m第4章 表觀熱慣量遙感信息模型

第4章表觀熱慣量遙感信息模型4.1熱慣量的概念4.2表觀熱慣量(ATIM感信息模型4.3ATI遙感圖像的計(jì)算4.4小結(jié)物體的熱慣量在熱力學(xué)中是一個(gè)不變的物理量。因此，研究地物的特性可從不變的熱慣量入手，例如不同的巖石、土壤、水體、植被等等。當(dāng)熱慣量有差別時(shí)，則可用熱慣量作為識(shí)別地物的條件之一。研究熱慣量一直是遙感中的難題之一，世界上只有少數(shù)幾個(gè)國(guó)家的科學(xué)工作者推演了熱慣量的遙感信息模型［1］，且至今尚沒有發(fā)表過推演的過程。推演的假設(shè)有幾種條件，本章也只能從一種假設(shè)出發(fā)進(jìn)行推演。目的是使讀者了解推導(dǎo)過程，以培養(yǎng)嚴(yán)謹(jǐn)?shù)乃季S方法。4.1熱慣量的概念熱傳導(dǎo)方程物體在不同空間點(diǎn)有不同的溫度，且溫度還隨時(shí)間變化，因此可以用溫度場(chǎng)T(x,y,z,t)來描述溫度的時(shí)空分布。溫度場(chǎng)中存在熱量流動(dòng)，熱量由較熱部分向較冷部分流動(dòng)，且溫度差越大，熱量流動(dòng)得也越快。在場(chǎng)中任取一曲面單元dS，且確定法線方向n。根據(jù)熱傳導(dǎo)理論，在時(shí)間dt內(nèi)沿法線n流過dS的熱量dQ與dt，dS以及溫度沿曲面法線的方向?qū)?shù)8*成正比，以k(>0)為比例系數(shù)(稱為熱傳導(dǎo)系數(shù)，單位是J/(m?s?K)，即焦/(米?秒?開))。at…，于是，有dQ=-k dSdt8n這樣，當(dāng)；8T-an為負(fù)時(shí)，即沿法線”的方向T變小時(shí)，熱量dQ則為正。若以q表示熱流向量，由熱傳導(dǎo)理論有q=-kgradT。于是，即有dQ=qndSdtat其中qn為在法線n上的投影，即q廣-k言在物體內(nèi)部任取一由閉曲面S所圍成的區(qū)域V，可以看到：在時(shí)間dt內(nèi)，從區(qū)域V流過曲面S向外流出的熱量為Q=-dtjjk-gradT-ds這里認(rèn)為gradT(=8T8n)>0，即沿外法線方向的溫度是上升的。應(yīng)用奧氏公式R］，并將上式變號(hào)，可得時(shí)間dt內(nèi)向區(qū)域V內(nèi)部流入的熱量為dtjjjdiv(k-gradT)dV (4—1)(V)式中g(shù)rad表示梯度，div表示散度。另一方面，設(shè)以p表示物體的密度(單位是kg/m3)，yh表示物體的比熱容(單位是J/(kg-K))，在時(shí)間山內(nèi)，體積元素dV的溫度增加dT=8Tdt8n

所以在這段時(shí)間內(nèi)，這個(gè)體積元素流入熱量為 YpdVdT=ypdV^LdtH Han從而在時(shí)間dt以內(nèi)，全區(qū)域就需要吸收熱量 dJJLHp江dV (4—2)(V)根據(jù)能量平衡原理：流進(jìn)和流出區(qū)域的熱量相等，故(4—1)和(4—2)所表達(dá)的值相等，即JJLp°dV=ff\div(k-gradT)dV(V) (V)(4—(4—3)Yp-=diVk-gradTat這就是熱傳導(dǎo)方程。對(duì)于均勻物體來說，k，yh，p均為常數(shù)，如果展開(4—3)式，則有atYHpata(at)kIaxJa-+fat)k{ayJa-+fat)k=k'a2ta2t、ax2 ay2a2t}+az2JIazJaxayaz所以，可得ata2ta2ta2t=D(++)(4—4)atHax2ay2a乙2式中 Dh=-^ (4—5)YHPDh稱為熱擴(kuò)散系數(shù)，也稱為溫度傳導(dǎo)率(單位m2/s)。(4—4)式是均勻物體的熱傳導(dǎo)方程。