2007, 18 (5): 702-708
2. 中国气象局成都高原气象研究所, 成都 610071;
3. 中国气象科学研究院, 北京 100081;
4. 宁夏回族自治区气象防灾减灾重点实验室, 银川 750002
2. Institute of Plateau Meteorology, CMA, Chengdu 610071;
3. Chinese Academy of Meteorologial Sciences, Beijing 100081;
4. Key Laboratory of Meteorological Disaster Preventing and Mitigation of Ningxia Hui Autonomous Region, Yinchuan 750002
地表辐射平衡反映地表如何得到能量, 地表热量平衡反映地表得到的能量如何分配, 地表辐射平衡和地表热量平衡是地表能量交换的主要内容, 是地气之间互相作用和物质交换的能量纽带, 因此, 对于地表辐射平衡和地表热量平衡的研究多年来一直是国内外气象、地理、水文等学科关心的焦点问题之一, 研究取得了较好的成果。如高国栋等[1]、翁笃鸣等[2-4]以气候方法计算与分析了中国地表的辐射平衡和热量平衡; 1988—1992年的“黑河地区地气相互作用野外观测试验研究”[5-6]和2000—2004年的“西北干旱区陆气相互作用野外观测试验”[7-9]对辐射平衡和热量平衡的日变化和季变化进行了较为深入详细的研究。目前对地表辐射平衡和地表热量平衡的研究大多停留在微气象研究和局地尺度上, 而对区域分布研究还很不够[10-13], 本文利用卫星资料覆盖面广、分辨率高的特点, 将卫星遥感与宁夏南部气象站观测资料相结合, 研究宁夏南部地表辐射平衡和地表热量平衡区域分布。近年来, 国家实施西部大开发战略, 宁夏回族自治区为改善生态环境, 在宁夏南部大力实施退耕还林还草等措施, 本研究揭示该区地气能量传输过程及特点, 对评估其生态效应具有现实意义。
1 研究区概况及资料选取 1.1 研究区概况研究区范围为35°17′~36°33′N, 105°12′~106°58′E, 包括海原县以南的宁夏所有区域, 地形地貌复杂多变, 区内有六盘山、关门山、月亮山等山体, 有葫芦河、清水河、茹河等河流, 有六盘山森林草甸区、有黄土丘陵旱作农业草原区 (图 1)。海拔高度1400~2950 m, 年平均气温0.9~7.0℃, 年平均降水量300~680 mm, 年平均蒸发量1200~1800 mm。
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| 图 1. 宁夏南部地形与植被分布 (1关门山、4六盘山的森林; 5, 7六盘山附近灌木林; 2葫芦河、3清水河、6茹河河流流域的黄土丘陵旱作农业草原区; 8月亮山的草地) Fig 1. Topogriphic distribution and vegetation distribution over south Ningxia (the forests over Guanmen Mountain (1) and Liupan Mountain (4); the shrubberies over Liupan Mountain (5, 7); the Loess Plateau dry farming and pasture areas in Hulu River basins (2), Qingshui River (3) and Ruhe River (6);the grassland over Yueliang Mountain (8)) | |
1.2 资料选取
①卫星资料:2001年6月30日 (卫星过境时间为14:38(北京时, 下同)), Landsat-7 ETM+资料, 为晴天资料, 景中心为36.05°N, 106.12°E, 数据格式为FAST-L7-A, 像元大小1~5, 7波段为30 m×30 m, 6波段为60 m×60 m, 8波段为15 m×15 m。数据来源为中国科学院中国遥感卫星地面站。②气象资料:宁夏南部地区及周边区域20个气象站2001年6月30日气象资料有逐日平均气温、最高气温、最低气温、风速、水汽压、相对湿度、日照时数、蒸发量、降水量; 各气象站2001年6月30日14:00气象资料有气温、湿球温度、气压、水汽压、相对湿度、总云量、低云量、露点温度、风速、地温。数据来源为宁夏回族自治区气象局、甘肃省气象局。③宁夏海拔高度图, 像元大小为100 m×100 m, 资料来源为国家测绘总局。
2 资料预处理 2.1 图像处理首先对卫星遥感图进行几何精校正, 校正的误差控制在0.5个像元以内, 然后将遥感图进行剪切, 切去图像上明显有云覆盖区和海原县上空的高云覆盖区, 所有图像转化为相同的投影地理坐标, 像元大小统一为30 m×30 m。
2.2 三维地形表面插值气象站测风值一般为10 m高度风速, 但各站测风高度有所不同, 风速的计算如下[14]
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(1) |
