洋面云液態(tài)水的星載被動微波儀器遙感反演研究進(jìn)展

傅云飛

(中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院，合肥230026)

關(guān)鍵字：被動微波；洋面云液態(tài)水；輻射傳輸方程；反演算法

引 言

云中液態(tài)水(液態(tài)水含量LWC，Liquid Water Con?tent，單位：kg·m-3)或液態(tài)水路徑(LWP，Liquid Water Path，單位：kg·m-2)，本文統(tǒng)稱為云液態(tài)水(Cloud Liq?uid Water)，是云水的一部分，和云中冰水一起構(gòu)成云的總水含量，它是地球水循環(huán)和地氣輻射收支研究的具體參量(Stephens and Greenwald，1991)，如低云(理解為水云)量的增加可抵消一部分溫室效應(yīng)(Ramanathan et al.，2001)。云液態(tài)水通常位于云中零度層高度以下，它可以直接轉(zhuǎn)換成雨水(如暖云降水)。由于云中存在氣流上升和下沉運(yùn)動(特別是對流云)，云液態(tài)水能到達(dá)云體上部低于零度的部位，與冰粒子進(jìn)行混合(冰粒子也可下沉至零度層高度以下與水云粒子混合)。實(shí)際上，伴隨著上升或下沉運(yùn)動，云中零度層高度是個相對位置(不同于相對穩(wěn)定高度的環(huán)境溫度零度層)。因此，云液態(tài)水隨高度的變化是一個非常重要的概念。從云物理學(xué)角度看，云液態(tài)水含量涉及水汽凝結(jié)成液滴過程的潛熱釋放，云液態(tài)水垂直分布在很大程度上可以表征云中部分潛熱的分布；從數(shù)值天氣預(yù)報角度看，觀測和反演的云液態(tài)水?dāng)?shù)據(jù)，可以為模式云過程數(shù)值模擬提供參數(shù)化的依據(jù)或檢驗(yàn)的標(biāo)準(zhǔn)；從人工影響天氣角度看，云液態(tài)水分布關(guān)系到人工作業(yè)的位置和作業(yè)效果。

云漂浮在大氣中，并在天氣系統(tǒng)控制下隨氣流運(yùn)動，因此云液態(tài)水直接測量方法有限，無外乎氣球系儀器入云取樣(Price et al.，1998；Siebert et al.，2003)、飛機(jī)入云采樣(雷恒池等，2003；Vidaurre et al.，2011)、高山站儀器采樣(Siebert et al.，2015；徐桂榮等，2019)或地基微波遙感反演(Westwater，1978；Hill，1991；Wei and Lu，1994；劉錦麗等，2003)或地基毫米波雷達(dá)和激光雷達(dá)探測，但上述方法均無法獲得大范圍的云液態(tài)水空間分布。為此20世紀(jì)學(xué)者們提出通過衛(wèi)星搭載的可見光/紅外儀器來遙感反演云液態(tài)水，最具有代表性的就是利用可見光通道對云滴散射敏感(即對粒子尺度敏感)、近紅外通道對云滴吸收敏感(即對粒子濃度敏感)的雙通道方法，實(shí)現(xiàn)同步反演云粒子的有效半徑和光學(xué)厚度(Nakajima and King，1990)，進(jìn)而計算云柱垂直積分的液態(tài)水含量，被稱為云液態(tài)水路徑(LWP)(Arking and Childs，1985；Han et al.，1994；Naka?jima et al.，1995)，LWP大小更取決于云光學(xué)厚度(Ste?phens，1984)。Fu(2014)曾就衛(wèi)星雙光譜反射率算法反演云參數(shù)及其應(yīng)用做了綜述。

與可見光/紅外儀器遙感云系頂部及其附近信息相比，被動微波可以穿透云體，故能獲得云體(或云柱)總液態(tài)水信息，為此利用被動微波信號反演云液態(tài)水具有一定的優(yōu)點(diǎn)。本文對以往衛(wèi)星被動微波儀器遙感云液態(tài)水的反演算法進(jìn)行了梳理和歸類，旨在為我國被動微波遙感反演云參數(shù)研究提供參考。文章結(jié)構(gòu)如下：首先簡介微波大氣輻射傳輸方程，其次回顧被動微波通道的云液態(tài)水敏感性研究結(jié)果，然后介紹洋面被動微波反演云液態(tài)水的統(tǒng)計算法、物理算法、物理與統(tǒng)計相結(jié)合算法、多參數(shù)被動微波多通道的同步反演算法、被動微波結(jié)合可見光/紅外的算法，最后探討了未來該領(lǐng)域研究的發(fā)展方向。

1 微波大氣輻射傳輸理論簡介

利用被動微波儀器觀測信號來反演云液態(tài)水，必然涉及到微波在大氣中的輻射傳輸。輻射傳輸理論已經(jīng)發(fā)展了多年，Liou(2004)對輻射傳輸?shù)难芯繗v史做了概述。大氣中的輻射傳輸與電磁波理論密不可分，迄今可見光波輻射傳輸研究已有百年以上的歷史。概括起來大氣中的輻射傳輸求解主要包括離散縱標(biāo)法、不變性原理、累加法。光波輻射傳輸大多在平面平行假定下給出其方程形式，這適合解決局域?qū)咏Y(jié)大氣的輻射傳輸，因?yàn)榫钟虼髿鈪?shù)和輻射強(qiáng)度主要在垂直方向變化。

相比可見光/紅外波段，微波具有更長的波長，因此在微波譜區(qū)，只要考慮水汽和分子氧的吸收，而液滴和冰晶的粒子半徑遠(yuǎn)小于微波波長，它們的吸收截面遠(yuǎn)大于其散射界面，故其散射效應(yīng)可忽略。作者認(rèn)為當(dāng)云中存在大粒子(如強(qiáng)降水的大雨粒子、大冰雹粒子)情況下，微波高頻波段的粒子散射效應(yīng)不能忽略。在平面平行大氣和非黑體表面的假定下，Liou(1980)給出了微波的輻射傳輸方程

公式(1)中下標(biāo)s代表地面，下標(biāo)space代表宇宙背景，下標(biāo)v代表頻率為v的參數(shù)；ps為地面氣壓，衛(wèi)星所處高度的氣壓為0。Lv(0)即表示衛(wèi)星天線(p=0)接收到的頻率為v的上行輻射強(qiáng)度，εv是地表比輻射率，Bv(T)是溫度為T、頻率為v的普朗克函數(shù)。τv(ps，0)是從地面(p=ps)至衛(wèi)星高度(p=0)的大氣透過率。