熱慣量若對(duì)方程(4—3)在一維情況下給予一個(gè)簡(jiǎn)單的溫度周期函數(shù)為邊值條件，求解方程，可以得到一個(gè)簡(jiǎn)單的公式(具體推導(dǎo)見4.2節(jié))TQ=-" (4—6)式中Q為熱量；To為溫度變化的振幅；①為周日角頻率；P是物體固有的常量，稱為熱慣量，其表達(dá)式為 P=\：kY丑「 (4—7)顯然，熱慣量P的單位是J/(m2?s1/2-K)。從(4—6)式中可見，當(dāng)?shù)匚镂栈蜥尫诺臒崃肯嗟葧r(shí)，地物溫度變化的振幅與地物的熱慣量成反比，即：P值大的地物，日溫差??；P值小的地物，日溫差大。在力學(xué)牛頓第二定律F=ma中，當(dāng)作用力相等時(shí)，加速度與質(zhì)量成反比，人們把物體不變的質(zhì)量看成是運(yùn)動(dòng)的慣性。P與慣性有類同之處，因此稱為熱慣量。熱慣量的實(shí)質(zhì)是地物阻止其溫度變化幅度的一種特性。從微觀的角度看，熱慣量是阻止物體內(nèi)部分子運(yùn)動(dòng)速度變化的阻力。在地物的周民溫度變化中，熱慣量起著決定性的作用。熱慣量是地物的體內(nèi)特性，不是表面特性，因此不能用一般的遙感方法直接測(cè)量。熱慣量P中的熱傳導(dǎo)系數(shù)k、密度p、比熱容yh都難以直接與各不同波段的遙感信息相對(duì)應(yīng)。因此，必須建立熱慣量P的遙感信息模型。從20世紀(jì)40年代以來，有許多科學(xué)工作者研究熱慣量，直到1976年，KahleA等人作出了一張加里福尼亞Pisgah火山口熔巖湖的熱慣量圖⑶。它引起了各國(guó)遙感工作者的重視。之后，我國(guó)也有人開始研究這一問題；1986年，我們利用航空遙感數(shù)據(jù)制作出表觀熱慣量圖，建立了表觀熱慣量遙感信息模型囹。1990—1992年，又制作出真實(shí)熱慣量圖；建立了真實(shí)熱慣量遙感信息模型，并在此基礎(chǔ)上完成了土壤含水量的遙感信息模型⑸。本章特討論表觀熱慣量遙感信息模型，下一章中將討論真實(shí)熱慣量和土壤含水量的遙感信息模型。4.2表觀熱慣量(ATI)遙感信息模型(一)一維熱傳導(dǎo)方程到目前為止，所有的熱模型都是求解一維熱傳導(dǎo)微分方程。若只考慮地面向空中輻射的垂直分量，并且假定地面物質(zhì)為均勻介質(zhì)，則熱傳導(dǎo)方程(4—4)成為一維形式，方向指向地面，直至均勻土壤的下界面。方程的表達(dá)式為(4—8)式中x為一維空間坐標(biāo)；t為時(shí)間坐標(biāo)；T(x,t)為地面以下x深處、t時(shí)刻的溫度；Dh是熱擴(kuò)散系數(shù)。由(4—5)式和(4—7)式，可以推出(4—9)D=(k/P)2(4—9)(二)邊值條件及其簡(jiǎn)化求解物體表面溫度的熱傳導(dǎo)微分方程，需要一個(gè)滿足方程和邊值條件的形式解。如果不給定邊值條件，熱傳導(dǎo)微分方程就會(huì)有無窮多個(gè)解。因此，在找到熱傳導(dǎo)方程可能的形式解之前，我們要討論邊值條件，它必須滿足周日循環(huán)的能量守衡。在正常情況下，控制地表溫度的決定性能量是太陽(yáng)向地球輻射能量，以及地球本身的輻射能量和地表與大氣之間的熱傳輸。這些輻射能共同作用，導(dǎo)致地表溫度的周期性變化(有日周期，也有年周期)，我們主要討論日周期。地球表面的輻射能量只。n(即地表凈輻射通量)具有如下平衡關(guān)系式Rsn=H+E+G (4—10)式中的度量單位是W/m2(瓦/米2)，或者J/(m2?s)［焦/(米2-秒)］。其中只為由地表到大氣的顯熱通量；E為由地表到大氣的潛熱通量；G為地面的熱通量；Rsn為地表凈輻射通量，是來自太陽(yáng)的輻射Rsn、天空的輻射Rsk以及地球發(fā)射的輻射虬/所共同作用的結(jié)果，且有Rsu=Rsn+Rsk+Rea (4—11)對(duì)于不同形式的邊值條件，有三種不同的解法。