地表能量平衡

1、第四章第四章 地表能量平衡与地表能量平衡与土壤水分土壤水分遥感遥感（一）（一） 地表能量平衡地表能量平衡遥感研究遥感研究 1、地表净辐射（、地表净辐射（Rn） 2、土壤热通量（、土壤热通量（G） 3、感热通量（、感热通量（H） 4、潜热通量（即蒸散、潜热通量（即蒸散 LE） 5、应用、应用 区域蒸发量估算区域蒸发量估算 城市城市-郊区表面能量平衡估算郊区表面能量平衡估算（二）（二） 土壤水分遥感研究土壤水分遥感研究 1 、可见光、可见光-近红外遥感监测土壤水分近红外遥感监测土壤水分 2、 微波遥感监测土壤水分微波遥感监测土壤水分 3、 热红外遥感监测土壤水分热红外遥感监测土壤水分 裸土或低覆盖

2、区的土壤水分研究（采用热惯量法）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地表能量平衡遥感研究遥感研究 地表与大气的最主要地表与大气的最主要能源能源太阳辐射以及相太阳辐射以及相伴的地球辐射。伴的地球辐射。 太阳发射的电磁波短波太阳发射的电磁波短波辐射，除了辐射，除了30%被大气顶被大气顶界反射回空间以及界反射回空间以及17%被被大气吸收外，其大部分以大气吸收外，其大部分以直射与漫射的形式到达地直射与漫射的形式到达地表。表。 依据能量守恒与转换定依据能量守恒与转换定律，地表接收的能量以不律，地

3、表接收的能量以不同方式转换为其他运动形同方式转换为其他运动形式，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）以不同方式转换为其它运动形式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）.这一这一能量交换过程可用地表能量平衡方程来表示，即：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地表的净太阳辐射通量 (w/m2)， （即地表辐射平衡）；（即地表辐射平衡）；H 从下垫面到大气的感热通量，

4、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，从下垫面到大气的潜热通量， (即即下垫面与大气间水分蒸发的热交换下垫面与大气间水分蒸发的热交换 )， L为水汽的汽化潜热，为水汽的汽化潜热，E为蒸发量为蒸发量 ；G 土壤热通量，土壤热通量，(即土壤中的热交换即土壤中的热交换)； 其中，还应包含部分用于植物其中，还应包含部分用于植物光合作用的能量，只是这部分能量光合作用的能量，只是这部分能量很小很小（1-3%1-3%），），可以忽略。可以忽略。能量平衡能量平衡 - Energy balance“C&W”LEE

5、nergy balance on a regional scaleIncreased heating of airreduced evaporationincrease albedoreduce soil heatingHl lEGa aSHl lEGa aSDesertification“C&W”地表地表辐射平衡方程辐射平衡方程可表示为：可表示为： 入射到地面的太阳短波入射到地面的太阳短波辐射，即太阳总辐射（辐射，即太阳总辐射（Q Q）；）； 地表反射的太阳短波辐地表反射的太阳短波辐射，即地表反射辐射；射，即地表反射辐射； 来自大气的长波辐射，来自大气的长波辐射，即大气逆辐射即大气逆

6、辐射； 地表发射至大气的长波地表发射至大气的长波辐射，即地表发射辐射；辐射，即地表发射辐射； LLssnRRRRRsRsRLRLR一、地表净辐射一、地表净辐射（Rn）Radiation balance 地表辐射平衡地表辐射平衡（ Rn ）包括：包括： 为地表的短波为地表的短波辐射平衡辐射平衡（Rns） ； 为地表的长波为地表的长波辐射平衡辐射平衡（RnL） ，又称地表又称地表有效辐射有效辐射（）；）； 一般一般， Rns 是是 RnL的的 5倍。倍。ssRRLLRRRnsRsRLRLR“C&W” 又称太阳总辐射又称太阳总辐射 Q，它是纬度、时间、及云的函数。它是纬度、时间、及云的函数。

7、它由太阳直射光和天空散射光组成，可利用气象台站的太阳直射它由太阳直射光和天空散射光组成，可利用气象台站的太阳直射辐射表及天空辐射表来确定。一般说来辐射表及天空辐射表来确定。一般说来，在晴天和稳定的天气条在晴天和稳定的天气条件下件下，一个地面观测站的数据可以代表一个地面观测站的数据可以代表10 km2的面积。的面积。 Q 也也可以通过理论太阳辐射及日照率可以通过理论太阳辐射及日照率的计算获得，即：的计算获得，即： 式中，式中， 为大气层顶部理论太阳总辐射，与气象台站经纬度、为大气层顶部理论太阳总辐射，与气象台站经纬度、 太阳赤纬、日地距离和太阳常数有关；太阳赤纬、日地距离和太阳常数有关； 为日照

8、率，为日照率，C C 为日照时数，为日照时数，C C0 0为最大可能日照时数。为最大可能日照时数。 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

