤差對(duì)鹽度反演精度的影響較小，但低溫條件下海面溫度誤差對(duì)海表面鹽度反演精度的影響不容忽視。

2.3 海面風(fēng)場(chǎng)的敏感性分析

2．3．1 海面風(fēng)速的敏感性分析 假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，大氣水汽含量為30 kg/m2，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨海面風(fēng)速的變化如圖4所示。

圖4 垂直和水平極化通道亮溫對(duì)海面風(fēng)速敏感度的變化

從圖4可以看出，整體而言，垂直和水平極化通道敏感度系數(shù)都隨著海面風(fēng)速的增大而增大。在2～5 m/s的海面風(fēng)速范圍內(nèi)，輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海面風(fēng)速的敏感度系數(shù)較小，大約為0．1～0．3 K/（m/s）。當(dāng)風(fēng)速增大至20 m/s時(shí)，其敏感度系數(shù)可達(dá)1．5 K/（m/s），這主要是由于高風(fēng)速條件下不僅對(duì)海面粗糙度大大增加，并且風(fēng)浪破碎產(chǎn)生了泡沫覆蓋，對(duì)海面亮溫的貢獻(xiàn)十分明顯。此外，隨著入射角的增大，垂直極化通道亮溫對(duì)海面風(fēng)速的敏感性逐漸下降。在風(fēng)速為20 m/s入射角為50°的條件下，垂直極化通道亮溫對(duì)海面風(fēng)速的敏感度系數(shù)約為0．8 K/（m/s），而入射角為30°條件下的敏感度系數(shù)約為1．3 K/（m/s）。水平極化通道亮溫在低風(fēng)速段對(duì)風(fēng)速的敏感性隨著入射角的增大而增大，在風(fēng)速大于13 m/s時(shí)也隨這入射角的增大而減小。因此在高風(fēng)速條件下，選擇大入射角觀測(cè)可以降低輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海面風(fēng)速的敏感性，從而減小風(fēng)速誤差對(duì)海表面鹽度反演精度的影響。

2．3．2 海面風(fēng)向的敏感性分析 假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，大氣水汽含量為30 kg/m2，海面風(fēng)速為10 m/s，輻射計(jì)的觀測(cè)方位角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨海面風(fēng)向的變化如圖5所示。

圖5 亮溫對(duì)海面風(fēng)向敏感度的變化

從圖5可以看出，隨著海面風(fēng)向的變化，垂直極化通道亮溫和水平極化通道亮溫敏感度系數(shù)呈現(xiàn)波動(dòng)特征，在入射角為10°和30°的條件下，二者的波動(dòng)方向恰好相反?？傮w而言，兩個(gè)通道的敏感度系數(shù)十分微小，因此，風(fēng)向的變化對(duì)輻射計(jì)觀測(cè)亮溫帶來(lái)的影響要遠(yuǎn)小于風(fēng)速變化的影響。

2.4 大氣部分的敏感性分析

2．4．1 海表氣溫的敏感性分析 假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海面氣壓為1 013 hPa，大氣水汽含量為30 kg/m2，海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為 0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為 10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨海表氣溫的變化如圖6所示。

圖6 亮溫對(duì)海表氣溫敏感度的變化

由圖6可以看出，垂直極化通道亮溫對(duì)海表氣溫的敏感性都隨著入射角的增大而減小，水平極化通道相反。盡管如此，兩者的敏感度系數(shù)仍然較低，垂直極化通道敏感度系數(shù)在小入射角時(shí)約為-0．004 5～-0．025 K/K，水平極化通道的敏感度系數(shù)約為-0．006～-0．01 K/K。目前海表氣溫資料的精度可達(dá)2 K[20]，所引起的亮溫變化不超過(guò)0．02 K，因此海表氣溫誤差對(duì)鹽度反演精度造成的影響很小。

2．4．2 海面氣壓的敏感性分析 假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，大氣水汽含量為30 kg/m2，海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為 0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為 10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨海面氣壓的變化如圖7所示。

圖7 亮溫對(duì)海表氣溫敏感度的變化

從圖7可以看出，垂直極化通道和水平極化通道的亮溫敏感性都隨著海面氣壓的升高而升高，且兩者都隨著入射角的增大而增大，盡管如此，垂直極化通道和水平極化通道的亮溫對(duì)海面氣壓的敏感度系數(shù)大約為 0．004 7～0．009 K/hPa，目前海面氣壓資料的精度可達(dá)10 hPa[20]，所引起的亮溫觀測(cè)誤差不超過(guò)0．1 K，因此海面氣壓誤差對(duì)鹽度反演精度的影響較小。

2．4．3 水汽含量的敏感性分析 假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為 10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨水汽含量的變化，如圖8所示。

圖8 亮溫對(duì)水汽含量敏感度的變化

由圖8可以看出，垂直極化通道和水平極化通道亮溫敏感性系數(shù)都隨著水汽含量的升高而減小，隨入射角的增大而增大。垂直極化通道亮溫對(duì)水汽含量的敏感度系數(shù)的變化范圍約為0．001 38～0．001 74 K/（kg/m2），水平極化通道亮溫對(duì)水汽含量的敏感度系數(shù)變化范圍約為0．001 4～0．002 48 K/（kg/m2）。

