基于MODIS产品的玛纳斯河流域地表温度年内变化特征研究

邓烨，关洪军

(解放军理工大学，南京 210000)

1 引 言

地表温度(land surface temperature，LST)是地表能量平衡、区域和全球尺度地表物理过程的一个重要因子。是地球系统中水、热、碳各种循环过程的主导因子，又是地表能量交换的核心信息。而高海拔山区地表温度区别于一般普通地貌地表温度，具有复杂的空间和时间变化特征，成为了地表温度反演领域的重点与难点。通过研究高海拔山区地表温度受高程、地形和下垫面等因素影响在年内的变化特征，为进一步研究地表温度在时间上的变化机理提供理论参考，为提高温度反演精度及温度场与雪盖场作用机理方面提供帮助。

利用遥感探测地表温度比传统实测手段在探测范围、探测效率、探测成本上更具优势。美国Terra和Aqua卫星上搭载的主要传感器──光谱仪(Moderate-resolution Imaging Spectroradiometer，MODIS)是进行大范围地表温度遥感的重要探测仪器，具有高时间分辨率、高光谱分辨率的特点。两颗卫星每日可得到白天、夜间各两幅，共4幅图像，36个波段，其中有16个热红外波段可用来反演温度。Terra卫星是第一颗上午星(EOS-AM1)，过境时间为10：30am左右(赤道地区)。本文利用Terra卫星2001年～2010年10年MODIS温度产品数据(MOD11A2)进行典型区域的地表温度分析。

新疆属典型干旱半干旱区，生态环境脆弱，对全球变化响应具有独特性，能及时、灵敏地反映气候变化，体现全球变化的早期信号。玛纳斯河是新疆准噶尔盆地最长的内陆河，河流自南向北流经石河子市、沙湾县、玛纳斯县等地区，是新疆政治、经济与文化的中心，也是典型的灌溉农业区和生态脆弱区。故本文利用玛纳斯河流域的DEM数据，在前人研究玛纳斯河流域雪盖年内变化规律的基础上[1]，对其地表温度的年内变化特征进行深入探讨和分析。

2 研究区简介

本文研究范围为玛纳斯河流域，全长324km，位于新疆天山北麓，准噶尔盆地南缘，即43°04′N～44°10′N与84°53′E～86°15′E之间，流域基本呈扇形，地形呈南高北低走势，海拔596m～5146m，包括上游的呼斯台河、古仁河以及中下游的清水河山区，总流域面积约6100km2，如图1所示。

研究区地处亚洲中部，远离海洋，水汽来源少，加之高山环绕使得水汽难以进入，因此具有明显的大陆性气候特征，气候干旱，降水稀少。年平均气温6.2℃～7.8℃，日温差较大。绝对最高气温和绝对最低气温分别是40℃和38℃。日照不低于2700h。冬季长达4个多月，气温低，但一般积雪深厚，无大风，雪盖比较稳定。

图1 研究区示意图

3 数据预处理

本文采用地表温度资料为美国NASA地球观测系统数据和信息系统网站(http：//reverb.echo.nasa.gov)提供的分辨率为1km的MODIS/Terra温度8天合成产品(MOD11A2)。这里选择8天合成图像是因为逐日图像云覆盖率较大，研究区域相当一部分为空值，且在长时间序列上，研究多日合成图像已足够满足精度要求。研究区所在位置为h24v04片，选择从2001年1月1日至2010年12月27日10年共460幅图像进行分析。已有研究对MODIS温度产品进行验证[2]，发现产品能够得到区域尺度上温度场的变化，分析热力差异，达到了温度产品应用的要求。故本文认为其温度是准确可靠的。根据研究区的地理位置和范围，将MODIS图像重投影到UTM坐标系，投影椭球体为WGS-84。再进行研究区的批量裁剪，从而实现对玛纳斯河流域的针对性分析。

本文采用的DEM数据是ASTER GDEM数据，空间分辨率30 m，数据来源于中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据镜像网站(http：//datamirror.csdb.cn)。为与MODIS温度产品数据进行对比研究，将DEM 30m分辨率图像用最近邻法重采样为1km分辨率图像，并根据重采样后的图像计算坡度分布和坡向分布，结果如图2所示。

