地表能量平衡讲解

《地表能量平衡讲解》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地表能量平衡讲解（56页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。

1、第四章 地表能量平衡与土壤水分遥感 （一） 地表能量平衡遥感研究 1、地表净辐射（Rn） 2、土壤热通量（G） 3、感热通量（H） 4、潜热通量（即蒸散 LE） 5、应用 区域蒸发量估算 城市-郊区表面能量平衡估算 （二） 土壤水分遥感研究 1 、可见光-近红外遥感监测土壤水分 2、 微波遥感监测土壤水分 3、 热红外遥感监测土壤水分 裸土或低覆盖区的土壤水分研究（采用热惯量法） 植物覆盖区，采用（农田）蒸散与作物缺水指数法 地表能量平衡 遥感研究 地表与大气的最主要 能源太阳辐射以及相 伴的地球辐射。 太阳发射的电磁波短波 辐射，除了30%被大气顶 界反射回空间以及17%被 大气吸收外，其大

2、部分以 直射与漫射的形式到达地 表。 依据能量守恒与转换定 律，地表接收的能量以不 同方式转换为其他运动形 式，使能量保持平衡。 地表接收的能量（Rn）以不同方式转换为其它运动形式 heating the air（ H ）, evaporating water（LE） and heating the soil（G）.这一 能量交换过程可用地表能量平衡方程来表示，即： Rn = H + LE + G + Rn 地表的净太阳辐射通量 (w/m2)， （即地表辐射平衡）； H 从下垫面到大气的感热通量， (即下垫面与大气间湍流形式的热交换)； LE 从下垫面到大气的潜热通量， (即下垫面与大气间水分

3、蒸发的热交换 )， L为水汽的汽化潜热，E为蒸发量 ； G 土壤热通量，(即土壤中的热交换)； 其中，还应包含部分用于植物 光合作用的能量，只是这部分能量 很小（1-3%），可以忽略。 能量平衡 - Energy balance “C 可通过测风速、粗糙度代入湍流模型求得； 为下垫面表面阻力，是大气、植被、土壤因子的函数； 可通过叶面积指数 LAI 和叶子的水势，或地面干湿的 标定资料求得 。 为干湿球常数； L、 、 、 均为常数。 LE 方程 与 H 方程相似，仅用水汽压代替了温度。 1一层模型 （又称单层模型） 式中， 为饱和水汽压对温度的斜率 ， 在潜在蒸散情况下，表面阻力 近似取零，

4、则潜在蒸散 LEP为： PM蒸散方程是以净辐射通量Rn为主的蒸发模型。它综合了能 量平衡法与空气动力学法的特点，被广泛应用。但是它涉及到不少 难以精确测定或估算的非遥感参数。而且，由于忽略土壤蒸发， PM式适用于稠密植被状态下的单层模型，而并不适用于稀疏植被 和作物全生长期的蒸散计算。 若叶冠温度等于蒸发表面温度，则得Penman-Monteith实际 蒸散方程（PM式）为 ： 地-气热量平衡研究中，界面的表面温度是十分重要的信息。 遥感研究则主要通过获取界面与空气的温度差，它受到土壤-大 气的耦合影响。 表面温度光谱模型是以表面温度为主的蒸发模型,可表示为： 式中，d 为在参考高度的水汽饱和

5、差； Tc 为下垫面表面温度（可由热红外遥感数据经模型反演求得）； Ta 为空气温度； 为饱和水汽压对温度的斜率。 为冠层群体表面阻力，与叶子水势 、光照强度 I 及叶面积 指数 L 有关，其中 、I、L均可通过多光谱遥感数据及 相关模型来推算。 2二层模型 （又称双层模型） 一层蒸发模型是把地表作为一个边界层来研究其传输过程。 但是，部分植物覆盖下，因植、 土的热特性不同，则对下垫面总蒸 散的贡献不一，情况复杂得多。 植被冠层对地气界面的气流来说 是粗糙的，且是可穿透的面。植被 的粗糙性使湍流增强，使感热和潜 热输送比裸露地面要强。 对于土壤-大气和植物-大气两个 界面，共有6个基本要素：土

