地表能量平衡

A=0.526CH1+ 0.232CH2+0.1 30(0.630CH1) +0.112 (0.065CH2.)
P=0.282CH1 +0.6081CH2 P=0.045+0.7 42A
F=0.5CH1+0.5CH2 A= 2 2 F ( , )
cos sindd
中科院遥感所
C / C0 为日照率，C 为日照时数，C0为最大可能日照时数。
Measuring components of radiation balance
Solarimeter measures short-wave radiation
“C&W”
Measuring components of radiation balance
能量平衡 --- Energy balance
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
LE
Rn
G
G Rn = H + LE + G + ...
白天，Rn为正值，地表热量部分用于LE、H，剩余热量进入土壤； 夜间，Rn为负值，地表热量由 LE、H、G来补偿。
“C&W”
二、土壤热通量（G）
土壤热通量——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，也可 以通过地面点测量得到。 Reginato等 （ 1985 ）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，即把土壤热通量（G）与净辐射（Rn），土壤 上覆的植物高度（h）联系起来，建立三者间的经验关系式：
“C&W”
Energy balance on a regional scale
Desertification
H lE a S H lE a S
G
G Increased heating of air reduced evaporation increase albedo reduce soil heating
1、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
核驱动模型
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
其它地区
A=0.526C H1+0.362 Ch+0.112 (0.5CH2)
A=0.526 CH1+0. 474CH2
Albedo (First Quarter)
Albedo (Second Quarter)
中国地表反照率的反演
中科院遥感所
Albedo (Third Quarter)
Albedo (Fourth Quarter)
中国地表反照率的反演
中科院遥感所
右图：雪被的反射辐射几乎都集中在短波 光谱区；在 0.3～0.7μm反射率为80%～90%；
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为水汽的汽化潜热，E为蒸发量 ；
G 土壤热通量，(即土壤中的热交换)；
LE
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。
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
① 区域蒸发量估算 ② 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 ① 裸土或低覆盖区的土壤水分研究（采用热惯量法） ② 植物覆盖区，采用（农田）蒸散与作物缺水指数法
50%；而在作物覆盖下，G为的5—20% 。
s 而土壤表面净辐射通量（ Rn ），又可根据比尔定律给出 [5、6]：
s Rn Rn exp(CLAI / )
式中，C 为净辐射在植被冠层中的消减系数，值域约为0.3～0.7； C 值取决于冠层结构，对于具有球形（随机）叶面角度分布 的冠层，C = 0.5； LAI 可通过遥感植被指数求得；μ为太阳天顶角的余弦值；
RL 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：
RL a Ta4
其中， a 大气发射率（无云天气） a 1.24(ea / Ta )1/ 7 ，
是空气水汽压 ea 与空气温度 Ta 的函数，可利用
红外测温仪对天空（多角度）测量到的温度来推算；
中科院遥感所
平均比辐射率已知时温度的反演 -- 中纬度、高原地区
TS a0 a1T4 a2T5
上式中不同地表类型的系数值
系 数 下垫面类型 一年一熟粮作 小麦 短草和灌丛 脏雪 a0 -1.687 -2.889 -0.403 -1.687 a1 3.213 3.214 3.219 3.213 a2 -2.197 -2.190 -2.211 -2.197
其中，反演中所选用的 NOAA/AVHRR 的 CH1、CH2 只代表前两个部 分的反射率，而据 Brest 的研究，后两部分的反射率分别为第 2通道反 射率的63.0%和6.5%。因此，可将雪被表面反照率的反演模型表示为：
A 0.526CH 1 0.232CH 2 0.130(0.630CH 2 ) 0.112(0.065CH 2 )
斯特藩—玻耳兹曼常数，5.67 108 w / m 2 k 4 ；
Rn Rs Rs RL RL (1 a ) Rs a Ta4 s Ts4
( Rs Rs ) 可通过 VIS—NIR 遥感反演的地表反照率 a 来推算，即 Q(1 a ) 。
s 。 G 0.4 Rn
s G 与 Rn 的比例关系是日期和时间的函数，可表示为[6]的常数，其值取决于土壤类型和湿度条件； μ为太阳天顶角的余弦值。 张仁华 （ 1996 ） 根据多年实验观测表明：土壤热通量 （ G） 与净
辐射通量（Rn）有一定的相关性 -----对于裸露土壤，G可达的20—
由窄波段遥感数据 全波段、半球视场的反射或发 射辐射分量，目前主要从以下3方面入手：
① 通过大气校正模型，把大气顶层（TOA）的辐射值直接转 换为地表光谱反射率ρ或地表辐射温度Ts 。
② 通过BRDF角度模型，建立两者间的数学关系，把地表方 向反射率ρ转换为地表光谱反照率 α，如半经验模型---核 驱动模型，物理模型 --- 几何光学模型 （ GO）、 辐射传输 模型（RT）、RT—GO混合模型、计算机模拟等。 ③ 通过大量野外（同步）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 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。
Net Radiometer measures all-wave radiation
“C&W”
Measuring components of radiation balance
Solarimeter can be shaded to measure only diffuse components
“C&W”
Rs
Radiation balance
Rn
地表辐射平衡（ Rn ）包括：
Rs Rs 为地表的短波
辐射平衡（Rns） ；
RL
RL RL 为地表的长波
辐射平衡（RnL） ，又称地表 有效辐射（Ⅰ）；
Rs
一般， Rns 是 RnL的 5倍。
RL
“C&W”
Rs 又称太阳总辐射 Q，它是纬度、时间、及云的函数。
T1 T4 a1 (T4 T5 ) a2
上式中不同地表类型的系数值
系数 下垫面类型 冬季落叶阔叶林、冬季落叶灌丛、 半沙漠地区 夏季落叶灌丛、水稻 干草 海涂、沙滩 夏季 冬季 a1 2.6 2.6 1.505 2.357 1.708 a2 2.7 2.3 1.164 3.262 3.003
G (0.1 0.042h) Rn
式中，h 为作物高度，可根据不同的植物类型取值，如假设小 麦成熟时 h =1.2 m； h 与作物的叶面积指数 LAI 及作物覆盖 度 f 有关，也可通过遥感数据估算。
LAI h A B f
（A、B为待定系数，由实验确定）
s 研究表明，土壤热通量（G）与土壤表面净辐射通量（ Rn ）之间 s 有一比例关系，通常 G 约为 Rn 的40％，即
“C&W”
一、地表净辐射（Rn）
地表辐射平衡方程可表示为：
Rn Rs Rs RL RL
Rs 入射到地面的太阳短波
辐射，即太阳总辐射（Q）；
Rs 地表反射的太阳短波辐 射，即地表反射辐射；
RL 来自大气的长波辐射，
即大气逆辐射；
RL 地表发射至大气的长波 辐射，即地表发射辐射；
一天内的温度与能量变化
“C&W”
Radiation and Energy Balances
DAY Sd Radiation Balance LD Lu Sg NIGHT LD Lu
aSt