利用遥感数据评估相对土壤水分：理论，实验验证和在华北平原的干旱监测中的应用外文翻译资料

 2022-04-08 22:20:36

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利用遥感数据评估相对土壤水分：理论，实验验证和在华北平原的干旱监测中的应用

Zhongbo Su a,*, Abreham Yacob a, Jun Wen a, Gerbert Roerink a, Yanbo He b,

Benhu Gao c, Hendrik Boogaard a, Cees van Diepen a

瓦赫宁根大学和研究中心，Alterra Green World Research,P.O. Box 47,6700 AA Wageningen ,荷兰

国家气象中心遥感应用与农业气象部

中国水利水电科学研究院，中国北京

摘 要 基于对地表能量平衡的物理考虑，提出了利用遥感数据评估生根深度相对土壤含水量的理论。该理论的基础是生根区的相对土壤水分的推导，其理论上可以从相对蒸发导出。相关土壤水分与相对蒸发之间的关系通过蒸渗仪测量收集的实验数据和密集的田间活动证实。进一步表明，所提出的理论可用于定义干旱监测的干旱严重度指数（DSI），此时相关蒸发量可通过遥感数据确定。为此，在华北进行示范。所使用的遥感数据为每日可用的NOAA / AVHRR，所需气象资料（风速，气温，湿度和气压）由国家气象中心运行测量网络获得。估计的DSI和土壤湿度的实际测量值之间的比较证实了所提出的理论的有效性和坚固性。

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关键词：遥感;能量平衡;蒸发;土壤湿度;干旱; SEBS

1.简介

干旱是世界各地主要的环境灾害之一，主要表现为长期异常的土壤缺水，主要由自然气候变异引起，如蒸散量增加，降水缺陷和高温 （Palmer，1965; Dalezios等，1991; Dalezios等，2000）。 所涉及的环境因素的高空间和时间变化使得定量监测和预测干旱事件极为困难。 干旱的严重程度可以用基于气象的指数（例如，标准化降水指数），基于过程的指数（例如蒸发分数，EF）或基于卫星的指数（例如植被指数）来评估。

为了推导基于气象的指标，现有的气象数据通常来自非常稀疏的气象站，并且不能准确及时地检测和监测干旱（Unganai和Kogan，1998）。此外，为评估农业干旱而开发的一些主要指数，例如帕尔默干旱严重度指数（PDSI）未能评估短期干旱。 PDSI在处理大面积均匀地形时效果更好，但对于异构地区而言，其假设是错误的（Hayes et al.，1999）。

基于卫星的指标在监测区域，大陆甚至全球尺度的干旱的空间和时间变化方面具有优势，因为它们的覆盖面很大而且频繁。然而，最常见的基于卫星的指数，如归一化差异植被指数（NDVI），植被条件指数（VCI）和温度状况指数（TCI）在异质地形难以解释（Vogt and Niemeyer，1998）。这项研究的目的是为了推导出量化干旱严重程度的尺度不变量度量。 定量干旱信息可以更好地了解其特征，并能够计算出各种严重程度下的复发概率。 这类信息对制定应对和缓解策略和准备计划非常有益。 Vogt和Niemeyer（1998）和Wood（1997）的研究表明，相对蒸发和相对土壤水分之间存在直接关系。

在过去的几十年中，已经开发出许多利用遥感信息估算蒸发量的方法，并且可以将其广泛地分为两类：（1）首先计算显热通量，然后获得潜热通量作为能量的平衡方程的剩余部分（如Kustas和Norman，1996; Su等人，1999; Jacob等人，2002）; （2）通过组合方程估算相对蒸发量（如Jackson等，1981,1988; Menenti和Choudhury，1993; Moran等，1994; Boegh等， 2002）。尽管已经在小尺度水平均匀表面上获得了热通量的成功估计，但是对于几何和热异质的部分能量估计仍然存在困难（Kalma和Jupp，1990; Moran等，1994; Olioso等，1999; Boegh等，2002; Lagouarde等，2002）。基于表面温度测量的经典遥感通量算法结合空间恒定的地表气象参数可能适合于小范围评估地表通量，但是对于表面气象参数不再保持不变的较大尺度，并且表面几何条件和热条件既不是均匀的也不是恒定的。因此，需要为具有不同表面的更大规模的复合地形设计更高级的算法。最近，已经开发了一种先进的算法 - 用于估计湍流热通量和蒸发的表面能量平衡系统（SEBS）（Su，2001,2002）。 SEBS与先前的算法类似，这些算法通过使用组合方程（Jackson等，1981,1988; Menenti和Choudhury，1993; Moran等，1994; Roerink等，2000; Boegh等，2002）。然而，这些先前的算法都没有明确地将热传递的粗糙度高度表达式并入，而是使用了固定值。由于热传递的粗糙度高度可能随几何数量级的几何和环境变量而变化，这些变量对于大规模非均匀表面而言是不同的表面类型，因此一些研究表明这种无知使得估计热量具有很大的不确定性通量或蒸发使用辐射温度测量（例如苏等人，2001）。尽管如此有可能对这些算法进行校准，以使它们的估计重现地方尺度的观测资料，但通过卫星观测将它们扩展到区域/大陆研究是非常困难的。