上式表明衛(wèi)星天線接收的輻射強(qiáng)度是地表溫度、地表比輻射率、宇宙背景的輻射溫度、大氣透過率的函數(shù)，其中大氣透過率還是溫度和濕度廓線的函數(shù)。故衛(wèi)星天線接收到的上行輻射強(qiáng)度表現(xiàn)為四部分之和：地表上行的發(fā)射輻射強(qiáng)度、大氣上行的發(fā)射輻射強(qiáng)度、大氣下行的發(fā)射輻射經(jīng)地表反射后的上行輻射強(qiáng)度、宇宙背景輻射經(jīng)地表反射后的上行輻射強(qiáng)度。研究表明相比于高于5 GHz頻率的大氣發(fā)射溫度，宇宙背景輻射溫度非常小(Tspace≈2.7 K)，所以上式最后一項(xiàng)通常可以忽略(Ulaby et al.，1981)。

上述輻射傳輸方程在特定的條件下可以簡化，如Grody(1976)在前人(Stogryn，1964；Shifrin，1969)的基礎(chǔ)上，考慮在非降水情況下局地大氣處熱動力平衡，因此星下點(diǎn)亮溫TB(v)可以寫成

公式(2)和(3)中T'(z)=(??z)T(z)，τv(z，H)為z高度至衛(wèi)星高度H的頻率為v的大氣透過率，Ts和εs(v)分別為地表(海表)溫度和頻率為v的發(fā)射率(或吸收率)，而1-εs(v)是地面的鏡面反射率(沒有考慮地表粗糙度)。在晴空情況下，低于40 GHz頻率相應(yīng)的av和bv小于1，因此τ10v(z，H)接近1，故晴空情況下的大氣柱中除了22.235的水汽吸收外，對低于40 GHz的頻率基本透明。而在云天情況下，av和bv顯得重要，因?yàn)樵茖右簯B(tài)水的吸收效應(yīng)顯現(xiàn)，這就成為了反演云液態(tài)水的基礎(chǔ)。

Grody(1976)還仔細(xì)分析了水汽和液態(tài)水在微波波段的吸收性，給出大氣溫度廓線和大氣透過率，上式很適合頻率低于40 GHz的微波通道反演水汽和云液態(tài)水。此時大氣透過率由大氣中的水汽、液態(tài)水和氧氣決定，即τv=[τv(H2O)τv(O2)]τv(liquid))，輻射傳輸方程則簡化為

該方程可以說是最簡化、物理意義非常清晰的輻射傳輸方程，曾被Rosenkranz等(1978)用來反演臺風(fēng)的可降水量和云液態(tài)水及海面風(fēng)速。

由于實(shí)際大氣并非平面平行，而是一種層結(jié)大氣，且云和降水粒子具有各種形狀，并產(chǎn)生電磁輻射的偏振效應(yīng)(或稱為極化效應(yīng))，因此發(fā)展具有偏振輻射傳輸理論及相應(yīng)模型(如矢量輻射傳輸方程，Vector radiative transfer equations，VRTE)就顯得十分重要。理論上求解偏振輻射傳輸方法需要通過高斯-塞德爾迭代方法、或蒙特卡羅方法、或倍增加法。離散縱坐標(biāo)法用于計算行星大氣輻射強(qiáng)度及通量可靠且有效，但在用于多重散射和分層發(fā)射介質(zhì)中的VRTE求解時則存在問題。

為此Weng(1992a)考慮輻射場的極化特性，提出了矢量積微分輻射傳輸方程離散化的理論，它包括了太陽輻射和熱輻射傳輸過程，并用多層離散縱坐標(biāo)法給出了介質(zhì)散射和發(fā)射的四個Stokes參數(shù)的顯式解。該理論通過對多層散射粒子的散射矩陣進(jìn)行平均，然后根據(jù)球面三角學(xué)對平均散射矩陣進(jìn)行線性變換，得到了相位矩陣；再將向量輻射傳輸方程中的相位矩陣和輻射向量，展開為傅立葉余弦級數(shù)和傅立葉正弦級數(shù)形式；通過求解本征值、本征向量和特解，得到了輻射向量余弦和正弦模態(tài)離散矩陣方程組的完備解。Weng(1992b)還從多方面檢驗(yàn)了VRTE，表明其輻射傳輸計算精度好。

為簡潔起見，Weng和Grody(1994)給出了垂直極化和水平極化微波輻射傳輸方程

其中，TV和TH是垂直極化和水平極化輻射量(或理解為衛(wèi)星天線接收的亮溫)，T為大氣溫度，τ是光學(xué)厚度，μ是天頂角的余弦值，?是單次散射反照率，tvms和thms分別表示多次散射過程項(xiàng)。上式表明經(jīng)過τ的μ角度垂直極化和水平極化輻射量變化，由溫度為T、光學(xué)厚度為τ的氣層吸收和該層內(nèi)的多次散射引起的衰減造成。

如果考慮到上行和下行輻射過程，上式可改寫為

上式中εv和εh分別為垂直和水平極化的表面發(fā)射系數(shù)，在洋面它們是海表面溫度SST、鹽度、風(fēng)速的函數(shù)；Tvu和Tvd分別為上行和下行的垂直極化輻射，Thu和Thd分別為上行和下行的水平極化輻射；ζ為大氣透過率，Tvms和Thms代表多次散射項(xiàng)。上兩式表明衛(wèi)星天線接收的輻射由三項(xiàng)構(gòu)成：大氣本身的上行輻射、穿透大氣的海表溫度的發(fā)射輻射及大氣下行輻射被海表吸收后的發(fā)射輻射、大氣中的多次散射輻射。Weng和Grody(1994)基于該輻射傳輸方程，將大氣垂直方向上分為40層，模擬計算了SSM/I各通道亮溫隨云液態(tài)水路徑LWP的變化。

VRTE是描述實(shí)際大氣輻射傳輸?shù)耐暾问?Weng，1992a，1992b)，但它的求解具有一定的復(fù)雜性。針對微波輻射傳輸復(fù)雜而計算慢的不足，Liu(1998)依據(jù)平面平行大氣假定，設(shè)計了一個快速且精確的微波輻射傳輸模式，其方程如下

上式中I(τ，μ)是光學(xué)厚度τ處、沿μ(天頂角的余弦)方向傳輸?shù)奈⒉ㄝ椛渎剩梢愿鶕?jù)普郎克函數(shù)轉(zhuǎn)換成輻射亮溫；B(τ)為τ處的黑體輻射率；P為散射相函數(shù)；ω0為單次散射反照率。上式表明I(τ，μ)經(jīng)過光學(xué)厚度τ的衰減變化由該厚度層內(nèi)粒子散射和成分吸收引起。

Liu(1998)的研究結(jié)果表明該模式在微波觀測頻率為19.4 GHz和85.5 GHz、觀測角為53°時，與輻射傳輸?shù)木_模式(32流離散縱標(biāo)法)相比，其計算速度提高了1 000倍，且最大誤差不超過3 K。因此，該模式快速準(zhǔn)確的特性在微波反演和微波資料同化方面具有優(yōu)勢。

