1、第四章第四章 地表能量平衡與地表能量平衡與土壤水分土壤水分遙感遙感（一）（一） 地表能量平衡地表能量平衡遙感研究遙感研究 1、地表凈輻射（、地表凈輻射（Rn） 2、土壤熱通量（、土壤熱通量（G） 3、感熱通量（、感熱通量（H） 4、潛熱通量（即蒸散、潛熱通量（即蒸散 LE） 5、應用、應用 區域蒸發量估算區域蒸發量估算 城市城市-郊區表面能量平衡估算郊區表面能量平衡估算（二）（二） 土壤水分遙感研究土壤水分遙感研究 1 、可見光、可見光-近紅外遙感監測土壤水分近紅外遙感監測土壤水分 2、 微波遙感監測土壤水分微波遙感監測土壤水分 3、 熱紅外遙感監測土壤水分熱紅外遙感監測土壤水分 裸土或低覆蓋

2、區的土壤水分研究（采用熱慣量法）裸土或低覆蓋區的土壤水分研究（采用熱慣量法） 植物覆蓋區，采用（農田）蒸散與作物缺水指數法植物覆蓋區，采用（農田）蒸散與作物缺水指數法地表能量平衡地表能量平衡遙感研究遙感研究 地表與大氣的最主要地表與大氣的最主要能源能源太陽輻射以及相太陽輻射以及相伴的地球輻射。伴的地球輻射。 太陽發射的電磁波短波太陽發射的電磁波短波輻射，除了輻射，除了30%被大氣頂被大氣頂界反射回空間以及界反射回空間以及17%被被大氣吸收外，其大部分以大氣吸收外，其大部分以直射與漫射的形式到達地直射與漫射的形式到達地表。表。 依據能量守恒與轉換定依據能量守恒與轉換定律，地表接收的能量以不律，地

3、表接收的能量以不同方式轉換為其他運動形同方式轉換為其他運動形式，使能量保持平衡。式，使能量保持平衡。 地表接收的能量地表接收的能量（Rn）以不同方式轉換為其它運動形式以不同方式轉換為其它運動形式 heating the air（ H ）, evaporating water（LE） and heating the soil（G）.這一這一能量交換過程可用地表能量平衡方程來表示，即：能量交換過程可用地表能量平衡方程來表示，即： Rn = H + LE + G + Rn 地表的凈太陽輻射通量地表的凈太陽輻射通量 (w/m2)， （即地表輻射平衡）；（即地表輻射平衡）；H 從下墊面到大氣的感熱通量，

4、從下墊面到大氣的感熱通量， (即下墊面與大氣間湍流形式的熱交換即下墊面與大氣間湍流形式的熱交換)；LE 從下墊面到大氣的潛熱通量，從下墊面到大氣的潛熱通量， (即即下墊面與大氣間水分蒸發的熱交換下墊面與大氣間水分蒸發的熱交換 )， L為水汽的汽化潛熱，為水汽的汽化潛熱，E為蒸發量為蒸發量 ；G 土壤熱通量，土壤熱通量，(即土壤中的熱交換即土壤中的熱交換)； 其中，還應包含部分用于植物其中，還應包含部分用于植物光合作用的能量，只是這部分能量光合作用的能量，只是這部分能量很小很小（1-3%1-3%），），可以忽略。可以忽略。能量平衡能量平衡 - Energy balance“C&W”LEEnerg

5、y balance on a regional scaleIncreased heating of airreduced evaporationincrease albedoreduce soil heatingHl lEGa aSHl lEGa aSDesertification“C&W”地表地表輻射平衡方程輻射平衡方程可表示為：可表示為： 入射到地面的太陽短波入射到地面的太陽短波輻射，即太陽總輻射（輻射，即太陽總輻射（Q Q）；）； 地表反射的太陽短波輻地表反射的太陽短波輻射，即地表反射輻射；射，即地表反射輻射； 來自大氣的長波輻射，來自大氣的長波輻射，即大氣逆輻射即大氣逆輻射； 地表發射

6、至大氣的長波地表發射至大氣的長波輻射，即地表發射輻射；輻射，即地表發射輻射； LLssnRRRRRsRsRLRLR一、地表凈輻射一、地表凈輻射（Rn）Radiation balance 地表輻射平衡地表輻射平衡（ Rn ）包括：包括： 為地表的短波為地表的短波輻射平衡輻射平衡（Rns） ； 為地表的長波為地表的長波輻射平衡輻射平衡（RnL） ，又稱地表又稱地表有效輻射有效輻射（）；）； 一般一般， Rns 是是 RnL的的 5倍。倍。ssRRLLRRRnsRsRLRLR“C&W” 又稱太陽總輻射又稱太陽總輻射 Q，它是緯度、時間、及云的函數。它是緯度、時間、及云的函數。它由太陽直射光和天空散射

7、光組成，可利用氣象臺站的太陽直射它由太陽直射光和天空散射光組成，可利用氣象臺站的太陽直射輻射表及天空輻射表來確定。一般說來輻射表及天空輻射表來確定。一般說來，在晴天和穩定的天氣條在晴天和穩定的天氣條件下件下，一個地面觀測站的數據可以代表一個地面觀測站的數據可以代表10 km2的面積。的面積。 Q 也也可以通過理論太陽輻射及日照率可以通過理論太陽輻射及日照率的計算獲得，即：的計算獲得，即： 式中，式中， 為大氣層頂部理論太陽總輻射，與氣象臺站經緯度、為大氣層頂部理論太陽總輻射，與氣象臺站經緯度、 太陽赤緯、日地距離和太陽常數有關；太陽赤緯、日地距離和太陽常數有關； 為日照率，為日照率，C C 為

8、日照時數，為日照時數，C C0 0為最大可能日照時數。為最大可能日照時數。 sR)/5683. 01144. 0(0CCQQQ0/CCSolarimeter measuresshort-wave radiationMeasuring components of radiation balance“C&W”Net Radiometer measuresall-wave radiationMeasuring components of radiation balance“C&W”Solarimeter can be shadedto measure only diffusecomponentsMe

