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MODIS数据陆面温度反演研究(1)


MODIS数据陆面温度反演研究木
马丹 福建农林大学资源与环境学院350002 摘要:陆面温度是研究地球和大气之间物质交换和能量交换的重要参数,是环境遥感研 究具有广泛而深入的要求.基于AVHRR的分裂窗算法,运用MODIS热红外数据,在湖 北省(2715KM*1133KM)进行了路面温度反演研究.通过进行标准大气粗校正,考虑了 组分温度的反演,提高了反演精度.结果表明:通过MODIS热红外数据反演的湖北省地 表温度与实际情况较为一致,亮度温度整体比地表温度偏低,湖北省武汉、宜昌和襄樊等 多个城市存在着热岛现象,武汉市尤为显著,城郊温差达到4-6K,汉口温度最高,武昌 次之,汉阳最低,同时极值高温出现汉口商业区和武昌区的武钢集团. 关键词:MODIS地面温度亮度温度热岛效应

1引言
陆地表面温度(LST)是控制地球表面大多数物理、化学和生物过程的参数之 一,是研究地表和大气之间物质交换和能量交换的重要参数。地面温度是环境遥 感研究及地球资源应用过程中具有广泛而深入的需求,地面温度的定量遥感研究 已被列为中国攀登项目的研究任务。, 传统的地表温度计算是通过多点观测获得,不具备全面性,而遥感具有宏观、
连续观测等特点,因此利用热红外遥感数据能够大范围获得地表温度的连续面状

信息【l】。借助于热红外遥感影像,可以方便快捷地获得大面积(全省、全国乃至
全球)的地表温度资料,且数据更新快,成本低廉。MODIS数据在土地利用变化、

土地覆盖、植被指数、地表温度、旱涝灾害监测、雪盖监测、荒漠化监测等方面
有着广泛的应用。相比在我国进行LST研究中广泛使用的AVHRR数据,MODIS 数据具有更高的灵敏度和精确度12】。

2地表温度反演的理论基础 2.1物体的辐射与温度的关系——普朗克函数
通过遥感方法获取地表温度的理论基础是:随着温度的升高,陆地表面发射 的总辐射能也迅速增加,而且地面物体温度的变化也影响物体的发射光谱。根据
普朗克黑体辐射定律,将陆地表面作为黑体时,其辐射能量可以描述为: Lj (2.1)

2两C1

霉万【e xp籍)一1】

其中Lj为黑体辐射能量(Wm-3Sr"1),k为波长(m),T为黑体温度(K)。
‘作者简介:马丹,email:madam_yurou@163.com:Te!:13328235663
140

C,=2ahc2=3.74177195x10—16w聊-2,C,---hc/k=1.4387686910之mk

而陆地表面实际上是灰体,其发射辐射与同温度下的黑体的发射辐射的比 值,称为比辐射率占(OS占S1)。 假设在辐射传输过程中没有任何干扰,考虑比辐射率£后,将上面的公式变
换为:

T=——二专r 旯,ln(≠+1)

^jLj氕

(2.2)

T为地表温度(K)。从上述公式中计算物体的温度,需要知道该物体在特定 的波长(的下的辐射(Lj),及该地物在相应波段下的地物比辐射率(占)。在某已知 的特定波长内,物体的辐射可从遥感传感器记录的值得到,地物的比辐射率主要 与物体的种类、结构、质地等物体本身的性质有关,计算时取该波长范围内同类 地物的平均比辐射率。

2.2反演地表物体温度时波长的选择一维恩位移定律
反演地表物体温度时波长的选择一维恩位移定律从上述计算温度的公式可 知,要反演地表的温度,首先要选择适宜的波长。维恩位移定律反映了波长与温 度之间的关系:
Lmax T=2.8978x 10‘3 mK

(2.3)

它表明:随着温度的增加,辐射的峰值向短波方向移动。绝大多数地表物体 的温度在300 K左右,从维恩位移定律计算出温度300K时,最大波长在9"--179m 附近,而温度越高,波长越短,所以选择反演地表温度的遥感通道时,常选择8~ 139m的光谱通道。另外在此通道中,大气吸收影响最小,地表辐射通过率高, 而且在9.79m附近黑体辐射值对温度的导数值最大,说明在此通道范围内,光谱 辐射对温度的敏感性最好。用MODIS数据反演地表温度时,综合以上因素,常 选取29通道(8.400"-8.7001am)、31通道(10.780"-11.280I_tm)和32通道(11.770~ 12.2709m)辐射数据作为反演地表温度的源数据,这几个通道可以忽略地表反
射的太阳辐射【jJ。

3陆面温度反演
目前,应用热红外反演地表温度主要有大气校正法、单窗算法、分裂窗算法、 多通道多角度等算法。分裂窗法是应用最广、最成熟的地表温度反演方法,精度 较高141。