總體上，微波輻射傳輸方程有不同的表達(dá)方式(積分式、微分式或矩陣式)，但其物理意義均非常清楚，那就是經(jīng)過某一介質(zhì)的輻射量的變化，由介質(zhì)的吸收和散射引起。考慮到地球大氣的層結(jié)效應(yīng)、云和降水粒子形狀散射輻射的極化效應(yīng)，輻射傳輸方程可實(shí)現(xiàn)不同氣層間的密度(溫度)和成分的吸收及發(fā)射、粒子散射及其引發(fā)的上行和下行輻射效應(yīng)計算。這一過程中地面吸收(發(fā)射)和反射效應(yīng)也必須考慮在內(nèi)，也就涉及地表粗糙度、地面溫度(海表溫度、風(fēng)速、鹽度等)等因素。這也是輻射傳輸方程具有一定復(fù)雜性的原因。

2 被動微波通道對洋面參數(shù)和云液態(tài)水的敏感性

已有研究表明星載被動微波儀器觀測到洋面上亮溫急劇增加與洋面大量云液態(tài)水存在有關(guān)(Kreiss，1969)，這是因?yàn)樵埔簯B(tài)水的發(fā)射率與水汽近似，并隨著電磁波頻率的升高而增大，因此被動微波儀器的頻率越高，其微波亮溫對云液態(tài)水也就越敏感。盡管與大氣中的水汽量相比，云液態(tài)水的質(zhì)量小，但由云溫決定了其吸收系數(shù)大，它在地氣系統(tǒng)中的發(fā)射輻射大(Petty，1990)。

洋面作為星載被動微波儀器遙感云液態(tài)水的輻射背景，洋面溫度和風(fēng)速造成的海表粗糙度將會影響儀器接收 的信號(Stogryn，1967；Chang and Wilheit，1979；Wilheit，1979a，1979b；Johnson and Cai，2002；El?lison et al.，2003；Irisov，2007)。Stogryn(1967)基 于Kuchhoff近似的理論，計算了微波頻率為19.4 GHz亮溫對洋面溫度和風(fēng)速變化的響應(yīng)，Wilheit(1979a，1979b)提出模型將洋面描述為具有正態(tài)斜坡平面分布的集合、或各種傾斜度且各向同性平面的集合，分析了其坡度分布的方差與35 GHz或37 GHz亮溫之間的關(guān)系。

由于海表發(fā)射輻射具有高度的極化性，因此利用具有極化通道的被動微波儀器(如SMMR，Scanning Multichannel Microwave Radiometer)，可以較容易地獲得極化通道遙感的亮溫與海表風(fēng)速之間的關(guān)系。研究表明隨著海表風(fēng)速的增大，洋面的粗糙度和泡沫均隨之增加，從而導(dǎo)致極化通道微波亮溫升高，且被動微波儀器星下點(diǎn)與遠(yuǎn)離星下點(diǎn)的觀測效果還存在很大差異(Wilheit and Chang，1980)。極化通道微波亮溫反演的海表溫度平均偏差約為0.5 K或更小(Lipes et al.，1979；Wilheit et al.，1984；Schluessel and Luthardt，1991；Lojou et al.，1994；Wentz，1997；Wentz et al.，2000；Pulvirenti和Pierdicca，2006)。而通道之間的組合則能指示其對某些環(huán)境參數(shù)的敏感程度，如Tjemkes等(1991)指出21 GHz與19 GHz的垂直極化差對洋面發(fā)射率不敏感，而19 GHz(37 GHz)的垂直極化與水平極化差則對大氣柱水汽CWV和LWP敏感。

20世紀(jì)末投入運(yùn)行的TMI(TRMM Microwave Im?ager)因擁有對大氣參數(shù)不敏感的較低頻率通道(10.65 GHz)，使得它成為真正意義上反演SST的被動微波儀器，在這之前的星載被動微波探測儀器頻率缺少這種低頻通道(Stammer et al.，2003；王雨等，2011)。王雨等(2011)利用微波輻射傳輸模式(Liu，1998)的模擬計算，系統(tǒng)地分析了TMI各通道亮溫對SST、洋面風(fēng)速U和CWV的響應(yīng)。圖1為TMI各通道的模擬亮溫與洋面典型環(huán)境(SST=295 K、U=4 m·s-1、CWV=30 kg·m-2)亮溫TBclr的差異(TBt-clr)隨SST、U和CWV的變化?？梢钥吹诫S著SST的升高，TMI垂直極化通道亮溫均增加(圖1a)，這是因?yàn)殡SSST的升高，洋面發(fā)射信號增強(qiáng)的緣故；垂直極化通道較水平極化通道還表現(xiàn)了對SST更高的敏感性，且頻率越低，敏感性越大，如低頻10 GHz對SST變化最為敏感，當(dāng)SST從283 K增加至305 K時，該通道亮溫增大了12 K左右。研究表明洋面U的增大將造成洋面粗糙度增加，進(jìn)而洋面發(fā)射率相應(yīng)增大(Wil?heit and Chang，1980)，故微波亮溫也隨之升高(圖1b)，但圖中顯示了U對水平極化通道的影響大于垂直極化通道。當(dāng)CWV增加時(圖1c)，因其發(fā)射信號相應(yīng)增大，故相應(yīng)的各通道亮溫也隨之增加，只是水平極化通道對水汽變化的響應(yīng)要高于同頻率的垂直極化通道。由于85 GH頻率高，故它對水汽變化更為敏感，而21 GHz通道位于22.235 GHz的水汽吸收線附近，因此該通道也表現(xiàn)出很高的敏感性。

王雨等(2006)還計算了TMI各通道亮溫及其極化性對云液態(tài)水路徑LWP變化的響應(yīng)(圖2)，結(jié)果表明TMI任一通道亮溫均隨LWP的增加而增加；垂直極化通道亮溫增加速率均高于水平極化通道亮溫的變化速率，且通道的頻率越高，其相應(yīng)的亮溫值越高；水平極化通道中，37 GHz水平極化通道對LWP敏感性最好。圖2還表明在LWP小于0.5 kg·m-2時，85 GHz水平極化和垂直極化亮溫對LWP均有很高的敏感性，即隨著LWP的增加，這兩個通道的亮溫均增大；但LWP大于

圖1 基于微波輻射傳輸模式模擬的洋面上TMI各通道亮溫(粗線為垂直極化通道,細(xì)線為水平極化通道)隨環(huán)境參數(shù)SST(a)、U(b)和CWV(c)變化與典型洋面環(huán)境參數(shù)相應(yīng)亮溫的差值曲線(引自王雨等，2011)Fig.1 The curves of residual error between the brightness temperatures on TMI channels(Thick and thin lines are for the vertical and horizontal polarization channel,respectively)as the function of the oceanic environmental parameters(a)SST,(b)U and(c)CWV and those under the representative condition based on simulations of microwave transfer mode(Adapted from Wang et al.,2011).

