地表温度

地表温度的反演
•如何获得地表温度？
利用温度计或其它点接触探测头测定 受时间和空间的限制，没有足够的空间覆盖数据 受其它外界环境的影响很难获得精确的表面温度 利用热红外辐射仪来测定
在局部尺度上： 地面测量
在大、中尺度上： 卫星空间测量 测量的量是波谱辐射能 Ts，e, 大气和周围环境
陆地表面温度的反演精度受下面几种因素影响： 陆地表面的比辐射率在时空领域变化大 (11~12mm 0.9~0.99) 陆地表面的比辐射率随波长变化 陆地表面的比辐射率随观测角变化 陆地表面温度和近地表气温差远大于海水表面温度 和近海水气温差（普朗克一级近似不适用） 陆地表面温度在一个像元内变化很大 地表反射的大气向下辐射不可忽略
Becker(1987)考虑AVHRR第四、五通道的地表反射率之差 对温度反演的影响，并提出了一个模型解释热红外测量温度和地
表热力学温度的差别。Becker(1990a)接着在辐射传输方程线性
给出了一个“局地分裂窗口”法的反演公式。 =constant
近似的基础上，进一步讨论了地表比辐射率第对温度反演的影响，
地表物质的热学性质
•热扩散率Thermal diffusivity (k):
表征物质内部温度变化的速率，其值决定于 单位时间内沿法线方向通过单位面积的热量 与物质的比热、密度、法向上温度梯度三者 的乘积之比。
地表温度的反演
地表温度的反演
• 为什么要测量地表温度？ 地表温度是地-气系统研究能量平衡的一 个关键因子。除了太阳辐照度之外，地-气 界面所有的通量都可参数化为温度的一个 函数。

e e4 e5 2 ; e e4 e5
通过误差分析，目前用分窗技术反演的地表温度的精度在1~2K 之间，取决于大气和比辐射率的校正误差，大气和比辐射率的 校正误差又取决于水蒸气量和比辐射率的测定误差。
为了提高分裂窗口法反演地表温度的精度， 近年来的工作越来越把大气状态作为温度反演中 的信息。而放弃那种建立对任何大气模式都适用 的“全能”模型。
陆面温度遥感反演面临的主要问题 (1) 非同温混合象元占绝大多数，对这样的象 元而言，定义象元的有效平均温度也比较 困难，关于这类非同温混合象元的陆面温 度遥感问题需要专门讨论。 (2) 对纯象元陆面温度的遥感问题，由于陆面 目标的比辐射率明显小于“ 1” ，所以需要 考虑大气下行辐射的贡献与干扰。
是一个与
无关的独立常数，P和M与
有关，可以通过
大气辐射传输程序Lowtran 7用最小二乘法回归确定系
数
。
Becker(1990b)进一步把 NOAA/AVHRR第三通道的信息考虑 进来，提出一个与温度无关的独立因子。Li(1993)在此基础上讨 论了用这个概念反演地表比辐射率的可行性。他也同时指出，这 种方法要能实际应用还有许多工作要做，其中两个最大的制约因 素是： (1)太阳的中红外辐射受大气衰减比较严重，如何找到一 个合理的方法或模型来估算太阳辐射对第三通道的中红外波段的 贡献； (2)地表在第三通道的中红外波段的双向反射率特性比第 四、五通道更强烈，有必要做更多的野外实测和理论工作以建立 地表在第三通道的双向反射率模型。
Gillespie et al.(1986,1987)也讨论了把地表比辐射率 和地表温度对辐射测量的影响分离开的问题。 Wan 和 Dozier(1989)把遥测地表温度当作一个地球物理 学的反演问题,通过Lowtran程序进行数值模拟,评价了温度反演 的可行性并提出了合理的波谱段范围,认为通过多波谱同时反演 地表温度和地表比辐射率是可行的。 Wan 和 Dozier(1996)通过大气传输模型进一步模拟计算 指出：1)统计回归的系数与传感器的视角有关；2)为了提高反演 精度，模拟计算回归系数时有必要把大气含水量、大气低层温度 和地表温度考虑进去,而不能在所有的情况下都用相同的系数来 反演地表温度。
