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4.5.1被动微波遥感监测土壤水分35
4.5.2主动微波遥感监测土壤水分36
4.6高光谱法38
第五章主要方法的分析与比较40
第六章结论与展望42
参考文献45
摘要
干旱作为我国频发的气象灾害之一,其持续时间长,波及范围,涉及领域之广,对我国的国民经济造成严重影响,特别是农业生产损失惨重。
然而,土壤水分的变化直接影响着干旱的程度。
本文对土壤水分与干旱遥感监测的国内外发展情况进行了回顾,依据遥感监测土壤水分和干旱的原理,以土壤和植被为观测对象,对国内外土壤水分与干旱遥感现状与监测方法进行了讨论研究。
文章简要的比较和评价了热惯量法、距平植被指数法、植被缺水指数法、温度植被干旱指数法、微波法、热红外法等方法的优缺点以及最佳适用范围。
在总结国内外土壤水分遥感监测研究方法的基础上,对土壤水分遥感监测方法的发展方向进行了分析和展望。
关键词:
干旱监测土壤水分热惯量法植被指数法微波法遥感监
第一章前言
1.1研究意义
干旱是近些年频发的自然灾害之一,已严重地影响了人类社会、经济的可持续发展,并且威胁着人类赖以生存的自然环境。
干旱带来的影响遍及全球,非洲的苏丹和萨赫勒地区特大干旱从20世纪60年代延续到80年代末,这给人类敲醒了保护水资源,防治荒漠化和干旱的警钟。
据国家气象局统计显示,1995—2005年,气象灾害给国民经济带来的直接经济损失达2.11万亿元;
而在气象灾害中,以旱涝灾害影响最为显著,其中旱灾造成的粮食损失,最低年在250亿kg以上,最高年约为390亿kg。
如今,我国人口数量达到或接近高峰,人多地少、水少的矛盾日益突出,如何有效的监测和预防干旱,已成为研究关注的重点。
遥感技术能全天候、大范围、及时准确的监测农田干旱信息,对评估土地干旱程度等级,积极米取有效的抗旱措施,最大限度降低干旱造成的损失起到不可代替的作用。
本文对近年来遥感监测土壤水分和干旱的方法进行了比较和综合,并对更好的利用遥感进行监测干旱的途径和方法做了简单的探
讨。
1.2旱灾与干旱的概念、描述指标
干旱是降水时空分布不均长时间缺乏降雨而形成的气象现象。
旱灾指因气候严酷或不正常的干旱而形成的气象灾害,甚至在通常水量丰富的地区也会因一时的气候异常而导致旱灾。
农业干旱是指:
作物生长过程中因供水不足,阻碍作物的正常生长而发生的水量供应不足现象,即土壤含水量降低到影响农作物的正常生长发育。
干旱的发生并不完全取决于降水,它还与地形、土壤、植被等条件有关。
对干旱的监测,常规的方法是采用地面观测作物、植物由于供水不足导致生长状况受到抑制的状况,并加以定性描述。
同时也采用测定相应状况下土壤含水率的方法给予定量描述。
干旱统计时间周期一般采用农业年,我国将上年的9月至本年8月称为一个农业年。
统计时段通常采用春、夏、秋、冬日历季。
结合实际情况在一个季节内再以“早、初、晚、伏”等描述。
干旱的描述与评估分实时评估和延时评估两类。
实时评估是对当前农作物生长阶段受旱状况做出及时具体的评估,目的在于提供旱情信息,以便及时采取抗旱措施消除旱灾指导农牧业生产。
延时评估是对农作物或植物部分或整个生长期内的受旱过程进行的事后评估,借
此分析自然和社会的影响因素,掌握干早及其形成和演变的基本规律,为更长周期的防旱减灾提供信息依据和经验积累。
两者相辅相成,互
为补充。
干旱指标(指数)是旱情描述的数值表达。
干旱等级就是将不同
干旱指标转化为可以公度的用以衡量早情严重程度的定量分级,是不
可以公度的干旱指标的归一化表征。
他们都效能不同地起着量度、对比和综合分析旱情的作用。