9、asuring components of radiation balance“C&W” 即大氣、云發射至地表的長波輻射，它是大氣溫即大氣、云發射至地表的長波輻射，它是大氣溫度和大氣濕度的函數，可表示為：度和大氣濕度的函數，可表示為： 其中，其中， 大氣發射率（大氣發射率（無云天氣無云天氣） ， 是空氣水汽壓是空氣水汽壓 ea 與空氣溫度與空氣溫度 Ta 的函數，可利用的函數，可利用 紅外測溫儀對天空紅外測溫儀對天空（多角度）（多角度）測量到的溫度來推算；測量到的溫度來推算； 斯特藩斯特藩玻耳茲曼常數，玻耳茲曼常數， ； 7/1)/(24. 1aaaTe4aaLTR LR a 428/1067

10、. 5kmw 可通過可通過 VISNIR 遙感反演的地表反照率遙感反演的地表反照率 來推算來推算，即即 。 可通過可通過 TIR、MW遙感反演的地表輻射溫度遙感反演的地表輻射溫度 Ts 來推算。（來推算。（ 為地表發射率為地表發射率） 遙感所測得的數據（遙感所測得的數據（ 和和 ）具有非連續、窄波段、）具有非連續、窄波段、窄視場的特點，而自然界地物的反射與發射具有全波段、半球窄視場的特點，而自然界地物的反射與發射具有全波段、半球視場及各向異性的特點。兩者間的差異，是造成遙感反演地表視場及各向異性的特點。兩者間的差異，是造成遙感反演地表參數參數 和和 Ts 精度不夠高的重要原因。精度不夠高的重要

11、原因。)(LLRR)(ssRR)1 (a aQsRLRa aa a44)1 (ssaasLLssnTTRRRRRR a as 由窄波段遙感數據由窄波段遙感數據 全波段全波段、半球視場的反射或發半球視場的反射或發射輻射分量射輻射分量，目前主要從以下目前主要從以下3方面入手：方面入手： 通過大氣校正模型，把大氣頂層通過大氣校正模型，把大氣頂層（TOA）的輻射值直接轉的輻射值直接轉換為地表光譜反射率換為地表光譜反射率或地表輻射溫度或地表輻射溫度Ts 。 通過通過BRDF角度模型，建立兩者間的數學關系，把地表方角度模型，建立兩者間的數學關系，把地表方向反射率向反射率轉換為地表光譜反照率轉換為地表光譜反

12、照率，如半經驗模型如半經驗模型-核核驅動模型，物理模型驅動模型，物理模型-幾何光學模型幾何光學模型（GO）、）、輻射傳輸輻射傳輸模型模型（RT）、）、RTGO混合模型、計算機模擬等。混合模型、計算機模擬等。 通過大量野外通過大量野外（同步）（同步）試驗，建立多種寬波段反射或發射試驗，建立多種寬波段反射或發射輻射值，與窄波段遙感數據間的統計模型，即經驗關系輻射值，與窄波段遙感數據間的統計模型，即經驗關系式。此法簡單易行且可信。但這種經驗關系是隨著表面式。此法簡單易行且可信。但這種經驗關系是隨著表面特征的變化而變化的。特征的變化而變化的。 1 1、地表反照率的反演地表反照率的反演NOAA AVHR

13、R通道1和2數據反照率反演統計模型沙漠、荒漠及荒漠有植被覆蓋地區沙 漠 、荒 漠 無植 被 覆蓋地積雪覆蓋地區青 藏 高原區核驅動模型其它地區A=0.526CH1+0.362Ch+0.112(0.5CH2)A=0.526CH1+0.474CH2A=0.526CH1+0.232CH2+0.130(0.630CH1)+0.112(0.065CH2.)P=0.282CH1+0.6081CH2P=0.045+0.742AF=0.5CH1+0.5CH2A=ddFsincos),(22中科院遙感所 中國地表反照率的反演中國地表反照率的反演 Albedo (First Quarter) Albedo (Se

14、cond Quarter) 中科院遙感所中國地表反照率的反演中國地表反照率的反演 Albedo (Third Quarter) Albedo (Fourth Quarter) 中科院遙感所 右圖：雪被的反射輻射幾乎都集中在短波右圖：雪被的反射輻射幾乎都集中在短波光譜區；光譜區；在在 0.30.7m反射率為反射率為80%90%；在在0.81.5m反射率則隨波長的增大而迅速減反射率則隨波長的增大而迅速減小；在小；在SWIR反射很弱。反射很弱。這就是說對于雪被這就是說對于雪被表面反照率表面反照率（0.304.0m），各譜段所作，各譜段所作的貢獻是不同的，可劃分為的貢獻是不同的，可劃分為4個部分：個部

15、分：雪被區表面反照率反演雪被區表面反照率反演3式中，式中，A 為為 04.0m 譜段的反照率；譜段的反照率； 、 分別為經過大氣校正后分別為經過大氣校正后CH1、CH2的反射率。的反射率。 其中，反演中所選用的其中，反演中所選用的NOAA/AVHRR的的CH1、CH2只代表前兩個部只代表前兩個部分的反射率，而據分的反射率，而據Brest的研究，后兩部分的反射率分別為第的研究，后兩部分的反射率分別為第2通道反通道反射率的射率的63.0%和和6.5%。因此，可將雪被表面反照率的反演模型表示為：。因此，可將雪被表面反照率的反演模型表示為：)065. 0(112. 0)630. 0(130. 0232

16、. 0526. 02221CHCHCHCHA 1CH 2CH 0.300.725m譜段，占總入射能的譜段，占總入射能的 52.6%；0. 7251.0 m譜段，占總入射能的譜段，占總入射能的 23.2%； 1. 0 1. 4m譜段，占總入射能的譜段，占總入射能的 13.0%； 1. 4 4.0 m譜段，占總入射能的譜段，占總入射能的 11.2%。2 2、地表溫度的反演地表溫度的反演 圖圖 1.3.4.1,地地 表表 溫溫 度度 反反 演演發 射 率氣 候 區 劃分 裂 窗 模 型已 知AVH RR4.5信 道 發 射 率已 知 平 均 發 射 率中 溫 帶 亞 干 旱 區中 溫 帶 干 旱 區

