Mûholdas kutatások az ELTE-n az ELTE TTK vevõállomása segítségével
Fõoldal	NOAA adatok	MODIS adatok	MODIS képek	DBCRAS	IDEA-I	In English

 

A szárazföld felszíni hõmérsékletének becslése AVHRR adatokból

Két lényeges probléma lép fel, amikor a mûholdas adatokból a szárazföld felszíni hõmérsékletének (skin temperature) meghatározásával próbálkozunk: a légkör és a talaj sugárzási hatásai. A légköri abszorpció (sugárzáselnyelés) és emisszió (kisugárzás) illetve a talaj emisszivitása csökkenti a korrelációt a felszín által kibocsátott sugárzás és a mûholdon levõ sugárzásmérõt ténylegesen elérõ radiancia között, megnehezítve a felszínre vonatkozó hõmérsékletek kiszámolását. Elsõ közelítésként egyszerû feladatnak tûnhet hõmérsékleti értékek származtatása egy olyan csatorna méréseibõl, melyet közvetlenül a légköri ablakok (ld. 1.2. fejezet) tartományára terveztek, azaz oda, ahol a légkör majdnem teljesen átlátszó. A légkörnek köszönhetõen a feladat azonban nem ilyen egyszerû. Még ha majdnem teljesen átlátszó is, a hatás, amit kivált, nem elhanyagolható. A levegõben történõ sugárzás-elnyelésért és újra kibocsátásért a vízgõz és a légköri gázok közül elsõsorban a CO2 felelõs azokban a légköri ablakokban is, melyet az AVHRR infravörös csatornái kihasználnak. A felszín hatása abban nyilvánul meg, hogy az egyáltalán nem tökéletes hõsugárzás-kibocsátó (azaz nem tökéletes fekete test) és ez a tökéletlenség is erõs változékonysággal bír mind térben és idõben, mind a frekvencia függvényében. A felszíni hõmérséklet értéke ugyanis erõsen függ a felszín termális emisszivitásától, mely definíció szerint az adott hõmérsékleten ténylegesen kisugárzott energia és a fekete test sugárzásnak megfelelõ energia hányadosa. Ha ezen hatásokat kielégítõ pontossággal figyelembe tudjuk venni, akkor egy olyan eszköz birtokába kerülünk, mellyel elõ tudjuk állítani a felszínre vonatkozó hõmérsékleteket.

3.1. Elméleti háttér

A testek hõmérsékleti sugárzása értelmében a légkörben az egységnyi idõ alatt, egységnyi térszögbõl és adott hullámhosszon érkezõ energia a következõképpen írható (Chandrasekhar, 1960):

ahol I? a sugárzás intenzitása a ? hullámhosszon, s a megtett út hossza, B? a Planck-függvénnyel megadott fekete test sugárzás, és ?? az ún. optikai mélység. Az egyenletnek a felszíntõl a légkör tetejéig való integrálása után kapjuk:

ahol ? a zenitszöget, ? a talajra vonatkozó az adott ? hullámhosszhoz tartozó emisszivitási együtthatót, TS a talaj felszíni hõmérsékletét, R pedig a felfelé és lefelé irányuló légköri radianciát jelenti a következõ alakban:

ahol ? az azimutszöget jelöli.???(?)-át, mely a teljes irány szerinti légköri transzmissziót jelöli, a következõ módon definiáljuk:

ahol ? a vízgõzre vonatkozó abszorpciós együttható, és e a vízgõz-koncentráció. A (2) egyenlet elsõ tagja a talaj által kibocsátott hõmérsékleti sugárzás, a második és harmadik tagja a légkör közrehatása. Ez alapján sejthetõ, hogy elvileg szükség van a légköri hatások figyelembe vételére (azaz légköri korrekcióra), továbbá elõnyös, ha olyan spektrális tartományokban végezzük méréseinket, ahol a légkör közrehatás a lehetõ legkisebb, azaz a légköri ablakok tartományában. Ez utóbbi a legtöbb esetben teljesül, hisz a csatornák helyzetét tudatosan, ennek figyelembevételével választják meg. Ekkor azonban a (2) egyenlet elsõ tagja nem befolyásol sokat, a második tag relatív jelentõsége pedig az aktuális meteorológiai viszonyok függvényében erõsen változik. A harmadik tag szerepe a felszíni jellemzõkhöz kapcsolódik: minél nagyobb a talaj emisszivitása, annál kisebb a hatása az egyenletben. Továbbá eltekinthetünk a légköri szórástól, melynek hatása 5 km feletti látástávolság esetén elhanyagolható (McClatchey et al., 1971) illetve mellõzhetjük a szén-dioxid és az ózon hatásait, mivel azok jóval kisebbek, mint a vízgõzé.