干旱的观测角度不同,相应的指标也有所
差别。
一般有以下几个方面:
(1)气象干旱指标
采用气象上的指标对生长某一阶段的降水、蒸发情况给予描述,
如:
降水距平、无雨日数和降水与蒸发的比值等。
这些指标反映了该时段作物或植物的气象环境。
(2)水文干旱指标
采用河川径流、地下水低于一定供水闽值的历时和亏缺量等水文
特征值给予描述。
常用指标有:
水文干湿、作物水分供需指数、最大
供需比指数等。
(3)农业干旱指标
干早在农业方面的反映表现在土壤干旱与作物生理干旱两方面。
水在植物生理生命过程中起着重要的作用,当植物吸水量小于蒸腾量时即会发生干旱危害的威胁。
常用指标包括:
作物产量水分指数、植物水分亏缺指标、作物需水与可供水指数等。
土壤干旱指数包括:
土壤相对有效水分贮存量、农业中使用的土壤墒情指标、农业受旱程度衡量指标以及PDSI干旱指标。
土壤含水量有两种度量方法:
一是重量含水率,即单位重量土样中的含水量;
另一种是体积含水率,即单位体积土样中的含水量。
两者可以通过土壤的容重给予转换。
(4)社会经济干旱指标:
社会经济干旱是指由自然降水系统、地表和地下水量分配系统及人类需水排水系统这三大系统不平衡造成的水分亏缺现象。
三大系统的失衡影响着人类社会经济活动,因此选择农牧业、工业减产产量,缺水导致的直接或间接经济损失等特征作为衡量指标。
1.3干旱的危害
(一)干旱是危害农牧业生产的第一灾害
干旱对作物危害程度与其发生的季节、作物的种类、品种、生育期有关。
干旱是我国主要畜牧气象灾害,主要表现在影响牧草、畜产品和加剧草场退化和沙漠化。
(二)干旱促使生态环境进一步恶化
1、气候暖干化造成湖泊、河流水位下降,干旱造成的地表水源短缺,于是依靠超采地下水来维持居民生活和工农业发展。
地下水的过度开采导致地下水位下降、漏斗面积扩大、地面沉降、海水入侵等一系列的生态环境问题。
2、干旱导致草原退化。
在生态脆弱地带加剧了荒漠化进程。
(三)气候暖干化引发其他自然灾害发生
冬春季的干旱易引发森林火灾和草原火灾。
由于全球气温的不断升高,导致北方地区气候偏旱,林地地温偏高,草地枯草期长,森林地下火和草原火灾有增长的趋势。
1.4我国干旱的特点、分布状况
1、我国的干旱具有发生频率高,受灾面积大,干旱危害严重特
点。
2、时间和空间的分布特征:
我国地域广阔,四季均有发生干旱的可能。
春旱主要发生在黄淮流域及其以北地区,华北地区有“十年九春旱”之说。
夏季风弱的年份会持续到6、7月份,造成春夏连旱。
夏旱分为初夏旱和伏旱。
初夏旱多发生在北方。
伏旱是盛夏“三伏”期间的干旱,多发生在秦岭、淮河以南到华南北部地区,以长江中下游多见伏旱影响较小,若是夏秋连旱时危害才比较重。
秋旱多发生在华中、华南地区,对南方晚稻生长影响较大。
北方秋旱对作物影响较小,但会对冬小麦播种、出苗不利。
冬旱主要发生在华南和西南东部地区。
这些地区纬度低,作物生长,需水期长,遇到少雨年份就会发生冬旱,持续时间长,冬旱就可延续到第二年初春。
3、我国的五个干旱中心
(1)东北干旱区,该区干旱主要出现在4〜8月的春、夏季节,春旱出现的概率为66%,夏旱的概率为50%。
(2)黄淮海干旱区该区降水较少,变率大,是我国最大的干旱区,干旱发生次数居全国之首,以春旱为主,几乎每年都有不同程度的春旱发生。
(3)长江流域地区。
该区3〜11月均可出现干旱,但主要集中在夏季和秋季,以7~9月出现干旱的机会最多,伏旱危害最大。
(4)华南地区。
该区一年四季均可出现干旱,但由于华南地区雨季来得早,夏秋季常有台风降水,故干旱主要出现在秋末和冬季及前春。
多数年份干旱时间为3〜4个月,最长达7〜8个月。
(5)西南地区。