9、 diffusecomponentsMeasuring components of radiation balance“C&W” 即大气、云发射至地表的长波辐射，它是大气温即大气、云发射至地表的长波辐射，它是大气温度和大气湿度的函数，可表示为：度和大气湿度的函数，可表示为： 其中，其中， 大气发射率（大气发射率（无云天气无云天气） ， 是空气水汽压是空气水汽压 ea 与空气温度与空气温度 Ta 的函数，可利用的函数，可利用 红外测温仪对天空红外测温仪对天空（多角度）（多角度）测量到的温度来推算；测量到的温度来推算； 斯特藩斯特藩玻耳兹曼常数，玻耳兹曼常数， ； 7/1)/(24. 1a

10、aaTe4aaLTR LR a 428/1067. 5kmw 可通过可通过 VISNIR 遥感反演的地表反照率遥感反演的地表反照率 来推算来推算，即即 。 可通过可通过 TIR、MW遥感反演的地表辐射温度遥感反演的地表辐射温度 Ts 来推算。（来推算。（ 为地表发射率为地表发射率） 遥感所测得的数据（遥感所测得的数据（ 和和 ）具有非连续、窄波段、）具有非连续、窄波段、窄视场的特点，而自然界地物的反射与发射具有全波段、半球窄视场的特点，而自然界地物的反射与发射具有全波段、半球视场及各向异性的特点。两者间的差异，是造成遥感反演地表视场及各向异性的特点。两者间的差异，是造成遥感反演地表参数参数 和

11、和 Ts 精度不够高的重要原因。精度不够高的重要原因。)(LLRR)(ssRR)1 (a aQsRLRa aa a44)1 (ssaasLLssnTTRRRRRR a as 由窄波段遥感数据由窄波段遥感数据 全波段全波段、半球视场的反射或发半球视场的反射或发射辐射分量射辐射分量，目前主要从以下目前主要从以下3方面入手：方面入手： 通过大气校正模型，把大气顶层通过大气校正模型，把大气顶层（TOA）的辐射值直接转的辐射值直接转换为地表光谱反射率换为地表光谱反射率或地表辐射温度或地表辐射温度Ts 。 通过通过BRDF角度模型，建立两者间的数学关系，把地表方角度模型，建立两者间的数学关系，把地表方向反

12、射率向反射率转换为地表光谱反照率转换为地表光谱反照率，如半经验模型如半经验模型-核核驱动模型，物理模型驱动模型，物理模型-几何光学模型几何光学模型（GO）、）、辐射传输辐射传输模型模型（RT）、）、RTGO混合模型、计算机模拟等。混合模型、计算机模拟等。 通过大量野外通过大量野外（同步）（同步）试验，建立多种宽波段反射或发射试验，建立多种宽波段反射或发射辐射值，与窄波段遥感数据间的统计模型，即经验关系辐射值，与窄波段遥感数据间的统计模型，即经验关系式。此法简单易行且可信。但这种经验关系是随着表面式。此法简单易行且可信。但这种经验关系是随着表面特征的变化而变化的。特征的变化而变化的。 1 1、地

13、表反照率的反演地表反照率的反演NOAA AVHRR通道1和2数据反照率反演统计模型沙漠、荒漠及荒漠有植被覆盖地区沙 漠 、荒 漠 无植 被 覆盖地积雪覆盖地区青 藏 高原区核驱动模型其它地区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中科院遥感所 中国地表反照率的反演中国地表反照率的反演 Albedo (F

14、irst Quarter) Albedo (Second Quarter) 中科院遥感所中国地表反照率的反演中国地表反照率的反演 Albedo (Third Quarter) Albedo (Fourth Quarter) 中科院遥感所 右图：雪被的反射辐射几乎都集中在短波右图：雪被的反射辐射几乎都集中在短波光谱区；光谱区；在在 0.30.7m反射率为反射率为80%90%；在在0.81.5m反射率则随波长的增大而迅速减反射率则随波长的增大而迅速减小；在小；在SWIR反射很弱。反射很弱。这就是说对于雪被这就是说对于雪被表面反照率表面反照率（0.304.0m），各谱段所作，各谱段所作的贡献是不同的

15、，可划分为的贡献是不同的，可划分为4个部分：个部分：雪被区表面反照率反演雪被区表面反照率反演3式中，式中，A 为为 04.0m 谱段的反照率；谱段的反照率； 、 分别为经过大气校正后分别为经过大气校正后CH1、CH2的反射率。的反射率。 其中，反演中所选用的其中，反演中所选用的NOAA/AVHRR的的CH1、CH2只代表前两个部只代表前两个部分的反射率，而据分的反射率，而据Brest的研究，后两部分的反射率分别为第的研究，后两部分的反射率分别为第2通道反通道反射率的射率的63.0%和和6.5%。因此，可将雪被表面反照率的反演模型表示为：。因此，可将雪被表面反照率的反演模型表示为：)065. 0