17、南 溫 帶 亞 干 旱 區南 溫 帶 干 旱 區高 原 干 旱 區中 緯 度 濕潤 ， 亞 濕潤 區 ， 亞干 旱 區低 緯 度熱 帶 濕潤 區中緯度高原 區熱帶濕潤 ， 亞 濕潤 區Sobrino(1994)（1994）Becker etal（1990）Price(1984)（1984）O ttle（1992）Sobrino（1991）M clain et al(1983)中科院遙感所 平均比輻射率已知時溫度的反演平均比輻射率已知時溫度的反演 - 中緯度、高原地區中緯度、高原地區 Taa Ta TS01 42 5 上式中不同地表類型的系數值上式中不同地表類型的系數值 系系 數數 下墊面類型下

18、墊面類型 a0 a1 a2 一年一熟糧作一年一熟糧作 -1.687 3.213 -2.197 小麥小麥 -2.889 3.214 -2.190 短草和灌叢短草和灌叢 -0.403 3.219 -2.211 臟雪臟雪 -1.687 3.213 -2.197 254141)(aTTaTT 上上 式式 中中 不不 同同 地地 表表 類類 型型 的的 系系 數數 值值 系系 數數 下下 墊墊 面面 類類 型型 a1 a2 冬冬 季季 落落 葉葉 闊闊 葉葉 林林 、 冬冬 季季 落落 葉葉 灌灌 叢叢 、 半半 沙沙 漠漠 地地 區區 2.6 2.7 夏夏 季季 落落 葉葉 灌灌 叢叢 、 水水 稻稻

19、 2.6 2.3 干干 草草 1.505 1.164 夏夏 季季 2.357 3.262 海海 涂涂 、 沙沙 灘灘 冬冬 季季 1.708 3.003 “C&W”一天內的溫度與能量變化一天內的溫度與能量變化“C&W”Radiation and Energy BalancesSdSgaStLDLuLDLuSdSgLDLuaSt+-+-= Rn= LD - LuDAYNIGHTRadiationBalanceEnergyBalanceGLEHRnLEHRnRn = H + LE + G + .G白天，白天，Rn為正值，地表熱量部分用于為正值，地表熱量部分用于LE、H，剩余熱量進入土壤；剩余熱量進

20、入土壤；夜間，夜間，Rn為負值，地表熱量由為負值，地表熱量由 LE、H、G來補償。來補償。二、土壤熱通量二、土壤熱通量（G） 土壤熱通量土壤熱通量土壤內部的熱交換，對土壤蒸發、地表能量土壤內部的熱交換，對土壤蒸發、地表能量交換均有影響。一般可以通過土壤遙感熱慣量法加以確定，交換均有影響。一般可以通過土壤遙感熱慣量法加以確定，也可也可以通過地面點測量得到。以通過地面點測量得到。 Reginato等等（1985）研究提出了一種主要用遙感信息推算土壤研究提出了一種主要用遙感信息推算土壤熱通量的簡便方法，即熱通量的簡便方法，即把土壤熱通量把土壤熱通量（G）與凈輻射與凈輻射（Rn），土壤，土壤上覆的植物

21、高度上覆的植物高度（h）聯系起來，建立三者間的經驗關系式：聯系起來，建立三者間的經驗關系式：nRhG)042. 01 . 0(式中，式中，h 為為作物高度作物高度，可根據不同的植物類型取值，如可根據不同的植物類型取值，如假設小假設小麥成熟時麥成熟時 h = =1.2 m； h 與作物的葉面積指數與作物的葉面積指數 LAI 及作物覆蓋及作物覆蓋度度 f 有關，也可通過遙感數據估算有關，也可通過遙感數據估算。BfLAIAh（A、B為待定系數，由實驗確定）為待定系數，由實驗確定） 研究表明，土壤熱通量（研究表明，土壤熱通量（G）與土壤表面凈輻射通量（與土壤表面凈輻射通量（ ）之間）之間有一比例關系，

22、通常有一比例關系，通常 G 約為約為 的的40，即，即 。snRsnRsnRG4 . 0 G 與與 的比例關系是日期和時間的函數，可表示為的比例關系是日期和時間的函數，可表示為6： 式中，式中，KG為為0.20.5間的常數，其值取決于土壤類型和濕度條件；間的常數，其值取決于土壤類型和濕度條件； 為太陽天頂角的余弦值為太陽天頂角的余弦值。 張仁華張仁華（1996）根據多年實驗觀測表明：根據多年實驗觀測表明：土壤熱通量土壤熱通量（G）與凈與凈輻射通量輻射通量（Rn）有一定的相關性有一定的相關性 -對于裸露土壤，對于裸露土壤，G可達的可達的2050%；而在作物覆蓋下，；而在作物覆蓋下，G為的為的52

23、0% 。 snGRKG snR 而土壤表面凈輻射通量（而土壤表面凈輻射通量（ ），又可），又可根據比爾定律給出根據比爾定律給出 5、6： 式中，式中，C 為凈輻射在植被冠層中的消減系數為凈輻射在植被冠層中的消減系數，值域約為值域約為0.30.7； C 值取決于冠層結構，對于具有球形值取決于冠層結構，對于具有球形（隨機）（隨機）葉面角度分布葉面角度分布 的冠層，的冠層，C = 0.5； LAI 可通過遙感植被指數求得；可通過遙感植被指數求得；為太陽天頂角的余弦值為太陽天頂角的余弦值； 此外，此外， 也可簡單的表示為：也可簡單的表示為：snR)/exp( CLAIRRnsnnsnRfR)1 ( s

24、nR三、感熱通量三、感熱通量（H） 在土壤在土壤植被植被大氣系統中，當把土壤、植被簡單地處理為同大氣系統中，當把土壤、植被簡單地處理為同一層界面時，感熱通量一層界面時，感熱通量（sensible heat flux）表征下墊面與大氣間湍表征下墊面與大氣間湍流形式的熱交換流形式的熱交換，可表達為：，可表達為： 式中，式中， 為空氣密度為空氣密度（kg/m3）；）； 為空氣定壓比熱為空氣定壓比熱（J/kg）；）； Ts 為下墊面表面溫度為下墊面表面溫度（）；）； Ta 為空氣溫度為空氣溫度(參考高度參考高度,一般一般2m) （）；）； 為空氣動力學阻力為空氣動力學阻力（s/m）(下墊面下墊面-參考