這三種解法是：Jaeger1958年所采用的拉普拉斯變換法⑹，Kahle1976年所采用的有限差分法［3］和PrattD1978年所采用的傅里葉級(jí)數(shù)法［7］。PrattD所采用的傅里葉級(jí)數(shù)法最符合溫度周日變化的地學(xué)模型，且其物理過程清楚，參數(shù)少，數(shù)學(xué)方法簡(jiǎn)便，因此，我們以此為基礎(chǔ)進(jìn)行推導(dǎo)。其邊值條件為-k°T(*")|=(1-ABE)SCcos0+￡R -R-H-E (4—12)Q* x=0 0T sk,dea式中，ABE為反照度；S0為太陽(yáng)常數(shù)；Cn是太陽(yáng)短波輻射的大氣透過率；0為太陽(yáng)天頂角；

cos0=cosScos0^cos3t+sinSsin。/其中：8為太陽(yáng)赤緯；①是地球自轉(zhuǎn)的角速度，即周日的角頻率；0a為被測(cè)點(diǎn)緯度)；￡為地物的發(fā)射比；Rskd是天空向下的長(zhǎng)波輻射；Rea是地面向上的長(zhǎng)波輻射；H為由地表到大氣的顯熱通量；E為由地表到大氣的潛熱通量。等式右邊的第一項(xiàng)代表地表吸收的凈太陽(yáng)輻射，后邊幾項(xiàng)都與大氣和地面有關(guān)。(4—12)式本身符合(4—10)式所描述的地表輻射能量的平衡關(guān)系式，實(shí)際上是地球表面輻射能量的熱平衡方程。(4-12)式?jīng)]有考慮地形影響，因此，下面的所有推導(dǎo)都只適用于平原地區(qū)。PrattD對(duì)(4—12)式進(jìn)行了簡(jiǎn)化，得到線性化的邊值條件-k°T(*")|=(1-ABE)SCcos9-[A+BT(0,t)] (4—13)故*=0 0T C其中，AC和B與氣象條件和地表狀況有關(guān)。在本章中，我們所在的實(shí)驗(yàn)區(qū)是平原地區(qū)，其地表平坦，面積較小，氣象條件可視為是均一的，所以，AC和B均為常數(shù)。一維熱傳導(dǎo)方程的求解我們的目標(biāo)是以(4—13)式為邊值條件，求解一維熱傳導(dǎo)方程(4—8)。圖4.1所示地表溫度0 6 12 18 24t圖4.1地表溫度周日的變化圖4.1 地表溫度周日的變化周日的變化情況，(4—13)式的邊值條件是符合這一規(guī)律的。從圖4.1中我們可以看出，地表溫度周日的變化并不是嚴(yán)格的正(余)弦波形。但是，為了給后面的求解作準(zhǔn)備，作為一種最簡(jiǎn)單的近似，我們可以假設(shè)在x=0處的邊值條件為T(0,t)=T0cos(st) ①=2n/t (4一14)式中T0為地表溫度變化的振幅；tp為溫度變化的時(shí)間周期。方程(4—8)滿足邊值條件(4—14)的形式解并不難求，其表達(dá)式為*T(*,t)=T0exp-J①/2Dh)cosc^t-J①/2氣)令H=加/2DH則 T(*,t)=Te-H*cosSt-Hx) (4—15)在固體巖石、土壤等內(nèi)部，熱量的傳導(dǎo)符合熱傳導(dǎo)定律，于是Q=aQ(*,t)|=—kaT(*,t)|=.2TkHcosSt+")=ET?cosSt+")f at *=0 a* *=0 0 4 04H通過x=0的總能量只要對(duì)上式積分即可。由于假設(shè)溫度是周期性的，在一個(gè)周期內(nèi)積分值，2k亳T°7TH為零，即在0?tp/2與t，2k亳T°7THQ=ftp/2Qdt=ftp"2rsT— cos(st+—)dt=-0f0 。弋D 4H由于熱慣量P-JkYHp及熱擴(kuò)散系數(shù)Dh，于是P=^-——，從而"hQ=-'2：rTP此即(4—6)式?，F(xiàn)在，我們以前面的(4—13)式為邊值條件，求解熱傳導(dǎo)方程(4—8)由于熱慣量P-JkYHp及熱擴(kuò)散系數(shù)Dh，于是P=^-——，從而"hQ=-'2：rTP此即(4—6)式?