16、(112. 0)630. 0(130. 0232. 0526. 02221CHCHCHCHA 1CH 2CH 0.300.725m谱段，占总入射能的谱段，占总入射能的 52.6%；0. 7251.0 m谱段，占总入射能的谱段，占总入射能的 23.2%； 1. 0 1. 4m谱段，占总入射能的谱段，占总入射能的 13.0%； 1. 4 4.0 m谱段，占总入射能的谱段，占总入射能的 11.2%。2 2、地表温度的反演地表温度的反演 图图 1.3.4.1,地地 表表 温温 度度 反反 演演发 射 率气 候 区 划分 裂 窗 模 型已 知AVH RR4.5信 道 发 射 率已 知 平 均 发 射 率

17、中 温 带 亚 干 旱 区中 温 带 干 旱 区南 温 带 亚 干 旱 区南 温 带 干 旱 区高 原 干 旱 区中 纬 度 湿润 ， 亚 湿润 区 ， 亚干 旱 区低 纬 度热 带 湿润 区中纬度高原 区热带湿润 ， 亚 湿润 区Sobrino(1994)（1994）Becker etal（1990）Price(1984)（1984）O ttle（1992）Sobrino（1991）M clain et al(1983)中科院遥感所 平均比辐射率已知时温度的反演平均比辐射率已知时温度的反演 - 中纬度、高原地区中纬度、高原地区 Taa Ta TS01 42 5 上式中不同地表类型的系数值上式

18、中不同地表类型的系数值 系系 数数 下垫面类型下垫面类型 a0 a1 a2 一年一熟粮作一年一熟粮作 -1.687 3.213 -2.197 小麦小麦 -2.889 3.214 -2.190 短草和灌丛短草和灌丛 -0.403 3.219 -2.211 脏雪脏雪 -1.687 3.213 -2.197 254141)(aTTaTT 上上 式式 中中 不不 同同 地地 表表 类类 型型 的的 系系 数数 值值 系系 数数 下下 垫垫 面面 类类 型型 a1 a2 冬冬 季季 落落 叶叶 阔阔 叶叶 林林 、 冬冬 季季 落落 叶叶 灌灌 丛丛 、 半半 沙沙 漠漠 地地 区区 2.6 2.7 夏

19、夏 季季 落落 叶叶 灌灌 丛丛 、 水水 稻稻 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 滩滩 冬冬 季季 1.708 3.003 “C&W”一天内的温度与能量变化一天内的温度与能量变化“C&W”Radiation and Energy BalancesSdSgaStLDLuLDLuSdSgLDLuaSt+-+-= Rn= LD - LuDAYNIGHTRadiationBalanceEnergyBalanceGLEHRnLEHRnRn = H + LE + G + .G白天，白天，Rn为正值，地表热量部分用

20、于为正值，地表热量部分用于LE、H，剩余热量进入土壤；剩余热量进入土壤；夜间，夜间，Rn为负值，地表热量由为负值，地表热量由 LE、H、G来补偿。来补偿。二、土壤热通量二、土壤热通量（G） 土壤热通量土壤热通量土壤内部的热交换，对土壤蒸发、地表能量土壤内部的热交换，对土壤蒸发、地表能量交换均有影响。一般可以通过土壤遥感热惯量法加以确定，交换均有影响。一般可以通过土壤遥感热惯量法加以确定，也可也可以通过地面点测量得到。以通过地面点测量得到。 Reginato等等（1985）研究提出了一种主要用遥感信息推算土壤研究提出了一种主要用遥感信息推算土壤热通量的简便方法，即热通量的简便方法，即把土壤热通量

21、把土壤热通量（G）与净辐射与净辐射（Rn），土壤，土壤上覆的植物高度上覆的植物高度（h）联系起来，建立三者间的经验关系式：联系起来，建立三者间的经验关系式：nRhG)042. 01 . 0(式中，式中，h 为为作物高度作物高度，可根据不同的植物类型取值，如可根据不同的植物类型取值，如假设小假设小麦成熟时麦成熟时 h = =1.2 m； h 与作物的叶面积指数与作物的叶面积指数 LAI 及作物覆盖及作物覆盖度度 f 有关，也可通过遥感数据估算有关，也可通过遥感数据估算。BfLAIAh（A、B为待定系数，由实验确定）为待定系数，由实验确定） 研究表明，土壤热通量（研究表明，土壤热通量（G）与土壤表

22、面净辐射通量（与土壤表面净辐射通量（ ）之间）之间有一比例关系，通常有一比例关系，通常 G 约为约为 的的40，即，即 。snRsnRsnRG4 . 0 G 与与 的比例关系是日期和时间的函数，可表示为的比例关系是日期和时间的函数，可表示为6： 式中，式中，KG为为0.20.5间的常数，其值取决于土壤类型和湿度条件；间的常数，其值取决于土壤类型和湿度条件； 为太阳天顶角的余弦值为太阳天顶角的余弦值。 张仁华张仁华（1996）根据多年实验观测表明：根据多年实验观测表明：土壤热通量土壤热通量（G）与净与净辐射通量辐射通量（Rn）有一定的相关性有一定的相关性 -对于裸露土壤，对于裸露土壤，G可达的可