陆面温度遥感反演 陆面温度的遥感反演问题最早可追溯到TIROS2上 搭载的热红外辐射计，其波段为8-14 mm 。大家发现传 感器得到的陆面温度和地面实测的沙漠表面温度差异很 大。Buettner and Kern(1965)通过测量沙子(石英含量
高)的比辐射率，发现沙子的比辐射率明显小于１，解
释了这个矛盾。Nimbus 4上的IRIS测量结果也证实了沙 地在 m9 m 附近辐射率明显小于１。 Marlatt(1967) 第 一次系统地野外测量了地表比辐射率对热辐射的影响。
地表温度的反演-地表温度反演算法 • 未来可能的发展方向 如何减少大气水蒸气量的测定误差
如何减少比辐射率的测定误差
如何在地面上验证地表温度的反演算法
地表温度的时空变化，点与面相比的意义？
由于缺乏地面有效的表面温度测量，由卫 星数据反演的地表温度的精度目前只能通过 理论误差分析和反演算法间的相互比较来估 计。
地表温度的反演-地表温度反演算法
• 单通道法 • 多通道法（分窗法） • 单通道多角度法
• 多通道多角度法
地表温度的反演-地表温度反演算法
• 单通道法
利用卫星传感器上单独的一个热红外通道获得的辐射， 借助无线电探空或卫星遥感确定的大气廓线数据（温度、 湿度、压力），结合辐射传输方程来修正大气和比辐射 率的影响。 设太阳的影响可忽略：
大气模型 热带 中纬度夏季
大气水蒸汽总量 大气有效温度 近地表气温 Ta (K) (K) （g/cm2） 4.11 2.99 292.0 286.6 299.7 294.2
中纬度冬季
0.85
264.3
272.2
Vidal(1994)把第四、五通道的温度先转化为8-14 宽通 道的黑体亮度温度，再根据地表比辐射率改正得到地表温度，系 数通过回归得到，相关系数 =0.89 。
NOAA/AVHRR第四、五通道在海温遥感反演取得成功之后。 Price(1984)首先把海温遥感的分裂窗口方法引用到农田地区的 温度反演中来。他在仔细分析了各种误差来源之后，预计反演精 度约 3K。在 1时，他给出的反演公式为：
Price指出当温度为300K时， 误差。
误差0.01可引起2K的温度
陆面温度的遥感反演
•如何获得表面比辐射率？
根据室内、外测量 波谱辐射仪 辐射仪结合CO2激光仪（主动与被动结合） 黑箱子 需要假定表面温度和比辐射率在测量过程中不变
从卫星上测定 根据可见光和近红外光谱信息的统计关系(NDVI/e) 根据热红外光谱仪里最小e和在最大相对比辐射率 之差的统计关系 利用多时相数据假定： eday = enight 或 eday1 = eday2
Bi Ti Rati i 1 e i Rati Tsi B e i
1 i


大气参数的计算需要知道大气的温度和在通道上大气 吸收体密度的垂直廓线，而且还需知道这些大气吸收 体的物理特性。
地表温度的反演-地表温度反演算法 单通道法的精度取决于： 大气辐射传输模型的精度 对水气连续统一体的吸收还不完全清 楚。相对精度约10%，且没有温度低 于280K的有用吸收系数。 测定的或已知的通道比辐射率的精度 大气廓线的精度
地表温度的反演-地表温度反演算法
Sobrino et al., 1996: (NOAA11)
Ts T4 0 1 T4 T5 2 1 e 3e
0 = 0.4 – 0.48W; 1 = 2 + 0.28W; 2 = 53.1 – 3.6W; 3 = -148.6 + 26.1W;
Sobrino(1994)考虑大气透过率的非线性特点，利用 Klesspies 和McMillin(1990)提出的估算大气第四、五通道的透 过率之比的方法。把大气两个通道透过率之比和地表比辐射率的 影响同时考虑进来，改进了地表温度反演的分裂窗口方法。
其中：
R为第四、五通道大气透过率之比。通过模拟计算， Sobrino指出，在 已知的条件下，这种方法的精度可以达到 0.4K以内。
（3）地表温度的“皮肤”效应
地表30cm温度廓线