圖2 當(dāng)風(fēng)速為8 m·s-1時輻射傳輸模式計算的TMI各個通道亮溫與液態(tài)水路徑LWP關(guān)系(引自王雨等，2006)Fig.2 Relationship between liquid water path LWP and brightness temperature at different TMI channels simulated by microwave transfer mode with 8 m·s-1 wind speed(Adapted from Wang et al.,2006).

0.5·kg m-2后，這兩個通道的亮溫均呈飽和趨勢，且該頻率的極化差減小，這是因?yàn)樵擃l率亮溫最大只能達(dá)到云頂?shù)臒彷椛錅囟?Lin et al.，1998b)；相對而言，85 GHz水平極化亮溫對較低的LWP(LWP小于0.5 kg·m-2)更為敏感。因此王雨等(2006)得出結(jié)論：85 GHz水平通道亮溫可用于反演云中云液態(tài)水較少時的情形。

有關(guān)利用微波輻射傳輸模式(特別是用矢量輻射傳輸模式)來模擬洋面上不同大氣環(huán)境和洋面條件時，不同頻率不同極化的微波亮溫如何變化，仍是值得關(guān)注的問題，尤其是洋面表層參數(shù)日變化的輻射效應(yīng)。洪星園等(2014)利用TMI遙感結(jié)果，研究發(fā)現(xiàn)熱帶地區(qū)存在顯著SST日變化，SST日最小值多出現(xiàn)在早晨03∶00(當(dāng)?shù)貢r間，下同)至06∶00，SST日最大值多出現(xiàn)在午后17∶00—19∶00，SST日絕對振幅變化于1.9～3.4°C。由此不難想象SST日變化將引起星載被動微波觀測背景的變化，故利用被動微波反演包括云液態(tài)水在內(nèi)的云參數(shù)，必須研究洋面輻射背景的日變化規(guī)律。另一方面，洋面不同區(qū)域鹽度也存在差異，它們也影響洋面的微波發(fā)射率，這方面需要細(xì)致的數(shù)值模擬研究，以減少星載被動微波儀器接收信號的背景噪音。至于海浪飛沫中粒子大小和濃度、溫度及其成分(鹽度等)的微波反射率，也許還需要在實(shí)驗(yàn)室中進(jìn)行試驗(yàn)研究，但海浪飛沫影響星載被動微波儀器接收信號則不容置疑。

3 云液態(tài)水反演方法

被動微波反演云水含量始于20世紀(jì)60年代(Basharinov et al.，1969；Akvilonova et al.，1973)，20世紀(jì)70年代中期后，利用美國的雨云5號和6號衛(wèi)星搭載的NEMS(Nimbus-E Microwave Spectrometer)、ESMR(Electrically Scanned Microwave Radiometer)和SCAMS(Scanning Microwave Spectrometer)探測結(jié)果，實(shí)現(xiàn)了云液態(tài)水的反演(Grody，1976；Rosenkranz et al.，1978；Chang and Witheit，1979；Takeda and Natsuki，1982；Grody et al.，1980)。隨后利用雨云7號衛(wèi)星和海洋衛(wèi)星搭載SMMR探測結(jié)果，云液態(tài)水反演算法得到了改進(jìn)(Wilheit and Chang，1980；Chang and Milman，1982；Prabhakara et al.，1983；Takeda and Liu，1987)和相應(yīng)的應(yīng)用(Njoku and Swanson，1983；Curry et al.，1990；Lojou et al.，1991；Curry and Liu，1992)。

20世紀(jì)80年代中后期開始，美國國防部氣象衛(wèi)星計劃(DMSP)衛(wèi)星搭載的SSM/I(Special Sensor Micro?wave/Imager)具有七個通道(19.35 GHz、37 GHz和85.5 GHz具備水平極化和垂直極化，22.235 GHz為垂直極化)，其探測結(jié)果為多種方法反演計算云液態(tài)水提供了新機(jī)遇。很多學(xué)者利用這些探測數(shù)據(jù)進(jìn)行了云液態(tài)水反演算法研究，但是他們給出的反演結(jié)果卻差異甚大，一方面是因?yàn)榉囱菟惴ㄈ耘f存在不足，另一方面也是缺少檢驗(yàn)數(shù)據(jù)(Liu and Curry，1993)。隨著20世紀(jì)90年代后期出現(xiàn)的TMI(搭載于熱帶測雨衛(wèi)星TRMM之上)和21世紀(jì)的GMI(搭載于全球降水衛(wèi)星GPM之上)，則開啟了被動微波遙感反演云液態(tài)水的新時代。

3.1 統(tǒng)計反演算法

云液態(tài)水的統(tǒng)計反演算法是利用統(tǒng)計學(xué)的計算，建立衛(wèi)星儀器的被動微波亮溫與地面觀測的云液態(tài)水含量之間關(guān)系，來實(shí)現(xiàn)云液態(tài)水的反演，故也稱為經(jīng)驗(yàn)算法。該方法不需要考慮被動微波亮溫與云液態(tài)水之間復(fù)雜的物理聯(lián)系，僅僅利用統(tǒng)計計算建立兩者之間的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系。其優(yōu)點(diǎn)是回避了許多被動微波遙感中的不確定因素，并直觀和簡單易行；其缺點(diǎn)是使用的統(tǒng)計樣本之間存在差異(包括樣本來自區(qū)域和時間的不同)，故該方法具有一定的局限性。

Alishouse等(1990)發(fā)展了一種云液態(tài)水的純統(tǒng)計反演算法，即將置于洋面上的輻射計向上探測獲得的云液態(tài)水視為真值，通過建立微波輻射亮溫與該真值的線性回歸計算，獲得SSM/I反演云液態(tài)水的最佳通道和相應(yīng)系數(shù)，反演算式為

上式中LWP為云液態(tài)水路徑(單位:kg·m-2)，TBi為SSM/I第i個通道遙感的亮溫，ai為系數(shù)，取值如表1所示。

Alishouse等(1990)的反演結(jié)果表明該算法只適合洋面的云液態(tài)水反演，因?yàn)閰⒄昭竺嫖⒉ㄝ椛溆嫷奶綔y結(jié)果，因此該方法在陸面和冰面的反演效果不好，其反演算式還表明SSM/I的19 V、37 H、85 V亮溫信號對云液態(tài)水的反演無貢獻(xiàn)。

類似的做法是Karstens等(1994)利用大西洋船舶上釋放的無線電探空，得到真實(shí)水汽廓線，來計算絕熱云液態(tài)水含量LWCad(單位：kg·m-3)，并認(rèn)為該含量為云液態(tài)水含量LWC的上限，且在計算云液態(tài)水含量時考慮夾卷、降水和凍結(jié)效應(yīng)的影響。通過多樣本的回歸計算，得到LWC的反演算式如下上式中Z0為云底高度，ρ(z)為空氣密度，Cp為定壓空氣的比熱，L為汽化潛熱，Γd為干絕熱遞減率，Γs為濕絕熱遞減率，LWP為云底上厚度Δh的云液態(tài)水含量。Karstens等(1994)認(rèn)為上面方法得到LWC接近實(shí)際云水的垂直分布。作者認(rèn)為統(tǒng)計回歸反演算法過于簡單，還會受到地域和季節(jié)的影響，因此純統(tǒng)計反演算法的普適性通常有限。

表1 純統(tǒng)計反演云液態(tài)水算式中的系數(shù)(引自Alishouse等,1990)Table 1 The coefficients in the purely statistical inversion of cloud liquid water formula(Adapted from Alishouse et al.,1990).

