地表能量平衡-課件

第四章地表能量平衡與土壤水分遙感（一）地表能量平衡遙感研究1、地表凈輻射（Rn）

2、土壤熱通量（G）

3、感熱通量（H）

4、潛熱通量（即蒸散LE）

5、應用①區(qū)域蒸發(fā)量估算②城市--郊區(qū)表面能量平衡估算（二）土壤水分遙感研究1、可見光-近紅外遙感監(jiān)測土壤水分2、微波遙感監(jiān)測土壤水分3、熱紅外遙感監(jiān)測土壤水分①裸土或低覆蓋區(qū)的土壤水分研究（采用熱慣量法）②植物覆蓋區(qū)，采用（農田）蒸散與作物缺水指數法1PPT課件地表能量平衡遙感研究地表與大氣的最主要能源——太陽輻射以及相伴的地球輻射。太陽發(fā)射的電磁波短波輻射，除了30%被大氣頂界反射回空間以及17%被大氣吸收外，其大部分以直射與漫射的形式到達地表。依據能量守恒與轉換定律，地表接收的能量以不同方式轉換為其他運動形式，使能量保持平衡。

2PPT課件地表接收的能量（Rn）以不同方式轉換為其它運動形式——heatingtheair（H）,evaporatingwater（LE）andheatingthesoil（G）.這一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(w/m2)，

（即地表輻射平衡）；H

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)；LE

從下墊面到大氣的潛熱通量，

(即下墊面與大氣間水分蒸發(fā)的熱交換)，

L為水汽的汽化潛熱，E為蒸發(fā)量；G

土壤熱通量，(即土壤中的熱交換)；

其中，還應包含部分用于植物光合作用的能量，只是這部分能量很小（1-3%），可以忽略。能量平衡---Energybalance“C&W”LE3PPT課件EnergybalanceonaregionalscaleIncreasedheatingofairreducedevaporationincreasealbedoreducesoilheatingHlEGaSHlEGaSDesertification“C&W”4PPT課件地表輻射平衡方程可表示為：入射到地面的太陽短波輻射，即太陽總輻射（Q）；

地表反射的太陽短波輻射，即地表反射輻射；來自大氣的長波輻射，即大氣逆輻射；地表發(fā)射至大氣的長波輻射，即地表發(fā)射輻射；一、地表凈輻射（Rn）5PPT課件Radiationbalance地表輻射平衡（Rn）包括：為地表的短波輻射平衡（Rns）

；為地表的長波輻射平衡（RnL）

，又稱地表有效輻射（Ⅰ）；

一般，Rns是

RnL的5倍。Rn“C&W”6PPT課件又稱太陽總輻射Q，它是緯度、時間、及云的函數。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，在晴天和穩(wěn)定的天氣條件下，一個地面觀測站的數據可以代表10km2的面積。

Q也可以通過理論太陽輻射及日照率的計算獲得，即：

式中，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；為日照率，C為日照時數，C0為最大可能日照時數。

7PPT課件Solarimetermeasuresshort-waveradiationMeasuringcomponentsofradiationbalance“C&W”8PPT課件NetRadiometermeasuresall-waveradiationMeasuringcomponentsofradiationbalance“C&W”9PPT課件SolarimetercanbeshadedtomeasureonlydiffusecomponentsMeasuringcomponentsofradiationbalance“C&W”10PPT課件

即大氣、云發(fā)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：

其中，大氣發(fā)射率（無云天氣），是空氣水汽壓ea與空氣溫度Ta的函數，可利用紅外測溫儀對天空（多角度）測量到的溫度來推算；斯特藩—玻耳茲曼常數，；

11PPT課件可通過VIS—NIR遙感反演的地表反照率來推算，即?？赏ㄟ^TIR、MW遙感反演的地表輻射溫度Ts

來推算。（為地表發(fā)射率）遙感所測得的數據（和）具有非連續(xù)、窄波段、窄視場的特點，而自然界地物的反射與發(fā)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參數和Ts精度不夠高的重要原因。12PPT課件由窄波段遙感數據全波段、半球視場的反射或發(fā)射輻射分量，目前主要從以下3方面入手：①通過大氣校正模型，把大氣頂層（TOA）的輻射值直接轉換為地表光譜反射率ρ或地表輻射溫度Ts。