3.2. Az alkalmazott módszerek

Számos algoritmus született az elmúlt évtizedekben a felszíni hõmérsékletek becslésére, melyek figyelembe veszik a felszín és a légkör hatását, de nem igényelnek légköri korrekciót. Ugyanis, ha rendelkezésünkre áll két vagy több olyan csatorna egyidejû adatsora, melyek a légkör különbözõ sugárzásátvitelét érzékelik, akkor az eltérõ abszorpciók alapján megbecsülhetõ a légkör jelre gyakorolt hatása. Ezt a módszert elsõként Anding és Kauth (1970) javasolta és mai klasszikus formáját Prabhakara et al. (1974) hozta létre. A késõbbiek folyamán a módszert átdolgozták és sikeresen tesztelték AVHRR adatokra is, fõleg a tengerfelszíni AVHRR adatokra. Az eljárás általános neve az ún. „split window” módszer lett, mely tehát azon alapszik, hogy két különbözõ, de egymáshoz közeli hullámhosszal érzékelve más és más a légkör abszorpciós tulajdonságai. Mivel az egymáshoz közeli infravörös csatornák a légköri gázok különbözõ sugárzáselnyelését érzékelik, így a felszín hõmérséklete a csatornák valamilyen lineáris kombinációjaként becsülhetõ meg:

Ebben az egyenletben egy adott pixelre TS jelöli a felszíni hõmérsékletet (az LST-t), Ti a kalibrációval meghatározható fényességi hõmérsékletet a termális csatornák adataiból, az a0 és ai együtthatók pedig a légkör állapotától és a felszín emisszivitásától függenek. AVHRR adatok esetén ez a következõképpen néz ki:

ahol T10,8 és T11,9 jelöli rendre a 4-es és az 5-ös csatorna fényességi hõmérsékleteit, a1 és a2 között pedig az alábbi viszony áll fenn:

3.2.1. A split window módszerek alkalmazásának adott feltételei és az emisszivitás szerepe

A split window technikát (SWT), melyet eredetileg vízfelszínhõmérséklet becslésére dolgoztak ki, ma már operatív módon alkalmazzák az óceánok és tengerek felszínhõmérsékletének pontos meghatározására. Azonban ha az eredeti módszert a szárazföldfelszínre alkalmazzuk, akkor a vízfelszín esetében mutatott kb. 0,7 K-es hiba akár a 6 K-t is elérheti (Lagouarde és Kerr, 1985). Ennek okozója az, hogy azok a feltételezések, melyeket a vízfelszínre vonatkozó split window módszerekhez alkalmaztunk, nem használhatók a szárazföldfelszíni számításokhoz. Ezen feltételezések a következõk:
- a felszín ún. lamberti visszaverõ, vagyis az általa visszavert sugárzási áramsûrûség irányfüggetlen;
- a felszín hõmérséklete közel áll a légkör legalsó rétegének hõmérsékletéhez;
- a felszíni hõmérséklet nem haladja meg a 305 K-t;
- a légköri abszorpció kicsi és nagy része az alsóbb rétegekben történik;
- a felszín térbeli emisszivitása kellõen homogén és értéke közel áll az egyhez;
- a 10,8 ?m-re és a 11,9 ?m-re vonatkozó emisszivitási értékek (?10,8 ill. ?11,9) majdnem azonosak, és fennáll közöttük a következõ viszony:

Nyílvánvaló, hogy ezen feltételezések nem helytállók a szárazföldre nézve. Azonban ha eredményeinkben valamivel kisebb pontosságot is elfogadunk, akkor a split window technika alkalmazhatóvá válik a szárazföldekre vonatkozó hõmérsékleti számításoknál is. Ekkor figyelembe kell venni azokat az adott feltételeket is, melyek külön az AVHRR-re vonatkoznak:
- a szenzor a 320 K feletti hõmérsékleteknél elveszti a nagy felbontású érzékenységét;
- a mûhold mozgása az idõk folyamán lassan eltolódik attól az idõponttól, amikor az adott terület felett mindig áthalad;
- a mûszer nagy, majdnem 111°-os szkennelési szögének köszönhetõen (ld. 1. ábra) a szenzor gyakorlatilag egyszerre lát egy kb. 3000 km hosszú (s 1 km széles) ívdarabot a Föld felületébõl, mely a földrajzi szélességi körökkel majdnem párhuzamos, közrezárt szögük kb. 10°. Emiatt az ívdarab két végpontja olyan földrajzi pontokat képvisel, melyek helyi idejében több órás különbség is lehet, s így elmondható, hogy mindegyik képpontban más és más a Nap magassága;
- az egymást követõ áthaladások során a mûszer egy adott pontot gyakorlatilag mindig más szögbõl és más helyi idõben lát.
A split window technikák alkalmazását a következõ zavaró hatások befolyásolják, amikor azt szárazföldre alkalmazzuk:
- a felszín spektrális emisszivitása a priori ismeretlen, de mindenképp különbözik egytõl;
- az emisszivitási értékek térbeli változékonysága nagy lehet;
- a felszíni hõmérséklet általában nagyobb térbeli változékonysággal bír, mint amilyen az AVHRR felbontása;
- továbbá jelentõs különbségek is elõfordulhatnak a felszínközeli levegõ és a felszín hõmérséklete között.
Az emisszivitási együtthatók ismeretének hiánya miatt a származtatott hõmérsékletek pontossága csökken, ezért szükséges ezen együtthatók minél pontosabb ismerete.

3.2.2. A szárazföld felszíni hõmérsékletét becslõ különbözõ split window módszerek

Az elmúlt évek, évtizedek alatt kidolgozott split window módszerek lényegében mind empírikus eljárások: ismert hõmérsékletû földrajzi célok segítségével felállítanak valamilyen kapcsolatot a légkör tetején mért fényességi hõmérsékletek és a közvetlenül megmért felszíni hõmérsékletek között. Az így nyert függvényt utána kiterjesztik a szomszédos képpontokra is, melyekre még többé-kevésbé igaz marad a felállított kapcsolat. Globális skálán viszont ez már nem maradhat érvényben, alkalmazása jelentõs hibaforrást jelentene, melynek okai a következõk: (1) a legfontosabb: a célpontok és a környezõ képpontok emisszivitási értékeibõl képzett különbségek változékonysága; (2) a kapcsolat felállításához használt célpont hõmérsékletének közvetlen mérésénél fennálló mérési pontosság; (3) a légkör karakterisztikáinak változékonysága mind víz-, mind jég- és mind szárazföldfelszín felett.
Ha az AVHRR 4-es 5-ös csatornájára vonatkozó emisszivitási együtthatókat azonosnak feltételezzük, akkor a két csatornával mért fényességi hõmérséklet közötti különbség oka közvetlenül kapcsolódik a vízgõz hullámhossztól függõ eltérõ abszorpciójához. Ebben az esetben a felszínhõmérséklet elõállítása elvileg leegyszerûsödne, de mivel a felszíni karakterisztikák a két csatornára gyakran nem azonosak, így a feladat is sokkal bonyolultabbá válik.
A különbözõ split window technikákat az alábbi csoportokba sorolhatjuk:
- tisztán empirikus módszerek;
- spektrális emisszivitáson alapuló empirikus módszerek;
- vízgõz tartalomtól függõ empirikus eljárások;
- a megfigyelési szögtõl függõ empirikus módszerek;
- illetve a fenti módszerek bármilyen kombinációja.
A fent vázolt módszerek mindegyikére található példa az irodalomban, de az utóbbi években a leggyakrabban alkalmazott technikákba egytõl-egyig bele lett építve valamilyen módon a felszíni emisszivitás kérdése (Becker és Li, 1990a; Prata és Platt, 1991; Price, 1984; Ulivieri et al., 1992; Sobrino et al., 1993; stb.). A továbbiakban ezen módszerek közül a leggyakrabban alkalmazottakat tekintjük át.