2．4．4 降雨的敏感性分析 為了計(jì)算有降雨時(shí)的敏感度系數(shù)，首先需要利用MPM93毫米波傳播模型計(jì)算有降雨時(shí)的大氣衰減系數(shù)，其次根據(jù)微波輻射傳輸方程計(jì)算出垂直和水平極化亮溫。這里假設(shè)降雨云的云底高為1．3 km，云頂高為2 km，云內(nèi)液態(tài)水含量為 1．5 g/m3，地面水汽密度為 7．7 g/m3，海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，海面風(fēng)速為5 m/s，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°，法拉第旋轉(zhuǎn)角為0°，那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨降雨強(qiáng)度的變化如圖9所示。

由圖9可以看出，垂直極化通道和水平極化通道亮溫敏感性系數(shù)都隨著降雨強(qiáng)度的升高而減小，隨入射角的增大而增大。垂直極化通道亮溫對(duì)降雨強(qiáng)度的敏感度系數(shù)比水平極化通道小，分別在0．031 6～0．081 6 K/(mm/h)、0．031 9～0．105 4 K/(mm/h)，現(xiàn)有翻斗雨量計(jì)的降雨強(qiáng)度測(cè)量誤差為0．1mm/h，因此降雨強(qiáng)度誤差對(duì)鹽度反演精度的影響較小。

圖9 亮溫對(duì)降雨強(qiáng)度敏感度的變化

2.5 法拉第旋轉(zhuǎn)角的敏感性分析

假設(shè)海表面鹽度為35 psu，海面溫度為290 K，海表氣溫為288 K，海面氣壓為1 013 hPa，海面風(fēng)速為5 m/s，水汽含量為30 kg/m2，風(fēng)向與輻射計(jì)觀測(cè)方位角的相對(duì)夾角為0°。那么當(dāng)輻射計(jì)入射角分別為 10°，30°，50°時(shí)，敏感度系數(shù)隨法拉第旋轉(zhuǎn)角的變化如圖10所示。

圖10 亮溫對(duì)法拉第旋轉(zhuǎn)角敏感度的變化

由圖10可以看出，當(dāng)法拉第旋轉(zhuǎn)角為正值時(shí)，垂直極化通道亮溫和水平極化通道亮溫對(duì)法拉第旋轉(zhuǎn)角的敏感度系數(shù)都隨著法拉第旋轉(zhuǎn)角的增大而增大，負(fù)值時(shí)相反，同時(shí)也隨著入射角的增大而增大。在入射角為10°時(shí)，其敏感度系數(shù)很小，約為-0．013 K/(°)～ 0．013 K/(°)，入射角為 30°時(shí)，敏感度系數(shù)約為-0．1 K/(°)～0．1 K/(°)，而當(dāng)入射角為 50°時(shí)，敏感度系數(shù)約-0．4 K/(°)～0．4 K/(°)。因此，在小入射角條件下，法拉第旋轉(zhuǎn)角的變化對(duì)輻射計(jì)觀測(cè)亮溫的影響很小，對(duì)鹽度反演精度的影響可以忽略不計(jì)。在入射角和法拉第旋轉(zhuǎn)角都較大時(shí)，法拉第旋轉(zhuǎn)角的變化對(duì)輻射計(jì)觀測(cè)亮溫較為顯著。

3 結(jié)論

本文利用L波段輻射傳輸正演模型，分析了輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海表面鹽度、溫度、海面風(fēng)速、海面風(fēng)向、海面氣壓、海表氣溫、大氣水汽含量、降雨以及法拉第旋轉(zhuǎn)角的敏感性特征，得出了以下主要結(jié)論：

（1）輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海表面鹽度在低鹽度條件下不敏感，而在正常鹽度以及高鹽度條件下較為敏感。亮溫對(duì)海表面鹽度在低溫條件下也不敏感，在高溫條件下較為敏感，其敏感性隨著海水溫度的升高而升高。

（2）輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海面溫度在通常條件下敏感性較低，在低溫低鹽條件下，亮溫對(duì)海面溫度的敏感性較強(qiáng)，而此條件下亮溫對(duì)海表面鹽度的敏感性卻不強(qiáng)。因此低溫低鹽條件的鹽度反演精度要受海水溫度資料精度的影響程度較大。

（3）輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)海面風(fēng)速的敏感性較高，風(fēng)速越大，越加敏感。垂直極化通道亮溫對(duì)風(fēng)速的敏感性隨著入射角的增大有明顯的下降，水平極化通道亮溫對(duì)風(fēng)速的敏感性在大風(fēng)速段也隨著入射角的增大而有一定下降。因此大入射角有利于減少海面風(fēng)速誤差對(duì)鹽度反演精度的影響。海面風(fēng)向的變化對(duì)亮溫觀測(cè)有一定的影響，但要遠(yuǎn)小于海面風(fēng)速對(duì)亮溫的影響。