在地表下的一定距离，温度趋于稳定。这个 深度可能是30-50 cm
陆面温度遥感反演面临的主要问题
(4)陆面目标的比辐射率往往受物理状况（如土 壤比辐射率随土壤含水量而变），表面粗糙 度、地表起伏等因子控制，所以一般只能作 为未知量，不能事先设定。
陆面温度遥感反演面临的主要问题
地表温度的反演-地表温度反演算法
分窗技术的主要目的是剔除大气的影响，一般形式：
Ts = a(atm, , ei, ej)Ti+b (atm, , ei, ej) Tj + c (atm, , ei, ej)
思路： 对不同的大气，观测角度及地表参数进行模拟。 所有的方法仅在一定范围内有效。
传感器
地表物质的热学性质
•热传导率Thermal Conductivity (K):
热量通过物体的速率的度量。单位时间内通 过单位面积的热量与垂直于表面方向上的温 度梯度的负值之比。单位为Wm-1K-1 。
地表物质的热学性质 •热惯量Thermal Inertia (P):
物质对温度变化的热反应的一种量度（一种 材料对温度变化的阻抗），决定于热传导率 (K)，热容量(C)和密度(r)。
总之，陆面温度反演的研究多以分裂窗 口方法为基础，为了提高温度的反演精度， 不同的作者主要从多个方面进行了研究。但 由于陆面温度反演问题的复杂性，迄今为止， 陆面温度反演的研究主要仍以可行性研究为 主，大气效应的纠正、地表比辐射率 未知 和地表温度的皮肤效应问题仍制约着陆面温 度遥感反演方法在实际中的应用。
地表温度的反演-地表温度反演算法
• 多通道法（分窗法）
起初用来反演海水温度，后被推广到陆地。 利用10~13mm里，两个相邻通道（一个 在11mm附近，另一个在12mm附近）上 大气的吸收作用不同，通过两通道的组合 来剔除大气的影响
地表温度的反演-地表温度反演算法 陆地表面温度反演
分窗技术用到海水表面温度反演很成功，可以小于 0.7K误差，但在陆地上比海面困难许多。
AVHRR
通道
3 4 5
波长范围 (mm)
3.54-3.94 10.32-11.32 11.41-12.38 3.660-3.840 3.929-3.989 4.020-4.080
MODIS
20 22 23
29
31 32 33
8.400-8.700
10.780-11.280 11.770-12.270 13.185-13.485
航空平台：通常 3-5 µ m， 8-14 µ m 航天平台：通常 3-4 µ m， 10.512.5 µ m 为什么只在晚上 用 3-4 µ m测量常 温地表？
地表温度的反演—热红外遥感的主要原理
辐射传输方程
热红外波段
Bisensor ( , ) = [e i ( ) Bi0 (Ts ) +
(5) 陆面目标的比辐射随波段变化显著，这样
导致方程组的不完备，因为第一个波段包含
一个未知的比辐射率， N 个波段包含 N 个未知
比辐射率，外加一个未知温度，所以未知数
总比独立方程数多一个。
地表温度的反演—热红外遥感的主要原理
•物体的波谱辐射能和大气窗口
物体的波谱辐射能
Ll = elBl(T)
+
atm atm atm + r ( , ; , ) L ( ) cos d ] L i i i b ,i
地表温度的反演
• ຫໍສະໝຸດ Baidu气的作用及影响
吸收和再辐射（散射很小）
热红外不断的主要吸收气体是水蒸 气、二氧化碳和臭氧。 在10~12mm里，大气的主要吸收体 是水蒸气。透过率主要随水蒸气变 化，但不仅仅是水汽总量函数，还 受水蒸气分布及大气廓线的影响。
地表物质的热学性质及 地表温度的反演
地表物质的热学性质
•热容Heat Capacity (C):
温度每升高1度，对应热能(Q)增加量的度量。 表示了一种材料存储热的能力, 单位为cal ℃ 1 。(与物体大小有关)
•比热specific heat (c) :
一定条件下单位质量的物质升高1 ℃ 所需 的热量.