23、达的2050%；而在作物覆盖下，；而在作物覆盖下，G为的为的520% 。 snGRKG snR 而土壤表面净辐射通量（而土壤表面净辐射通量（ ），又可），又可根据比尔定律给出根据比尔定律给出 5、6： 式中，式中，C 为净辐射在植被冠层中的消减系数为净辐射在植被冠层中的消减系数，值域约为值域约为0.30.7； C 值取决于冠层结构，对于具有球形值取决于冠层结构，对于具有球形（随机）（随机）叶面角度分布叶面角度分布 的冠层，的冠层，C = 0.5； LAI 可通过遥感植被指数求得；可通过遥感植被指数求得；为太阳天顶角的余弦值为太阳天顶角的余弦值； 此外，此外， 也可简单的表示为：也可简单的表示为

24、：snR)/exp( CLAIRRnsnnsnRfR)1 ( snR三、感热通量三、感热通量（H） 在土壤在土壤植被植被大气系统中，当把土壤、植被简单地处理为同大气系统中，当把土壤、植被简单地处理为同一层界面时，感热通量一层界面时，感热通量（sensible heat flux）表征下垫面与大气间湍表征下垫面与大气间湍流形式的热交换流形式的热交换，可表达为：，可表达为： 式中，式中， 为空气密度为空气密度（kg/m3）；）； 为空气定压比热为空气定压比热（J/kg）；）； Ts 为下垫面表面温度为下垫面表面温度（）；）； Ta 为空气温度为空气温度(参考高度参考高度,一般一般2m) （）；）；

25、 为空气动力学阻力为空气动力学阻力（s/m）(下垫面下垫面-参考高度之间显热传输的阻力参考高度之间显热传输的阻力) 上式的空气动力学阻力上式的空气动力学阻力 ，可由湍流模式给出。它随风速、粗，可由湍流模式给出。它随风速、粗糙度和空气层结等因素的变化而变化。糙度和空气层结等因素的变化而变化。acasPTTCH / )( PCac ac 平流边界层：平流边界层： 空气空气运动处运动处于规则状态；于规则状态；湍流边界层：湍流边界层： 空气空气运动处运动处于不规则状态。于不规则状态。u zukzdz( )()ln()*0“C&W”d 为零平面位移为零平面位移高度高度（近地面平均近地面平均风速为

26、零处的高风速为零处的高度）；度）； z 为地表以上参为地表以上参考高度考高度（= 2m）；）；u 为为 z 处的风速处的风速。 在中性条件下在中性条件下（空气空气运动处于规则状态运动处于规则状态-平流平流 ），）， 可表达为：可表达为： 式中，式中，z 为地表以上参考高度为地表以上参考高度（= 2m）；）； h 为植株高度为植株高度 （m）；）； d 为零平面位移高度为零平面位移高度（m）（）（近地面平均风速为零处的高度）；近地面平均风速为零处的高度）； k 为卡门常数为卡门常数（= 0.4）；）； u 为为 z 处的风速处的风速（m/s）；）； zo为动量交换的表面粗糙度为动量交换的表面粗糙

27、度（m），为地表的一种空气动力学参数；），为地表的一种空气动力学参数； 它取决于地表粗糙单元的几何形状、大小、排列等。它取决于地表粗糙单元的几何形状、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与与植被植被的高度的高度 h 和郁闭度直接相关；和郁闭度直接相关；表面粗糙度表面粗糙度 zo能够方便地描述地能够方便地描述地-气之间的湍流交换强度。气之间的湍流交换强度。 对于作物、草地：对于作物、草地： z0 = 0.13 h （ d = 0.63 h ） 而对于林木：而对于林木： z0 = 0.

28、075 h粗糙度的反演粗糙度的反演ice0.01 mmmown lawn1short grass5heather moor25forest500-1000Typical values of zo：植被高度的遥感反演植被高度的遥感反演 植被高度的遥感反演，可以通过多波段、多角度的光谱信息，植被高度的遥感反演，可以通过多波段、多角度的光谱信息，经经BRDF模型反演获得；也可通过简便的植被高度光谱模型的方法。模型反演获得；也可通过简便的植被高度光谱模型的方法。如如 ：BfLAIAh式中，式中， h 为作物的高度；为作物的高度； LAI 为叶面积指数为叶面积指数 ； f 为植被覆盖度为植被覆盖度 ；

29、SAVI、SAVIV、SAVIS分别为像元、纯植被、纯土壤的土分别为像元、纯植被、纯土壤的土 壤调整植被指数；壤调整植被指数；A、B、C为待定系数，由实验确定。为待定系数，由实验确定。CBASAVILAI/1lnSVVSAVISAVISAVISAVIf全国月平均全国月平均地表粗糙度图地表粗糙度图中科院遥感所the turbulent boundary-layer在不稳定条件下在不稳定条件下（空气空气运动处于不规则状态运动处于不规则状态-湍流湍流 ） ， 可表达为：可表达为：n 为常数为常数（假设为（假设为5）；）； g 为转换系数为转换系数 ；Tc、Ta分别为冠层温度与空气温度分别为冠层温度与