该区干旱范围较小,干旱一般从上一年的10月或11月开始,到下一年的4月或5月,个别年份的局部地区持续到
6月份,但干旱主要出现在冬春季节。
1.5常用的干旱分等定级方法
1.5.1按史料记载灾情确定干旱等级
分5级:
将1、2级定为涝级,3级为正常,4、5级为干旱。
4级干旱一般指单季、单月成灾较轻的干旱和局地干旱;
5级是指持续时间长,
影响范围大和灾情严重的干早。
判断干旱与否及程度的参照依据是多年平均状况。
1.5.2按降水量距平确定干旱等级
依据站点或地区相应的年或5月~9月的面平均降水量,按下式确定干旱等级:
对4级干旱则有:
P—1.17齐R◎0.33圧
对5级干早则有:
Pi导—1.17°
Pi、P、°
分别是每年或5月~9月降水量、多年平均降水量和方差。
春季(4月一5月上旬)降水量<50mm为春旱;
降水量<25二为重春早影响春播。
初夏(5月下旬一6月中旬)3旬降水量<40mm为初夏旱。
盛夏(7一8月)降水量<200毫米为夏旱。
秋季(8一10月)降水量<250mm或者7一9月降水量<300mm为夏秋连旱。
该法采用的是气象指标,反映了监测时间段降水状况与多年平均状况之间的关系。
1.5.3按区域干旱严重程度指标确定干旱等级
区域干旱指标用I。
表示,则有:
lo=D4XA4/A+D5^AJA
(1)
m
A4=\A4i
i4
n
A5=、A5j
j4
当4.0<
I0<
5.0为极旱;
2.0<
4.0为重旱;
0WI0<
2.0为轻旱。
式
(1)中,D4、D5为干旱等级值;
A4i、A5j分别为研究区域内相应于4级、5级干旱所影响的面积;
mn分别为2级、5级干旱部分面积的块数;
A为研究区域总面积。
该项指标反映的是研究或观测区内受旱比例和程度的综合信息。
1.5.4按受旱成灾指标确定干旱等级
为使所采用的干旱指标在全国不同地区具有可比性,采用受旱率
(或成灾率)作为旱灾指标。
受旱率可以表示为:
ai=ADr/
(2)
式
(2)中,ai是指某i年受旱面积ADr)与播种面积A的比值。
受旱面积是指因干旱粮食正常产量受到不同程度减少的面积,它
包括减产幅度超过正常产量30%勺成灾面积和30%以下的受旱面积。
旱灾程度还受早粮食减产率(受旱粮食减产量与正常产量之比)和受旱人口率(受旱人口与地区农业人口之比)等影响。
1.5.5按土壤湿度指数划分干旱等级
水分的缺失引起了干旱,作物的生长状况与土壤水分的多少密切相关,大多数作物或者植物都不适宜于过湿、过干的土壤环境。
土壤中持有的水分并不始终是对作物的需求有效。
一般土壤中有效含水量的下限为田间持水量的1/2至1/3,上限
为土壤的田间持水量。
在土壤有效水范围内,愈近田间持水量一端的水分愈易被作物吸收,但并非越湿越好。
由于不同种类的作物、植物及所处生长期不同存在一定的差异。
通常适宜的土壤湿度下限在田间持水量的20注右,相当于作物毛管水破裂湿度。
田间持水量、毛管水破裂湿度和萎蒸湿度,是土壤有效水分级的三个基本常数。
土壤中含水量低于萎蒸湿度就表示较旱,在毛管水破裂湿度附近表示土壤水分适中(正常),而在田间持水量附近则表示土壤含水充足,较湿润。
据此,中国气象局农业气候中心用土壤湿度指数SHI来划分农业的干旱等级即土壤墒情指数。
SHI二土壤湿度/田间持水量。
20cm的土壤相对湿度指数(SHI)<40%为重旱,40%~50为中旱,50%~60为轻旱,60%~80为正常,>80%为湿润。
在春播、夏播、秋播期间表层干土层厚度>5cm为重旱,这种标准是以生物物理状况为基础的。
1.5.6作物需水亏缺百分比率(Ps)为指标
作物需水亏缺百分率:
PS=(作物需水量一降水量)+(作物需水量)X100%(3)