式 (1) 中, uz为实测风速, u2为2 m高度的风速, zm为测风高度。利用式 (1) 也可求得10 m高度风速u10。利用ERDAS IMAGING的3D Surfacing工具, 应用气象台站地理坐标, 将水汽压、u2, u10进行三维地形表面插值, 得到水汽压、2 m, 10 m高度风速分布图。
2.3 部分计算用中国遥感卫星地面站的方法[15], 利用头文件中记录的辐射校正参数, 计算大气顶部的反射率 (1~5, 7, 8波段) 和亮温 (6L和6H波段)。用刘静等的方法[16]计算区域气温, 该方法以台站的气温为基准, 经海拔、纬度、坡度订正, 来推算小网格点上的气温。
参考祝昌汉等[17]、马耀明等[18]的方法, 本文选取Landsat-7 ETM+资料的8, 5, 7波段计算宽带行星反射率。
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(2) |
式 (2) 中, αρ为宽带行星反射率, r8, r5, r7分别为ETM+图像的8, 5, 7波段的反射率。
2.4 地表分类水体: T1-T5不为0, T1-T7不为0。T1, T5, T7分别为1, 5, 7波段像元灰度值。
依据归一化植被指数INDV(绿度) 随叶面积的增加而增加的特征, 以INDV区分地面植被覆盖情况并以此分类。INDV以下式计算:
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(3) |
式 (3) 中, r3, r4为ETM+波段3, 4的反射率 (经过6S大气订正)。
INDV < 0.005为裸地和水体, 减去水体区为裸地区; 0.005≤INDV < 0.40为半裸区 (有草覆盖但未完全覆盖); 0.40≤INDV < 0.60为草地完全覆盖区; INDV≥0.60为灌丛、乔木林完全覆盖区。将宁夏海拔高度图转化为像元大小为1200 m×1200 m的图 (消除小地形影响) 后, 进行坡向分析, 根据阳坡为灌丛、阴坡为乔木林, 区分乔灌区 (经与实际情况大量的对比验证, 将不符的区域剔除后重新归类。上述是基本分类方法)。
3 计算方法 3.1 地表辐射平衡地表辐射平衡方程为
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(4) |
式 (4) 中, 地表净辐射为R n, Q(1-α) 为地表短波吸收辐射, LDA为大气逆辐射, U为地表长波辐射。
3.1.1 地表短波吸收辐射地表短波吸收辐射反演方程[19] :
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(5) |
式 (5) 中, α为地表反射率, Q为地表总辐射。方程右边均为已知量, H为海拔高度, 单位: km; e为水汽压, 单位: hPa; n为总云量, 晴空条件下n=0; So为天文辐射; αρ为宽带行星反射率。
土壤热通量的计算要用到地表反射率, 地表反射率可以由地表短波吸收辐射与地表总辐射计算得到, 地表总辐射可用翁笃鸣等的方法计算[20]。
3.1.2 地表长波辐射地表长波辐射反演方程[21] :
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(6) |
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(7) |
式中U为地表长波辐射, δ为地表比辐射率 (取0.95), σ为Stefan-Boltzmann常数 (5.67×10-8W·m-2·K-4), TS为地表温度, 单位:℃。方程引入活动面温度的概念, 与卫星遥感的亮温相匹配, ΔT表示地表温度替代活动面温度的误差, 单位:℃。利用此法计算出研究区内6站地表长波辐射。
Landsat-7的6波段设置了高增益6H, 低增益6L两种情况, 根据Stefan-Boltzmann定律, 分别求得对应像元大气层顶向上的长波辐射。将地表长波辐射与两种情况 (6H, 6L) 的大气层顶向上的长波辐射进行拟合, 选中拟合较好的6H, 得出拟合结果如下:
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(8) |
式 (8) 中, U为拟合得出的长波辐射, LTOA为大气层顶向上的长波辐射, 该方程相关系数R=0.95, 通过显著性水平为0.01的F检验。利用此法计算出地表长波辐射区域分布。
根据地表长波辐射方程:
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(9) |
式 (9) 中, U为拟合得出的地表长波辐射, 可以求得活动面温度亦即蒸发 (散) 面温度T0, 单位:℃。
3.1.3 大气逆辐射大气逆辐射反演方程[3]如下:
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(10) |