3.2.2.1. Az emisszivitási együttható értékén alapuló módszerek

Ebben a módszertípusban a (6)-(7) egyenletekben szereplõ ai együtthatók úgy lettek megválasztva, hogy azok valamilyen módon a spektrális emisszivitás függvényei.
Kerr et al. (1992) algoritmusa volt az elsõ kísérlet arra, hogy még úgy is figyelembe vegyék valamilyen módon az emisszivitást, ha arra vonatkozó közvetlen mérési eredmények nem állnak rendelkezésre. Az alkalmazott egyenlet a következõképpen néz ki:

ahol TS jelöli a keresett felszíni hõmérsékletet (az LST-t), T4 és T5 rendre a 4-es és az 5-ös csatorna fényességi hõmérsékleti értékeit pixelenként. A C súlyzó tényezõt a normalizált vegetációs index, az NDVI (Normalized Difference Vegetation Index) különbözõ értékeivel definiálták: NDVIV jelöli az adott terület maximális NDVI értékét, mely a vegetáció késõtavaszi, maximálisan fejlett állapotára vonatkozik, és NDVIbs jelöli a csupasz talajra vonatkozó minimális NDVI értéket. Az NDVI értékeinek az elõállítása az 1-es és a 2-es csatorna reflektanciájának (?1 és ??) segítségével definíció szerint a következõ:

Kerr et al. (1992) eme módszere jó példa arra, hogy NDVI értékek segítségével definiált együtthatókat használnak fel a felszínhõmérséklet elõállításához, s így kerülik ki az emisszivitási együttható közvetlen meghatározásával járó kényes feladatot.
Ha az emisszivitási együtthatók értéke ismert, akkor segítségükkel lehetõvé válik a (6)-(7) egyenletekben szereplõ ai együtthatók egzaktabb meghatározása. Példa erre Becker és Li (1990a) módszere:

ahol ?4 és ?5 a 4-es és az 5-ös csatornához tartozó felszíni emisszivitási együttható, ? és ?? értékeit pedig a következõ két egyenlet definiálja:

Algoritmusuk azonban csak lokálisan érvényes, hisz az emisszivitási értékek (melyek segítségével a konkrét kapcsolat elõáll) nagy térbeli változékonysággal rendelkeznek. Következésképpen, Kerr és Lagouarde (1989) javaslata alapján, szárazföldfelszín esetén egy split-window módszer csak lokálisan mûködhet, és csak úgy, ha hozzáigazítjuk a helyi felszíni karakterisztikákhoz. Az emisszivitási együttható pontos értékeinek meghatározására a késõbbiek folyamán még visszatérünk.
Számos további algoritmus ismert még a szárazföldfelszín hõmérsékletének meghatározására. Ezek a módszerek többé-kevésbé hasonló megjelenésûek és közülük többnek a szerzõit közvetlenül Becker és Li (1990a) formulája inspirálta. Mindegyiket empirikusan származtatták felszíni, közvetlenül mért adatok segítségével, melynek egyik legjobb példája Prata és Platt (1991) módszere:

ahol T0 értéke 273,15 K. Több szerzõ is foglalkozott már létezõ formulák továbbfejlesztésével, ahogy azt Sobrino et al. (1994) is tette. Végeredményképpen számos algoritmus áll rendelkezésünkre a szárazföldfelszín hõmérsékletének AVHRR adatokból történõ meghatározására. A már részletezett három módszeren kívül további három formulát kell legalább megemlítenünk:
Price (1984):

Ulivieri et al. (1992):

Sobrino et al. (1993):

Azon módszerek, melyek egyszerre építkeznek az emisszivitásra, a megfigyelés szögére és a légkör állapotát jellemzõ vízgõztartalomra meglehetõsen mesterkéltek és használatuk bonyolult. Kérdéses az, hogy ezeknek a komplexebb módszereknek a használata növeli-e egyáltalán eredményeink pontosságát. Ezekkel a módszerekkel ezért jelen dolgozat keretében nem foglalkozunk.