在这项研究中，通过SEBS（Su，2002），利用NOAA / AVHRR卫星的可见光，近红外和热红外部分的卫星图像与气象资料进行相对蒸发。然后将所得的相对蒸发量用于推导干旱严重度指数（DSI）来表示土壤湿度的缺陷。 DSI表示土壤湿度状况，即相对高的蒸发量与潮湿条件下的高土壤含水量和低DSI值相关，反之则相反。因此，高DSI值表示严重干旱区域，低值表示区域的潮湿区域。提出的DSI与华北平原土壤水分实际测量值之间的比较将被用来证实所提出理论的有效性和稳健性。

2.理论和方法

2.1. 测定相对蒸发量

SEBS（Su，2002）用于估算相对蒸发量。利用遥感数据开发SEBS用于估算大气湍流和地表EF。在目前的设置中，SEBS要求输入三组信息。第一组由反照率，温度，分数植被覆盖度和叶面积指数组成（当这些信息没有明确可用时，归一化差异植被指数（NDVI）用作替代指标），植被高度（或粗糙度高度）。这些输入可以来自遥感数据以及陆地表面上的其他信息。第二组包括参考或行星边界层（PBL）的高度，在该高度上可以获得压力，温度，湿度和风速。参考高度是点应用的测量高度和区域应用的行星边界的高度。这个数据集也可以通过大规模气象模型估算出来。第三组数据包括向下的长波辐射和向下的太阳辐射，可以是直接测量，模型输出或参数化。

为了本研究的目的，只有相关的方程式。对DSI的推导将简要描述，详细资料由Su（2002）给出。 SBES中的表面能平衡记为：

其中Rn是净辐射，G0是土壤热通量，H是湍流感热通量，lambda;E是湍流潜热通量（lambda;是蒸发潜热，E是实际蒸发）。

为了确定相对蒸发量，在限制情况下使用能量平衡考虑因素。 在干限下，即潜热（或潜热蒸发量由于土壤水分的限制而变为零，显热通量达到其最大值。

由方程（1）可知：

在蒸发发生在最大速率下的湿极限下，lambda;Ewet（即蒸发仅受给定表面和大气条件下的可用能量限制），显热通量取其最小值Hwet，即：

相对蒸发则可以评估为：

代入方程式。(1)-(3)式(4)和重新排列，即可获得：

实际的显热通量H与大部分大气相似性确定方法和限制在规定的范围显热通量在湿限制Hwet,这在限制Hdry干燥。Hdry由方程(2)给出，而Hwet可以由与penman - monteithcom- bination方程相似的等式(Menenti,1984)推导，其假设是完全润湿的情形。其他细节由Su(2002)提供。

2.2. 用SEBS测定实际的干旱严重程度

当只考虑水的垂直运动时，在没有强降雨和灌溉的情况下以及在深层地下水条件下，这是一个有效的近似值，可以推导出蒸发的时间变化与变化之间的物理关系 的土壤含水量。 在垂直方向上应用质量守恒原理时任何有限十进制土壤层的，我们可以得到：

其中theta;，q，t，z是体积土壤含水量，土壤垂直平面上的水通量密度（每单位时间每单位面积的水量），时间和垂直距离分别增加。 在z1和z2深度和t1到t2时间内对（6）进行积分并且假设z1和z2之间没有源/汇，我们得到水平衡方程：

将（7）应用于土壤表面边界条件和生根区底部的活性生根区，该区土壤总含水量的变化可以写成：

theta;为生根区土壤体积含水量，P0，I0，Ic，E分别为t1〜t2的降雨量，灌溉量，毛管通量和蒸散量。类似于相对蒸发的确定。如上所述，我们将在限制情况下考虑水平衡。 在不失一般性的情况下，我们假定生根区土壤在0℃时完全饱和t1，即在足够的降水或灌溉事件之后的 theta;(t1)= theta;wet（即处于湿极限）。 在干燥过程中（即没有降水或灌溉）在此期间发生），生根区最终将达到干限theta;(t2)= theta;dry，即蒸发为零。由于土壤水分的限制（降到低于凋萎点）从（8）我们有：