②通過BRDF角度模型，建立兩者間的數學關系，把地表方向反射率ρ轉換為地表光譜反照率α，如半經驗模型---核驅動模型，物理模型---幾何光學模型（GO）、輻射傳輸模型（RT）、RT—GO混合模型、計算機模擬等。③通過大量野外（同步）試驗，建立多種寬波段反射或發(fā)射輻射值，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特征的變化而變化的。13PPT課件1、地表反照率的反演中科院遙感所14PPT課件

中國地表反照率的反演

Albedo

(FirstQuarter)

Albedo

(SecondQuarter)

中科院遙感所15PPT課件中國地表反照率的反演

Albedo

(ThirdQuarter)

Albedo

(FourthQuarter)

中科院遙感所16PPT課件右圖：雪被的反射輻射幾乎都集中在短波光譜區(qū)；在0.3～0.7μm反射率為80%～90%；在0.8～1.5μm反射率則隨波長的增大而迅速減小；在SWIR反射很弱。這就是說對于雪被表面反照率（0.30～4.0μm），各譜段所作的貢獻是不同的，可劃分為4個部分：雪被區(qū)表面反照率反演[3]式中，A為0～4.0μm譜段的反照率；、分別為經過大氣校正后CH1、CH2的反射率。

其中，反演中所選用的NOAA/AVHRR的CH1、CH2只代表前兩個部分的反射率，而據Brest的研究，后兩部分的反射率分別為第2通道反射率的63.0%和6.5%。因此，可將雪被表面反照率的反演模型表示為：0.30～0.725μm譜段，占總入射能的52.6%；0.725～1.0μm譜段，占總入射能的23.2%；1.0～1.4μm譜段，占總入射能的13.0%；1.4～4.0μm譜段，占總入射能的11.2%。17PPT課件2、地表溫度的反演中科院遙感所18PPT課件19PPT課件“C&W”一天內的溫度與能量變化20PPT課件“C&W”RadiationandEnergyBalancesSdSgaStLDLuLDLuSdSgLDLuaSt+-+-=Rn=LD-LuDAYNIGHTRadiationBalanceEnergyBalanceGLEHRnLEHRnRn=H+LE+G+...G白天，Rn為正值，地表熱量部分用于LE、H，剩余熱量進入土壤；夜間，Rn為負值，地表熱量由LE、H、G來補償。21PPT課件二、土壤熱通量（G）土壤熱通量——土壤內部的熱交換，對土壤蒸發(fā)、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，也可以通過地面點測量得到。

Reginato等（1985）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，即把土壤熱通量（G）與凈輻射（Rn），土壤上覆的植物高度（h）聯系起來，建立三者間的經驗關系式：式中，h為作物高度，可根據不同的植物類型取值，如假設小麥成熟時h=1.2m；h與作物的葉面積指數LAI及作物覆蓋度f有關，也可通過遙感數據估算。（A、B為待定系數，由實驗確定）22PPT課件研究表明，土壤熱通量（G）與土壤表面凈輻射通量（）之間有一比例關系，通常G約為的40％，即。G與的比例關系是日期和時間的函數，可表示為[6]：

式中，KG為0.2～0.5間的常數，其值取決于土壤類型和濕度條件；μ為太陽天頂角的余弦值。張仁華（1996）根據多年實驗觀測表明：土壤熱通量（G）與凈輻射通量（Rn）有一定的相關性-----對于裸露土壤，G可達的20—50%；而在作物覆蓋下，G為的5—20%。23PPT課件而土壤表面凈輻射通量（），又可根據比爾定律給出[5、6]：