30、空气温度 ； 2/ )(acoTTTac )/()()(1 2uTTTgdznrroacaac四、潜热通量（即蒸散）四、潜热通量（即蒸散）LE 潜热通量潜热通量(Latent heat flux)表征下垫面与大气间水分表征下垫面与大气间水分蒸发的热交换，即蒸发的热交换，即地表吸收辐射能与蒸发耗热的热交换，地表吸收辐射能与蒸发耗热的热交换，指指地面地面蒸发或植被蒸腾、蒸发蒸发或植被蒸腾、蒸发的能量，又称蒸散的能量，又称蒸散。 彭曼彭曼（Penman）蒸散方程把植被看作一个整体，假定植物冠层蒸散方程把植被看作一个整体，假定植物冠层（主指作物冠层）（主指作物冠层）为一片大叶，潜热交换发生在叶面上，则

31、得出冠层为一片大叶，潜热交换发生在叶面上，则得出冠层的潜热通量，可表达为：的潜热通量，可表达为： 式中，式中， 为温度为温度 Ts 时的饱和水汽压；时的饱和水汽压； 为与温度为与温度 Ta 同高度处的空气水汽压；同高度处的空气水汽压； 为空气动力学阻力为空气动力学阻力，它阻碍由地面向大气的热量与质量的输送它阻碍由地面向大气的热量与质量的输送; 可通过测风速、粗糙度可通过测风速、粗糙度代入湍流模型求得；代入湍流模型求得； 为下垫面表面阻力，为下垫面表面阻力，是大气、植被、土壤因子的函数是大气、植被、土壤因子的函数； 可通过叶面积指数可通过叶面积指数 LAI 和叶子的水势和叶子的水势，或地面干湿的

32、或地面干湿的 标定资料求得标定资料求得 。 为干湿球常数；为干湿球常数； L、 、 、 均为常数。均为常数。 LE 方程方程 与与 H 方程相似，仅用水汽压代替了温度。方程相似，仅用水汽压代替了温度。 *seaea c )(/)(*caasPrreeCLE PC 1 1一层模型一层模型 （又称单层模型）（又称单层模型）式中，式中， 为为饱和水汽压对温度的斜率饱和水汽压对温度的斜率 ，在潜在蒸散情况下，表面阻力在潜在蒸散情况下，表面阻力 近似取零，则潜在蒸散近似取零，则潜在蒸散 LEP为：为： PM蒸散蒸散方程是以净辐射通量方程是以净辐射通量Rn为主的蒸发模型为主的蒸发模型。它综合了能它综合了能

33、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。被和作物全生长期的蒸散计算。)/()(*acasTTee 若叶冠温度等于蒸发表面温度，则得若叶冠温度等于蒸发表面温度，则得Penman-Monteith实际实际蒸散方程（蒸散方程（PM式）为式）为 ：)/1 (/ / )()(*acaaa

34、PnrrreeCGRLE )/(/ )()(* aaaPnPeeCGRLEc 地地-气热量平衡研究中，界面的表面温度是十分重要的信息。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-大大气的耦合影响。气的耦合影响。 表面温度表面温度光谱模型光谱模型是以表面温度为主的蒸发模型是以表面温度为主的蒸发模型,可表示为：可表示为： 式中，式中，d 为在参考高度的水汽饱和差；为在参考高度的水汽饱和差； Tc 为下垫面表面温度为下垫面表面温度（可由热红外遥感数据经模型反演求得可由热红外遥感数据经模型反

35、演求得）； Ta 为空气温度；为空气温度； 为饱和水汽压对温度的斜率。为饱和水汽压对温度的斜率。 为冠层群体表面阻力为冠层群体表面阻力，与叶子水势与叶子水势 、光照强度光照强度 I 及叶面积及叶面积 指数指数 L 有关，其中有关，其中 、I、L均可通过多光谱遥感数据及均可通过多光谱遥感数据及 相关模型来推算。相关模型来推算。 )(/)(caacPdTTCLE c 2 2二层模型二层模型 （又称双层模型）（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。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、但是，部分植物覆盖下，因植、土的热特性不同

36、，则对下垫面总蒸土的热特性不同，则对下垫面总蒸散的贡献不一，情况复杂得多。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，使感热和潜的粗糙性使湍流增强，使感热和潜热输送比裸露地面要强。热输送比裸露地面要强。 对于土壤对于土壤-大气和植物大气和植物-大气两个大气两个界面，共有界面，共有6个基本要素：土壤表面个基本要素：土壤表面温度（温度（Ts）、）、土壤表面水汽压（土壤表面水汽压（es）、）、植物冠层表面温度植物冠层表面温度（Tv）和水汽压和水汽压（ev），），在热交换有效高度的