6、壤表面 温度（Ts）、土壤表面水汽压（es） 、植物冠层表面温度（Tv）和水汽压 （ev），在热交换有效高度的空气温 度（Tb）和水汽压(eb)。 二层能量平衡模型把表面净辐射（Rn）分解为植物冠层表面辐 射（ ）和土壤表面辐射（ ）的和，并分别定义一个能量平 衡方程。植物冠层表面和土壤表面的热量平衡方程分别为： 式中， 为土壤和空气的热汽交换阻力； 为冠层表面与冠层中空气 的热汽交换阻力； 为水汽从叶内气孔扩散到叶子表面的阻力。 通过定量遥感可以反演下垫面表面温度（Ts、Tv）以及地表反 照率 、粗糙度 z0，植被冠层表面阻力 ，植物参数（LAI、f ） 等；再加上地面观测的参考高度的温度和

7、湿度等，便可以求出各 种关键参数、阻力、土壤或植物冠层表面的净辐射通量等，从而 运用二层蒸发模型，推算出潜热通量，即界面的蒸发量。 对于潜热通量（蒸发）的计算，目前有多种模型方法，如总体 动力学法、Penman-Monteith法、Priestly-Taylor法、 Shuttleworth-Wallace法等。后几种方法既考虑了地表的能量收支 平衡（辐射项），又考虑了表层大气的动力学过程（空气动力项）。 应该说，它们比仅考虑空气动力学原理的总体动力学法（湍流过 程等）更接近实际，但参数更多，计算结果的精度很大程度上受 到这些参数取值的制约。 遥感数据 NOAA / AVHRR 数据预处理 辐

8、射纠正、大气纠正、几何纠正 地面观测数据 、BRDF、Q （查表或计算） CH1、CH2 地表反照率 反演模型 CH4、CH5 地表温度 反演模型 地面同步观测 Ts、To、Ta 、 地表短波吸收辐射 Q（） 地表净辐射Rn Q（）+ I 地表长波有效辐射 植被表面 结构观测 LAI、f、h 植被模型 NDVI、SAVI等 反演LAI、f、h 土壤热通量模型 或Rn、LAI，或Rn、h，或 土壤热惯量法 P 风速观测 各种阻力模型 与u等有关 与L、f、有关 与Ws等有关 区域蒸发量估算 单层、双层蒸发模型 相关 模型 相关模型 应用实例：遥感区域蒸发量估算 区域蒸发量估算包括土壤蒸发及植物蒸

9、腾两部分。 遥感区域蒸发量的估算，可有以下步骤： 求算地表反照率 ( ) 利用可见光近红外波段的多光谱遥感数据，结合地面样点地物 反照率的同步测量，建立遥感数据与地面信息之间的相关关系式 （经验关系式或理论模型），以推算地表反照率 。 求算地表短波吸收辐射 利用地面仪器测量或直接查找辐射台站的太阳直射辐射表和天空 辐射表，以推算入射到地面的太阳入射辐射（ ）；求算地表反 射辐射（ ）；求算地表短波吸收辐射 。 求算地表温度（辐射温度Ts，真实温度T） a. 热红外遥感数据的预处理，包括辐射纠正、大气纠正、几何纠正； b. 用红外测温仪等进行地面样点地物辐射温度的同步测量； c. 建立遥感数据与

10、地面同步数据间的线性回归方程，得（Ts）； d. 地面测量典型地类的比辐射率（ ）； e. 地表真实温度的反演 求算地表长波有效辐射（I） a. 利用红外测温仪对着天空“多角度”直接测量所得的天空温度 Ta， 求算来自大气的长波辐射 ； b. 由以上所得的 Ts、 ，求算地表发射辐射 ； c. 得地表长波有效辐射。 求算地表净辐射通量 求算叶面积指数（L），及植被覆盖度（f），作物高度（h） 建立遥感植被指数(如NDVI、RVI、SAVI等)与地面同步测量样点 L 、f、h 之间的相应模型，以便遥感直接反演 L、f、h （h也可通过 双向反射模型等反演）。 求算土壤热通量（G） 借助地面点同步

