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1、灾造成的经济损失和人员伤亡 , 在各种自然灾害中居第一位。利用遥感手段在洪水发生过程中 , 对洪水进行实时的动态监测可以为抗洪抢险提供宝贵的资料 , 从而将洪水的损失降低到最低程度。例如 , 对 1981年三江平原大水、1984年合肥大水、1985 年辽河大水等的监测都通过13 气象卫星取得了很好的应用效果 。在 1998 年中国长江、松花江大洪水过程中 , 国家遥感中心航空遥感一部、水利部遥感中心、中国科学院遥感应用研究所、国家测绘局、国家卫星气象中心等单位分别采用各种手段对洪涝灾害进行了有效的监测与评估 , 为抗洪决策提供了坚实4 的基础 , 大大降低了洪水所造成的损失 。X 收稿日期 :

2、 2000208218 ; 修订日期 : 2000209225基金项目 : 国家重点基础研究发展规划 973 项目 G1999043601 。作者简介 : 傅国斌 1966 - , 男 , 山西临猗人 , 中国科学院地理科学与资源研究所副研究员 , 主要从事水文水资源研究。1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd All rights reserved.548 水 科 学 进 展 第 12卷除了洪水发生过程的动态监测外 , 利用遥感资料和地形图等基本资料可以编制警戒水域遥感数据库 , 提供洪水有可能淹没的范围 , 危险地段的范围及空间分

3、布 , 洪水有可能造成的损失等数据 , 从而为洪涝灾害的监测评估、恢复生产、重建家园等工作提供科学依据。中国科学院遥感应用研究所和水利部遥感技术应用中心已完成我国洪水易发的 12 个地区 珠江三角洲地区、 洞庭湖、 洪湖和荆江地区、 武汉地区、 鄱阳湖地区、 太湖及长江三角洲地区、 淮河中游地区、 淮河下游地区、 黄河中游地区、 黄河下游地区、 海河中下游地区、 辽河中下游地区、 嫩江、 松花江下游地区 的 1 :10万警戒水域遥感数据库的研制 ,这对我国抗洪抢险工作的宏观指导具有积极的意义。112 水域面积的识别由于水体的反射特征同陆面、 植物 作物等其它类型的地物有明显区别 , 也就使得其

4、在遥感图象中较易判读。在应用上一般有两种类型 : 一是在一些无资料地区或人类难以到达的地区 , 进行各种水体的详查工作 , 例如我国青藏高原湖泊和湿地的调查工作主要就是依靠遥感资料来完成的。近年来由于遥感资料越来越容易获得 , 分辨率越来越高 , 人们对遥感图象的释译水平不断提高等原因 , 即使在人类很容易到达的地区 , 也多利用遥感技术 , 这不仅精度可以满足要求 , 而且成本也较低 ; 二是利用不同时段的遥感资料 , 进行各种水域的动态规律研究。如5 许殿元等曾利用 TM图像研究了黄河三角洲的动态演变 。113 冰川/积雪水文虽然冰雪水文遥感还存在着一些问题 , 但它已经被全世界的学者广泛

5、应用 , 特别是在确定冰川面积分布研究领域。积雪场/冰川的分布范围和面积在水文学上具有重要意义 , 因为 , 它6 们基本上决定着融雪融冰径流的幅度 。自从 20世纪 60年代随着气象卫星的可见光和远红外探测器的出现 , 此领域的研究就逐渐开展起来 Popham , 1968 。1972 年 NOAA2AVHRR的出现 ,加速了这一进程 Rango ,1986 。目前在北美洲 , 4 000 多个流域的冰雪分布图都已由 NOAA2AVHRR遥感资料绘制 , 这些图都是以周为时段的连续资料 , 其中 10 %的流域分布图被划分为垂直带 Caroll ,1995 。挪威也是利用遥感资料进行冰雪研究