式中，C

為凈輻射在植被冠層中的消減系數，值域約為0.3～0.7；

C值取決于冠層結構，對于具有球形（隨機）葉面角度分布的冠層，C=0.5；LAI可通過遙感植被指數求得；μ為太陽天頂角的余弦值；此外，也可簡單的表示為：24PPT課件三、感熱通量（H）

在土壤—植被—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（sensibleheatflux）表征下墊面與大氣間湍流形式的熱交換，可表達為：

式中，為空氣密度（kg/m3）；

為空氣定壓比熱（J/kg·℃）；

Ts

為下墊面表面溫度（℃）；

Ta為空氣溫度(參考高度,一般2m)

（℃）；為空氣動力學阻力（s/m）(下墊面-參考高度之間顯熱傳輸的阻力)上式的空氣動力學阻力，可由湍流模式給出。它隨風速、粗糙度和空氣層結等因素的變化而變化。25PPT課件平流邊界層：空氣運動處于規(guī)則狀態(tài)；湍流邊界層：空氣運動處于不規(guī)則狀態(tài)?！癈&W”d為零平面位移高度（近地面平均風速為零處的高度）；

z為地表以上參考高度（=2m）；u

為z

處的風速。26PPT課件在中性條件下（空氣運動處于規(guī)則狀態(tài)---平流

），

可表達為：

式中，z為地表以上參考高度（=2m）；h為植株高度

（m）；

d為零平面位移高度（m）（近地面平均風速為零處的高度）；

k為卡門常數（=0.4）；u

為z

處的風速（m/s）；

zo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；

它取決于地表粗糙單元的幾何形狀、大小、排列等。

thelaminarboundary-layer27PPT課件植被的表面粗糙度zo與植被的高度h和郁閉度直接相關；表面粗糙度zo能夠方便地描述地-氣之間的湍流交換強度。對于作物、草地：

z0

=0.13h（d

=0.63h

）

而對于林木：

z0

=0.075h粗糙度的反演ice 0.01mmmownlawn 1shortgrass 5heathermoor 25forest 500-1000Typicalvaluesofzo：28PPT課件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，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。如[]：式中，h為作物的高度；LAI為葉面積指數；

f為植被覆蓋度；SAVI、SAVIV、SAVIS分別為像元、純植被、純土壤的土壤調整植被指數；A、B、C為待定系數，由實驗確定。29PPT課件全國月平均地表粗糙度圖中科院遙感所30PPT課件theturbulentboundary-layer在不穩(wěn)定條件下（空氣運動處于不規(guī)則狀態(tài)---湍流

）

，可表達為：n為常數（假設為5）；g為轉換系數；Tc、Ta分別為冠層溫度與空氣溫度；

31PPT課件四、潛熱通量（即蒸散）LE潛熱通量(Latentheatflux)表征下墊面與大氣間水分蒸發(fā)的熱交換，即地表吸收輻射能與蒸發(fā)耗熱的熱交換，指地面蒸發(fā)或植被蒸騰、蒸發(fā)的能量，又稱蒸散。32PPT課件彭曼（Penman）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）為一片大葉，潛熱交換發(fā)生在葉面上，則得出冠層的潛熱通量，可表達為：

式中，為溫度Ts時的飽和水汽壓；為與溫度Ta同高度處的空氣水汽壓；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;

可通過測風速、粗糙度→代入湍流模型求得；

為下墊面表面阻力，是大氣、植被、土壤因子的函數；可通過葉面積指數LAI和葉子的水勢φ，或地面干濕的標定資料求得。為干濕球常數；L、、、均為常數。LE方程與H方程相似，僅用水汽壓代替了溫度。

