地表温度
地表温度估算法
地表温度估算法随着气候变化的不断加剧，测量和监测地表温度变化对了解全球表层温度的变化及相关物理状态具有重要意义。
近年来，随着远程感测技术的迅速发展，遥感估算地表温度的新技术也逐渐成熟起来。
地表温度估算法是一种利用与地表相关的地形、土地利用现状和气象因子等信息，估算不同地区地表温度的方法，它可以模拟出比对比特布温度观测更加全面准确、广泛分布的地表温度。
一般而言，地表温度估算法包括三大步骤：（1）使用与地表温度变化相关的地形地理信息和气象因子；（2）考虑太阳辐射输入和热量损失；（3）使用均匀网格模型拟合地表温度数据，并估算不同地区地表温度数据。
首先，使用与地表温度变化相关的地形地理信息和气象因子，可以确定一个非常精确的条件，影响这些因子的强度。
在传统的地表温度测量中，温度传感器只能用于测量最顶层的地表温度，而地表温度估算法则可以估算出更深层次的地表温度，同时考虑地形对地表温度的影响。
在此基础上，通常可以测定土壤温度，以及与其他地表因素的相互影响。
其次，考虑太阳辐射输入和热量损失，使用与地表温度变化相关的气象因子，可以估算出更深层次的地表温度变化，尤其是在热量损失的情况下。
太阳辐射的影响取决于地表的反射率和半径，热量损失取决于环境湿度和空气流动状况。
最后，为了实现精确的估算，通常会采用一种均匀网格模型，拟合地表温度数据，以及估算不同地区地表温度数据。
可以基于一种均匀网格模型，实现对温度变化的快速模拟，从而实现对温度变化的更加精确的估算。
地表温度估算法在实现全球表层温度多尺度监测方面具有重要作用，它可以提供与传统测量方法相比更加准确、全面的温度分布，是对气候变化的观测和研究的有用工具。
但是，由于地表温度估算法所依赖的气象因子、地形地理信息等都具有一定的不确定性，因此估算精度受到这些因子的影响。
总之，地表温度估算法是一种采用与地表相关的地形、土地利用现状和气象因子估算不同地区地表温度的方法。
它相比于传统的温度测量技术更加准确可靠，也可以更广泛地探测不同地区的地表温度变化。
地球表层的温度
地球表层的温度
地球表层的温度约为15℃。
地球表面的气温受到太阳辐射的影响，全球地表平均气温约15℃左右。
而在不见阳光的地下深处，温度则主要受地热的影响，随深度的增加而增加。
在地球中心处的地核温度更高达6000℃以上，比太阳光球表面温度更高。
地球表面最热的地方出现在巴士拉，最高气温为58.8℃。
地球北半球的“冷极”在东西伯利亚山地的奥伊米亚康，1961年1月的最低温度是-71℃。
世界的“冷极”在南极大陆，1967年初，俄罗斯人在东方站曾经记录到-89.2℃的最低温度。
地表温度的季节变化特征
地表温度的季节变化特征随着季节的更迭，地表温度在一年当中呈现出明显的变化特征。
这一变化是由多种因素共同影响而成的，涵盖了气候、地理位置、土壤类型等多个因素。
本文将探讨地表温度的季节变化特征，深入了解这一现象背后的原因。
春季的到来标志着冬天的结束，气温逐渐回升。
地表温度也随之升高，但升温速率相对较慢。
这是因为春季时天空中水汽较多，云量较大，日照辐射量有限，导致地表温度上升缓慢。
此外，春季是湿润季节，大量的降水会渗入土壤，使土壤吸收了大量的热量，表面温度上升较为缓慢。
夏季是地表温度升高最明显的季节。
在这个季节里，阳光辐射强烈，云量减少，空气湿度较低，这使得太阳能直接照射到地表上。
地表吸收的太阳能远远超过了散失的热量，导致地表温度呈现上升趋势。
在夏季清晨和傍晚，地表温度较低，这是因为此时太阳角度较低，太阳能辐射相对较少，地表温度下降。
秋季是地表温度下降的季节，天空中云量增多，降水增加，相对湿度较高。
这些因素抵消了冷空气的影响，使得气温的下降速度有所缓慢。
此外，秋季是丰收季节，农田里的植物开始大量吸收阳光进行光合作用，使得地表温度的下降速度更加缓慢。
冬季是地表温度最低的季节，天空中云量增多，日照时间减少，阳光辐射相对较少。
同时，由于夜晚辐射散热成为主导，地表温度会在清晨和傍晚时进一步下降。
地表温度低的原因还在于季风气候的影响。
常年受到西南季风的吹袭，冬季南方冷空气大量的南下，冷空气的携带湿度极低，同样也是降温的原因。
需要注意的是，以上季节变化特征是一般性的描述，并不适用于所有地区。
地理位置、海拔高度、海洋气候等因素都会对地表温度的季节变化产生影响。
例如，高山地区的气温变化较为剧烈，而沿海地区受海洋气候的调节，温差相对较小。
地表温度的季节变化特征对生物、气候研究以及农业生产具有重要意义。
了解地表温度的变化规律可以帮助人们调整农作物的种植时间和品种选择，提高农业生产效益。
此外，在气候预测和气象灾害预警方面，也可以利用地表温度的季节变化特征进行预测和评估。
如何观测地温
如何观测地温地温对于植物种子发芽、幼苗生长、根系活动和发育有着直接的重要关系。
在农业生产和试验中，有时需要对土壤温度（地温）进行观测。
地温观测包括地表面温度和地表以下的土壤温度，即地表和地中温度观测。
1、地表温度观测。
可将地面温度表（0厘米）、地面最低温度表和地面最高温度表，均沿东西方向放置在裸露的地面上，由北至南平行排列，各温度表之间相隔约5厘米，温度表的球部朝东；表身及球部一半埋入土中，一半露出地面，球部与土壤必须密贴，不可留有空隙；露出地面的球部和表身，应保持干净。