6、较早的国家之一 , 在 20 世纪 80 年代他们曾利用将象素转化为积雪的简单转化 , 用于水电枢纽工程的规划。印度学者Ramamoorthi 1985 , 1987 也曾利用遥感资料进行流域融雪径流预报。积雪/冰川的分布范围一般不能推求积雪/冰川量 , 而后者对融雪/冰径流更为重要。积雪/冰等融水量的估算关健在于微波波段的波谱特征。加拿大气候中心的工作人员利用被动微波遥感资料引入微波亮度温度研制了一种积雪/冰等融水量的定时预报模型 , 并应用到加拿大草原地区 。遥感技术在冰雪水文中的应用 , 还包括对积雪/冰区温度、湿度、反射率、雪粒大小等的估算。我国学者在冰7 雪水文的遥感应用领域也做了大

7、量的工作 , 如柯长青等 分析了青藏高原积雪分布与变化特8 9 征 ; 陈乾等 曾利用 AVHRR资料反演祁连山区积雪亏量 ; 曾群柱等 则对黄河上游卫星雪盖监测与融雪径流进行了较为详细的研究。114 降水降水是陆地表面水文气象的重要因素 , 对区域水循环过程和水平衡都具有重要的意义 , 一般采用雨量站的实际观测而得到。但降水的空间分布对水文过程更为重要 , 这就要借助遥感资料获得其空间特征 , 特别是在雨量站和雷达观测站点较稀的地区。降水一般利用遥感资料的红外 IR和可见光 VIS波段 ,但自 1987 年 SSM/ I发射之外 , 微波也成为获得陆地降水的有效手1995-2004 Tsin

8、ghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd All rights reserved. 第 4期 傅国斌、刘昌明 : 遥感技术在水文学中的应用与研究进展 549段。红外和可见光波段的优点是具有较高的空间分辨率 , 并具有时间上的大量样本 , 不足之处在于云顶反射率和温度与地表降水速率的关系 , 并不是一种直接关系。截至目前 , 大量的研究表明 , 由 VIS/ IR生成的连续降水区域只有在大尺度上或长时间上平均状况才有意义 , 而且要经过仔细的区域和季节调整。微波技术由于能够穿透云端 , 而获得云层之下实际降雨微粒的特征 , 而被广泛采用 , 虽然与 VIS、IR相比

9、 , 微波更加侧重于地面的自然特征 , 但它还是无法直接确定地面的降水速率 , 而只能通过垂直梯度的水分差异而间接获得 , 但有时两者之间的相关性又是很差的。依据其采用的资料源 , 将利用遥感资料进行降水量计算的公式与算法 , 大致分10 为三大类 : 一是利用 VIS/ IR资料 ; 二是利用微波资料 ; 三是两者结合。利用 VIS/ IR遥感资料的算法基本上都依据这样一个基本假定 , 即降水与浓云 , 特别是冷云层顶部有关 , 而 VIS/ IR所获得的就是云层顶部的红外图象。可见光部分云的反射率常常用来区分薄的无降水的云团和厚的可能降水的云团。但是 , 可见光影象只能应用到太阳高于地平面

10、的时段 , 而红外影象则不受一天内时间变化的影响 , 因而更为广大学者所采用。由于降水仅占空间云区的一小部分 , 因而 VIS/ IR一般都过大地估计降水的空间范围。为了克服这一缺陷 ,一般的经验公式都有意地缩小降水速率。目前比较著名的经验公式有 : GPI The G oesPrecipitation Index , Arkin 和 Meisner , 1987 ;Arkin 等 1994 是在热带和亚热带地区利用红外影象最为简单和最为流行的方法 ;NAWT Negri2Adler2Wetzel Technique ,Negri , 1984 是由 Griffith2WoodleyGriff

11、ith ,1978方法 , 不考虑时间历史关系而发展的一种红外技术 ;CST The Convective - StratiformTechnique , Adler 和 Negri , 1998 试图将对流体与红外亮度温度场的极小值位置相联系 ;RAMSAT是一种集成的分类算法 , 它是利用 VIS/ IR影象相结合来确立降雨面积的方法 Lovejoy 和 Austin ,11 1979 ; Bellon 等 , 1980 ; Hogg , 1990 ; King , 1989 。陈乾等 利用 GMS卫星的红外和可见光资料 ,及与之相匹配的数字化地形模型来反演复杂地形下的降水率。微波辐射的降