同样，在潮湿极限情况和干燥极限潮流情况之间的任何时间，我们从（8）得到：

操作（9）和（10）产生：

此外，我们假设毛管通量只与土壤质地有关，与根系水分吸收量相比较小，可以通过蒸腾通量（用于光合作用的相对非常少量的水被忽略）来量化，即Ic =Ic,wetlt;lt;E; 这种假设得到了Aydin（1994）的观测证据的支持，他们报告说即使在粘土土壤中，与根系吸水相比，毛细管通量也非常小。 随后通过将Rtheta; =theta;/theta;wet定义为相对于土壤的相对土壤含水量孔隙度和使用（11）（并增加权利手边是lambda;，蒸发潜热），我们就得到了：

即（12）表明相对土壤含水量与相对蒸散量直接相关。 从式 （5）和（12），通过进一步将DSI定义为DSI= 1- Rtheta;，即生根带中的相对土壤水分缺陷，可以从方程（5）得：

式（13）是生根深度土壤水分缺陷所需的定量测量值，可以直接从SEBS计算中得出，即从式 （4）和（5）（Su，2002）。 当DSI较高时，土壤含水量较低，反之亦然。 通过将DSI与土壤水力学特性（即孔隙度）和作物物候（即生根深度）相关联，可以确定特定土壤中生根区特定的土壤水分缺陷，从而导致对干旱的定量评估 在特定地点和时间关注作物的严重性。

3.数据集和研究区域描述

三个数据集被使用：（a）利用蒸渗仪测量获得的数据集，（b）来自密集地区活动的数据集和（c）来自华北平原的研究区域，具有常规气象资料和NOAA / AVHRR卫星资料， 前两个在地方范围内验证提出的概念，第三个在区域范围内展示所提出方法的效用。

3.1. Lysimeter 数据集

Lysimeter 数据集由Girona等人报道（2002年）。实验的目的是在大型蒸渗仪中进行缺水灌溉和连续土壤水分测量，目的是确定桃树的土壤水分阈值水平，并比较土壤水分提取和蒸腾的昼夜模式。因此，它是验证此处提出的DSI概念的理想数据集。简而言之，该实验于1996年夏天在位于加利福尼亚帕里尔的加利福尼亚大学科尔尼农业中心的桃树果园进行，年限8年。使用种植两棵树的大型称重蒸渗仪（4 m 2 m 2 m）测定蒸馏器蒸发蒸发量，自动采集数据，校准精度为0.025 mm。在实验之前，利用距离实验场地300米处的CIMIS自动气象站获得的参考蒸发数据来确定蒸渗仪蒸散量与参考蒸发之间的关系。测得的最大蒸腾速率为0.826倍的参考蒸发量（0.826是在充分灌溉条件下测定的作物系数）。 用中子探测器和电容传感器在不同深度测量土壤含水量，平均得到所选剖面深度的平均土壤含水量（全土壤剖面：0-160cm;活动根区：0-90cm; 土壤水分含量在土壤水分含量上的差异，是土壤水分在干燥周期开始与结束之间的差异）。 每隔一天用压力室测量植物茎水势。 正弦植物茎水势与土壤水势直接相关，表征土壤含水量。 在进一步讨论这个数据集时，我们将使用植物水势作为土壤含水量的直接量度。 更多细节可以在Girona等人中找到。（2002年）。

3.2.来自GAME /西藏密集地区的数据集

该数据集是在1998年5月8日至9月16日（IOP#39;98）现场活动的密集观测期间在全球能源与水实验（GEWEX）西藏亚洲季风实验（GAME /西藏）期间收集的。土壤湿度和土壤温度通过沿南北样线安装的土壤湿度和温度测量系统（SMTMS）记录。这些测量点由GAME /西藏SMTMS团队选定，代表西藏中部地区的平均情况。其他相关数据通过自动气象站记录在这些地点。在这项研究中，数据记录在北方便携式自动介体（NPAM，装备有辐射观测系统，用于在上下两个方向上进行短波长波辐射，以及用于湍流热通量的涡流相关装置和用于土壤热通量的土壤加热板测量）将被使用。与本研究相关的测量是净辐射通量，显热通量，潜热通量和土壤热通量（参见Ma等人，2002年关于测量的详细描述）。 1998年9月的前10天，该地的地表覆盖着0.03厘米的稀疏短草，叶面积指数小于0.5。在此期间，

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