37、空气温在热交换有效高度的空气温度（度（Tb）和水汽压和水汽压(eb)。 二层能量平衡模型把表面净辐射（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分解为植物冠层表面辐射（射（ ）和土壤表面辐射（）和土壤表面辐射（ ）的和，并分别定义一个能量平）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：衡方程。植物冠层表面和土壤表面的热量平衡方程分别为： vnRsnRGTTrCrreeCRGHLEbvbPbvbvPvnvv)()()(* GTTrCreeCRGHLEbsbPwbsPsnss)()( ,vnsnnRRR,vsLELELEVsHHH式中，式中， 为土壤

38、和空气的热汽交换阻力；为土壤和空气的热汽交换阻力； 为冠层表面与冠层中空气为冠层表面与冠层中空气的热汽交换阻力；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。为水汽从叶内气孔扩散到叶子表面的阻力。 wrarvr 通过定量遥感可以反演下垫面表面温度（通过定量遥感可以反演下垫面表面温度（Ts、Tv）以及地表反以及地表反照率照率 、粗糙度、粗糙度 z0，植被冠层表面阻力植被冠层表面阻力 ，植物参数，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，从而种

39、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。运用二层蒸发模型，推算出潜热通量，即界面的蒸发量。对于潜热通量对于潜热通量（蒸发）（蒸发）的计算，目前有多种模型方法，如总体的计算，目前有多种模型方法，如总体动力学法、动力学法、Penman-Monteith法、法、Priestly-Taylor法、法、Shuttleworth-Wallace法等。后几种方法既考虑了地表的能量收支法等。后几种方法既考虑了地表的能量收支平衡平衡（辐射项辐射项），），又考虑了表层大气的动力学过程又考虑了表层大气的动力学过程（空气动力项）（空气动力项）。应该说，它

40、们比仅考虑空气动力学原理的总体动力学法应该说，它们比仅考虑空气动力学原理的总体动力学法（湍流过（湍流过程等）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。到这些参数取值的制约。a avr遥感数据遥感数据NOAA / AVHRR数据预处理数据预处理辐射纠正、大气纠正、几何纠正辐射纠正、大气纠正、几何纠正地面观测数据地面观测数据、BRDF、Q（查表或计算）查表或计算）CH1、CH2地表反照率地表反照率反演模型反演模型CH4、CH5地表温度地表温度反演模型反演模型地面同步观测地面同步观测Ts、To、Ta、地表短波吸收辐

41、射地表短波吸收辐射Q（）地表净辐射地表净辐射RnQ（）+ I地表长波有效辐射地表长波有效辐射植被表面植被表面结构观测结构观测LAI、f、h植被模型植被模型NDVI、SAVI等等反演反演LAI、f、h土壤热通量模型土壤热通量模型或或Rn、LAI，或或Rn、h，或或土壤热惯量法土壤热惯量法 P风速观测风速观测各种阻力模型各种阻力模型 与与u等有关等有关 与与L、f、有关有关 与与Ws等有关等有关区域蒸发量估算区域蒸发量估算单层、双层蒸发模型单层、双层蒸发模型相关相关模型模型相关模型相关模型应用实例：遥感区域蒸发量估算应用实例：遥感区域蒸发量估算44ssaaTTIsaarvrsr 区域蒸发量估算包括

42、土壤蒸发及植物蒸腾两部分。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：遥感区域蒸发量的估算，可有以下步骤： 求算地表反照率求算地表反照率 ( ) 利用可见光利用可见光近红外波段的多光谱遥感数据近红外波段的多光谱遥感数据，结合地面样点地物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），（经验关系式或理论模型），以推算地表反照率以推算地表反照率 。 求算地表短波吸收辐射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利用地面仪

43、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（辐射表，以推算入射到地面的太阳入射辐射（ ）；求算地表反）；求算地表反射辐射（射辐射（ ）；求算地表短波吸收辐射）；求算地表短波吸收辐射 。a aa a)1 (a aQQQ)1 (a aQa a 求算地表温度求算地表温度（辐射温度（辐射温度Ts，真实温度真实温度T） a. 热红外遥感数据的预处理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，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；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

44、据与地面同步数据间的线性回归方程，得（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（地面测量典型地类的比辐射率（ ）；）； e. 地表真实温度的反演地表真实温度的反演 求算地表长波有效辐射（求算地表长波有效辐射（I） a. 利用红外测温仪对着天空利用红外测温仪对着天空“多角度多角度”直接测量所得的天空温度直接测量所得的天空温度 Ta， 求算来自大气的长波辐射求算来自大气的长波辐射 ； b. 由以上所得的由以上所得的 Ts、 ，求算地表发射辐射求算地表发射辐射 ； c. 得地表长波有效辐射。得地表长波有效辐射。TTss41 s4aaLTR 4ss

45、LTR )(LLRRs 求算地表净辐射通量求算地表净辐射通量 求算叶面积指数求算叶面积指数（L），），及植被覆盖度及植被覆盖度（f），），作物高度作物高度（h） 建立遥感植被指数建立遥感植被指数(如如NDVI、RVI、SAVI等等)与地面同步测量样点与地面同步测量样点 L、f、h 之间的相应模型，以便遥感直接反演之间的相应模型，以便遥感直接反演 L、f、h （h也可通过也可通过双向反射模型等反演）。双向反射模型等反演）。 求算土壤热通量求算土壤热通量（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数（LAI、f、h）间的