式(3)中,若PS<50为轻旱,50%~70%为中旱,>70%为重旱。
1.6目前针对干旱及土壤水分的监测方法
干旱的监测方法通常有两种:
一是台站网络的监测,二是遥感监测。
传统的台站网络监测,主要是对与干旱有关的参数进行观测。
遥感监测可以为干旱的定量、甚至三维空间的立体监测提供及时的信息。
传统的土壤水分监测方法,主要是根据土壤水分测量站点测定作物、植物由于供水不足导致生长状况受到抑制的状态,并给以定性的描述。
同时采用相应状况下土壤含水量的方法加以定量的描述。
土壤
水分测量方法主要有称重法、土壤湿度计法、电阻法、负压计法、蒸渗法等。
这些方法测定多个土层深度,精确性较高,但是测点数量少,范围小。
数据收集的时效性差,不能保证同步。
在大区域尺度上土壤水分监测速度慢而且花费大量的人力物力,监测范围有限,只能以点的数据代替面的数据,这都不利于及时准确的掌握大范围的土壤水分状况。
土壤水分监测的精度对于农业、植被生长监测、气候和天气预报、径流预报、地质灾害预报等领域的研究有很大的影响。
因此,遥感技术的发展应用,大范围的实时监测地表信息,能从定位、定量方面反映出土壤水分状况。
第二章国内外土壤水分遥感监测研究进展情况
2.1国外遥感监测土壤水分发展状况
国外利用遥感方法进行土壤水分监测开始于20世纪60年代
末。
Bowers等人对土壤光谱特性进行了研究,发现裸地土壤湿度的增加会引起土壤反射率的降低,这成为利用遥感方法进行土壤水分遥感监测研究的理论依据。
70年代中期,Waston[1]等人尝试利用热惯量模型,Bijleveld[2]建立了计算热惯量和每日蒸发量模型。
Pratt
等[3]提出了绘制土壤水分和地理图的热惯量方法Jackson等[4]根
据热量平衡原理提出了作物缺水指数(CWSI)。
20世纪80年代,遥感监测土壤水分的研究得到了迅速和全面的发展,研究涉及地面遥感、航空遥感和卫星遥感,所使用波段从可见光、(近、中、远)红外、热红外到微波遥感,监测方法也趋向多样化。
遥感监测土壤水分的方法和途径有地区蒸发估计、作物表面温度、
土壤热容量和表层干旱、土壤水分含量、干旱条件、植物水分胁迫及叶片含水量等。
1990年以来,国外在土壤水分遥感监测方面又有了新的发展。
在遥感手段上,除了微波遥感外,气象卫星遥感也日益受到重视。
基于作物层能量平衡等原理与遥感热惯量方法、作物缺水指数法相结合,进
行土壤水分或干旱监测的研究。
在监测尺度上,从一个特定地区、一
个国家到全球范围;
在监测方法上,由个例分析到统计应用,并有了模拟模式。
也有人对目前所用的各种方法作了总结与评述。
此外,随着
GIS和RS一体化技术的发展,用GIS支持干旱遥感监测受到重视,如
Matthews等(1994)曾结合GIS用于气候变化对土壤水分亏缺影响的评价。
2.2国内遥感监测土壤水分发展状况
国内在“七五”期间开始展开壤水分遥感监测试验研究,所用方法多为微波遥感,近、远红外遥感及热惯量法等。
如黄扬(1986)研究了土壤含水量及其微波反射特性的关系;
张仁华(1986、1989)先后提
出了以红外信息为基础的估计作物缺水状况的新模式和表观热惯量模式;
唐登银(1987)提出了一种以能量平衡为基础的干旱指数法等。
这些早期的研究,为我国土壤水分或干旱遥感监测奠定了基础。
90年代后,我国深入研究了土壤水分遥感监测的理论,土壤含水量遥感模型及其应用研究也有了提高,利用NOAA/AVHR资料进行土壤水分或干旱的宏观监测研究工作也有了很大进展,与国外同类研究
相比,大大缩小了差距。
如隋洪智等通过简化能量平衡方程,直接使用卫星资料推算出一个被称为表观热惯量(ATI)的量,并以此量和土壤水分建立关系式来监测旱灾。