1．一層模型

（又稱單層模型）33PPT課件式中，為飽和水汽壓對溫度的斜率，在潛在蒸散情況下，表面阻力近似取零，則潛在蒸散LEP為：

PM蒸散方程是以凈輻射通量Rn為主的蒸發(fā)模型。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(fā)，PM式適用于稠密植被狀態(tài)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。若葉冠溫度等于蒸發(fā)表面溫度，則得Penman-Monteith實際蒸散方程（PM式）為：34PPT課件地-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--大氣的耦合影響。表面溫度—光譜模型是以表面溫度為主的蒸發(fā)模型,可表示為：

式中，d為在參考高度的水汽飽和差；

Tc

為下墊面表面溫度（可由熱紅外遙感數據經模型反演求得）；

Ta為空氣溫度；為飽和水汽壓對溫度的斜率。

為冠層群體表面阻力，與葉子水勢、光照強度I及葉面積指數L有關，其中、I、L均可通過多光譜遙感數據及相關模型來推算。35PPT課件2．二層模型（又稱雙層模型）一層蒸發(fā)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、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。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。植被的粗糙性使湍流增強，使感熱和潛熱輸送比裸露地面要強。對于土壤-大氣和植物-大氣兩個界面，共有6個基本要素：土壤表面溫度（Ts）、土壤表面水汽壓（es）、植物冠層表面溫度（Tv）和水汽壓（ev），在熱交換有效高度的空氣溫度（Tb）和水汽壓(eb)。

36PPT課件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射（）和土壤表面輻射（）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：

式中，為土壤和空氣的熱汽交換阻力；為冠層表面與冠層中空氣的熱汽交換阻力；為水汽從葉內氣孔擴散到葉子表面的阻力。

37PPT課件通過定量遙感可以反演下墊面表面溫度（Ts、Tv）以及地表反照率、粗糙度z0，植被冠層表面阻力，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(fā)模型，推算出潛熱通量，即界面的蒸發(fā)量。對于潛熱通量（蒸發(fā)）的計算，目前有多種模型方法，如總體動力學法、Penman-Monteith法、Priestly-Taylor法、Shuttleworth-Wallace法等。后幾種方法既考慮了地表的能量收支平衡（輻射項），又考慮了表層大氣的動力學過程（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（湍流過程等）更接近實際，但參數更多，計算結果的精度很大程度上受到這些參數取值的制約。38PPT課件遙感數據NOAA/AVHRR數據預處理輻射糾正、大氣糾正、幾何糾正地面觀測數據ρ、BRDF、α、Q（查表或計算）CH1、CH2地表反照率α反演模型CH4、CH5地表溫度反演模型地面同步觀測Ts、To、Ta、地表短波吸收輻射Q（１－α）地表凈輻射RnQ（１－α）+I地表長波有效輻射植被表面結構觀測LAI、f、h植被模型NDVI、SAVI等反演LAI、f、h土壤熱通量模型或Rn、LAI，或Rn、h，或土壤熱慣量法P風速觀測各種阻力模型與u等有關與L、f、φ有關與Ws等有關區(qū)域蒸發(fā)量估算單層、雙層蒸發(fā)模型相關模型相關模型應用實例：遙感區(qū)域蒸發(fā)量估算39PPT課件區(qū)域蒸發(fā)量估算包括土壤蒸發(fā)及植物蒸騰兩部分。遙感區(qū)域蒸發(fā)量的估算，可有以下步驟：①求算地表反照率()利用可見光—近紅外波段的多光譜遙感數據，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（經驗關系式或理論模型），以推算地表反照率。②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輻射表，以推算入射到地面的太陽入射輻射（）；求算地表反射輻射（）；求算地表短波吸收輻射[]。40PPT課件③求算地表溫度（輻射溫度Ts，真實溫度T）a.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；

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；

c.建立遙感數據與地面同步數據間的線性回歸方程，得（Ts）；d.地面測量典型地類的比輻射率（）；

e.地表真實溫度的反演④求算地表長波有效輻射（I）a.利用紅外測溫儀對著天空“多角度”直接測量所得的天空溫度Ta，

求算來自大氣的長波輻射；

b.由以上所得的Ts、，求算地表發(fā)射輻射；

c.得地表長波有效輻射。41PPT課件⑤求算地表凈輻射通量[]⑥求算葉面積指數（L），及植被覆蓋度（f），作物高度（h）

建立遙感植被指數(如NDVI、RVI、SAVI等)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L、f、h