25、高度之間顯熱傳輸的阻力參考高度之間顯熱傳輸的阻力) 上式的空氣動力學阻力上式的空氣動力學阻力 ，可由湍流模式給出。它隨風速、粗，可由湍流模式給出。它隨風速、粗糙度和空氣層結等因素的變化而變化。糙度和空氣層結等因素的變化而變化。acasPTTCH / )( PCac ac 平流邊界層：平流邊界層： 空氣空氣運動處運動處于規則狀態；于規則狀態；湍流邊界層：湍流邊界層： 空氣空氣運動處運動處于不規則狀態。于不規則狀態。u zukzdz( )()ln()*0“C&W”d 為零平面位移為零平面位移高度高度（近地面平均近地面平均風速為零處的高風速為零處的高度）；度）； z 為地表以上參為地表以上參考高度考

26、高度（= 2m）；）；u 為為 z 處的風速處的風速。 在中性條件下在中性條件下（空氣空氣運動處于規則狀態運動處于規則狀態-平流平流 ），）， 可表達為：可表達為： 式中，式中，z 為地表以上參考高度為地表以上參考高度（= 2m）；）； h 為植株高度為植株高度 （m）；）； d 為零平面位移高度為零平面位移高度（m）（）（近地面平均風速為零處的高度）；近地面平均風速為零處的高度）； k 為卡門常數為卡門常數（= 0.4）；）； u 為為 z 處的風速處的風速（m/s）；）； zo為動量交換的表面粗糙度為動量交換的表面粗糙度（m），為地表的一種空氣動力學參數；），為地表的一種空氣動力學參數；

27、它取決于地表粗糙單元的幾何形狀、大小、排列等。它取決于地表粗糙單元的幾何形狀、大小、排列等。 ac)/(/ )(ln22ukzdzoa the laminar boundary-layer 植被植被的的表面粗糙度表面粗糙度 zo與與植被植被的高度的高度 h 和郁閉度直接相關；和郁閉度直接相關；表面粗糙度表面粗糙度 zo能夠方便地描述地能夠方便地描述地-氣之間的湍流交換強度。氣之間的湍流交換強度。 對于作物、草地：對于作物、草地： z0 = 0.13 h （ d = 0.63 h ） 而對于林木：而對于林木： z0 = 0.075 h粗糙度的反演粗糙度的反演ice0.01 mmmown lawn

28、1short grass5heather moor25forest500-1000Typical values of zo：植被高度的遙感反演植被高度的遙感反演 植被高度的遙感反演，可以通過多波段、多角度的光譜信息，植被高度的遙感反演，可以通過多波段、多角度的光譜信息，經經BRDF模型反演獲得；也可通過簡便的植被高度光譜模型的方法。模型反演獲得；也可通過簡便的植被高度光譜模型的方法。如如 ：BfLAIAh式中，式中， h 為作物的高度；為作物的高度； LAI 為葉面積指數為葉面積指數 ； f 為植被覆蓋度為植被覆蓋度 ； SAVI、SAVIV、SAVIS分別為像元、純植被、純土壤的土分別為像元

29、、純植被、純土壤的土 壤調整植被指數；壤調整植被指數；A、B、C為待定系數，由實驗確定。為待定系數，由實驗確定。CBASAVILAI/1lnSVVSAVISAVISAVISAVIf全國月平均全國月平均地表粗糙度圖地表粗糙度圖中科院遙感所the turbulent boundary-layer在不穩定條件下在不穩定條件下（空氣空氣運動處于不規則狀態運動處于不規則狀態-湍流湍流 ） ， 可表達為：可表達為：n 為常數為常數（假設為（假設為5）；）； g 為轉換系數為轉換系數 ；Tc、Ta分別為冠層溫度與空氣溫度分別為冠層溫度與空氣溫度 ； 2/ )(acoTTTac )/()()(1 2uTTTg

30、dznrroacaac四、潛熱通量（即蒸散）四、潛熱通量（即蒸散）LE 潛熱通量潛熱通量(Latent heat flux)表征下墊面與大氣間水分表征下墊面與大氣間水分蒸發的熱交換，即蒸發的熱交換，即地表吸收輻射能與蒸發耗熱的熱交換，地表吸收輻射能與蒸發耗熱的熱交換，指指地面地面蒸發或植被蒸騰、蒸發蒸發或植被蒸騰、蒸發的能量，又稱蒸散的能量，又稱蒸散。 彭曼彭曼（Penman）蒸散方程把植被看作一個整體，假定植物冠層蒸散方程把植被看作一個整體，假定植物冠層（主指作物冠層）（主指作物冠層）為一片大葉，潛熱交換發生在葉面上，則得出冠層為一片大葉，潛熱交換發生在葉面上，則得出冠層的潛熱通量，可表達為

31、：的潛熱通量，可表達為： 式中，式中， 為溫度為溫度 Ts 時的飽和水汽壓；時的飽和水汽壓； 為與溫度為與溫度 Ta 同高度處的空氣水汽壓；同高度處的空氣水汽壓； 為空氣動力學阻力為空氣動力學阻力，它阻礙由地面向大氣的熱量與質量的輸送它阻礙由地面向大氣的熱量與質量的輸送; 可通過測風速、粗糙度可通過測風速、粗糙度代入湍流模型求得；代入湍流模型求得； 為下墊面表面阻力，為下墊面表面阻力，是大氣、植被、土壤因子的函數是大氣、植被、土壤因子的函數； 可通過葉面積指數可通過葉面積指數 LAI 和葉子的水勢和葉子的水勢，或地面干濕的或地面干濕的 標定資料求得標定資料求得 。 為干濕球常數；為干濕球常數；