12、雨释译则主要在于分析顶层雨滴尺度冰粒的分散特征。如果这些冰粒存在 ,通常存在于较厚的雨云。由于云的较强热辐射 , 那么观察到的微波辐射强度相对于“暖”的地面背景就应该大大降低。有各种各样的算法来区分时空分布上这种遥感信号同地面背景的特征 , 继而将微波辐射信号转化为降水速率 , 以下是几种具有代表性的算法 : SRL TheSatellite Research Laboratory 是 NOAA - NESDIS的 SRL 实验室建立的在无降水条件下 , 利用 SSM/ I低频波段来预测垂直方向 8515GHZ偏振的亮度温度的经验公式 Grody 1991 ; Ferraro 等 1994 。

13、利用观测到的亮度温度和预测的亮度温度之间的关系引入离散指数 Scattering Index来推求降水强度 Ferraro 和 Marks , 1995 ; GSCAT The G oddard Scattering algorithm 算法首先由 Adler 在 1993年提出来 , 随后又进行了改进 , 在此算法中 , 经验逻辑树被应用到多波段信息中去 , 来确定在象素中降雨是否初始存在 ;Bristol 算法由 Kidd 和 Barrett 1990 对 PCT Polarizoaion - correctedtemperature , spencer 等 ,1989 算法改进而来的 ,

14、 以 SSM/ I 8515GHZ波段为基础 , 对陆地和水体表面降水估计的一种算法 ; HPR Hydrometeor profile retrieval algorithms 是一种对水文大气 如雨水、软雹、 雪、 云水等 纵断面不断进行修正 , 直到模型计算多波谱亮度温度同观测到的相一致 , 然后利用最低层雨水的浓度来获得地表降雨率的方法。这种方法最大的优点是具有一定物理意义 , 而非纯粹的统计模型 , 典型的例子可参见文献 1215 。IR算法一般都没有物理基础 , 而 SSM/ I算法虽有物理基础 , 但样本稀缺 , 因而一种试图将两者结合 , 利用 IR图象的时空连续性和微波技术对

15、降水的直接探测的方法就应运而生。最1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd All rights reserved.550 水 科 学 进 展 第 12卷普遍的算法就是假定每天 12次的 SSM/ I的降水速率有足够的精度来对基于 IR方法的关系进行验证 Adler 1994 , Xie 和 Arkin 1996 。总之 , 目前利用遥感资料来估算降水量还处在一种不断完善的阶段 , 在时相和区域上还存在着许多未解决的问题。利用 VIS/ IR资料在最为理想的条件下 : 即空间尺度为 2 5 的气候尺度 , 时间尺度为周或月 , 在热带和

16、亚热带地区中纬度的暖季 , 对流降水估算的相关性可达018以上 ; 而微波技术对 015 1 范围内的连续降雨的估算相关性 , 可达 017以上。2 遥感技术在水文学中的间接应用211 区域蒸发区域蒸发在全球/区域气候模式、水文循环过程以及农业、林业、环境中都具有重要意义。目前对于蒸发的计算与测定都是基于单点或同一种植物 作物 而展开的 ,对于区域尺度上蒸发的估算 , 遥感信息不仅具有常规手段无法比拟的 , 对大面积地面特征信息同时快捷获得的手段 , 而且就目前科技水平而言 , 遥感技术是最为经济和最为准确的手段。利用遥感技术估算区域蒸发的基本依据是能量平衡方程 , 即R + G + H +

17、L E 0 1n式中 R 为净辐射 ; G为土壤热通量 ; H为显热通量 ; L E为潜热通量。R 可通过天文辐射 理论太阳辐射用经验公式求得 ,亦可通过遥感方法求得。如果用遥感16 技术 , 则一般利用 GOES卫星资料 , 获取下式中的参数 , 从而求得净辐射 :4 R 1 - R + 1 - Rld - Tsh 2n s s s 式中 R 为太阳短波辐射收入项 ; Rld 为长波辐射收入项 ; 为地面短波反射率 ; 为地表反s s 射率 ; 是斯蒂芬 - 波尔滋曼常数 ; Tsh 为半球辐射温度 Norman 和 Becker ,1975 。 Tsh 为向s上的长波辐射通量 , 可写为