，F(xiàn)在，我們以前面的(4—13)式為邊值條件，求解熱傳導(dǎo)方程(4—8)，變化的物理過程和各參數(shù)的意義。以便了解周日溫度(4—16)、-k。T(xG| -(1-abe)sccos0- 0T-[Ac+BT(0,t)](4—17)(4—17)式可以寫成a (1-abe)S令4(x,t)-T(x,t)-b at翌官，代入(4—16)式(4—18)(4—18)式在x=0處的邊值條件為NOt) 史+(1-abe)S0CTcos0,B(4—19)由于cosO是周期函數(shù)，顯然①(x,t)也為周期函數(shù)，①(x,t)可以展為傅里葉級(jí)數(shù)，即尖。(0,t)=Zacosn①t-￡)其中，An和￡n分別是cosO的傅里葉展開式各簡(jiǎn)諧分量的振幅與相位。注意到cosO是偶函數(shù)，故冒0。對(duì)各簡(jiǎn)諧分量用(4—15)式，可得。(x,t)=-—+ 0~~TZAexp(-H7nx)cos(n①t-Hnx)BB n(4—20)n-0利用Carlaw等人的積分法，由(4—20)式就可以求出表面溫度圓T0A1abescAcosn(①t-8),B 0T；(4—21)n\B2+n①P2+<2nBPn—0(4—21)式建立了表面溫度T(0,t)(從而也就有晝夜溫差A(yù)T)和反照度A、熱慣量P的函數(shù)關(guān)系式。式中初位相8-arctan■v2B+Ptn①，％B，JS°是可以測(cè)量的常數(shù)，而卜是cosz的傅里葉展開式各簡(jiǎn)諧分量的振幅，從而2rt/22rt/2八A=一jpcoS)cosn①t)dtnn=1,2,3,(4—22)t-tp/22〃 1 .由(4—22)式，可得A=—sin6simpsi珅+cos5cosp(sii20+2。)A=2s*sinpasinn。)+2'°'°°pa[nsinn。)co。-cosn。)sin。]n n兀 兀(n2-1)其中，。=arccos(tan8tanp)。不難看出，An隨著n的增加很快地趨于0，對(duì)于晝夜溫差A(yù)T來說，氣(基頻的振幅)起著決定性的作用。從圖4.2中可以清楚地看到，在傅里葉級(jí)數(shù)解法中，用基頻的振幅求AT=(Tmax-Tmin)是一種很好的近似。圖4圖4.2地表溫度的傅里葉解法第一項(xiàng)和所有項(xiàng)的比較在同一個(gè)日周期內(nèi)，地面晝夜的溫差為AT(0,t)=T(0,t)-T(0,t) (4—23)dadanini式中Tda，Tni分別為白天、夜間的溫度；tda，tni分別為衛(wèi)星白天、夜間的過境時(shí)間。將(4--22)式代入(4—23)式，可得1-ABESc1-ABESc玉A[cosn(①t-8)-cosn①t0Tn=0-8)(4—24)式中，B，C所決定。i dan …? i \B2+n①P2+v2n①BPS0在短時(shí)期內(nèi)均為常數(shù)，因此(1-ABE)/AT、的值唯一地由地物的熱慣量P對(duì)NOAA衛(wèi)星而言，選擇兩次過境時(shí)間分別為周日溫度的最大和最小時(shí)刻，根據(jù)上面的分析，當(dāng)AT=(Tmax-Tmin)時(shí)，可以用基頻振幅來近似，(4--24)式可以簡(jiǎn)化為1-ABE1-ABE\B2+①P2+"2①BP(4—25)式中，A=—sin8sinpsin^+—~cos8cosp(sin2。+2。)，它是太陽(yáng)赤緯和當(dāng)?shù)鼐暥?兀 a 2兀的因數(shù)，在同一地區(qū)短期內(nèi)是常數(shù)。由(4—25)式可見，(1-ABE)/AT值是隨P的增大單調(diào)上升的。令(1-ABE)/AT=ATI，我們將它稱為表觀熱慣量。