式 (10) 中, LDA为大气逆辐射, 右边各项如上所述。
3.2 地表热量平衡地表热量平衡方程为
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(11) |
式 (11) 中, Rn为净辐射, H为显热通量, G为土壤热通量, LE为潜热通量[22]。
3.2.1 土壤热通量据马耀明等的研究[23], 土壤热通量G可用下式表达:
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(12) |
式 (12) 中, Rn为净辐射; T0为蒸发 (散) 面温度, 单位:℃; α为地表反射率。
3.2.2 显热通量显热通量方程为
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(13) |
式 (13) 中, ρ为空气密度[14]; Cρ为空气比热, 单位: J·kg-1·K-1; T′0为蒸发 (散) 面温度, 单位:K; T′a为空气温度, 单位:K; rac为修正的空气动力阻力, 单位:s·m-1; rbh为剩余阻力, 单位:s·m-1。rac和rbh的计算见文献[24]。
4 结果分析 4.1 地表辐射平衡 4.1.1 地表短波吸收辐射分布特征短波吸收辐射表征地表对太阳辐射的吸收值, 是能量平衡和物质交换的能量源。地表短波吸收辐射分布 (图 2a) 呈现明显的地带性, 六盘山、关门山、月亮山等分布有森林草甸区是地表短波吸收辐射高值区, 有葫芦河、清水河、茹河等河流附近分布有黄土丘陵旱作农业草原区, 是次高区, 低值区为植被较少的裸地半裸地 (参见图 1)。在晴天情况下, 地表短波吸收辐射主要由地表反射率决定。地表短波吸收辐射的最大值为798.9 W/m2, 最小值为608.0 W/m2, 平均值为687.9 W/m2, 标准差为30.6 W/m2(图 2b)。对于不同的下垫面地表短波吸收辐射平均值 (表 1):裸土区和半裸区明显小于其他地表覆盖类型。
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| 图 2. 宁夏南部2001年6月30日地表短波吸收辐射分布图 (a) 和直方图 (b) Fig 2. The surface absorbed shortwave radiation distribution over south Ningxia on June 30, 2001 (a) distribution map, (b) straight-bar figure | |
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表 1 土地覆盖类型的平均地表参量 (单位:W·m-2) Table 1 Averaged land surface parameters by land cover types (unit:W·m-2) |
4.1.2 地表净辐射分布特征
地表净辐射表征地表得到的净辐射能量, 是能量平衡和物质交换的起点, 由地表短波吸收辐射、大气逆辐射和地表长波辐射共同决定[25]。地表短波吸收辐射分布 (图 3a) 呈现明显的地带性, 六盘山等山体分布有林地和草地地表净辐射最大、河流附近分布有农业区的次大, 低值区为裸地半裸地。在晴天条件下地表净辐射很大程度上由地表短波吸收辐射决定 (图 3a与图 2a分布类似)。INDV小则地表反射率大, 因而地表短波吸收辐射小, 使得地表净辐射就小; 反之亦成立。说明一个地区植被的覆盖影响了地表反射率, 影响了地表短波吸收辐射, 并进一步影响地表净辐射。地表净辐射的最大值为756.3 W/m2, 最小值为406.3 W/m2, 平均值为549.5 W/m2, 标准差为60.3 W/m2(图 3b)。由表 1可见不同的下垫面地表净辐射有这样的规律:林区>草地>水体>半裸区>裸土区。
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| 图 3. 宁夏南部2001年6月30日地表净辐射分布图 (a) 和直方图 (b) Fig 3. The surface net radiation over south Ningxia on June 30, 2001 (a) distribution map, (b) straight-bar figure | |
4.1.3 其他辐射量
大气逆辐射是由大气发射的向下的长波辐射, 其数值主要由气温决定。大气逆辐射的最大值为359.9 W/m2, 最小值为307.9 W/m2, 平均值为333.2 W/m2, 标准差为12.3 W/m2。地表长波辐射表征地表由于发射长波而散失的能量, 其数值主要由地表温度决定, 地表长波辐射分布与地表温度分布具有相同的特征, 地表长波辐射的最大值为596.2 W/m2, 最小值为351.2 W/m2, 平均值为471.6 W/m2, 标准差为37.7 W/m2。研究发现地表长波辐射随植物的覆盖度增加而减少。