隨著神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)計算方法引入大氣科學(xué)中的氣候資料分析、云圖識別，甚至大氣溫度廓線反演，神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)計算方法也進(jìn)入了LWP的反演。Jung等(1998)做了這個嘗試，他們利用SSM/I觀測數(shù)據(jù)對神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型進(jìn)行訓(xùn)練和測試，最終挑選了SSM/I通道的三種不同組合，指出這3種方法中，具有5個隱藏神經(jīng)元的神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)效果最好。

3.2 物理反演方法

云液態(tài)水反演的物理算法是依據(jù)微波輻射傳輸方程，根據(jù)所用的被動微波儀器的通道(頻率)，通過對輻射傳輸方程的合理簡化，獲得反演算式。Petty和Katsaros(1990)率先發(fā)展了一種基于輻射傳輸近似的簡單物理算法，隨后Greenwald等(1993)在一個可降水估算模式(Tjemkes et al.，1991)的基礎(chǔ)上，發(fā)展了一個利用SSM/I的19.35 GHz和37 GHz，同步反演洋面(非冰面洋面)云液態(tài)水和大氣柱水汽的簡單物理算法，其反演算式如下

上式中L為云液態(tài)水路徑(LWP)或云液態(tài)水含量垂直積分量，W為大氣可降水量(PWC)，μ為SSM/I入射角余弦，Ts為海面溫度，ΔT19=T19h-T19v，ΔT37=T37h-T37v，κw19和κw37是19.35 GHz和37 GHz的水汽質(zhì)量吸收系數(shù)，κl19和κl37是19.35 GHz和37 GHz的云液態(tài)水質(zhì)量吸收系數(shù)，γ19v和γ37v為19.35 GHz和37 GHz在垂直極化方向的海面反射率。τox19和τox37為SSM/I的19.35 GHz和37 GHz的氧透過率，可通過海表溫度計算(Petty，1990)

上式中a、b、c、d為系數(shù)。

F19和F37可近似為19.35 GHz和37 GHz水平極化與垂直極化的海面反射率之比，它們與這兩個通道亮溫及水汽等效厚度引起的海面溫度衰減有關(guān)，可近似表達(dá)成

聯(lián)立上面(14)、(15)、(17)、(18)四式，便可解出非降水云的L和W。該物理反演算法的出發(fā)點(diǎn)就是認(rèn)為大氣柱內(nèi)的水汽和云液態(tài)水的“厚度”，造成了19.35 GHz和37 GHz的變化，在扣除洋面背景發(fā)射信號的基礎(chǔ)上，便能通過這些變化實(shí)現(xiàn)L和W的反演。

對于降水云和冰云，該反演算法不適用。當(dāng)W小于等于25 kg·m-2時，反演結(jié)果基本正確；但W高于25 kg·m-2時，必須考慮洋面上水汽厚度引起大氣溫度的遞減。Greenwald等(1993)的反演結(jié)果與Petty(1990)及Hatgens(1992)反演結(jié)果的均方根差異分別為0.03和0.02 kg·m-2。進(jìn)一步的研究指出更準(zhǔn)確地物理反演云液態(tài)水，還必須考慮與洋面風(fēng)速相聯(lián)系的洋面發(fā)射率變化，即洋面風(fēng)速變化和海表溫度變化(Petty，1990)。

針對以往算法只適用于非降水情形的不足，Weng和Grody(1994)利用SSM/I極化通道探測結(jié)果，發(fā)展了一種降水云與非降水云的云液態(tài)水物理反演算法。該算法滿足云系液態(tài)水的整個動態(tài)范圍計算，適合低的層云和深厚的對流云的云液態(tài)水反演。首先，他們將微波輻射傳輸方程寫成垂直極化和水平極化形式，并將洋面溫度、鹽度和風(fēng)速效應(yīng)以洋面發(fā)射率表示來簡化方程；考慮到微波波長較大氣中粒子尺度長，故忽略方程中的散射效應(yīng)；在假定大氣等溫前提下，則微波衰減僅由氧氣、水汽路徑(WVP)和云液態(tài)水路徑(LWP)吸收引起。因?yàn)檠鯕馕斩ǔ２蛔?，故利用被動微波的兩個通道即可實(shí)現(xiàn)對WVP和LWP的反演。

Weng和Grody(1994)認(rèn)為當(dāng)衛(wèi)星被動微波亮度變化由洋面溫度、洋面發(fā)射率、水汽和云液態(tài)水路徑?jīng)Q定時，利用SSM/I的多極化通道的探測結(jié)果，可實(shí)現(xiàn)WVP和LWP的反演。其反演思路與Hargens(1992)、Grody和Ferraro(1992)一致。依據(jù)垂直極化和水平極化微波輻射傳輸方程模擬計算，LWP算法如下

上式中的系數(shù)a0、a1、a2由輻射傳輸方程模擬得到。

類似于上述做法，王雨等(2006)利用熱帶測雨衛(wèi)星的微波成像儀(TMI)觀測結(jié)果，結(jié)合Liu(1998)的微波輻射傳輸模式模擬計算，在分析副熱帶地區(qū)TMI各通道的微波亮溫對非降水云LWP的響應(yīng)特點(diǎn)后，發(fā)現(xiàn)TMI的37.0 GHz和85.5 GHz水平極化通道探測結(jié)果對非降水云LWP響應(yīng)更為敏感，并分析了TMI各單一通道反演的非降水云LWP與理論值的差異，從而建立了37.0 GHz和85.5 GHz的水平極化通道亮溫聯(lián)合反演非降水云LWP算式

上式中k為液態(tài)水的吸收系數(shù)，是頻率和云溫的函數(shù)(Petty，1990)；θ是微波儀器觀測的入射角；εc是云的發(fā)射率，由下式計算得到

從反演原理上說，物理反演云液態(tài)水方法精度要好，因?yàn)檫@類方法基于微波輻射傳輸方程，根據(jù)使用通道和待反演參數(shù)的性質(zhì)，進(jìn)行合理簡化，因此反演算式也簡單。這一過程類似求解非線性方程，雖說解析解不易得到，但可以給出精度較高的近似解。

圖3 基于LWP3'7H(a)、LWP85H(b)、聯(lián)合反演算式(c)反演的和可見光0.63μm觀測(d)的中國東部洋面非降水云的LWP(引自王雨等，2006)Fig.3 Liquid water path LWP retrieved by(a)37.0,(b)85.5 GHz horizontal polarization channel,(c)jointly at the two channels and observation by visible light 0.63μm,respectively(Adapted from Wang et al.,2006).