由此得出兩點(diǎn)結(jié)論：(1-ABE)/AT值的大小反映地物熱慣量P的相對(duì)大小。(1-ABE)/AT值大，P也大;(1-ABE)/AT值小，P也小。在日周期內(nèi)，如果不同地物所吸收的太陽(yáng)能量相同，即(1-ABE)相同，那么熱慣量大的地物晝夜溫差A(yù)T小，熱慣量小的地物晝夜溫差A(yù)T大。如果不要求測(cè)量熱慣量的絕對(duì)值，只要相對(duì)大小，則只需要測(cè)出各種地物的ABE和AT，計(jì)算(1-ABE)/AT值，并編碼顯示，就可以得到一張表觀熱慣量圖。4.3ATI遙感圖像的計(jì)算根據(jù)上一節(jié)的推導(dǎo)，表觀熱慣量ATI=(1-ABE)/AT。這樣，求表觀熱慣量即為如何求ABE和AT。下面分別加以討論。(一)反照度ABE的計(jì)算反照度的定義是地物全波段的反射比，反射度為各個(gè)波段的反射系數(shù)。因此，反照度為地物波長(zhǎng)從0到8的反射比。假定地物具有朗伯體特性，反照度可以表示為Pp(人)Q^(人)d人J"Q^(人)d人式中p(X)是地物分光反射比，Q(X)是太陽(yáng)分光輻照度。由于太陽(yáng)能量主要集中在0.2一1.5gm內(nèi)很窄的波段，因此?？梢杂每梢姽夂徒t外波段的反照度近似代替波長(zhǎng)從0~8的反照度；對(duì)于分波段情況，則有Qen(X)Ep(X)ABE= n (4—27)EQen(X)n式中n為波段序號(hào)，Q.抖(X)為各個(gè)波段上地表的太陽(yáng)分光輻照度，pQ)為地物各個(gè)波段的分光反射比。若令加權(quán)系數(shù)Wn=Qse匕Q，于是se,nnABE=EWp (4—28)n此式表明反照度ABE是地物各個(gè)波段的分光反射比的加權(quán)平均，權(quán)重Wn代表了入射到地表的第n波段的太陽(yáng)能量與所有波段的太陽(yáng)總能量之比。對(duì)于NOAA衛(wèi)星AVHRR傳感器，可見光和近紅外波段為ch.1(0.58?0.68gm)和ch.2(0.725?1.0gm)。熱紅外波段內(nèi)太陽(yáng)能量很弱，地物反射的能量非常弱，可以略而不計(jì)，因此，只能用ch.1和ch.2兩個(gè)波段推求反照度，即n=2。由Wn的定義，Qsen是地表各個(gè)波段內(nèi)太陽(yáng)的分光輻射能。對(duì)于大氣外，Qsen可以從大氣外太陽(yáng)分光輻照表按波段累加得到。如果考慮了大氣對(duì)輻射能量的衰減作用，，把大氣外太陽(yáng)分光輻照度乘以相應(yīng)波長(zhǎng)的晴空大氣分光透過率，然后按波段累加，得到Qsen和Wn的值，見表4.1。 口表4.1 Qsn和可牛的值分段地 ~8e,n 1表i 大氣外Q…/(W/cm2)WQ…/(W/cm2)WCh.11.59700.42302.15040.4214Ch.22.19300.57702.93320.5786由表4.1可以看出，太陽(yáng)在各個(gè)波段上的輻射能，大氣外和地球表面差別很大，而Wn的值變化不是很大(<0.00016)。這就是說，在計(jì)算Wn時(shí)是否考慮大氣的衰減問題，對(duì)反照度計(jì)算的影響不是很顯著。我們使用的一組wn是地球表面的值。這樣，用NOAA氣象衛(wèi)星的AVHRRch.1和1ch.2求反照度A8E，可以采用下述公式ABE=0.423Gch1+0.577Gch2 (4—29)(二)晝夜溫差A(yù)T的計(jì)算晝夜溫差是在白天與黑夜的實(shí)際溫度圖配準(zhǔn)的基礎(chǔ)上，相減而得。由衛(wèi)星影像直接得到的是輻射亮度溫度，如何將輻射溫度反演成實(shí)際溫度，近年來很多學(xué)者開展了大量的研究工作。各種方法的目的之一是避開比發(fā)射比￡(入)的直接求得。