蒸散量的遥感模拟及其与土地利用覆盖关系研究

蒸散量的遥感模拟及其与土地利用/覆盖关系研究－以内蒙古温带典型草原为例指导老师：李晓兵教授研究生：余弘婧专业：地图学与地理信息系统方向：资源环境遥感论文提要1.绪论2.研究区概况3.数据采集与预处理4.基于SEBAL模型的蒸散量计算及其空间差异分析5.蒸散量与土地利用/覆盖关系研究6.结论与讨论1绪论1.1研究背景和意义土地利用/覆盖变化通过对下垫面性质，如地表反射率、粗糙度、植被叶面积等的改变，导致温度、湿度、风和降水等发生变化。陆面蒸散作为反应土地利用/覆盖变化所引起地表水热变化的敏感因子，在陆地生态系统变化对气候反馈影响研究中有着重要的意义，也是当今全球变化研究的焦点之一。1.2国内外研究进展1802年DaltonDalton蒸发定律综合考虑风、空气温度对蒸发影响1926年Bowen波文比－能量平衡算法从能量平衡出发，将感热通量与显热通量之比定义为波文比1939年ThornthwaiteHolzman空气动力学方法利用近地面边界层相似理论，假定边界层动量、热量和水汽传输系数相等1948年Thornthwaite“蒸散”概念提出土壤表面蒸发和植被蒸腾的总和1948年Penman彭曼公式从能量平衡和空气动力学理论出发建立综合公式1955年MonteithPenman-Menteith公式在Penman等人的工作基础上提出，引入表面阻抗概念1965年Swinback涡度相关法依据地面层湍流理论，提出用涡度相关技术直接测量60‘s后通过模拟SPAC的相关单层多层模型以及更加确定性的机理模型SVAT近20年陆面过程模型，SiB、BATS等，综合考虑了土壤－植被－大气系统的相互作用，从系统中水热通量的传输机制出发来研究蒸散过程，具有牢固的物理基础1.2.1蒸散量计算的遥感模型统计（经验）及半统计模型以“简化法”为代表，它是一种通过反演遥感图像地表辐射温度来计算日累积蒸散量的方法。•与传统计算方法相结合的模型将遥感反演的地表参数应用于传统的计算蒸散量模型中来估算区域蒸散量。基于地表能量平衡方程的模型数值模型模拟能量通量过程的连续时间变化，并用遥感资料及时更新根据地球表面能量平衡方程先计算净辐射量、土壤热通量和感热通量，然后利用剩余法来计算潜热通量：式中：ρ是空气密度（kg/m3），Cp是空气定压比热（J/kg•℃），是空气动力学温度（℃），是在参考高度处的气温（℃），是空气动力学阻抗（s/m），可用风速廓线理论计算。存在的问题：用遥感方法并不能直接测得空气动力学温度。阻抗的确定也是一个难题。HGRLEn感热通量H一般是用下式计算：paeroairrahCTTzHr()airrTzahraeroT1.3论文研究内容和技术路线本文研究区：内蒙古锡林郭勒盟锡林浩特市模型：SEBAL（SurfaceEnergyBalanceAlgorithmforLand）数据源：2005年8月17日研究区的LandsatTM5影像选取地表反照率、植被盖度、叶面积指数以及地表温度这4个因子，对它们同地表蒸散的关系进行了研究。研究了土地利用/覆盖类型同陆面蒸散的关系。TM5数据野外观测数据气象数据土地利用分类SEBAL模型计算蒸散量蒸散量与土地利用类型蒸散量与植被盖度蒸散地表反照率与土地利用类型蒸散量与地表温度Ts-NDVI特征空间地表反射率植被指数地表比辐射率地表温度地表参数反演几何校正辐射校正大气校正预处理蒸散量与叶面积指数蒸散量与土地利用/覆盖关系技术路线2研究区域本文研究区位于锡林郭勒盟境内，约北纬43°02′－44°52′，东经115°13′－117°06′，覆盖整个锡林浩特市。市境南北长208km，东西长143km，总面积18，750km2。