（4）輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)大氣模塊部分的海表氣溫、海面氣壓、水汽含量以及降雨強(qiáng)度等輸入?yún)?shù)的敏感度系數(shù)均較小，因此大氣部分的環(huán)境參數(shù)不是影響亮溫觀測(cè)的主要因素，這里需要強(qiáng)調(diào)的是降雨強(qiáng)度變化對(duì)亮溫觀測(cè)影響不大的前提是已將降雨納入到正演模型中去，但是如果在有降雨時(shí)未將其納入到正演模型中去，則影響較大。

（5）輻射計(jì)觀測(cè)亮溫對(duì)法拉第旋轉(zhuǎn)角的敏感性隨法拉第旋轉(zhuǎn)角的增大而增大，在小入射角的條件下，法拉第旋轉(zhuǎn)效應(yīng)的影響十分微弱。在大入射角條件下，法拉第旋轉(zhuǎn)效應(yīng)的影響較為明顯。

[1]殷小軍,張慶君,王睿，等.海洋鹽度探測(cè)衛(wèi)星的現(xiàn)狀分析和未來(lái)趨勢(shì)[J].航天器工程,2016,25(1):119-123.

[2]張培昌,王振會(huì).大氣微波遙感基礎(chǔ)[M].北京：氣象出版社,1995.

[3]Klein L,Swift C.An improved model for the dielectric constant of sea water at microwave frequencies[J].Antennas and Propagation,IEEE Transactions on,1977,25(1):104-111.

[4]Meissner T,Wentz F J.The emissivity of the ocean surface between 6 and 90 GHz over a large range of wind speeds and earth incidence angles[J].Geoscience and Remote Sensing,IEEE Transactions on,2012,50(8):3004-3026.

[5]Blanch S,Aguasca A.Seawater dielectric permittivity model from measurements at L band[C]//Geoscience and Remote Sensing Symposium,2004.IGARSS'04.Proceedings.2004 IEEE International.IEEE,2004,2:1362-1365.

[6]Lang R H,Jin Y,Utku C,et al.A new model function for the permittivity of seawater at 1.413 GHZ[C]//Microwave Radiometry and Remote Sensing of the Environment(MicroRad),2010 11th Specialist Meeting on.IEEE,2010:121-123.

[7]Yin X,Boutin J,Martin N,et al.Optimization of L-band sea surface emissivity models deduced from SMOS data[J].IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing,2012,50(5):1414-1426.

[8]Kudryavtsev V N,Makin V K,Chapron B.Coupled sea surface-atmosphere model:2.Spectrum of short wind waves[J].Journal of Geophysical Research:Oceans,1999,104(C4):7625-7639.

[9]Gabarró C,Font J,Camps A,et al.A new empirical model of sea surface microwave emissivity for salinity remote sensing[J].Geophysical Research Letters,2004,31(1):169-178.

[10]T Meissner,F Wentz,G Lagerloef,et al.The Aquarius salinity retrieval algorithm[C]//the 12th Specialist Meeting on Microwave Radiometry and Remote Sensing of the Environment，Rome,Italy,2012.

[11]王迎強(qiáng),嚴(yán)衛(wèi),嚴(yán)明.基于星載微波輻射計(jì)的海面風(fēng)場(chǎng)對(duì)海表鹽度反演影響研究[J].遙感技術(shù)與應(yīng)用,2016,31(6):1037-1044.

[12]Ulaby F T,Moore R K,Fung A K.Microwave remote sensing active and passive-volume III:from theory to applications[J].Artech House Inc,1986,22(5):1223-1227.

[13]Zine S,Boutin J,Font J,et al.Overview of the SMOS sea surface salinity prototype processor[J].Geoscience and Remote Sensing,IEEE Transactions on,2008,46(3):621-645.

[14]Liebe H J,P W Rosenkranz,G A Hufford.Atmospheric 60-GHz oxygen spectrum:New laboratory measurements and line parameters[J].Journal of Quantitative Spectroscopy&Radiative Transfer,1992,48,629-643.

[15]Rosenkranz P.Water vapor microwave continuum absorption:A comparison of measurements and models[J].Radio Science,1998,33(4):919-928.

[16]Liebe H J.MPM-An atmospheric millimeter-wave propagation model[J].International Journal of Infrared and Millimeter Wave,1989,10(6):631-650.

[17]Liebe H J,Hufford G A,Cotton M G.Propagation modeling of moist air and suspended water/ice particles at frequencies below 1000 GHz[C]//AGARD 52nd Specialists'Meeting of the Electromagnetic Wave Propagation Panel,3.1-3.10AGARD,Loughton,Essex,1993.

[18]Yueh S H.Estimates of faraday retation with passive microwave polarimetry for microwave remote sensing of earth surfaces[J].IEEE Trans Geosic Remote Sens,2000,38(5):2434-2438.

[19]蔡毅.敏感性分析綜述[J].中國(guó)學(xué)術(shù)期刊文摘,2008,14(11):1-1.