地表能量平衡

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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，其大部分以 直射与漫射的形式

2、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蒸发的热交换 )，L为水汽的汽化潜

3、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，则潜在蒸散 LEP为：PM蒸散方程是以净辐射通量Rn

4、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）；T

5、a 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

6、），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

7、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

8、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

9、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

10、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

11、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

12、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

13、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

14、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 求得：依据Koepke(1989)算法，可将 转换为相应的地表反照率 。式中， 为大气光程中水汽含量、 含量的函数； 为大气 光程，这里选用中纬度夏季的标准大气条件（则 、 已知）。 C 潜在蒸散（ ）与实际蒸散（ET）选用彭曼（Penman）模型计算潜在蒸散 ，表示为：为全波段净辐射； 为土壤热通量； 为风函数（风速、风向）；为固态水密度； 为蒸发潜热（汽化潜热）；为空气饱和水汽压； 为空气实际水汽压；为饱和水汽压/温度（曲线）的斜率；为干湿球常数。实际蒸散 ET 为：式中， 是