3.1分裂窗算法
劈窗算法通过两个通道测量值的各种组合来剔除大气影响,进行大气和地表 比辐射率的订正。地表温度反演采用分裂窗算法,通过MODIS的3l、32这两 个通道对地面温度在大气中传输过程中的响应差异排除大气干扰。由于 MODIS31、32波段的波谱响应范围与AVHRR的4、5通道非常接近,且在 AVHRR4、5的波谱响应范围内,波谱范围更窄,因此采用Becker and Li分裂算
14l

法的经验公式反演地表温度。
Ts=1.274+MCT4+T5)/2+Ⅳ(瓦一T5)/2 M=l+O.1
561

(3.1.1)

6(1一力/占一0.482A占/62

N=6.26+3.98(1—6)/8—38.33Ac/c2 g=(&+es)/2
AE=E4一毛

TS表示地表温度,T4、T5表示NOAA/AVHRR的4、5通道的亮温,a、b 为计算得到的系数。

3.2比辐射率的计算
地表比辐射率是描述表面特征的一个很好的参数,可用来区分和识别不同的 表面类型以及精确测定表面温度。遥感热红外传感器获得的热辐射信息,包含了 地物本身的发射以及环境的辐射照度,因而要精确地获得地表温度,必须去掉环 境辐射照度【5J。在用卫星资料计算LST的过程中,测量地面覆盖类型的光谱发射
率是至关重要的。利用Josef的算法通过计算归一化植被指数来计算地物的比辐 射率。 (1)反射率的计算 反射率可以从相应的可见光通道的记录值计算得到: ref-=ref-scale[B](SI--ref-offsets[B]) 组;offsets[B】,scale[B]是波段的偏移量和缩放比例。 (2)NDVI的计算 NDVI=(CH 1-CH2)/(CH I+CH2) (3.2.2) CHl、CH2分别表示地表在近红外波段和可见光的红光波段上的反射率。 NDVI的值在.1 fJJ+l范围之间,值越大,表示绿色植被越多。 (3)比辐射率的计算 (3.2.1)

式中ref表示反射率:SI为影像的DN值;B是波段在数据集SDS中的序号

根据Josef等在已有工作的基础上,计算出AVHRR的毛和血,方程为:
氏=0.9897+0.0291n(NDVI) (3.2.3) (3.2.4)

如=s‘.£s-0.01019+0.013441n(NDVI)
可使用以上两个公式计算分波段的比辐射率毛和品。

当NDVI为正数时,按照上述Josef的算法来计算地物的波段平均比辐射率, 当为负数时即为水体时,根据Labed
and

Stoll等测试的典型地物在热红外波段

8~14um的比辐射率。受卫星像元的尺度的影响,存在着混合地物。在针对混合 像元时,参考覃志豪等先通过确定典型地物的比辐射率,然后确定地物的构成比

例(即植被覆盖率),从而确定研究区内的地表比辐射率。
142

3.3辐射亮度的计算
利用系统的定标数据通道的比例系数(radiance_scalesi)和通道的偏移量

(radianceoffseti),将MODIS每个通道的记数值(counti)换算为物理量。MODIS 的每个通道都是12bRs的整数,在红外通道经定标换算后就变为光谱辐射亮度 (Li),单位为Watts/(m2?“m?st)。运算关系式如下:

I江(radiarice。Jc口彪岛)(,.口aria刀ce。∞“,l‘卜,.口托刀钟-够P‘)

(3.3.2)

H代表i通道的光谱辐射亮度;i代表通道数;radiance.counti代表i通道的 记数值(DN值),可以直接从图像上读取;radiance.scalesi代表i通道的比例系数; radiance.offseti代表i通道的偏移量。通过定标系数,可以得到这些通道的辐射 亮度。

3.4辐射等效亮温的计算
将公式(3.3.2)、(2.2)带入到下面的经普朗克公式求逆的公式中,便可计算得 到定标后的辐射亮度,经普朗克公式求逆可得到观测表面的辐射等效亮温。

T=———二==,_-一

(3.3.3)

讪甏+1)
其中:T为绝对温度(K);h为普朗克常数=6.6256e.34J's:c为光:t'塞=3e+8rWs:
k为玻尔兹曼常数=1.38e.23
J/K;

以为中心波长(111),Ij为辐射亮度。

4湖北省地区反演案例
4.1反演地表温度的数据源
在反演东经1080-1150、北纬290-320的湖北省亮度温度和地表温度时,采用
了2004年7月23日13时获取的Terra卫星的MODIS的热红外波段29、3l、32。