3.3 物理與統(tǒng)計相結(jié)合的反演方法

這種方法通常由輻射傳輸模式的模擬計算，建立計算時的輸入?yún)?shù)(如LWP)與輸出量參數(shù)(如輻射亮溫)兩者的關(guān)系，建立反演算式。該方法比較準(zhǔn)確且便捷，因?yàn)樗谕陚漭椛淅碚摰妮椛鋫鬏斈Ｊ侥M計算，可得到精確的模擬輻射信號，故與輸入?yún)?shù)(即反演參數(shù))之間的關(guān)系十分明確。Grody(1976)利用在NEMS的22.235 GHz和31.4 GHz通道反演洋面云液態(tài)水和水汽時，在非降水云和局域熱力平衡前提下，首先對輻射傳輸方程進(jìn)行簡化，獲得輻射亮溫與水汽及云液態(tài)水的關(guān)系

其中TB(v)為衛(wèi)星天線接收的輻射亮溫，見式(2)，Ts為地表溫度,εs(v)是地表輻射率；W為柱水汽量，Q為柱云液態(tài)水。

然后Grody(1976)通過統(tǒng)計線性回歸分析，獲得了水汽和云液態(tài)水反演的表達(dá)式

上式中TB(v1)和TB(v2)為頻率v1(22.235 GHz)和v2(31.4 GHz)的輻射亮溫。系數(shù)wi和qi(i=0,1,2)由統(tǒng)計線性回歸方法分析得到(表2)。由此Grody(1976)反演了洋面上云液態(tài)水，反演水汽的標(biāo)準(zhǔn)差為0.32 g·m-2，反演云液態(tài)水的標(biāo)準(zhǔn)差為0.12 g·m-2。類似的方法還被用在SCAMS反演陸面云液態(tài)水含量和水汽含量(Liou and Duff，1979)。

表2 物理算法與統(tǒng)計算法相結(jié)合的反演云液態(tài)水算式中的系數(shù)(引自Grody，1976)Table 2 Coefficients in the inversion formula for cloud liquid water combined with physical algorithms and statistical algorithms(Adapted from Grody,1976).

Grody等(1980)對上述算法中W、Q與亮溫呈線性關(guān)系進(jìn)行了改進(jìn)，利用Nimbus-6衛(wèi)星搭載的SCAMS通道22.23 GHz和31.65 GHz觀測亮溫，并認(rèn)為W和Q與這兩個頻率亮溫呈現(xiàn)非線性關(guān)系

其中W0(n)、Q0(n)和α(v)分布是水汽、云液態(tài)水和氧氣的吸收系數(shù)，α(v)通常因?yàn)樾《珊雎裕帐蔷值靥祉斀?。最后得到的W和Q反演算式如下

利用上述反演算法計算的W、Q與熱帶太平洋19個島嶼上的探空探測結(jié)果基本一致。

因?yàn)槲锢砼c統(tǒng)計相結(jié)合的反演方法均是基于輻射傳輸方程，依據(jù)研究問題所處的實(shí)際情況，進(jìn)行合理的假定來簡化方程，得到反演基本算式，然后對觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計回歸，得到反演算式中的相關(guān)系數(shù)，因此物理與統(tǒng)計相結(jié)合的反演方法具有明了的物理意義和便捷的反演算式，是一種很實(shí)用的云液態(tài)水反演算法。

3.4 被動微波多通道多參數(shù)的同步反演算法

由于衛(wèi)星的被動微波天線接收到的輻射信號，既來自云液態(tài)水的輻射，還來自大氣水汽、地面等的輻射，因此出現(xiàn)了一種利用被動微波多通道(特別是極化通道)來同步反演云液態(tài)水、降水及水汽和洋面參數(shù)的同步反演算法。前面所提到的水汽和云液態(tài)水同步反演，是這種多參數(shù)同步反演的最簡單形式。Bauer和Schluessel(1993)發(fā)展了一種基于矩陣算子，并考慮多次散射和極化的輻射傳輸模型，研究了SSM/I各通道對多變量包括氣壓、溫度、濕度和不同云類型在不同高度層的響應(yīng)，其中云水和云冰的不均勻垂直分布用整體解析公式表示，并考慮了云和降水的覆蓋率。通過他們發(fā)展的輻射傳輸模擬計算，借用云模式模擬計算獲得諸如粒子尺度、云水、雨水的垂直結(jié)構(gòu)等，還考慮了水粒子向冰粒子的轉(zhuǎn)化，認(rèn)為相變不改變粒子大?。徊⒗锰娇沼^測數(shù)據(jù)獲得大氣溫濕垂直結(jié)構(gòu)，最終建立了水汽、云液態(tài)水、云冰水和地面降水率的反演算法，并給出了反演標(biāo)準(zhǔn)差范圍。

基于非線性最優(yōu)估計理論，Phalippou(1996)提出了利用SSM/I觀測的洋面大氣濕度廓線、云液態(tài)水和洋面風(fēng)速的一維變分反演方法。其具體做法是利用數(shù)值天氣預(yù)報模型結(jié)果，獲得高質(zhì)量的先驗(yàn)信息，即反演參數(shù)的第一個猜測來自歐洲中期天氣預(yù)報中心的預(yù)報值；然后將預(yù)報誤差的協(xié)方差當(dāng)作約束條件，通過輻射傳輸模型迭代計算獲得反演截軌。

針對包括云液態(tài)水在內(nèi)的多參數(shù)反演，必須使用輔助信息，如模式大氣參數(shù)或其它儀器探測數(shù)據(jù)等，Wang等(2009)基于Deeter和Vivekanandan(2006)給出的輻射傳輸方程，推導(dǎo)出衛(wèi)星被動微波儀器接收輻射的對數(shù)線性關(guān)系式