32、 L、 、 、 均為常數。均為常數。 LE 方程方程 與與 H 方程相似，僅用水汽壓代替了溫度。方程相似，僅用水汽壓代替了溫度。 *seaea c )(/)(*caasPrreeCLE PC 1 1一層模型一層模型 （又稱單層模型）（又稱單層模型）式中，式中， 為為飽和水汽壓對溫度的斜率飽和水汽壓對溫度的斜率 ，在潛在蒸散情況下，表面阻力在潛在蒸散情況下，表面阻力 近似取零，則潛在蒸散近似取零，則潛在蒸散 LEP為：為： PM蒸散蒸散方程是以凈輻射通量方程是以凈輻射通量Rn為主的蒸發模型為主的蒸發模型。它綜合了能它綜合了能量平衡法與空氣動力學法的特點，被廣泛應用。但是它涉及到不量平衡法與空氣動

33、力學法的特點，被廣泛應用。但是它涉及到不少難以精確測定或估算的非遙感參數。而且，由于忽略土壤蒸發少難以精確測定或估算的非遙感參數。而且，由于忽略土壤蒸發，PM式適用于稠密植被狀態下的單層模型，而并不適用于稀疏植式適用于稠密植被狀態下的單層模型，而并不適用于稀疏植被和作物全生長期的蒸散計算。被和作物全生長期的蒸散計算。)/()(*acasTTee 若葉冠溫度等于蒸發表面溫度，則得若葉冠溫度等于蒸發表面溫度，則得Penman-Monteith實際實際蒸散方程（蒸散方程（PM式）為式）為 ：)/1 (/ / )()(*acaaaPnrrreeCGRLE )/(/ )()(* aaaPnPeeCGRL

34、Ec 地地-氣熱量平衡研究中，界面的表面溫度是十分重要的信息。氣熱量平衡研究中，界面的表面溫度是十分重要的信息。遙感研究則主要通過獲取界面與空氣的溫度差，它受到土壤遙感研究則主要通過獲取界面與空氣的溫度差，它受到土壤-大大氣的耦合影響。氣的耦合影響。 表面溫度表面溫度光譜模型光譜模型是以表面溫度為主的蒸發模型是以表面溫度為主的蒸發模型,可表示為：可表示為： 式中，式中，d 為在參考高度的水汽飽和差；為在參考高度的水汽飽和差； Tc 為下墊面表面溫度為下墊面表面溫度（可由熱紅外遙感數據經模型反演求得可由熱紅外遙感數據經模型反演求得）； Ta 為空氣溫度；為空氣溫度； 為飽和水汽壓對溫度的斜率。為

35、飽和水汽壓對溫度的斜率。 為冠層群體表面阻力為冠層群體表面阻力，與葉子水勢與葉子水勢 、光照強度光照強度 I 及葉面積及葉面積 指數指數 L 有關，其中有關，其中 、I、L均可通過多光譜遙感數據及均可通過多光譜遙感數據及 相關模型來推算。相關模型來推算。 )(/)(caacPdTTCLE c 2 2二層模型二層模型 （又稱雙層模型）（又稱雙層模型） 一層蒸發模型是把地表作為一個邊界層來研究其傳輸過程。一層蒸發模型是把地表作為一個邊界層來研究其傳輸過程。 但是，部分植物覆蓋下，因植、但是，部分植物覆蓋下，因植、土的熱特性不同，則對下墊面總蒸土的熱特性不同，則對下墊面總蒸散的貢獻不一，情況復雜得多

36、。散的貢獻不一，情況復雜得多。 植被冠層對地氣界面的氣流來說植被冠層對地氣界面的氣流來說是粗糙的，且是可穿透的面。植被是粗糙的，且是可穿透的面。植被的粗糙性使湍流增強，使感熱和潛的粗糙性使湍流增強，使感熱和潛熱輸送比裸露地面要強。熱輸送比裸露地面要強。 對于土壤對于土壤-大氣和植物大氣和植物-大氣兩個大氣兩個界面，共有界面，共有6個基本要素：土壤表面個基本要素：土壤表面溫度（溫度（Ts）、）、土壤表面水汽壓（土壤表面水汽壓（es）、）、植物冠層表面溫度植物冠層表面溫度（Tv）和水汽壓和水汽壓（ev），），在熱交換有效高度的空氣溫在熱交換有效高度的空氣溫度（度（Tb）和水汽壓和水汽壓(eb)。

37、二層能量平衡模型把表面凈輻射（二層能量平衡模型把表面凈輻射（Rn）分解為植物冠層表面輻分解為植物冠層表面輻射（射（ ）和土壤表面輻射（）和土壤表面輻射（ ）的和，并分別定義一個能量平）的和，并分別定義一個能量平衡方程。植物冠層表面和土壤表面的熱量平衡方程分別為：衡方程。植物冠層表面和土壤表面的熱量平衡方程分別為： vnRsnRGTTrCrreeCRGHLEbvbPbvbvPvnvv)()()(* GTTrCreeCRGHLEbsbPwbsPsnss)()( ,vnsnnRRR,vsLELELEVsHHH式中，式中， 為土壤和空氣的熱汽交換阻力；為土壤和空氣的熱汽交換阻力； 為冠層表面與冠層中空

38、氣為冠層表面與冠層中空氣的熱汽交換阻力；的熱汽交換阻力； 為水汽從葉內氣孔擴散到葉子表面的阻力。為水汽從葉內氣孔擴散到葉子表面的阻力。 wrarvr 通過定量遙感可以反演下墊面表面溫度（通過定量遙感可以反演下墊面表面溫度（Ts、Tv）以及地表反以及地表反照率照率 、粗糙度、粗糙度 z0，植被冠層表面阻力植被冠層表面阻力 ，植物參數，植物參數（LAI、f ）等；再加上地面觀測的參考高度的溫度和濕度等，便可以求出各等；再加上地面觀測的參考高度的溫度和濕度等，便可以求出各種關鍵參數、阻力、土壤或植物冠層表面的凈輻射通量等，從而種關鍵參數、阻力、土壤或植物冠層表面的凈輻射通量等，從而運用二層蒸發模型，