2km3数据采集与预处理数据类型时间分辨率特征来源LandsatTM5影像17/8/200530m×30m基本无云中科院遥感卫星地面站气象数据17/8/2005上午10点基本统计项锡盟气象局高空探空数据17/8/20051日基本统计项锡盟气象局地表温度同步观测数据17/8/20051日同步实测数据野外实测地表温度连续观测数据10分钟连续观测数据野外实测GPS数据7～8/2005\定位信息、土地利用类型、植被盖度野外实测植被样方数据7～8/20051m×1m(草)4m×4m（灌木）生物量、植被盖度、物种组成、土壤理化性质、土壤水分野外实测表3.1锡林浩特市主要基础数据源一览表4.基于SEBAL模型的蒸散量计算及其空间差异分析4.1SEBAL（SurfaceEnergyBalanceAlgorithmforLand）模型理论基础SEBAL模型建立在地表能量平衡方程上,有着清晰的物理概念。为地表净辐射通量，为蒸散量，为蒸发潜热，为土壤热通量，为感热通量。nRETGHnRETGHSEBAL模型是荷兰Water-Watch公司W.G.M.Bastiaanssen1998年提出的基于遥感的-区域蒸散量估算模型。SEBAL模型的优点：在地表辐射温度和空气动力学温度的换算关系上，SEBAL模型采用了较为复杂的循环递推计算过程，避免了人为经验所带来的误差。物理概念比较清晰，对气象资料要求较少其通量计算独立于土地覆盖类型，可根据不同地理区域和图像获取时间调整经验关系。TM数据地表特征参数反演能量平衡分量计算蒸散量可见光（123）近红外（457）热红外（6）大气顶反射率（）地表反射率（6S大气校正）植被指数NDVI地表比辐射率（Van公式）地表温度（大气校正法）蒸散量ET净辐射通量土壤热通量感热通量br图4.2本文中利用SEBAL模型计算研究区蒸散量流程参数计算可见光近红外热红外地表反射率植被指数地表温度转换净辐射通量Rn土壤热通量G感热通量H潜热通量波文比蒸发比分Priestley-Taylor表面阻抗卫星辐射地表参数能量平衡水分指数SEBALET图4.1基于地表能量平衡方程的SEBAL模型计算蒸散量机理4.2地表参数的遥感定量反演4.2.1地表反射率的反演（1）大气顶反射率（大气外光谱反射率）LandsatTM波段1～5和7的波长在0.45～2.35之间，接收的主要是地面物体反射的太阳辐射，因此可以计算地面物体在大气外的光谱反射率：为地面物体在波段b处的大气外光谱辐射亮度（），为相应波段b平均大气外光谱辐照度（），为太阳天顶角，即太阳高度角的余角，从图像的头文件中读取，为日地天文单位距离。m2cos()bbLdbErbL211Wmmsr21WmmbEsd(2)窄波段地表反射率利用6s模型作大气订正，将各波段大气顶反射率转换为各波段（1，2，3，4，5，7）的地表真实反射率。校正时，首先模拟计算大气校正参数模拟参数，、和。axbxcx/(1)bcyxyaibyxLx为校正后的反射率，是i波段辐射亮度。biLb1(3)窄波段地表反射率地表反射率由各窄波段地表反射率加权求得。即：bb这里采用梁顺林的窄波段反射率到宽波段的反照率算法：134570.3560.130.3730.0850.0724.2.1.1地表反照率的空间差异分析整个区域的地表反照率均值为0.23盐碱地及沙地建筑工矿低覆盖草地中等覆盖草地高覆盖草地水体随着地表反照率的增高，土地利用类型逐渐由植被覆盖最好的高覆盖草地（水体由于镜面反射原因导致反照率极低）过渡到覆盖最差的盐碱地和沙地。图4.3研究区地表反照率结果图4.2.2地表比辐射率的计算在SEBAL模型中地表比辐射率的计算采用VandeGriend的NDVI估算法：式中：、为第四和第三波段的反射率。该经验关系在NDVI在0.16～0.74之间时适用。针对本研究区属于自然地表地区，以自然植被覆盖为主，对水体不采取此经验公式计算。