11、测量的配合，建立土壤热通量与净辐射及植被参 数（LAI、f、h）间的相关模型；或从遥感热惯量法入手。 求算空气动力学阻力（ ）与表面阻力（ ） a.测地面风速（u），可推算空气动力学阻力（ ）； b. 通过叶面积指数 L、植被覆盖度 f 和叶子的水势 或地面干湿 的标定资料。 区域蒸发量估算： 将以上- 的数据代入蒸发模型，则可估算 区域蒸发量，以及研究其空间分布规律 地表蒸散的估算 全国地表蒸腾分布 中科院遥感所 遥感研究蒸发，主要基于地表的热量平衡与水分平衡。运用遥感 方法提取土壤植物大气界面的能量信息。如用多时相热红外遥 感提取土壤-植物的温度和水分状况信息；用多光谱、多角度遥感 ，提取

12、下垫面几何结构的信息等。再结合地面气象台站的有关资料 ，使遥感区域蒸发量的估算精度高于常规方法。 许多研究表明，陆面蒸发是陆地降水的重要来源，而蒸发的大 小与土壤湿度密切相关。 大气环流模式在对撒哈拉沙漠反照率变化的研究表明：地面反 照率的增加能导致地面蒸发减少和降水减少。 城市/乡村地表能量平衡的遥感定量分析 杨立明（2000）利用NOAA气象卫星AVHRR数据和地表微气象 观测数据的结合，反演地表生物物理参数（地表反照率、地表辐射 温度、地表蒸散等），并代入以地表能量交换为基础的边界层气候 模型中，以改善地表过程的模拟。 研究区选在美国中西部内布拉斯加州的Omata和林肯市及周边 地区（面

13、积约1万km2）。区内地形起伏小，土地利用/土地覆盖类型 多样，是研究地表能量交换的较理想场所。 （1） 数据的采集及预处理 A遥感数据：选用1990年311月的NOAA/AVHRR白天的图像数 据，经辐射纠正，大气纠正，几何纠正，投影变换等预处理。 B气象数据：选用内布拉斯加州38个气象站点1990年生长季节的 微气象数据。包括，每小时观测的最高、最低气温，风速、风 向，相对湿度、太阳辐射、土壤温度、日降水量以及各种土地 覆盖类型的潜在蒸散和实际蒸散等。 C土地利用/土地覆盖数据：根据1990年AVHRR的归一化植被指 数NDVI和其他辅助数据所得的土地利用/土地覆盖（LU/LC） 数据，经

14、归并所得的城市建筑区、居民区、工业区、耕地、草 地、耕地/草地混合区、耕地/林地混合区、沿岸林地、森林地 等9种土地利用/土地覆盖类型。 （2） 地表生物物理参数反演 A 地表辐射温度（ ） AVHRR遥感器接收的辐射能量E，与其热红外通道的数值（DN） 之间的关系（即辐射定标）可表示为： 为经验常数； 为遥感器增益系数。 依据 Planck 辐射方程，可将遥感器接收的辐射能量 转换为亮 度温度 ，表示为： 为AVHRR热红外通道的中心波数（cm-1）； 、 为常数。 通过McClain等（1983）的分裂窗口算法，可由 得经大气纠正后 的表面亮度温度 为： 式中， 、 分别为AVHRR第4、5通道定标后的黑体温度。 地表辐射温度 与黑体温度 的关系为： 式中， 为地表发射率（从数据库或测量获取）； 为斯特藩-波尔兹曼常数。 B 地表反照率 大气顶层（TOA）的宽波段 地球反照率 ，可从 定标后的AVHRR第1、2通道反射率 、 按一定比例组成，近似 求