同时还选择的通道有l、2、4、6。其中1、2通道用于测算归一化植被指数,2、
4、6组合成彩色遥感图像,经过HIS融合后能将图像精度提高到250rn,运用监

督分类法和阈值法进行地表分类,并获得每个像元的地表比辐射率。
在反演地表温度前,需要对数据预处理。MODIS的前期预处理包括解包和

归整、高精度定位预处理、多通道定标预处理和lB级HDF文件格式的生成。
后期预处理包括重采样、几何纠正、辐射校正、自动分类等。在地表温度反演前,

利用标准大气廓线数据对MODIS数据进行大气粗校正。在测定地物的比辐射率 时,先把水体从MODIS图像中提出,赋以水体的典型比辐射率值,水体的比辐 射率引用万振明等的比辐射率库中数据【6J,反演组分温度时,混合像元的比辐射 率按张兆明等方法确定,典型地物在热红外波段的比辐射率来自Labed and Stoll 等测试的数据。数据处理运用ERDAS IMAGING软件和VC程序设计同时进行。

143



2反演结果

反演的湖北省地区2715KM*1133KM的范围的29、31、32三个热红外通道 的亮度温度和地表温度。虽然各个热红外通道的亮度温度有些差异,29通道反 演的亮度温度比其它两个稍低,但从地表温度变化趋势而言,亮度温度和地表温 度总体变化趋于一致。而且经过大气纠正得到的地表温度高于未经大气纠正的亮 度温度。

围4l刺用MODIS的29通道反演2004年7月23日湖北省的亮度温度

经过统计,湖北省地区的地表最低温度是282K,最高温度318K,平均温度 95K。从反演地表温度结果来看,城市的温度最高,郊区次之,水体和山体 的表面温度较低:从地域上看,武汉、襄樊、宜昌等多个城市都存枉不同程度的 热岛现象,武汉的城郊温差在4-6k宜昌的城郊温度差在2K左有:武汉城区平均 温度最高,全省范围内大于或等于317K只出现在武汉市,比宜昌城区平均温度 约高3K。利用MODIS热红外通道反演湖北省的地表温度基本与实际情况吻合。
303

_k…一 _。-r, ●”,, ●w“一
_“、々“‘

围4.2湖北省的地表温度反演结果

为了更好验证地表温度反演结果,用蓝色一紫色一红色一橙色一黄色的颜色
顺序依次表示武汉地区地表温度从低到高。从图4 3看出,武汉市具有明显的热

岛效应,城区温度比周边地区温度高,从城市?p心沿外围方向形成环状.温度递 减。对于武汉地表温度反演分析有以F几点:

超高温区315K咀上

-R{Ⅻ区311-313K _'韫E308
3IIK 308K

■■,黼E3t3

315K

_iXt樾30aRPlT
图4.3武汉地区的地袁温度反潢蛄果

低温区304

(1)武汉市城区的地面温度比周边郊区的温度明显高4-6K,具有强熟岛效
应。

(2)极值高温318K出现在武昌和汉口各一处,汉口繁华商业区出现极值 高温的面积有2KM2,武昌武钢集团出现极值高温有1KM2的范围。这与历年武 汉7、8月平均气温最高,历年极端气温最高44 5C接近。317K以上的高温区集 中分布在汉口的繁华商业区、火车站等地以及武昌的武钢集团。 (3)湖泊水体附近的区域比其它区域温度低,水体的温度明显比周边地区 温度低。对于湖泊而言,长江的水温最低,大型湖泊次之,汉水温度相对较高, 城市内湖的温度明显比郊区湖泊高,低温区域面积也较郊区少,而且湖泊中心区 的温度明显比边缘水区高1.2K。 (4)从武汉三镇城区平均温度来看,汉口的温度比武昌要高大0 9K,武昌 城区的最低温度比汉口低3K左右,汉阳与武昌接近。从武昌来看,武昌商业区 比高校区高1—21<汉阳工业区比高校区温度略高。

5结束语
本文运用MODIS数据基于AVHRR数据的分裂窗算法反演了湖北省地表温 度,反演的结果较为客观,反演精度在2k以内。经过大气粗校正处理和混合像 元处理,可以提高组分温度进行反演精度。从反演武汉地区的结果来看,武汉市 存在强烈的城市热岛效应,不同下垫面的地表温度存在明显的差异。 通过对分裂窗算法进行分析,得出了几种可能对其产生误差的影响因素:首 先是模型本身具有一定的误差,导致反演地表温度有差异。其次,地表比辐射率 对地表温度反演精度的影响很大,测算中采用已知典型地物的发射率与实际情况 也不会完全一样,发射率0.01的相对误差,能导致地表温度0 75K的误差【7】。另 外,采用MODIS31、32通道反演时主要考虑水汽的影响.大气粗校正时采用标 准大气情况与卫星过境实时水汽含量也会存在差异。最后,分类的精度也会影响
组分温度反演精度。

总之,利用MODIS数据进行地表温度反演是可行的,不仅可以实时动态地

反映地表热量的差异,还可以比较客观、准确地反映城市热岛效应的分布范围、 发展趋势等特征。

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MODIS数据陆面温度反演研究
作者: 作者单位: 马丹 福建农林大学资源与环境学院 350002

本文链接:http://d.g.wanfangdata.com.cn/Conference_7190765.aspx


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