（h也可通過雙向反射模型等反演）。⑦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數（LAI、f、h）間的相關模型；或從遙感熱慣量法入手。⑧求算空氣動力學阻力（）與表面阻力（）

a.測地面風速（u），可推算空氣動力學阻力（）；

b.通過葉面積指數L、植被覆蓋度f和葉子的水勢或地面干濕的標定資料。⑨區(qū)域蒸發(fā)量估算：將以上①-⑧的數據代入蒸發(fā)模型，則可估算區(qū)域蒸發(fā)量，以及研究其空間分布規(guī)律

42PPT課件地表蒸散的估算43PPT課件

全國地表蒸騰分布

中科院遙感所44PPT課件遙感研究蒸發(fā)，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—植物—大氣界面的能量信息。如用多時相熱紅外遙感提取土壤--植物的溫度和水分狀況信息；用多光譜、多角度遙感，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(qū)域蒸發(fā)量的估算精度高于常規(guī)方法。

許多研究表明，陸面蒸發(fā)是陸地降水的重要來源，而蒸發(fā)的大小與土壤濕度密切相關。大氣環(huán)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(fā)減少和降水減少。

45PPT課件城市/鄉(xiāng)村地表能量平衡的遙感定量分析

楊立明（2000）利用NOAA氣象衛(wèi)星AVHRR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（地表反照率、地表輻射溫度、地表蒸散等），并代入以地表能量交換為基礎的邊界層氣候模型中，以改善地表過程的模擬。研究區(qū)選在美國中西部內布拉斯加州的Omata和林肯市及周邊地區(qū)（面積約1萬km2）。區(qū)內地形起伏小，土地利用/土地覆蓋類型多樣，是研究地表能量交換的較理想場所。

46PPT課件（1）

數據的采集及預處理A．遙感數據：選用1990年3—11月的NOAA/AVHRR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。

B．氣象數據：選用內布拉斯加州38個氣象站點1990年生長季節(jié)的微氣象數據。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覆蓋類型的潛在蒸散和實際蒸散等。

C．土地利用/土地覆蓋數據：根據1990年AVHRR的歸一化植被指數NDVI和其他輔助數據所得的土地利用/土地覆蓋（LU/LC）

數據，經歸并所得的城市建筑區(qū)、居民區(qū)、工業(yè)區(qū)、耕地、草地、耕地/草地混合區(qū)、耕地/林地混合區(qū)、沿岸林地、森林地等9種土地利用/土地覆蓋類型。

47PPT課件（2）

地表生物物理參數反演

A．地表輻射溫度（）

AVHRR遙感器接收的輻射能量E，與其熱紅外通道的數值（DN）之間的關系（即輻射定標）可表示為：為經驗常數；為遙感器增益系數。依據Planck輻射方程，可將遙感器接收的輻射能量轉換為亮度溫度，表示為：

為AVHRR熱紅外通道的中心波數（cm-1）；、為常數。通過McClain等（1983）的分裂窗口算法，可由得經大氣糾正后的表面亮度溫度為：

式中，、分別為AVHRR第4、5通道定標后的黑體溫度。地表輻射溫度與黑體溫度的關系為：式中，為地表發(fā)射率（從數據庫或測量獲取）；為斯特藩-波爾茲曼常數。48PPT課件B．地表反照率大氣頂層（TOA）的寬波段地球反照率，可從定標后的AVHRR第1、2通道反射率、按一定比例組成，近似求得：