39、推算出潛熱通量，即界面的蒸發量。運用二層蒸發模型，推算出潛熱通量，即界面的蒸發量。對于潛熱通量對于潛熱通量（蒸發）（蒸發）的計算，目前有多種模型方法，如總體的計算，目前有多種模型方法，如總體動力學法、動力學法、Penman-Monteith法、法、Priestly-Taylor法、法、Shuttleworth-Wallace法等。后幾種方法既考慮了地表的能量收支法等。后幾種方法既考慮了地表的能量收支平衡平衡（輻射項輻射項），），又考慮了表層大氣的動力學過程又考慮了表層大氣的動力學過程（空氣動力項）（空氣動力項）。應該說，它們比僅考慮空氣動力學原理的總體動力學法應該說，它們比僅考慮空氣動力學原理

40、的總體動力學法（湍流過（湍流過程等）程等）更接近實際，但參數更多，計算結果的精度很大程度上受更接近實際，但參數更多，計算結果的精度很大程度上受到這些參數取值的制約。到這些參數取值的制約。a avr遙感數據遙感數據NOAA / AVHRR數據預處理數據預處理輻射糾正、大氣糾正、幾何糾正輻射糾正、大氣糾正、幾何糾正地面觀測數據地面觀測數據、BRDF、Q（查表或計算）查表或計算）CH1、CH2地表反照率地表反照率反演模型反演模型CH4、CH5地表溫度地表溫度反演模型反演模型地面同步觀測地面同步觀測Ts、To、Ta、地表短波吸收輻射地表短波吸收輻射Q（）地表凈輻射地表凈輻射RnQ（）+ I地表長波有效

41、輻射地表長波有效輻射植被表面植被表面結構觀測結構觀測LAI、f、h植被模型植被模型NDVI、SAVI等等反演反演LAI、f、h土壤熱通量模型土壤熱通量模型或或Rn、LAI，或或Rn、h，或或土壤熱慣量法土壤熱慣量法 P風速觀測風速觀測各種阻力模型各種阻力模型 與與u等有關等有關 與與L、f、有關有關 與與Ws等有關等有關區域蒸發量估算區域蒸發量估算單層、雙層蒸發模型單層、雙層蒸發模型相關相關模型模型相關模型相關模型應用實例：遙感區域蒸發量估算應用實例：遙感區域蒸發量估算44ssaaTTIsaarvrsr 區域蒸發量估算包括土壤蒸發及植物蒸騰兩部分。區域蒸發量估算包括土壤蒸發及植物蒸騰兩部分。

42、遙感區域蒸發量的估算，可有以下步驟：遙感區域蒸發量的估算，可有以下步驟： 求算地表反照率求算地表反照率 ( ) 利用可見光利用可見光近紅外波段的多光譜遙感數據近紅外波段的多光譜遙感數據，結合地面樣點地物結合地面樣點地物反照率的同步測量，建立遙感數據與地面信息之間的相關關系式反照率的同步測量，建立遙感數據與地面信息之間的相關關系式（經驗關系式或理論模型），（經驗關系式或理論模型），以推算地表反照率以推算地表反照率 。 求算地表短波吸收輻射求算地表短波吸收輻射 利用地面儀器測量或直接查找輻射臺站的太陽直射輻射表和天空利用地面儀器測量或直接查找輻射臺站的太陽直射輻射表和天空輻射表，以推算入射到地面的

43、太陽入射輻射（輻射表，以推算入射到地面的太陽入射輻射（ ）；求算地表反）；求算地表反射輻射（射輻射（ ）；求算地表短波吸收輻射）；求算地表短波吸收輻射 。a aa a)1 (a aQQQ)1 (a aQa a 求算地表溫度求算地表溫度（輻射溫度（輻射溫度Ts，真實溫度真實溫度T） a. 熱紅外遙感數據的預處理熱紅外遙感數據的預處理，包括輻射糾正、大氣糾正、幾何糾正，包括輻射糾正、大氣糾正、幾何糾正； b. 用紅外測溫儀等進行地面樣點地物輻射溫度的同步測量；用紅外測溫儀等進行地面樣點地物輻射溫度的同步測量； c. 建立遙感數據與地面同步數據間的線性回歸方程，得（建立遙感數據與地面同步數據間的線性

44、回歸方程，得（Ts）；）； d. 地面測量典型地類的比輻射率（地面測量典型地類的比輻射率（ ）；）； e. 地表真實溫度的反演地表真實溫度的反演 求算地表長波有效輻射（求算地表長波有效輻射（I） a. 利用紅外測溫儀對著天空利用紅外測溫儀對著天空“多角度多角度”直接測量所得的天空溫度直接測量所得的天空溫度 Ta， 求算來自大氣的長波輻射求算來自大氣的長波輻射 ； b. 由以上所得的由以上所得的 Ts、 ，求算地表發射輻射求算地表發射輻射 ； c. 得地表長波有效輻射。得地表長波有效輻射。TTss41 s4aaLTR 4ssLTR )(LLRRs 求算地表凈輻射通量求算地表凈輻射通量 求算葉面積

45、指數求算葉面積指數（L），），及植被覆蓋度及植被覆蓋度（f），），作物高度作物高度（h） 建立遙感植被指數建立遙感植被指數(如如NDVI、RVI、SAVI等等)與地面同步測量樣點與地面同步測量樣點 L、f、h 之間的相應模型，以便遙感直接反演之間的相應模型，以便遙感直接反演 L、f、h （h也可通過也可通過雙向反射模型等反演）。雙向反射模型等反演）。 求算土壤熱通量求算土壤熱通量（G） 借助地面點同步測量的配合，建立土壤熱通量與凈輻射及植被參借助地面點同步測量的配合，建立土壤熱通量與凈輻射及植被參數數（LAI、f、h）間的相關模型；或從遙感熱慣量法入手。間的相關模型；或從遙感熱慣量法入手。 求