观测地表温度时，应从北边接近地温表，蹲下读数，绝对不可把温度表拿起来读数，因为地温表一离开地面，测出的温度就不再是地面温度了。
观测顺序是先读地面温度表，再读地面最低温度表，最后读地面最高温度表。
最低、最高温度表读数后都要进行调整。
最低温度表的调整方法是慢慢抬高球部，使球部高于表身，将温度表中的游标落到酒精柱的顶点；最高温度表的调整是把最高温度表从地表拿起来，用手握住表身顶端，球部向下，手臂向外伸出约30度的角度，在前后45度范围内甩动，水银柱便会从表中观测时的最高温度刻度处，下落到当时的气温刻度上。
调整时不许用手膜球部，甩动时要握紧，不要碰到其他物体上，甩动角度也不可太大，以免表中的水银柱撞坏管内的玻璃针。
调整完后将最低和最高表均放回原处。
最高表需先放球部，后放顶部，避免水银上滑，造成下次观测时读数不准；最低表调完后放回原处时，注意使球部高于表身，先放表身，后放球部，使温度表中的游标不致向下滑落，造成读数不准。
最低和最高表放回后，仍要一半在土中，一半露出土外，每次观测后均要这样放好。
2、地中温度观测。
可用曲管地温表、直管地温表和插入式地温表。
气象台、站一般用曲管地温表和直管地温表观测土壤温度。
这两种地温表都是在固定地点事先埋入土中一定深度。
曲管地温表有4支，按5、10、15、20厘米四个深度，顺序由东向西排列，球部向北埋在土中，表间相隔约10厘米，表身与地面成45度夹角，露出地面的表身，需用叉形木（竹）架支住。
地球上地表温度最高记录
地球上地表温度的记录有所变化，且存在多种不同的测量和记录方式。
以下是一些关键点：直接测量的地表温度：
在伊朗卢特荒漠（Dasht-e Lut）中记录到的地表温度最高为71摄氏度，这是通过卫星遥感技术测量得出的数据。
地面空气温度：
美国加利福尼亚州死亡谷国家公园在1913年7月10日记录到的最高空气温度为56.7℃（134°F），这是目前公认的有人类直接记录以来地球上的最高气温。
实地地表温度：
吐鲁番盆地在中国新疆地区曾测量到高达82.3°C的地表温度，这通常指的是阳光直射下的裸露地面温度，而非空气温度。
卫星探测数据：
据物理学家组织网报道，使用卫星监测数据时，利比亚阿齐济耶（Aziziyah）曾报告过地表温度达到93.9°C，但这一记录可能存在争议，因为卫星测量的是地表辐射温度，并非我们通常理解的空气温度或物体直接接触感受到的温度。
地表温度变化的遥感监测
地表温度变化的遥感监测地表温度是指地球表面的温度，它对于气候变化和环境监测具有重要意义。
随着现代科技的发展，人们可以通过遥感技术对地表温度进行监测。
本文将探讨地表温度变化的遥感监测方法以及其在环境研究中的应用。
一、遥感监测方法1. 热红外遥感热红外遥感是一种常用的监测地表温度的方法。
热红外遥感仪器可以监测地表发射的红外辐射，进而推算出地表温度。
这种方法具有快速、非接触和全天候的特点，可以提供大尺度的地表温度数据。
2. 微波遥感微波遥感是利用微波辐射与地表物质相互作用的原理，监测地表温度的一种方法。
微波辐射可以穿透云层，对于全天候监测地表温度非常有效。
微波遥感技术可以提供高分辨率和高精度的地表温度数据。
3. 光学遥感光学遥感利用可见光和近红外波段的反射特性来监测地表温度。
这种方法可以提供较高的空间分辨率和时间分辨率，适用于小尺度的地表温度监测。
二、地表温度遥感监测的应用1. 气候变化研究地表温度是气候系统变化的重要指标之一。
通过遥感监测地表温度，可以获取大尺度和多时段的地表温度数据，从而探究气候变化的时空分布规律。
这对于气候模型验证、气候变化趋势预测等方面具有重要意义。
2. 灾害监测地表温度遥感监测可以对自然灾害如火灾、地震等进行实时监测和预警。
例如，通过监测地表温度的变化，可以及时发现火灾的蔓延情况，有助于及时采取措施进行灭火。
3. 城市热岛效应研究城市热岛效应是指城市相对于周围农田或郊区等地区温度较高的现象。
通过地表温度遥感监测，可以研究城市热岛效应的形成机制、发展趋势以及对城市生态环境的影响，为城市规划和环境保护提供科学依据。
4. 农作物生长监测地表温度遥感监测可以提供农作物生长的相关信息，如生长季节、生长状态等。
通过分析农作物的地表温度变化，可以评估农作物的生长状况，并提供农业管理的参考。
5. 水资源管理地表温度对水体蒸发和水循环过程具有重要影响。
通过遥感监测地表温度，可以研究水体蒸发量、水文过程等，为水资源管理提供重要数据。
地表温度完整算法
地表温度完整演算公式一、DN值反演热辐射强度：L(λ)= 0.1238 + 0.005632156Qdn二、热辐射强度反演地表亮温：T6=K2/ln(1 +K1/L(λ))其中, T6为TM6的象元亮度温度(K),K1和K2为发射前预设的常量,对于Landsat 5的TM数据,K1=60.776 mW cm-2sr-1μm-1,K2=1 260.56K。
三、地表亮温推算地表温度：（需确定三个参数：地表辐射率、大气平均温度、大气投射率）（1）地表辐射率推算：（主要根据NDVI推算地表辐射率）1 自然表面地表辐射率：ε=1.0094+0.047ln(NDVI)2 城镇用地地表辐射率：ε= 0.9589+0.086Pv-0.0671Pv2Pv= [(NDVI- NDVIs)/(NDVIv- NDVIs)]2其中,NDVI为归一化植被指数,取NDVIv=0.70和NDVIs=0.05,且有,当某个像元的NDVI大于0.70时,Pv取值为1;当NDVI小于0.05,Pv取值为0。