上式中的γi(i=0,1,…5)為TB對反演參量CWV、LWP、Tc、Ts和U的敏感因子。

Wang等(2009)指出利用TMI五個通道，便可建立五組方程，從而實(shí)現(xiàn)五個反演參量的反演。首先通過對TMI各通道的敏感性輻射傳輸計算和結(jié)果分析，選出了TMI五個對不同反演參數(shù)敏感的通道，如10 GHz、19 GHz和37 GHz水平極化通道對洋面風(fēng)速、大氣水汽和云溫敏感，而10 GHz垂直極化通道對海溫敏感、21 GHz垂直極化通道對大氣水汽敏感。然后通過對(35)式求解逆矩陣轉(zhuǎn)置，進(jìn)而得到TMI五個通道亮溫的對數(shù)線性組合方式，實(shí)現(xiàn)對云液態(tài)水、云溫、水汽、海溫、風(fēng)速的反演，反演算式如下

上式中A為待反演的五個參數(shù)，TBi(i=1,2,…5)為所取的TMI不同極化通道亮溫，ai(i=0,1,…5)為系數(shù)。通過在微波輻射傳輸方程中設(shè)定這些參數(shù)作為輸入值，對上述五個通道亮溫進(jìn)行模擬計算，隨后采取多元線性回歸方法計算得到上述系數(shù)。

將所選五個通道帶入(36)式，即得待反演參數(shù)的表達(dá)式，如LWP反演算式為

Wang等(2009)的計算表明LWP反演的均方根穩(wěn)定在2 kg·m-2，偏差小于0.15 kg·m-2。圖4b—f是他們利用TMI觀測結(jié)果，基于式(35)反演的渤海灣非降水云云參數(shù)(云頂溫度、云平均溫度、云平均高度、云厚度、云水含量)，其分布與可見光通道測得的云反射率(圖4a)分布一致。

總之，Wang等(2009)建立了微波亮溫與多參數(shù)之間存在著對數(shù)線性關(guān)系，表明了以往基于亮溫線性組合方式反演算法存在缺陷。同時他們的反演算法實(shí)現(xiàn)了完全不依賴于輔助參數(shù)的洋面非降水云的云液態(tài)水、云溫、水汽、海溫、風(fēng)速的同步反演方法，克服了以往多參數(shù)反演需要輔助輸入?yún)?shù)的不足，因此Wang等(2009)的方法具有實(shí)時性，該算法正在往降水情況下發(fā)展。利用微波多通道同步反演包括云液態(tài)水在內(nèi)的多參數(shù)，不用添加任何輔助資料，應(yīng)該是非常好的方法。

圖4 VIRS可見光通道反射率分布(a)和利用TMI多通道亮溫及公式(35)反演的渤海灣非降水云云參數(shù)分布(b.云頂溫度;c.云平均溫度TC;d.云平均高度;e.云厚度;f.液態(tài)水路徑)(引自王雨,2008)Fig.4 The distributions of(a)reflectance at VIRS 0.65μm and cloud parameters(b.cloud-top temperature,c.average cloud temperature TC,d.average cloud height,e.cloud thickness,and f.liquid water path)for non-precipitation cloud in Bohai Bay based on TMI multi-channel brightness temperatures and retrieved by formula(35)(Adapted from Wang et al.,2006).

3.5 被動微波與可見光/紅外相結(jié)合的反演算法

由于被動微波反演云液態(tài)水時，某些參數(shù)必須借助衛(wèi)星搭載的可見光和紅外儀器探測確定，這就形成了被動微波與可見光/紅外相結(jié)合的反演算法。Liu和Curry(1993)在利用SSM/I反演LWP時，先將ISCCP(In?ternational Satellite Cloud Climatology Projec)紅外信號反演的云頂溫度(Tct)匹配至SSM/I的像元，借助ISCCP的熱紅外通道來判定SSM/I像元是晴空還是云天，冰云還是水云；考慮到降水對LWP反演的影響，采用閾值法確定SSM/I視場是否降水。最終建立了非降水云和降水云兩種不同的LWP反演算法。

非降水情形為

降水情形為

上式中LWP37H、LWP19H由(25)式計算得到。

Lin等(1998a，b)通過輻射傳輸模式的模擬計算、結(jié)合SSM/I被動微波信號與ISCCP可見光/紅外信號，給出了反演洋面非降水云LWP和云溫(Tw)的查算表方法。研究中ISCCP可見光/紅外信號被用來區(qū)分晴空區(qū)與云天區(qū)，并被用來反演云頂溫度和云光學(xué)厚度；而SSM/I的被動微波被用來估算LWP和Tw。其輻射傳輸計算發(fā)現(xiàn)SSM/I的37 GHz水平極化通道和85 GHz垂直極化通道對LWP和Tw十分敏感，隨后建立了查算表，實(shí)現(xiàn)了利用SSM/I的37 GHz和85 GHz亮溫同時反演LWP和Tw，并分析指出氣柱水汽(CWV)的不確定度是估計LWP和Tw的最重要誤差來源。由于Lin等(1998a，b)論文中沒有給出查算表，因此該方法不便重復(fù)。

上面所提的被動微波與可見光/紅外相結(jié)合的反演算法中，可見光/紅外信號主要用于云識別和云頂高度識別，LWP反演主要依賴被動微波。但研究表明對LWP小于7 mg·cm-2云，被動微波的敏感性遠(yuǎn)低于可見光波長的敏感性(Lin and Rossow，1994)，因此被動微波不利于反演云液態(tài)水少的云。

LWP還可以利用云對太陽可見光的反射和對近紅外的吸收進(jìn)行反演。因此，LWP的光學(xué)反演方法(即短波反演的LWP，LWPshrt)與被動微波反演方法(即被動微波反演的LWP，LWPmicr)的差異及其綜合引起了學(xué)者們的注意。如Greenwald等(1993)比較了SSM/I反演的LWP與非常高分辨率輻射計AVHRR(advanced very high resolution radiometer)反演的LWP差 異；Lojou等(1991)使用LWPshrt改進(jìn)了LWPmicr的回歸公式，從而消除了SMMR和可見和紅外旋轉(zhuǎn)掃描輻射計VISSR測量之間的偏差。Lin和Rossow(1994)比較發(fā)現(xiàn)可見光/近紅外反演的LWPshrt通常大于SSM/I反演的LWPmicr，差異一般小于10%。類似的比較研究還用在AMSR-E(Ad?vanced Microwave Scanning Radiometer-EOS)反演的LWPmicr與MODIS(Moderate resolution Imaging Spectro?radiometer)反 演 的LWPshrt(Greenwald，2009；Seethala and Horváth，2010)。