依據Koepke(1989)算法，可將轉換為相應的地表反照率。

式中，為大氣光程中水汽含量、含量的函數；為大氣光程，這里選用中緯度夏季的標準大氣條件（則、已知）。

49PPT課件C．潛在蒸散（）與實際蒸散（ET）

選用彭曼（Penman）模型計算潛在蒸散，表示為：

為全波段凈輻射；為土壤熱通量；為風函數（風速、風向）；為固態(tài)水密度；為蒸發(fā)潛熱（汽化潛熱）；為空氣飽和水汽壓；為空氣實際水汽壓；為飽和水汽壓/溫度（曲線）的斜率；為干濕球常數。實際蒸散ET為：式中，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、及生長階段得到）。50PPT課件（3）

地表能量平衡模型分析

A．模型描述：選用Carlson一維邊界層氣候模型，由下而上分4層：①具有熱均勻性的地面層；②輻射、傳導、湍流交換共存的大氣過渡層（貼地面層）；③熱通量、水汽通量隨高度保持不變（假設）的表面層（近地面層）；④混合層，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：

其中，為太陽輻射（直射光和漫射光）；為地表溫度，為表面層頂部的空氣溫度，為空氣發(fā)射率；為潛在溫度，為熱交換系數；為熱湍流擴散率；空氣定壓比熱，為空氣密度，為飽和比濕，為空氣比濕，為水汽阻力系數，SMA為（surfacemoistureavailability）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(fā)速率，與表面水飽和度有關，一天中SMA為常數。51PPT課件

B．表面水分利用率（SMA）的參數化

表面水分利用率（SMA）是模擬地表能量平衡組分的關鍵參數?？紤]到對區(qū)域實際蒸散ET的模擬，必須計算SMA的時空變量。因此，通過遙感植被指數NDVI與所測的地表微氣象數據的聯系使SMA參數化。在太陽能與土壤養(yǎng)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（stress）、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SMA（或蒸散）。通過耕地、草地的SMA與NDVI的大量采集和線性回歸分析，確認兩者關系密切（在0.81～0.93之間）。但SMA的變化，滯后于NDVI的變化（時間滯后約4周）。由于不同生長期、不同植物類別對水分需求存在差異，回歸系數也會變化，因此對所測的“SMA與NDVI數據對”進行了地類的適當歸并，這樣其大于0.90。用遙感參數NDVI來參數化SMA將利于計算圖像中每個象素的SMA。52PPT課件C．模型計算

輸入模型參數，包括遙感所得的地表反照率、SMA、土地利用/土地覆蓋類型（LU/LC），以及表面粗糙度（）、熱慣量（T1）、田間持水量（查表）、邊界層大氣條件參數，如氣溫、氣壓，風速、風向，太陽輻射（）等。其中一部分輸入值被假定為空間不變或僅依賴土地類型變化，則被分類輸入模型；另一部分輸入數據時空變化顯著，必須被指定到像素尺度。模型的初始值和邊界參數輸入后，則進行上述邊界層氣候模型像素對像素的迭代計算，最終輸出凈輻射、地表溫度T（有別于潛熱反演的）、潛熱通量LE、顯熱能量H等數據和相應的圖像。

53PPT課件D．模型評估

對于模型所得的和衛(wèi)星數據反演的表面溫度和凈輻射值，通過統計法的均方根誤差（RMSE）和d指數法，來評估模型在像素尺度的優(yōu)劣。其中指數反映觀測變量被模型變量準確模擬的程度，被定義為：

式中，和分別為像元的預測值和觀測值；

，其中為平均觀測值。通過模型計算模擬的表面溫度與遙感定標后的地表輻射溫度，兩者空間分布相似，數值上差異在±0.1～2.4K之間。城市熱島的強度與范圍被較好地模擬，工業(yè)區(qū)與建筑區(qū)的模擬值優(yōu)于衛(wèi)星觀測值。這些差異可能是由于高估了SMA或氣象衛(wèi)星空間分辨率等多種因素造成的。研究表明：利用多時相、多波段的遙感數據和輔助數據結合，反演地表生物物理參數引入邊界層氣候模型，擴展時空尺度，可以改善對地表能量平衡過程的模擬。

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