3.2.3. Az emisszivitási együttható elõállítására szolgáló módszerek

A szakirodalomban számos mérési eredmény található a különbözõ borítottságú felszínek emisszivitására vonatkozóan, melyekbõl párat szemléltetésül kiragadtunk (4. táblázat), hogy érzékeltessük, milyen skála általában az, melyet ezen értékek érintenek. Általában a nedves talaj nagyobb emisszivitási értékekkel rendelkezik, mint a száraz talaj. Buettner és Kern (1963) észrevétele alapján nagyobb fényességi hõmérséklettel rendelkezik a nedves homok még akkor is, ha hidegebb, mint a száraz homok. Néhány talaj esetén a termális emisszivitás erõsen függ a megfigyelés irányszögétõl (Buettner és Kern, 1965), de ez fõleg sima felületû talajokra vonatkozik. Az emisszivitási értékek továbbá függenek a megfigyelést végzõ csatorna hullámhossz tartományának szélességétõl is (Taylor, 1979).

4. táblázat
Néhány felszíntípus átlagos emisszivitása és NDVI-értéke

A jelenlegi emisszivitási értékeket tartalmazó nagyobb adatbázisok egyedül laboratóriumi mérések eredményeként állnak elõ, és nem rendelkeznek azzal az 1 km × 1 km-es térbeli felbontással, ami az AVHRR mért adataihoz szükséges lenne. Ezeket a hõmérsékletszámításhoz szükséges információkat közvetlenül a mûholdas adatokból kell elõállítanunk, lehetõleg a hõmérsékletszámítással párhuzamosan. Így tudjuk csak képpontról képpontra és áthaladásról áthaladásra pontosan követni a talaj állapotát, melyet a talaj szerkezetén és összetételén leginkább a nedvesség és a vegetáció növekedése határoz meg (Van de Griend és Owe, 1993). A (6)-(7) egyenletekben szereplõ ai együtthatók értékeire adott különbözõ becslési módok, mint láttuk, szerzõ szerint változnak. Idõnként az emisszivitási együtthatókra bizonyos konkrét értékeket is javasolnak az egyszerûség kedvéért (pl. ilyen az 5. táblázat), de ezek jelentõs hibákat vonhatnak maguk után, hisz a talaj emisszivitása nem állandó. Értéke térben és idõben viszonylag jelentõsen változik ahhoz, hogy a segítségükkel származtatott hõmérsékletértékeinkben felnagyítódva nagy hibát (akár több fokosat is) okozzon. Az emisszivitási együttható meghatározásában elkövetett 1%-os relatív hiba kb. 0,75 K-es abszolút hibát eredményezhet a hõmérséklet meghatározásában.
A felszíni hõmérséklet elõállításához tehát mindenképpen szükség van az infravörös csatornákra vonatkozó, a felszín emisszivitását valahogyan kifejezõ együtthatókra. Ezek lehetnek közvetlenül maguk az adott csatornához tartozó felszíni emisszivitási tényezõk, de megadható másként is. Összesen öt különbözõ módszer ismert ezen emisszivitási együtthatók meghatározására: (1) in situ vagy laboratóriumi mérések; (2) az emisszivitásra vonatkozó statisztikai módszerek; (3) inverz eljárások; (4) ûrbeli méréseken alapuló módszerek és (5) az NDVI értékeket felhasználó algoritmusok.
Sokat alkalmazott módszer Van de Griend és Owe (1993) munkájának eredménye, mely az emisszivitási együtthatók és az NDVI értékek korrelációján alapszik, s így az NDVI értékei alapján ad becslést a 4-es és 5-ös csatorna együttes emisszivitási értékeire (?8-14), mely így a 8-14 ?m-es tartományra vonatkozik:

Sobrino és Caselles (1991) ebbõl az együttes emisszivitási értébõl úgy származtatta le a 4-es és az 5-ös csatornára vonatkozó különbözõ emisszivitási értékeket, hogy a kettõ közötti különbség állandó, s értéke 0,004:

ahol ?4 és ?5 a 4-es és az 5-ös csatornához tartozó felszíni emisszivitási együttható. Ennek a módszernek megvan az a hátránya, hogy egyrészt a (20) egyenletben szereplõ együtthatók (nevezetesen: 1,0094 és 0,047) csak a 8-14 ?m-es csatornára lettek meghatározva, másrészt függenek a felszíntõl. A szakirodalomban több másik olyan módszerrel is találkozhatunk, mely így az NDVI segítségével becsli az emisszivitás értékét. Ilyen Cihlar et al. (1997) formulája is:

Van de Griend és Owe (1993) illetve Cihlar et al. (1997) emisszivitási együttható meghatározására vonatkozó módszerét szemlélteti a 4. ábra. Alapvetõ különbség a két módszer között az, hogy míg Van de Griend és Owe (1993) szerint az 5-ös csatornához tartozó emisszivitás mindvégig magasabb a 4-es csatorna emisszivitásánál, addig Cihlar et al. (1997) szerint ez a viszony 0,47-es NDVI-érték körül megfordul a 4-es csatorna javára. További különbség az is, hogy Van de Griend és Owe (1993) munkája alapján a két csatornához tartozó emisszivitási értékek között a különbség állandó, értéke 0,004. Az utóbbi módszerrel számolt emisszivitási együttható ugyan 1-nél nagyobb értékeket is felvesz, de mivel a kapcsolat csak a 0,955-0,985 intervallumra érvényes, ezért ezt figyelmen kívül hagyhatjuk. Az ábrán a görbéket metszõ két függõleges fekete szakasz jelöli azt az intervallumot, melyben a növényzettel borított felszín NDVI-értéke általában mozog. A két bemutatott emisszivitást elõállító különbözõ formulák egyaránt használatosak a szakirodalomban.

4. ábra
Az emisszivitási együttható és az NDVI kapcsolata Van de Griend és Owe (1993)
illetve Cihlar et al. (1997) alapján

Az Országos Meteorológiai Szolgálat (OMSZ) Mûholdmeteorológiai Kutató Laboratóriumában Van de Griend és Owe (1993) algoritmusán kívül az emisszivitási tényezõk becsléséhez egy másik módszert is kirpóbáltak (Kerényi és Putsay, 2000). Ez az ûrbeli méréseken alapuló eljárások közé tartozik, mely így a hõmérséklet-független termális infravörös spektrális indexek (Temperature Independent Thermal Infrared Spectral Indices, TISI) meghatározásán alapul (Becker és Li, 1990b). Ezzel a módszerrel elõször a 3-as csatornához tartozó emisszivitást állítják elõ, majd ebbõl származtatják a 4-es és az 5-ös csatornára vonatkoztatott értékeket azzal az elõfeltételezéssel, hogy a szárazföld emisszivitási együtthatója nappal és éjszaka azonos. Azonban ennél a módszernél az indexek (TISI) meghatározásához szükség van légköri korrekciós eljárásra is. A TISI módszer hazánk területén használhatatlannak mutatkozott a másik eljáráshoz képest, mert használatához mind a nappali és mind az éjszakai felvételekre szükség van, viszont egy adott terület a Kárpát-medencében ritkán derült mindkét alkalommal.
Az NDVI értékekbõl számolt emisszivitási értékek használatakor egyéb jelenségeket is figyelembe kell vennünk, ha hosszabb idõsorra kiterjedõ vizsgálatot szeretnénk végezni. Ilyen az ún. szenzor-degradáció és az orbitális pálya eltolódása. Elõbbi a mûszer fokozatos elöregedését jelenti, melynek következtében csökken a mûszer érzékenysége és így változik a mért értékek skálája is (Rao et al., 1996). Utóbbi jelenség arra utal, hogy egy már több éve fellõtt mûhold fokozatosan késik, azaz az adott földrajzi térség fölé egyre késõbb ér. A változó napmagassággal így az évek alatt fokozatosan megváltozik a képpontok megvilágítási feltételei (Koslowsky, 1997).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Vissza

Fõoldal

Copyright © ELTE Department of Meteorology