图2 坡度和坡向分布图

由于重采样后分辨率的降低，导致坡度的范围发生变化，从原来的0°～90°变为0.058°～33.017°，这与事实是不符的，故将坡度范围线性拉伸至0°～90°。坡向范围同原来不变，仍是0°～360°，按照坡向划分标准，从正北方向0°开始按顺时针方向回到正北方向360°结束。

对重采样后的高程、坡度、坡向3组数据进行分析计算，得到三者不同数值下的频率直方图，如图3(a)、图3(c)、图3(e)所示。

根据新疆综合自然区划概要[3]，将研究区划分为7个高程带，分别为梭梭荒漠带(800m以下)、草原至半灌木过渡带(800m～1200m)、山地草甸草原带(1200m～1600m)、云杉林带(1600m～2700m)、高山嵩草草原带(2700m～3000m)、高山垫状植被带(3000m～3800m)以及冰雪带(3800m以上)；为了研究地表温度在不同坡度下的年内变化规律，将研究区划分为4个坡度段，分别是15°以下、15°～25°、25°～45°、45°以上；为了研究地表温度在不同坡向的年内变化规律，将研究划分为8个坡向，分别是北坡(0°～22.5°和337.5°～360°)、东北坡(22.5°～67.5°)、东坡(67.5°～112.5°)、东南坡 (112.5°～157.5°)、南坡(157.5°～202.5°)、西南坡 (202.5°～247.5°)、西坡(247.5°～292.5°)以及西北坡(292.5°～337.5°)。据此得到高程、坡度、坡向在空间上的分布，如图3(b)、图3(d)、图3(f)所示。

图3 高程、坡度、坡向的频率直方图和空间分布图

4 高程差异分析

将DEM和10年的地表温度产品叠置，提取不同高程带每年相同时间点(约11：30am)的地表温度像元进行平均，得到不同高程带上平均地表温度在一年内的变化情况，并进行三点滑动平均处理，如图4所示。从曲线的分布情况来看，大致可按高程分为3个区，分别是1600m以下，1600m～3800m和3800m以上。1600m以下区域，温度从3月开始急速升高，由1月、2月的约-13℃升高到5月、6月的最高温度约40℃，5月至8月维持一段时间的高温后，温度自9月开始下降并在11月底达到最低温约-15℃，并一直持续低温到翌年3月初，呈现低温最低，高温最高的现象，年较差可达55℃，有4个月平均温度在0℃以下；1600m～3800m区域，温度变化趋势同1600m以下区域相似，变化幅度较小，呈现低温偏高，高温偏低的现象，年较差约为35℃，有4个月平均温度在0℃以下；3800m以上区域，温度变化趋势相同，但幅度更小，呈现低温最低，高温最低的现象，年较差约为25℃，有6个月平均温度在0℃以下。总的来说，整体的温度变化趋势大致相同，而海拔越高，年较差越小。如果垂直于横轴画一条竖线从左至右滑动，观察与各高程温度曲线的交点可以发现，每个时间点上，地表温度随海拔并不呈线性关系，而是随时间不断变化的，低温季节随高程先升高后降低，高温季节随高程总体上是降低的。