對(duì)于一個(gè)窄的紅外通道，如NOAA氣象衛(wèi)星的AVHRRch.4(10.3?11.3um)，可以認(rèn)為s(X)與入無關(guān)。根據(jù)維恩位移定律入maxT=2.8978x10-3mK，以及地面溫度約為300K，可以知道地物發(fā)射的輻射能的中心波長(zhǎng)"maxR10.3?11.3pm也就是說，ch.4集中了主要的地物輻射能量。設(shè)￡(")與入無關(guān)，根據(jù)灰體輻射的斯式蕃一玻耳茲曼定律[9] M=￡oT4bb式中，Mbb為地物輻射的通量密度；z為斯式善一玻耳茲曼常量(5.6697x10-16W-m-2-K-4)；T為地表實(shí)際溫度；￡是地物的發(fā)射比。根據(jù)輻射亮度溫度的定義，則有ST4=zT4.b式中，Tb為地物的輻射溫度。由上式可得(TV￡=f (4—30)ITJ另一方面，地物的輻射溫度與實(shí)際溫度之間，存在下述關(guān)系(4—31)T=(4—31)人ln[￡exp(C/人T)—8+1]式中C2是第二輻射常量(1.4388x10-2m?K)。將(4—30)式代入(4—31)式，得(4—32)exp(C2/人T)—1(4—32)(4—33)

a(ex-1)=x4則(4—32)式簡(jiǎn)化為 a(ex-1)=x4 (4—34)a(ex-1)=x4對(duì)于函數(shù)f(x)=ex-1,我們希望用多項(xiàng)式來進(jìn)行逼近。根據(jù)f(x)=ex-1的圖形(見圖4.3),(4—35)可設(shè)f(x)=ex一1=ax4+ax3+a.x2(4—35)這樣，方程(4—34)可整理成 (aa3-1)x2+aa2x+aa1=0求解這個(gè)一元二次方程，可得(舍去其中一個(gè)負(fù)根)—aa+\：a2a2—4aa(aa—1)(4—36)(4—37)x= 2 1 3 (4—36)(4—37)2(aa—1)于是 T=C2/Xx這樣，對(duì)每一輻射溫度Tb，有(C/入T)4exp(C/入T)—1由此求出a,再由(4—36)式求出2,進(jìn)而由(4—37)式推出地表對(duì)應(yīng)的實(shí)際溫度。上面推導(dǎo)中的(4—35)式的系數(shù)，可以用待定系數(shù)法求得，a1=40.8274,a2=-17.1795,缶=2.04°利用上述方法，計(jì)算出晝夜溫度圖，相減就可以得到晝夜溫差圖。根據(jù)實(shí)測(cè)結(jié)果，一般情況下ATb=27K，而實(shí)際AT=27.71K,顯然AT-ATb。用上述函數(shù)擬合法得到的晝夜溫差與輻射溫度的晝夜溫差，最大絕對(duì)誤差小于1K°用地物的輻射溫度晝夜溫差來近似代替實(shí)際溫度，引起的絕對(duì)誤差很小，并且可以把大氣衰減和忽略地物發(fā)射比(￡=1)造成的誤差降到最小。這樣，用天溫度最大時(shí)刻的ch.4圖像(記為Tch.4da)和夜間溫度最小時(shí)刻的ch.4圖像(記為Tch4ni)，就可以求出晝夜溫差 °,a4=Tch.4,da-Lni (4一其中Tch4da是白天的輻射溫度，Tch4ni是夜間的輻射溫度。輻射溫度也可以叫做表觀溫度。表觀溫度與實(shí)際溫度并不相同，但是，我們?cè)谏厦嬉呀?jīng)指出，表觀溫度的溫差與實(shí)際溫度的溫差是十分接近的。因此，晝夜溫差A(yù)T可以用上述公式計(jì)算。(三)表觀熱慣量ATI的計(jì)算利用(4—25)式的模型，對(duì)于NOAA的AVHRR圖像，在配準(zhǔn)的基礎(chǔ)上，通過(4—29)式和(4—38)式分別計(jì)算出反照度ABE和晝夜溫差』T,則可以得到表觀熱慣量ATI=(1-ABE)/AT對(duì)其編碼表示，就可以獲得表觀熱慣量圖。本章中，我們從求解一維熱傳導(dǎo)方程出發(fā)，推導(dǎo)出表觀熱慣量的計(jì)算方法。綜合上面的討論，對(duì)于NOAA的AVHRR傳感器，熱慣量