46、算空氣動力學阻力（求算空氣動力學阻力（ ）與表面阻力（）與表面阻力（ ） a.測地面風速（測地面風速（u），），可推算空氣動力學阻力（可推算空氣動力學阻力（ ）；）； b. 通過葉面積指數通過葉面積指數 L、植被覆蓋度植被覆蓋度 f 和葉子的水勢和葉子的水勢 或地面干濕或地面干濕的標定資料。的標定資料。 區域蒸發量估算：區域蒸發量估算： 將以上將以上- 的數據代入蒸發模型，則可估算的數據代入蒸發模型，則可估算區域蒸發量，以及研究其空間分布規律區域蒸發量，以及研究其空間分布規律 IQRn)1 (a aa c a 地表蒸散的估算地表蒸散的估算 圖圖 1 1. .3 3. .6 6. .1 1 中中

47、 國國 地地 表表 蒸蒸 散散 發發 計計 算算 流流 程程 圖圖 開 始 下 墊 面 覆 蓋 類 型 數 據 庫 水 田 、 沼 澤 旱 地 、 土 壤 、 其 它 植 被 湖 泊 、 流 域 、 沙 漠 積 雪 輸 入 反 照 率 、 日 照 百 分 比 ， 計 算 地 表 凈 輻 射 輸 入 粗 糙 度 計 算 阻 抗 Ponman-M oteith模 型 Ponman 模 型 互 補 相 關 模 型 積 雪 模 型 全國地表蒸騰分布全國地表蒸騰分布 中科院遙感所 遙感研究蒸發，主要基于地表的熱量平衡與水分平衡。運用遙感遙感研究蒸發，主要基于地表的熱量平衡與水分平衡。運用遙感方法提取土壤

48、方法提取土壤植物植物大氣界面的能量信息。如用多時相熱紅外遙大氣界面的能量信息。如用多時相熱紅外遙感提取土壤感提取土壤-植物的溫度和水分狀況信息；用多光譜、多角度遙感，植物的溫度和水分狀況信息；用多光譜、多角度遙感，提取下墊面幾何結構的信息等。再結合地面氣象臺站的有關資料，提取下墊面幾何結構的信息等。再結合地面氣象臺站的有關資料，使遙感區域蒸發量的估算精度高于常規方法。使遙感區域蒸發量的估算精度高于常規方法。 許多研究表明，陸面蒸發是陸地降水的重要來源，而蒸發的大許多研究表明，陸面蒸發是陸地降水的重要來源，而蒸發的大小與土壤濕度密切相關。小與土壤濕度密切相關。 大氣環流模式在對撒哈拉沙漠反照率變

49、化的研究表明：地面反大氣環流模式在對撒哈拉沙漠反照率變化的研究表明：地面反照率的增加能導致地面蒸發減少和降水減少照率的增加能導致地面蒸發減少和降水減少。 城市城市/ /鄉村地表能量平衡的遙感定量分析鄉村地表能量平衡的遙感定量分析 楊立明楊立明（2000）利用利用NOAA氣象衛星氣象衛星AVHRR數據和地表微氣象數據和地表微氣象觀測數據的結合，反演地表生物物理參數觀測數據的結合，反演地表生物物理參數（地表反照率、地表輻射（地表反照率、地表輻射溫度、地表蒸散等），溫度、地表蒸散等），并代入以地表能量交換為基礎的邊界層氣候并代入以地表能量交換為基礎的邊界層氣候模型中，以改善地表過程的模擬。模型中，以

50、改善地表過程的模擬。 研究區選在美國中西部內布拉斯加州的研究區選在美國中西部內布拉斯加州的Omata和林肯市及周邊和林肯市及周邊地區地區（面積約（面積約1萬萬km2）。）。區內地形起伏小，土地利用區內地形起伏小，土地利用/土地覆蓋類型土地覆蓋類型多樣，是研究地表能量交換的較理想場所。多樣，是研究地表能量交換的較理想場所。 （1 1） 數據的采集及預處理數據的采集及預處理A遙感數據：選用遙感數據：選用1990年年311月的月的NOAA/AVHRR白天的圖像數白天的圖像數 據，經輻射糾正，大氣糾正，幾何糾正，投影變換等預處理。據，經輻射糾正，大氣糾正，幾何糾正，投影變換等預處理。 B氣象數據：選用

51、內布拉斯加州氣象數據：選用內布拉斯加州38個氣象站點個氣象站點1990年生長季節的年生長季節的 微氣象數據。包括，每小時觀測的最高、最低氣溫，風速、風微氣象數據。包括，每小時觀測的最高、最低氣溫，風速、風 向，相對濕度、太陽輻射、土壤溫度、日降水量以及各種土地向，相對濕度、太陽輻射、土壤溫度、日降水量以及各種土地 覆蓋類型的潛在蒸散和實際蒸散等。覆蓋類型的潛在蒸散和實際蒸散等。 C土地利用土地利用/土地覆蓋數據：根據土地覆蓋數據：根據1990年年AVHRR的歸一化植被指的歸一化植被指 數數NDVI和其他輔助數據所得的土地利用和其他輔助數據所得的土地利用/土地覆蓋（土地覆蓋（LU/LC） 數據，

52、經歸并所得的城市建筑區、居民區、工業區、耕地、草數據，經歸并所得的城市建筑區、居民區、工業區、耕地、草 地、耕地地、耕地/草地混合區、耕地草地混合區、耕地/林地混合區、沿岸林地、森林地林地混合區、沿岸林地、森林地 等等9種土地利用種土地利用/土地覆蓋類型。土地覆蓋類型。 （2 2） 地表生物物理參數反演地表生物物理參數反演 A 地表輻射溫度（地表輻射溫度（ ） AVHRR遙感器接收的輻射能量遙感器接收的輻射能量E，與其熱紅外通道的數值與其熱紅外通道的數值（DN）之間的關系之間的關系（即輻射定標）（即輻射定標）可表示為：可表示為： 為經驗常數；為經驗常數； 為遙感器增益系數。為遙感器增益系數。