徐彬彬在宁芜试验场做了大量土壤水分研究的开创性工作,研究了土壤水分对土壤反射光谱的影响并进行了土壤水分遥感的前期光谱研究工作,发现土壤含水量的增加,会降低光谱反射率,特别是在红色及红外波段。
张仁华[5]提出了一个考虑地表显热通量及潜热通量的热惯量模式;
辛景峰[6]等利用NOAA-AVHRR数据集,研究了土壤湿度与地表温度/植被指数的斜率的定量关系;
齐述华等利用水分亏缺指数(WDI)进行了全国旱情监测研究;
张振华等利用较为成熟的作物缺水指数方法对于冬小麦田的土壤含水量进行
了估算
取得了较好的
-体化,用来进
目前,用GIS支持遥感土壤水分解译已普遍展开成果,但将GIS和RS作为一个有机整体,真正实现二者行土壤水分或干旱遥感监测的成熟成果并不多。
第五章遥感监测土壤水分的理论基础
土壤水分的变化能影响其本身的水热过程,使地表参数发生变化,如地表反照率、土壤热容量、地表蒸发和植被生长状况等。
这就导致地表能量、水分的再分配,并通过改变地表向大气输送的显热、潜热和长波辐射通量,影响到气候变化;
气候变化又能引起土壤含水量的变化。
另外,土壤水分作为陆面生态系统水循环的重要组成,是植物生长发育的基础条件,也是研究植物水分胁迫、进行作物旱情监测的最基本因子。
土壤水分遥感取决于土壤表面发射或反射是电磁辐射能的测量。
而土壤水分的电磁辐射强度的变化取决于其反射率、发射率、电介特性、温度等。
土壤水分特性在不同波段有不同的反应,可以依据土壤的物理特性和辐射理论,利用可见光-近红外-热红外-微波不同波段遥感资料、研究方法以及与环境因素(地貌、植被等)的相关分析,来监测土壤水分。
可见光-近红外法主要依赖于地物的反射光谱特性。
由于影响地物光谱的因素很多,如表面粗糙度、土壤结构、有机质含量等,因此借助于地物的反射光谱差异来估算土壤水分,在精度上受
到限制。
目前,人们更多的是从热红外与微波遥感入手监测土壤水分,依
据土壤水分平衡及热量平衡的原理,通过地表热通量方程及地表能量平衡边界条件,从遥感成像机理出发,运用热红外遥感的土壤热惯量、植物蒸散、作物缺水指数等方法,以及微波遥感的土壤辐射亮温、土壤介电常数与土壤水分的关系等,建立遥感数据域地面测量值间的经
验-半经验统计回归模型、数值模拟方程等,并借助GIS的支持,通
过引入辅助参数,以提高遥感土壤水分、旱情监测的精度和时效。
随着土壤-植被-大气系统(SPAC的研究,以及SPAC模拟扩展到地下水的模拟,遥感土壤水分研究有了很大的进展。
第四章遥感干旱监测及土壤水分监测的方法介绍
4.1基于地表温度的遥感干旱监测方法
目前利用遥感技术检测土壤水分的方法很多,主要有热惯量模式
(热红外方法)、土壤水分光谱法、气象法、植被水分生理法、能量平衡法和微波遥感方法。
其中利用土壤热惯特性的热红外技术在遥
感监测土壤水分方面具有巨大的潜力和发展前景。
中国的热红外技
术监测水分研究开始于20世纪70年代,但是发展相对缓慢。
利用热惯量方法监测一定深度的土壤含水量,关键是要建立土壤含水量与土壤热惯量之间的关系模型,Price(1985)[7]年提出了表观热惯量的概念,并建立了土壤表观热惯量模型。
4.1.1热惯量法
土壤热惯量是土壤的一种热特性,它是引起土壤表层温度变化的内在因素,它与土壤含水量有密切的相关关系,同时又控制着土壤温度日较差的大小。
热惯量大的土壤含水量高,其日较差小;
热惯量小的土壤含水量低,其日较差大。
而土壤温度日较差可以由卫星遥感资料获得,因此,使热惯量法研究土壤湿度成为可能。
土壤对于日照周日变化的响应(即土壤的周日热容量)是土壤热惯量的函数。
热惯量定义为:
P=?