18、Rlu。空间运载工具上的红外辐射仪所测到的辐射温度 Trad 假定接近 Tsh。R 和 均可利用 GOES遥感资料 , 通过经验/统计模型或具有物理基础的模型求得。地表净长波辐射通量亦可从遥感资料获得 , 如 NOAA 卫星 TOVS Tiros Operational Vertical Sounder的红外和微波探测资料可用于 Rld 和 Trad 的估算。也有的学者 , 如 Jackson 等 1987 由地面气象资料 , 利用经验公式求得 Rld , 然后利用 Trad 计算长波向上部分的辐射。Sellers 等 曾经讨论了对由以上 4个参数估算来求得 R 的误差累积问题 , 这就导致了

19、一些学者试图利用大21 气层顶部的 R 来推求地表的 R Pinker 和 Tarpley , 1988 , 但 Harshvardhan等的研究 表明两n n者之间的相关性很小。土壤热通量 G是土壤热传导性和垂直温度梯度的函数。因为温度梯度不可能利用遥感手段获得 , 因而求解 G的数值模型一般都将土壤划分为若干层 Campbell , 1985 。这就需要对土壤属性有详细的了解 , 因此 , 常规气象资料一般均能获得满意的 G值。遥感上的应用 ,一般是将 G/ R 作为植被覆盖状况 VI 或叶面积指数的函数 ,遥感资料通常可获得满意的后者的16 16 值 。Choudhury等 1987 的

20、研究表明 , 在裸露土壤条件下 , G/ R 为 014 ; 而完全被植被覆盖时 , G/ R 仅为 0105。虽然目前的观测都表明 VI 和 G/ R 之间是线性关系 , 但从理论上分n n1995-2004 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd All rights reserved. 第 4期 傅国斌、刘昌明 : 遥感技术在水文学中的应用与研究进展 551析 , 它们之间应该是非线性关系 Clothiert 等 ,1986 ; Kustas 等 ,1993 。在获得 R 和 G之后 , 如果能准确地区分开 H和 L E , 则由式 1可求得区域蒸

21、发。目前区分 H和 L E的方法主要有三大类 :1 经验、半经验公式 这类公式一般采用遥感的连续观测资料来估计天的蒸发量 , 通常假定白天的 H和 L E与 Rn + G 之间有一定联系 , Hall 等 1992 的试验观测结果表明 , 用于蒸发部分的能量 EF 即 : EF - L E/ Rn + G 在白天相当稳定。一种最为流行的方法是假定 ET和 Rn 之差可用以下线性方程表示 Jackson1977 :Rn , d + L Ed A + B Trad , i - Ta , I 3式中 下标 I 和 d 分别表示连续和日 , Ta 为近地表 如 2 m 空气温度 , A 和 B 为回归

22、常数。Seguin 和 Itier 1983 则将上式改写为指数形式 , 即 :Rn , d + L Ed B Trad , i - Ta , i 4式中 B 取决于地表粗糙度 , 而 n 则取决于是否稳定。2 有物理基础的分析模型 Price 1980 曾建立了一个以能量平衡为基础的计算通量的模型 ,来计算日蒸发量。此模型需要的输入参数包括 Trad 的最大最小差值及常规气象观测要素 ,如风速、空气温度、水汽等。由于 NOAA - AVHRR 可以提供白天和晚上的表面辐射温度 , 因而可用于此模型中。此模型在 1982年经 Price 改进后 , 成为一个预测模型 , 与利用气象资料和蒸发器

23、所获得的结果基本一致。另一类模型是显热通量 H由下式求得后 , 利用能量平衡方程获得 L E。 c T - Tp aero aH 5rH式中 是空气密度 ; c 是空气比热 ; r 是热传输阻力 ; T 是表面空气动力学温度 ; T 是p H aero a空气温度。由于 T 不能用遥感资料求得 , 故一般由 Trad 代替 , 对于均一、冠层完全覆盖的aero植被 , 两者之差一般小于 2Choudhury等 ,1986 ; Huband 和 Monteith ,1986 。但对于部分植被覆盖 , 两者之差可高达 10 Kustas ,1990 。这就导致许多学者利用经验公式通过无向量的热糙度