53、依據依據 Planck 輻射方程，可將遙感器接收的輻射能量輻射方程，可將遙感器接收的輻射能量 轉換為亮轉換為亮度溫度度溫度 ，表示為：，表示為： 為為AVHRR熱紅外通道的中心波數（熱紅外通道的中心波數（cm-1）；）； 、 為常數。為常數。 通過通過McClain等等（1983）的分裂窗口算法，可由的分裂窗口算法，可由 得經大氣糾正后得經大氣糾正后的表面亮度溫度的表面亮度溫度 為：為： 式中，式中， 、 分別為分別為AVHRR第第4、5通道定標后的黑體溫度。通道定標后的黑體溫度。 地表輻射溫度地表輻射溫度 與黑體溫度與黑體溫度 的關系為：的關系為：式中，式中， 為地表發射率（從數據庫或測量獲

54、取）；為地表發射率（從數據庫或測量獲取）； 為斯為斯特藩特藩-波爾茲曼常數。波爾茲曼常數。RT)(DNbaEabEbT)/1ln(312EccTb 1c2cbTRT934.283)(3046. 0035. 1544bbbbTTTT4bT5bTRTbT44bRTT bRTT4/1 B 地表反照率地表反照率 大氣頂層大氣頂層（TOA）的寬波段的寬波段 地球反照率地球反照率 ，可可從定標后的從定標后的AVHRR第第1、2通道反射率通道反射率 、 按一定比例組成，近按一定比例組成，近似求得：似求得： 依據依據Koepke(1989)算法，可將算法，可將 轉換為相應的地表反照率轉換為相應的地表反照率 。

55、 式中，式中， 為大氣光程中水汽含量、為大氣光程中水汽含量、 含量的函數；含量的函數； 為大氣為大氣光程，這里選用中緯度夏季的標準大氣條件光程，這里選用中緯度夏季的標準大氣條件（則（則 、 已知）。已知）。 )(sa a)1 . 14 . 0(ma a1R2R214605. 04889. 07872. 2RR aa asa am3OnmnnmsaaC 潛在蒸散（潛在蒸散（ ）與實際蒸散（）與實際蒸散（ET） 選用彭曼選用彭曼（Penman）模型計算潛在蒸散模型計算潛在蒸散 ，表示為：，表示為： 為全波段凈輻射；為全波段凈輻射； 為土壤熱通量；為土壤熱通量； 為風函數為風函數（風速、風向）；（風

56、速、風向）； 為固態水密度；為固態水密度； 為蒸發潛熱為蒸發潛熱（汽化潛熱）；（汽化潛熱）； 為空氣飽和水汽壓；為空氣飽和水汽壓； 為空氣實際水汽壓；為空氣實際水汽壓； 為飽和水汽壓為飽和水汽壓/溫度溫度（曲線）（曲線）的斜率的斜率； 為干濕球常數。為干濕球常數。實際蒸散實際蒸散 ET 為：為：式中，式中， 是植被類型及生長階段的函數，該作物系數由氣候是植被類型及生長階段的函數，該作物系數由氣候中心提供（由野外實際觀測的中心提供（由野外實際觀測的 、 及生長階段得到）。及生長階段得到）。PETPET)/()()(* anPvweevfGRETLnRG)(vfw vL*eae )(iPcKETE

57、T )(icKPETET（3） 地表能量平衡模型分析地表能量平衡模型分析 A模型描述模型描述：選用選用Carlson一維邊界層氣候模型一維邊界層氣候模型，由下而上分由下而上分4層層： 具有熱均勻性的地面層具有熱均勻性的地面層； 輻射輻射、傳導傳導、湍流交換共存的大氣過渡湍流交換共存的大氣過渡層層（貼地面層）；（貼地面層）； 熱通量熱通量、水汽通量隨高度保持不變水汽通量隨高度保持不變（假設）（假設）的表面的表面層層（近地面層）；（近地面層）； 混合層混合層，其高度依賴于下方的表面層作用。其高度依賴于下方的表面層作用。表面層的能量平衡方程為：表面層的能量平衡方程為： 其中，其中， 為太陽輻射為太陽

58、輻射（直射光和漫射光）；（直射光和漫射光）； 為地表溫度，為地表溫度， 為表面層頂為表面層頂部的空氣溫度，部的空氣溫度， 為空氣發射率；為空氣發射率； 為潛在溫度，為潛在溫度， 為熱交換系數；為熱交換系數； 為熱湍流擴散率；為熱湍流擴散率； 空氣定壓比熱，空氣定壓比熱， 為空氣密度，為空氣密度， 為飽和比濕，為飽和比濕， 為空氣比濕，為空氣比濕， 為水汽阻力系數，為水汽阻力系數，SMA為為（surface moisture availability）表面水分利用率，在模型中用以表示當溫度表面水分利用率，在模型中用以表示當溫度 時飽和表面的最大可能蒸發時飽和表面的最大可能蒸發速率，與表面水飽和度

59、有關，一天中速率，與表面水飽和度有關，一天中SMA為常數。為常數。LEHGRn440)1 (aasnTTRR a azKczcHnpn )()/(aoosqvqTqSMAILLE PETETSMA/RoTaTa ncnKpc osqaqqIoT B表面水分利用率（表面水分利用率（SMA）的參數化的參數化 表面水分利用率表面水分利用率（SMA）是模擬地表能量平衡組分的關鍵參數。是模擬地表能量平衡組分的關鍵參數。考慮到對區域實際蒸散考慮到對區域實際蒸散ET的模擬，必須計算的模擬，必須計算SMA的時空變量。因的時空變量。因此，通過遙感植被指數此，通過遙感植被指數NDVI與所測的地表微氣象數據的聯系使

60、與所測的地表微氣象數據的聯系使SMA參數化。參數化。在太陽能與土壤養分充分供給的條件下，植物光合作用和生物量在太陽能與土壤養分充分供給的條件下，植物光合作用和生物量主要由植物水分利用率控制。當植物受水分脅迫主要由植物水分利用率控制。當植物受水分脅迫（stress）、）、葉孔封葉孔封閉的情況下，植被生物量積累速率降低。此時植物水分利用率和生閉的情況下，植被生物量積累速率降低。此時植物水分利用率和生物量與植物光譜響應密切相關，因此，可以借助植物光譜所得的植物量與植物光譜響應密切相關，因此，可以借助植物光譜所得的植被指數來推斷植物冠層被指數來推斷植物冠層SMA（或蒸散）。或蒸散）。通過耕地、草地的通