c(4-1)
式中:
:
P为热惯量(Jm^Qs-"
2),入为热导率(Jm-2K\,p为土壤密度(kgm3),c为比热(J.kg-1.k-1)。
引起土壤表层温度变化的外在因素是地表热平衡:
式(4-2)中,Rn为地表净辐射通量,H为地表到大气的感热通量,
LE为地表到大气的潜热通量,G为土壤的热通量。
根据热传导方程,
可以适当简化,可求出P的近似解析表达式:
-0.9■■--
(4-3)
2SV(ABE)C
P=TMAX_TMIN)
式中,S为太阳常数,V为大气透明度,ABE为地表全波段反照率,
G为太阳赤纬和经纬度函数,3为地球自转频率,B地表综合参数,
Tmax与Tmin分别代表地表最高与最低温度。
土壤的热导率、土壤的
密度和土壤的比热等特征变化在一定条件下取决于土壤水分的变化,
因此土壤热惯量和土壤水分含量之间存在一定的相关关系。
事实证实在不同类型和不同深度的土壤含水量与相应的热惯量之间呈现较显著的相关性,通过分析土壤热惯量的变化可以达到监测土壤含水量的
目的。
上式的第一项定义为表观热惯量
Pt|=2SV(1-ABE&
_2Q(1_ABE)
[Tmax—Tmin;
:
-T
Q为总太阳辐射通量,△T为一天最高温度、最低温度温差。
ABE和
△T可以由卫星图像经过定标转换计算出来。
再根据Pati与土壤水分的关系计算土壤水分。
有了表观热惯量ATI后,常用经验公式计算土
壤水分W即:
W二a.Pn+b
利用MODIS数据热惯量监测土壤含水量精度上,有研究表明:
土壤表层温度的差异较土壤反照率对壤热惯性有更强的作用。
当土壤
表层的昼夜温差小于10C,1C的监测误差可以带来较大热惯性误差。
而温差大于10c时,则误差较小。
在选用热惯量监测土壤水分时,土壤表层昼夜温差大于10C带来的误差较小。
土壤热惯量方法监测精度较好,是常用的土壤水分监测方法,但是同样存在不足。
因为热惯量法应用土壤表层热平衡方程,地面植被覆盖
度较大时,遥感得到的信息是土壤和植被的混合信息或仅为植被信息,这样的信息掩盖了土壤的热特性,产生较大的误差,所以热惯量法仅适用于裸露的土壤、植被生长较差或作物生长季前期地区的土壤水分监测,而且对于遥感卫星的过境时间有着较为严格的要求,需要
白天及夜晚两次过境从而获得昼夜地表温度。
4.1.2表观热惯量植被干旱指数
热惯量模型在遥感监测区域干旱中得到了广泛的应用。
但是热惯
量模型只适用于裸土或稀疏植被覆盖条件,所以有气象条件一致,表
观热惯量(ApparentThermalInertia,ATI)与真实热惯量(Real
ThermalInertia,RTI)呈线性关系,就可以利用ATI和植被指数建立NDVI-ATI空间。
在NDVI-ATI空间中,旱边在下,湿边在上。
提取旱边和湿边方程为:
ATImin=a+b-NDVI(5)
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