4.2 地表热量平衡各值分布特征 4.2.1 土壤热通量分布特征土壤热通量表征地表得到的净辐射向土壤中所传导的部分, 在地表热量平衡方程中, 土壤热通量相对其他三项虽然比较小但是一个重要的量, 一般认为土壤热通量由地表温度、地表反射率、INDV和地表净辐射决定。植被的覆盖对该地的土壤热通量有很大的影响, 有植被覆盖时则INDV较大, 地表反射率、地表温度较低, 使土壤热通量减小, 反之亦然。土壤热通量的最大值为72.5 W/m2, 最小值为14.5 W/m2, 平均值为55.6 W/m2, 标准差为9.2 W/m2。
4.2.2 显热通量分布特征显热通量表征地表与大气之间用于乱流交换的能量, 显热通量由地温、气温和空气动力阻力决定。显热通量的分布较宽, 反映了下垫面情况复杂, 地温、气温和风速的分布很不均匀。显热通量呈现明显的地带性 (图 4a), 六盘山、关门山、月亮山等分布有森林草甸区较小, 河流边缘及附近有灌溉的地域亦较小, 高值区为裸地。显热通量的最大值为501.2 W/m2, 最小值为-165.3 W/m2, 平均值为119.0 W/m2, 标准差为114.2 W/m2(图 4b)。峰值在100 W·m -2左右 (表 1), 对应裸土区和草地-裸地区。一些地区如六盘山一带地温低于气温使得显热通量为负, 而在泾源一带 (较大面积的裸土区) 地温高且风速较大, 显热通量为较大正值。
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| 图 4. 宁夏南部显热通量分布图 (a) 和直方图 (b) Fig 4. The sensible heat flux distribution over south Ningxia on June 20, 2001 (a) distribution map, (b) striaght-bar figure | |
4.2.3 潜热通量分布特征
潜热通量表征地表得到的净辐射用于蒸发 (散) 的能量, 潜热通量的分布具有明显的地带性 (图 5a), 尤其是山体和流域的轮廓十分明显。潜热通量高值区为六盘山、关门山、月亮山等分布有森林草甸区、河流边缘及附近有灌溉的地域, 潜热通量低值区分布在彭阳一带的显热通量较大的裸地区。有植被覆盖区明显大于周围无植被区和少植被区。潜热通量的平均值为374.9 W/m2, 标准差为170.6 W/m2(表 1)。峰值在420 W·m-2左右, 对应半裸地区 (图 5b)。
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| 图 5. 宁夏南部潜热通量分布图 (a) 和直方图 (b) Fig 5. The latent heat flux distribution over south Ningxia on June 30, 2001 (a) distribution map, (b) stright-bar figure | |
本研究在气象站常规观测的基础上计算分析地表辐射和热量平衡各量, 在固原站点上进行了辐射、反射率的比较, 结果比较一致。由于没有另外的试验观测资料, 本文采用FAO推荐的方法PM公式[14] (被广泛使用计算日蒸发 (散) 的方法) 的计算结果来对潜热通量作了对照 (表 2), 最大偏差17.6%, 最小偏差为6.1%, 平均偏差为13.4%, 最大偏差、平均偏差都不大。潜热通量是一个较难确定的量, 可用能量平衡方程求得, 计算过程需要涉及地表辐射平衡和热量平衡的各个因素, 因此通过潜热通量的比较, 验证了本方法有一定的适应性。
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表 2 遥感估算区域蒸散与FAO方法值对比 Table 2 The comparison of evapotranspiration calculated by remote sensing method and FAO method |
5 结论与讨论
利用卫星遥感资料求取地表特征参数的基础上, 将地表分为不同的覆盖类型, 使用不同的方法与参数, 结合常规气象观测资料计算得出了地表辐射和热量平衡各量, 并得出各量的分布图与分布直方图, 对其分布特征进行了讨论, 引入的反演方法突破了以往方法需试验观测的局限, 因而具有更大的实用性。各量分布图最明显的特征是其分布呈现明显的地域性, 山地、河流的轮廓很显著, 其主要原因是山上及河流附近生长着茂密的植被, 植被对地表辐射和热量平衡各量的影响很大。能量平衡方程的应用是在没有平流的情况下, 而当有较大的显热通量正负值出现时, 应考虑该式的适用性。反演的方法和气象资料的尺度转换存在一些误差, 误差的分析和如何降低误差有待进一步研究。
| [1] | 高国栋, 陆渝蓉. 中国地表辐射平衡与热量平衡. 北京: 科学出版社, 1982. |
| [2] | 翁笃鸣, 孙治安, 史兵. 中国地表净辐射的气候学研究. 南京气象学院学报, 1988, 11, (2): 132–143. |
| [3] | 翁笃鸣, 陈媛. 中国大气逆辐射的气候计算及其分布特征. 南京气象学院学报, 1992, 15, (1): 1–8. |