图4 不同高程带地表温度年内变化图

图5 不同高程带温度均方差年内变化图

根据不同高程带的平均地表温度，计算每一个高程带上的地表温度均方差，同样进行三点滑动平均处理，结果如图5所示。均方差曲线可间接反映每一高程带的平均温差在年内的分布情况，均方差值越高，说明此时此地的地表温度分布越不均匀。而在同一高程带上，地表温度的不均匀程度是受光照条件、风场以及下垫面等季节性差异因素影响的。根据曲线的分布，大致可按高程分为4个区，1600m以下、1600m～3800m和3800m以上。1600m以下区域，地表温度均方差一年中在6月、7月出现一个较大峰值，经分析可知，这和低海拔区下垫面例如植被(草原)和裸土(荒漠)在高温下温差扩大有关，在2月、3月份和11月、12月出现小的起伏，这与这段时间植被开始生长或衰退，冷暖气流交替出现相一致；1600m～3800m区域，均方差在2月、3月、4月和10月、11月出现明显的峰值，原因同上。在7月、8月、9月出现明显的谷值，主要因为该高程带的植被下垫面在此期间发育达到一致与稳定(均是植被)，暖空气占主导，相对低海拔区温差较小；3800m以上区域，均方差在2月上升至3月的稳定值并一直持续到10月底开始下降，因为雪线以上区域下垫面常年不变，只在春秋季受气温变化影响部分积雪消融或形成。从整体上看，海拔越高，则地表温度均方差越大，温度在该高程带分布越不均匀，但在11月至翌年2月(冬期)内各高程带均方差值均较小。

5 坡度差异分析

将DEM图像、坡度图像和10年地表温度图像叠置，分析全高程带和不同高程带4种坡度下平均地表温度的年内变化情况，如图6和图8所示。从全高程带来看，除了坡度15°以外，其他坡度区域的地表温度年内整体变化一致，15°以下地区主要集中在玛纳斯河下游河口平原地区，从3月到11月，地表温度明显高于其他坡度区域，从11月到翌年3月，地表温度略低于其他坡度区域。全高程上不同坡度的地表温度均方差与温度变化类似，15°以下坡度均方差年内变化最为明显，15°以上坡度均方差随着坡度的增加逐渐减小，如图7所示。

图6 不同坡度带地表温度年内变化图

图7 不同坡度带温度均方差年内变化图

从不同高程带来看，可发现以下特征：

(1)不同高程带上，地表温度受坡度的影响大小是改变的。3000m以下区域，坡度越大，地表温度变化幅度相对越小，即冬季的温度略高，夏季的温度略低。造成这种现象的原因是中低海拔区小坡度区域夏天因阳光直射升温和冬天因蒸发散热降温的程度比大坡度区域要明显，而大坡度区域多集中在中间河谷两侧，冬季温度较山体外围平原要高，这与山体效应的增温效应[4-6]比较一致。3000m以上区域，地表温度变化幅度基本相同，总体呈现大坡度温度高，小坡度温度低的现象。其中，3000m～3800m高程带上不同坡度温度由高到低依次是：45°以上区域>25°～45°区域>15°以下区域>15°～25°区域；3800m以上高程带是45°以上区域>25°～45°区域>15°～25°区域>15°以下区域。经分析可知，3000m以上区域海拔较高，全年温度较低，积雪频率和覆盖率均较高，而坡度越缓，越易积雪，卫星测得的地表温度越低。

(2)坡度的影响是在高程影响基础上产生的，高程越高，在年内变化曲线上表现为冬夏两季的变幅越小，但坡度的影响相对高程要小的多，任意两坡度的最大温差出现在1200m～1600m和3800m以上高程带的高温月份，最大温差约为5℃，其他高程段温差较小，约为2℃～3℃。主要受MODIS图像分辨率的限制(1km)，DEM重采样后计算的坡度图丢失很多信息，虽然进行了线性拉伸，但和真实坡度仍有较大差距。

6 坡向差异分析

将DEM图像、坡向图像和10年地表温度图像叠置和处理，分析全高程带和不同高程带8种坡向下平均地表温度的年内变化情况，如图9和图11所示。全高程带上，南坡、东南坡、西南坡全年温度都较高；北坡、西北坡温度年内变化幅度最大，12月至翌年3月温度最低，5月至9月温度最高；东北坡全年温度均较低；东坡、西坡全年温度分布比较一致，温度介于最高和最低之间，且东坡温度一直略大于西坡。全高程带上的地表温度均方差可分为北坡、西北坡和其他坡向两个区，如图10所示。北坡和西北坡的均方差全年变化幅度最大，且与温度呈正相关，低温处方差最低，高温处方差最高；其他坡向与温度也呈正相关，但是变化幅度较小。