Masunaga等(2002)利用TRMM搭載的可見光/紅外傳感器(VIRS)和微波成像儀(TMI)觀測結(jié)果，提出了一種結(jié)合可見光/紅外和微波傳感器的物理反演算法來反演LWP。由于VIRS和TMI搭載于同一衛(wèi)星平臺，兩者觀測的時空同步性優(yōu)于不同平臺光學(xué)儀器與微波儀器的觀測，因此可以避免諸如觀測角度、太陽空間位置等差異帶來的誤差。由于VIRS與TMI的像元分辨率不同，VIRS約2.2 km，而TMI低頻可達(dá)幾十公里，故TMI視場內(nèi)的云比例小，則微波方法反演的LWPmicr比較平滑，且LWPmicr比LWPshort小。為確定TMI像元的充塞度，他們利用TMI像元內(nèi)VIRS像元來識別云占的比例。為減少TMI估算LWPmicr的不確定度，他們通過VIRS觀測結(jié)果分析得到的云頂溫度作為TMI分析的輸入?yún)?shù)。因此VIRS與TMI的聯(lián)合反演LWP吸取了光學(xué)反演和微波反演的優(yōu)點(diǎn)，其LWPshort反演采用了Nakajima和King(1990)、Han等(1994)、Nakajima等(1995)的方法，其LWPmicr反演采用了輻射傳輸建立查算表。考慮到微波亮溫對水汽敏感，Masunaga等(2002)在計算查算表時，與眾不同的是他們考慮了大氣水汽含量的垂直結(jié)構(gòu)，將其作為輻射傳輸計算輸入?yún)⒘?；其它洋面參?shù)的考慮與他人的做法類似。Chen等(2007)的研究表明云粒子大小隨高度的變化，對光學(xué)反演和微波反演的LWP均有影響。隨著觀測參數(shù)的增加，相信考慮參數(shù)越多，反演LWP的精度也越高，但反演的復(fù)雜性會大大增加。

4 展望

(1)被動微波反演洋面云液態(tài)水的研究至少有四十多年的歷史，目前反演算法多，也比較成熟，并已經(jīng)業(yè)務(wù)化。這主要是洋面輻射背景單一，其微波波段的發(fā)射率在

0.5左右，因此便于空中云液態(tài)水微波信號的提取。美國在此領(lǐng)域開展了大量的研究，這不僅是他們投入運(yùn)行的衛(wèi)星被動儀器多，而且他們在反演算法及相關(guān)軟件方面也投入巨大。我國在此研究領(lǐng)域的學(xué)者占比非常少，投入也有限，這妨礙了獲得衛(wèi)星儀器觀測結(jié)果的后期應(yīng)用水平進(jìn)步。相信隨著認(rèn)識的提高和技術(shù)的進(jìn)步，中國應(yīng)該能奮起直追。

(2)被動微波反演云液態(tài)水算法的未來發(fā)展方法主要在于多儀器觀測結(jié)果的綜合反演算法(MCA-LWP，Multisensor Comprehensive algorithm ofLWP)，因?yàn)槎鄡x器可以提供更多信息，使得反演過程不確定參量減少或被近似替代，甚至有朝一日因信息充分，使得包括云液態(tài)水在內(nèi)的諸多參數(shù)能直接求解得到。因此發(fā)展同一平臺被動微波、可見光/紅外、云雷達(dá)觀測系統(tǒng)，實(shí)現(xiàn)對云體(云頂高度、云內(nèi)溫度、云底高度)、大氣溫濕廓線、洋面溫度和風(fēng)速的觀測，可獲得云液態(tài)水等參數(shù)的高精度反演。

(3)物理算法仍是反演的基礎(chǔ)，因此輻射傳輸模式(特別是矢量輻射傳輸模式)必須自主發(fā)展，就可在衛(wèi)星儀器升空前，進(jìn)行各自情況下的仿真模擬和反演算法研究，這樣一旦獲取衛(wèi)星儀器觀測數(shù)據(jù)，就可迅速進(jìn)行包括云液態(tài)水在內(nèi)的諸多參數(shù)反演，發(fā)布產(chǎn)品數(shù)據(jù)。

(4)目前，利用微波成像儀多通道進(jìn)行多參數(shù)的同步反演研究還有待深入，如Wang等(2009)只給出了非降水情況下的云液態(tài)水、大氣水汽、云溫、海溫和洋面風(fēng)速的反演算式，而降水情況下的反演仍沒有建立。估計降水情況下，雨粒子散射過程處理有可能更復(fù)雜。

(5)被動微波反演云液態(tài)水等參數(shù)存在一個先天性不足，就是被動微波儀器的視場分辨率粗(像元尺寸大)，特別是低頻通道。如何在保真的前提下，提高被動微波儀器計算分辨率，必須加緊研究。雖然目前已有一些方法，如BG理論(Backus-Gilbert theory，Backus and Gilhert.，1970)、TSVD(Truncated Singular Value De?composition)方法(Migliaccio and Gambardella，2005)、最小二乘法的動態(tài)曲面擬合方法(Fu et al.，2013)等，但被動微波視場內(nèi)的充塞度必須知道。利用可見光/紅外儀器視場分辨率高的優(yōu)點(diǎn)，分析被動微波視場的充塞度，作為已知參數(shù)，會提高云液態(tài)水反演精度，這一方法值得推廣。

(6)未來洋面液態(tài)水反演方法還必須改進(jìn)在海岸附近和河口附近、高風(fēng)速地區(qū)、強(qiáng)降水雨區(qū)的反演質(zhì)量。海岸附近和河口附近的海水成分及水溫會影響海水的發(fā)射率，進(jìn)而影響反演精度；而高風(fēng)速區(qū)海浪飛沫也會影響發(fā)射率；強(qiáng)降水雨區(qū)主要是云中冰粒子和雨粒子的散射效應(yīng)在以往的云液態(tài)水反演中考慮不多。

(7)液態(tài)水在云中隨高度的分布值得研究，可以結(jié)合星載測云雷達(dá)或地基雷達(dá)探測進(jìn)行分析，或結(jié)合云模式進(jìn)行數(shù)值模擬研究，由此來揭示成云至雨過程及其潛熱釋放規(guī)律，促進(jìn)云物理學(xué)的進(jìn)步。

(8)由于目前被動微波儀器觀測已經(jīng)積累了幾十年的數(shù)據(jù)，利用這些數(shù)據(jù)反演得到長時間的云液態(tài)水?dāng)?shù)據(jù)，進(jìn)行云液態(tài)水氣候變化分析，可以發(fā)現(xiàn)氣候變化帶來的云水變化情況。而要建立云液態(tài)水長時間數(shù)據(jù)，必須對不同被動微波儀器的探測結(jié)果進(jìn)行分析，消除它們之間探測的差異和反演算法的差異帶來的誤差。Elsaesser等(2017)對1998—2016年多種被動微波儀器探測結(jié)果反演的LWP進(jìn)行了氣候分析，相信隨后更多更精細(xì)的研究會相繼出現(xiàn)。

致謝：羅雙、孫囡、孫禮璐和王夢曉四位博士生在本文撰寫過程中提供輸入公式及下載文獻(xiàn)的幫助，謹(jǐn)致謝忱！