46、相关模型；或从遥感热惯量法入手。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（求算空气动力学阻力（ ）与表面阻力（）与表面阻力（ ） a.测地面风速（测地面风速（u），），可推算空气动力学阻力（可推算空气动力学阻力（ ）；）； b. 通过叶面积指数通过叶面积指数 L、植被覆盖度植被覆盖度 f 和叶子的水势和叶子的水势 或地面干湿或地面干湿的标定资料。的标定资料。 区域蒸发量估算：区域蒸发量估算： 将以上将以上- 的数据代入蒸发模型，则可估算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区域蒸发量，以及研究其空间分布规律 IQRn)1 (a aa c a 地表蒸散的估

47、算地表蒸散的估算 图图 1 1. .3 3. .6 6. .1 1 中中 国国 地地 表表 蒸蒸 散散 发发 计计 算算 流流 程程 图图 开 始 下 垫 面 覆 盖 类 型 数 据 库 水 田 、 沼 泽 旱 地 、 土 壤 、 其 它 植 被 湖 泊 、 流 域 、 沙 漠 积 雪 输 入 反 照 率 、 日 照 百 分 比 ， 计 算 地 表 净 辐 射 输 入 粗 糙 度 计 算 阻 抗 Ponman-M oteith模 型 Ponman 模 型 互 补 相 关 模 型 积 雪 模 型 全国地表蒸腾分布全国地表蒸腾分布 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

48、遥感遥感研究蒸发，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方法提取土壤植物植物大气界面的能量信息。如用多时相热红外遥大气界面的能量信息。如用多时相热红外遥感提取土壤感提取土壤-植物的温度和水分状况信息；用多光谱、多角度遥感，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，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。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

49、湿度密切相关。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照率的增加能导致地面蒸发减少和降水减少。 城市城市/ /乡村地表能量平衡的遥感定量分析乡村地表能量平衡的遥感定量分析 杨立明杨立明（2000）利用利用NOAA气象卫星气象卫星AVHRR数据和地表微气象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（地表反照率、地表辐射温度、地表蒸散等），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并代入

50、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。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和林肯市及周边和林肯市及周边地区地区（面积约（面积约1万万km2）。）。区内地形起伏小，土地利用区内地形起伏小，土地利用/土地覆盖类型土地覆盖类型多样，是研究地表能量交换的较理想场所。多样，是研究地表能量交换的较理想场所。 （1 1） 数据的采集及预处理数据的采集及预处理A遥感数据：选用遥感数据：选用1990年年311月的月的NOAA/AVHRR白天的图像数白天的图像数 据，经辐射纠正，大气纠正，几何纠正，投影变换等预处理。

51、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：选用内布拉斯加州气象数据：选用内布拉斯加州38个气象站点个气象站点1990年生长季节的年生长季节的 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。覆盖类型的潜在蒸散和实际蒸散等。 C土地利用土地利用/土地覆盖数据：根据土地覆盖数据：根据1990年年AVHRR的归一化植被指的归一化植被指 数数NDVI和其他辅助数据所得的土地利

52、用和其他辅助数据所得的土地利用/土地覆盖（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、耕地地、耕地/草地混合区、耕地草地混合区、耕地/林地混合区、沿岸林地、森林地林地混合区、沿岸林地、森林地 等等9种土地利用种土地利用/土地覆盖类型。土地覆盖类型。 （2 2） 地表生物物理参数反演地表生物物理参数反演 A 地表辐射温度（地表辐射温度（ ） AVHRR遥感器接收的辐射能量遥感器接收的辐射能量E，与其热红外通道的数值与其热红外通道的数值（DN）之间的关系之间的关系（即辐射定标）（即辐射定标）可表示为：可表

53、示为： 为经验常数；为经验常数； 为遥感器增益系数。为遥感器增益系数。 依据依据 Planck 辐射方程，可将遥感器接收的辐射能量辐射方程，可将遥感器接收的辐射能量 转换为亮转换为亮度温度度温度 ，表示为：，表示为： 为为AVHRR热红外通道的中心波数（热红外通道的中心波数（cm-1）；）； 、 为常数。为常数。 通过通过McClain等等（1983）的分裂窗口算法，可由的分裂窗口算法，可由 得经大气纠正后得经大气纠正后的表面亮度温度的表面亮度温度 为：为： 式中，式中， 、 分别为分别为AVHRR第第4、5通道定标后的黑体温度。通道定标后的黑体温度。 地表辐射温度地表辐射温度 与黑体温度与黑