图8 不同高程带下几种坡度地表温度的年内变化差异图

图9 不同坡向下地表温度年内变化图

图10 不同坡向下温度均方差年内变化图

图11 不同高程带下几种坡向地表温度的年内变化差异图

从不同高程带来看，可发现以下特征：

(1)2700m以下区域，地表温度受坡向影响不是固定不变的，1200m以下区域温度北坡全年范围较其他坡向较高；1200m～1600m区域，12月至翌年1月、2月，东坡和东南坡温度较高，西南坡最低，6月、7月、8月西南坡温度最高，北坡、东北坡温度最低；1600m～2700m区域，5月至9月都是南坡温度最高，其他月份都是东南坡、东坡温度最高，北坡、西北坡全年温度都是最低。

(2)2700m以上区域，地表温度受坡向影响较为固定，南坡、西南坡温度在全年均是最高，北坡、西北坡温度全年均是最低，其他坡向温度虽有小幅波动但整体上不同坡向的温差基本保持一致。

(3)坡向的温度分布同样受高程影响，任意两坡向的平均最大温差约为5℃，且在不同高程上的分布较为稳定。

7 结束语

本文利用2001年～2010年的MODIS/Terra地表温度8天合成产品对玛纳斯河流域的地表温度年内变化特征进行分析，发现玛纳斯河流域地表温度在高程、坡度、坡向上具有明显的年内变化特征，可将其总结如下：

(1)在高程、坡度、坡向三者对地表温度的影响效果中，高程影响最为明显，坡向和坡度的影响则随高程和时间而不断变化。且在雪线3800m以下区域，变化较为复杂，3800m以上区域，由于下垫面比较单一(主要是积雪)，坡度和坡向成为主要影响因素，和地表温度的关系比较明显。

(2)不同高程、坡度和坡向下的地表温度在空间上分布具有不均匀性，温度均方差体现了这种空间上的不均匀性。由于其受下垫面、高程、坡向、坡度、光照、风场、地表蒸散等诸多因素的影响，且不同条件下的主导因素不同，有待进一步研究，在本文中只作为具体分析的辅助信息发现不同高程上均方差分布规律比较明显。

(3)在4月至10月之间，平均地表温度随高程的增高是降低的，随坡度的增高是降低的，在坡向上则基本符合南坡最高，北坡最低，东西坡相近的特征。在11月至翌年3月，平均地表温度的变化则比较复杂，尤其是下游平原，即准噶尔盆地南缘，温度年较差远大于山区，需进一步结合高空间分辨率温度反演图像具体分析。

(4)地表温度在年内最低温稳定出现在12月至翌年2月，最高温度出现在6月至8月。故可将这两个范围的中间月份1月和7月定为具有代表性的冬季月和夏季月，将两个范围中间的4月和10月定位具有代表性的春季月和秋季月，便于以后做高空间分辨率下的代表月份地表温度研究。

致谢：感谢美国NASA网站提供的卫星遥感资料以及南京大学地理信息科学系提供的DEM数据。

参考文献：

[1] 林金堂，冯学智，肖鹏峰，等.基于MODIS数据的玛纳斯河山区雪盖年内变化特征研究[J].遥感信息，2012，(2)：20-24，80.

[2] 高懋芳，覃志豪.中国MODIS地表温度产品验证[J].国土资源遥感，2006，(3)：15-17.

[3] 杨利普.新疆综合自然区划概要[M].北京：科学出版社，1987.

[4] HOLTMEIER F K.Mountain timberlines：Ecology，patchiness，and dynamics(advances in global change research)[M].Boston：Kluwer Academic Publishers，2003.

[5] QUERVAIN A D.Die hebung der atmosphärischen lsothermenin der schweizer alpen und ihre beziehung zu deren hö hengrenzen.Gerlands beitr[J].Geophys，1904，6：481-533.

[6] YEN S M，CHIOU C R，CHANG K T.Modeling the species distribution of three dominant coniferous species in Taiwan[J].Taiwan Journal for Science，2008，23(2)：165-181.