| [4] | 高庆先, 翁笃鸣. 中国地表热源的气候学特征. 南京气象学院学报, 1995, 18, (4): 543–547. |
| [5] | 胡隐樵, 奇跃进. 河西戈壁 (化音) 小气候和热量平衡特征的初步分析. 高原气象, 1990, 9, (2): 113–119. |
| [6] | 胡隐樵, 高由禧, 王介民, 等. 黑河实验 (HEIFE) 的一些研究成果. 高原气象, 1994, 13, (3): 225–236. |
| [7] | 张强. 敦煌夏季晴天绿洲地表辐射和能量平衡及其小气候特征. 植物生态学报, 2002, 26, (6): 717–723. |
| [8] | 王胜, 张强, 卫国安. 敦煌绿洲-戈壁过渡带地表辐射与能量特征分析. 高原气象, 2005, 24, (4): 556–562. |
| [9] | 张强, 曹晓彦. 敦煌地区荒漠戈壁地表热量和辐射平衡特征的研究. 大气科学, 2003, 27, (2): 245–254. |
| [10] | Ma Yaoming, Tsukamoto O, Ishikawa H, et al. Determination of regional land surface heat flux densities over heterogeneous landscape of HEIFE integrating satellite remote sensing with field observations. Journal of Meteorological Society of Japan, 2002, 80, (3): 485–501. DOI:10.2151/jmsj.80.485 |
| [11] | 高峰, 王介民, 孙成权, 等. 遥感技术在陆面过程研究中的应用进展. 地球科学进展, 2001, 16, (3): 359–366. |
| [12] | Ma Yaoming, Wang Jiemin, Huang Ronghui, et al. Remote sensing parameterization of land surface heat fluxes over arid and semi-arid area. Adv Atmos Sci, 2003, 20, (4): 530–539. DOI:10.1007/BF02915496 |
| [13] | 马耀明, 王介民, MenentiM, 等. 卫星遥感结合地面观测估算非均匀地表区域能量通量. 气象学报, 1999, 57, (1): 180–189. |
| [14] | Allen R G, Pereira L S, Dirk R, et al. Crop Evapotranspiration-Guidelines for Computing Crop Water Requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper 56. Rome: FAO, 1998: 50–299. |
| [15] | 冯钟葵. Landsat7 ETM+数据的增益设置及设置改变. 用户简讯 (中国遥感卫星地面站), 2001, 47, (3): 8–9. |
| [16] | 刘静, 马力文, 周惠琴, 等. 宁夏扬黄新灌区热量资源的网格点推算. 干旱地区农业研究, 2001, 19, (3): 64–71. |
| [17] | 祝昌汉, 朱福康, 刘玉洁. 青藏高原晴空行星反照率与地面反照率的研究. 科学通报, 1990, 35, (20): 1563–1565. |
| [18] | 马耀明, 王介民. 黑河实验区地表净辐射区域分布及季节变化. 大气科学, 1997, 21, (6): 743–749. |
| [19] | 高歌, 翁笃鸣. 利用ERBE和ISCCP资料反演青藏高原地表短波吸收辐射场. 南京气象学院学报, 1998, 21, (1): 8–14. |
| [20] | 翁笃鸣, 高庆先. 应用ISCCP云资料反演青藏高原地面总辐射场. 南京气象学院学报, 1997, 20, (1): 41–46. |
| [21] | 高歌, 张兰英, 翁笃鸣. 青藏高原地表长波辐射参数化及其气候计算. 南京气象学院学报, 1997, 20, (3): 318–325. |
| [22] | 朱自玺, 赵国强, 邓天宏, 等. 覆盖麦田的小气候特征. 应用气象学报, 2000, 11, (增刊): 112–118. |
| [23] | 马耀明, 王介民. 卫星遥感结合地面观测估算非均匀地表区域能量通量. 气象学报, 1999, 57, (2): 180–188. |
| [24] | 谢贤群. 遥感瞬时作物表面温度估算农田全天蒸散总量. 环境遥感, 1991, 6, (4): 253–259. |
| [25] | 鞠笑生. 上海地区热量平衡状况的初步分析. 应用气象学报, 1994, 5, (2): 211–217. |