54、体温度 的关系为：的关系为：式中，式中， 为地表发射率（从数据库或测量获取）；为地表发射率（从数据库或测量获取）； 为斯为斯特藩特藩-波尔兹曼常数。波尔兹曼常数。RT)(DNbaEabEbT)/1ln(312EccTb 1c2cbTRT934.283)(3046. 0035. 1544bbbbTTTT4bT5bTRTbT44bRTT bRTT4/1 B 地表反照率地表反照率 大气顶层大气顶层（TOA）的宽波段的宽波段 地球反照率地球反照率 ，可可从定标后的从定标后的AVHRR第第1、2通道反射率通道反射率 、 按一定比例组成，近按一定比例组成，近似求得：似求得： 依据依据Koepke(1989

55、)算法，可将算法，可将 转换为相应的地表反照率转换为相应的地表反照率 。 式中，式中， 为大气光程中水汽含量、为大气光程中水汽含量、 含量的函数；含量的函数； 为大气为大气光程，这里选用中纬度夏季的标准大气条件光程，这里选用中纬度夏季的标准大气条件（则（则 、 已知）。已知）。 )(sa a)1 . 14 . 0(ma a1R2R214605. 04889. 07872. 2RR aa asa am3OnmnnmsaaC 潜在蒸散（潜在蒸散（ ）与实际蒸散（）与实际蒸散（ET） 选用彭曼选用彭曼（Penman）模型计算潜在蒸散模型计算潜在蒸散 ，表示为：，表示为： 为全波段净辐射；为全波段净辐

56、射； 为土壤热通量；为土壤热通量； 为风函数为风函数（风速、风向）；（风速、风向）； 为固态水密度；为固态水密度； 为蒸发潜热为蒸发潜热（汽化潜热）；（汽化潜热）； 为空气饱和水汽压；为空气饱和水汽压； 为空气实际水汽压；为空气实际水汽压； 为饱和水汽压为饱和水汽压/温度温度（曲线）（曲线）的斜率的斜率； 为干湿球常数。为干湿球常数。实际蒸散实际蒸散 ET 为：为：式中，式中， 是植被类型及生长阶段的函数，该作物系数由气候是植被类型及生长阶段的函数，该作物系数由气候中心提供（由野外实际观测的中心提供（由野外实际观测的 、 及生长阶段得到）。及生长阶段得到）。PETPET)/()()(* anP

57、vweevfGRETLnRG)(vfw vL*eae )(iPcKETET )(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：选用选用Carlson一维边界层气候模型一维边界层气候模型，由下而上分由下而上分4层层： 具有热均匀性的地面层具有热均匀性的地面层； 辐射辐射、传导传导、湍流交换共存的大气过渡湍流交换共存的大气过渡层层（贴地面层）；（贴地面层）； 热通量热通量、水汽通量随高度保持不变水汽通量随高度保持不变（假设）（假设）的表面的表面层层（近地面层）；（近地面层）； 混合层混合层，其高度依赖于下方的表面层作用。其高度依赖于下方的表面层作用。表面层的

58、能量平衡方程为：表面层的能量平衡方程为： 其中，其中， 为太阳辐射为太阳辐射（直射光和漫射光）；（直射光和漫射光）； 为地表温度，为地表温度， 为表面层顶为表面层顶部的空气温度，部的空气温度， 为空气发射率；为空气发射率； 为潜在温度，为潜在温度， 为热交换系数；为热交换系数； 为热湍流扩散率；为热湍流扩散率； 空气定压比热，空气定压比热， 为空气密度，为空气密度， 为饱和比湿，为饱和比湿， 为空气比湿，为空气比湿， 为水汽阻力系数，为水汽阻力系数，SMA为为（surface moisture availability）表面水分利用率，在模型中用以表示当温度表面水分利用率，在模型中用以表示当温

59、度 时饱和表面的最大可能蒸发时饱和表面的最大可能蒸发速率，与表面水饱和度有关，一天中速率，与表面水饱和度有关，一天中SMA为常数。为常数。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）的参数化的参数化 表面水分利用率表面水分利用率（SMA）是模拟地表能量平衡组分的关键参数。是模拟地表能量平衡组分的关键参数。考虑到对区域实际蒸散考虑到对区域实际蒸散ET的模拟，必须计算的模拟，必须计算SMA的时空变量。因的时空变量。因此，通

60、过遥感植被指数此，通过遥感植被指数NDVI与所测的地表微气象数据的联系使与所测的地表微气象数据的联系使SMA参数化。参数化。在太阳能与土壤养分充分供给的条件下，植物光合作用和生物量在太阳能与土壤养分充分供给的条件下，植物光合作用和生物量主要由植物水分利用率控制。当植物受水分胁迫主要由植物水分利用率控制。当植物受水分胁迫（stress）、）、叶孔封叶孔封闭的情况下，植被生物量积累速率降低。此时植物水分利用率和生闭的情况下，植被生物量积累速率降低。此时植物水分利用率和生物量与植物光谱响应密切相关，因此，可以借助植物光谱所得的植物量与植物光谱响应密切相关，因此，可以借助植物光谱所得的植被指数来推断植物冠层被指数来推断植物冠层SMA（或蒸散）。或蒸散）。通过耕地、