1.0090.047lnNDVI4343NDVI43图4.4研究区地表比辐射率结果图4.2.2地表温度的反演目前利用TM热红外波段反演陆面温度有3种方法：辐射传输方程（大气校正法）覃志豪单窗算法JM&S单通道算法本文中采用辐射传输方程（大气校正法）进行了地表温度反演。辐射传输方程法主要根据卫星上遥感器所观测到的热辐射强度的构成来求解地表温度。这一辐射强度可以表达为：[()(1)]sIBTIII是热辐射强度(),根据TM6波段的DN值计算，为已知值；是地表比辐射率；是用Planck函数表示的黑体热辐射强度，其中，是地表温度(K);是大气透射率；和分别是大气的下行和上行热辐射强度。211Wmsrm()sBTsTII21/ln[1/()]ssTKKBT式中：，。211160.776()KmWmsrm21260.56KK根据当天获取的大气温度、湿度等大气剖面数据由MODTRAN4.0模拟计算大气上行辐射、大气下行辐射、大气水分含量、大气平均作用温度、大气透射率。区域内地表温度平均值为306.2K。地表温度最低值为289.8K，对应于水面，最高值为320.7K，对应于沙地和裸地。同一天的气象观测结果为平均气温20.8℃（293.8K），平均地面温度34.5℃（307.5K），表明计算结果比较合理。图4.5地表温度反演图4.2.3地表净辐射通量计算4.2.3.1向上的长波辐射ε为地表比辐射率，为地表温度，为Stefan-Boiltzmann常数Wm-2K-4。4.2.3.2向下的长波辐射其中是大气透过率，为Stefan-Boiltzmann常数，为空气温度，采用气象站温度。4.2.3.3向下的短波辐射为太阳常数（1367W/m2），为太阳天顶角，d为日地天文距离，为大气透过率。4LRsTsT-85.6704100.2654LR1.08()sworeflnTLRLRsworefTRcos()scswSGdscGsw4.2.3.4地表净辐射通量地表净辐射是地表的主要能量来源，可根据辐射平衡方程由入射能量减去出射能量求得。其中，为地表反射率。(1)R(RR)(1)RnSLLLR地表类型从沙地和盐碱地－植被－水体，净辐射通量逐渐增大，并且随着地表植被覆盖度的提高地表净辐射通量也随之增加。净辐射通量值分布在415-675之间，区域内地表净辐射通量平均值563.6。2/Wm2/Wm图4.7地表净辐射通量计算结果图4.8净辐射通量分布图4.2.4土壤热通量计算土壤热通量用于改变土壤中的能量，是一个相对较小的量，直接计算较为困难，对于植被下垫面，SEBAL模型应用经验公式计算：其中，为地表温度，为地表反射率，为地表净辐射通量。对于裸土，为非植被下垫面，近似取为：24(0.00380.0074)(10.98)nTsGNDVIRTsnR0.2nGR图4.9土壤热通量计算结果4.2.4感热通量计算SEBAL模型引入monin-Obukhov理论，采用了较为复杂的循环迭代计算过程（1）假设地表上空200m处存在一个掺混层，在此高度上，各像元点风速相等，不再受下垫面粗糙度的影响。根据各像元点的地表粗糙度求得中性稳定度下的摩擦速度和空气动力阻抗，作为一级近似。（2）为求得空气动力学温度与空气温度的差值，SEBAL要求在计算区域的卫星图象上确定两个极端点。“冷点”:该点植被较密集，水分供应充足，蒸散量处于潜在蒸散水平。H＝0，dT＝0；“热点”:该点指非常干燥没有植被覆盖的闲置裸地，其蒸散量基本为0。根据对“冷点”和“热点”的计算，建立线性关系，进而求得研究区域各象素点感热通量的分布。0ETnHRG()ahTpHrdCTsdaTb(3)近地大气层并不稳定，因此SEBAL模型用monin-Obukhov理论计算不同大气稳定度下的相似函数，，用它对空气动力阻抗进行校正。进而对感热通量进行循环迭代计算，直到得到稳定的