3 水体地表辐射率：水体辐射率一般取值 0.995.（2）大气平均温度推算：① 热带平均大气( 北纬15°, 年平均)Ta= 17.9769+0.91715T0② 中纬度夏季平均大气( 北纬45°, 7 月)Ta= 16.0110+0.92621T0③ 中纬度冬季平均大气( 北纬45°, 1 月)Ta= 19.2704+0.91118T0根据万州所经纬度坐标：北纬38度48分，东经102度22分，其遥感影像两幅为2010年8月一幅为10月份，因此选取公式：Ta= 16.0110+0.92621T0来推算大气平均温度。
其中：T0 为距地表2米左右的温度，根据当时所处月份和卫星运行周期，我选取的T0 为 305K。
（3）大气透射率推算：一般情况下，大气水分含量在0.4～3.0 g/cm2 变动区间,根据专家的研究结果大气透射率可以通过与水分含量建立线性函数关系来推算。
自然地表温度曲线规律
自然地表温度曲线规律
地表温度是指地表土壤、岩石和植被覆盖的表面的温度。
它受到多种因素的影响，包括太阳辐射、大气热量传输和地表特征等。
对于自然地表温度曲线的研究可以帮助我们了解地球表面的变化以及气候系统的工作原理。
在自然地表温度曲线中，存在一些明显的规律。
首先，随着白天的到来，地表
温度开始升高。
这是因为太阳辐射通过空气层进入地球，并将热量传递给地表。
地表吸收这些热量，导致温度上升。
其次，白天过程中，地表温度呈现出波动的特点。
这是由于白天的太阳辐射不
断改变，地表温度受到太阳辐射的直接影响。
在晴朗的日子里，太阳辐射达到高峰时，地表温度也会升高。
而在云覆盖或阴天时，太阳辐射减少，地表温度相应下降。
此外，随着太阳的下山，夜晚到来，地表温度开始下降。
这是因为夜晚地表开
始辐射出热量，而不再接受太阳的辐射。
温度下降的速度通常比白天上升的速度要快，因为地表辐射热量更快地散发到冷空气中。
最后，地表温度的季节变化也是自然地表温度曲线的一部分。
在夏季，温度通
常较高，因为夏季太阳辐射较强。
而在冬季，由于太阳辐射减弱，温度较低。
总体而言，自然地表温度曲线受到多种因素的影响，包括太阳辐射、气候、季
节和地表特征等。
这些规律的理解对于我们研究气候变化、生态系统和地球环境具有重要意义。
通过进一步研究和观测，我们能更好地了解地表温度的变化规律，并采取相应的措施来应对气候变化所带来的挑战。
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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
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。
（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
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。
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，
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 。
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。
(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)
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.Fra bibliotek1可引起2K的温度
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
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;
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
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 ) +
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.
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。
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。
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。
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。
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
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：
+
atm atm atm + r ( , ; , ) L ( ) cos d ] L i i i b ,i