24、来修正 r Kustas等 , 1989 ;Sugita 和 Brutsaert , 1990 ; K ohsiek等 , 1993 , 或引入额外阻力Stewart 等 , 1994 。另一类方法是利用微波和辐射传输模型来进行物理模拟 , 从而将 Trad 和 Taero之间的关系作为地表条件 如 , 植被覆盖、 叶面子指数、 地表土壤湿度、 太阳天顶和高度角等 的函数 Prevot等 ,1994 。3 数值模型 在过去几十年 , 出现了大量的数值模型来摸拟地表能量通量的交换 , 同时利用遥感资料 如 Trad 来提取模型参数 Comillo 等 , 1983 ; Carlson 等 , 1

25、981 ; Soer 等 , 1980 ;Taconet 等 , 1986 。数值模拟同统计模型和分析模型相比有两大优点 : 一是它们是揭示土壤 - 植被 - 大气系统SVAT 能量传输的物理过程 ; 二是它们在一定的初始和边界条件下 , 可以模拟能量通量的连续变化过程。但在实际应用中 , 有关参数的估算需要大量和详尽的植被和土壤信息 , 所以很难应用于区域尺度。这就要求将物理模拟与遥感技术相联系 , 这方面的一些尝试还是较为成功的Sellers等 , 1992 ; Crosson等 , 1993 。数值模型的不足之处在于需要大量有关区域植被和土壤的参数 。由于这些参数很难获1995-2004

26、 Tsinghua Tongfang Optical Disc Co., Ltd All rights reserved.552 水 科 学 进 展 第 12卷得 , 在实际应用中往往简化模型、减少参数 , 以便遥感技术应用 Bougeault 等 , 1991 , 例如 ,Brunet 等 1991 曾利用大气边界层模型 Atmospheric Boundary layer , ABL 估算区域尺度能量通量 , 其中土壤 - 植被 - 大气界面的能量传输是利用 Penman - Montieth公式进行参数化的。除以能量平衡方程为基本出发点的求解区域蒸发的方法外 , 还有一些其它方法 , 试

27、图通过某个环节或过程 , 利用遥感信息来估算区域蒸发。如利用 VI/ Trad 关系 , 因为许多研究表明 , NDVI 和 Trad 有着极好的相关性 G oward 等 , 1985 ; Hope 和 McDowell , 1992 ;Nemani 和Running , 1989 ; Nemani 等 , 1993 。Hope 等 1986 还从理论上阐述了如何利用 VI 和 Trad 之间的关系得到冠层阻力 ; Price 1990 则利用 NDVI/ Trad 关系来推求裸露土壤和植被的温度 , 并利用土壤水分空间分布资料 , 计算全部覆盖下、 干湿土壤中的蒸散量 ; Carlson

28、等 1990 , 1994 则在Price 1990的基础上 ,将 ABL 和 SVAT模型相结合 , 来推算土壤水分、植被覆盖状况和地面通量。此外 , 微波遥感由于较少受到大气和云的影响 , 因而在区域蒸发的估算方面是大有可为的 。同热红外遥感资料相比 , 微波技术还有一个优点就是可以获得不同深度 虽然深度极其有限 的土壤信息 , 在获得土壤水分垂直分布应用上有积极意义 Jackson等 ,1995 。虽然利用遥感资料估算区域蒸发量还存在着许多问题 , 但应该指出 , 利用遥感资料结合地1719 面气象和植被要素 , 反演区域蒸发通量 , 仍是估计区域蒸发通量最有前途的手段 。212 土壤水分20 利用遥感技术对土壤水分的监测从宏观上可分为两大类 : 一类是利用微波遥感手段对地表土壤湿度进行直接测量 ; 一类是依据可见光/红外波段遥感资料 , 利用热惯量、作物缺水指数、距平植被指数等方法 , 获得地表能量和作物生长状况等信息 , 然后建立与土壤水分的相关函数/经验公式 , 从而计算土壤水分。1 微波遥感 微波遥感可以对各种地表覆盖条件下的土壤水分进行直接测定。通常有两种基本方法 : 被