نرمالسازی دمای سطح بدست آمده از تصاویر ماهوارهای نسبت به پارامترهای محیطی بر اساس معادالت بیالن انرژی خاک و پوشش گیاهی

نرمالسازی دمای سطح بدست آمده از تصاویر ماهوارهای نسبت به پارامترهای محیطی بر اساس معادالت بیالن انرژی خاک و پوشش گیاهی چکیده محمد کریمی فیروزجایی 1 مجید کیاورزمقدم سید کاظم علویپناه 3 سعید حمزه نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 6 دانشجوي دکتري سنجش از دور و سیستمهاي اطالعات مکاني - دانشکده جغرافیا - دانشگاه تهران mohammad.karimi.f@ut.ac.ir استاديار گروه سنجش از دور و سیستمهاي اطالعات مکاني - دانشکده جغرافیا - دانشگاه تهران {kiavarzmajid, saeid.hamzeh}@ut.ac.ir استاد گروه سنجش از دور و سیستمهاي اطالعات مکاني - دانشکده جغرافیا - دانشگاه تهران 3 salavipa@ut.ac.ir )تاريخ دريافت تیر 6331 تاريخ تصويب آبان ) 6331 نرمالسازي دماي سطح نسبت به عوامل محیطي از اهمیت بااليي در مطالعات علمي و تصمیمات مديريتي برخوردار است. هدف از مطالعه حاضر بکارگیري مدلي فیزيکي بر اساس معادالت بیالن انرژي خاک و پوشش گیاهي براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به پارامترهاي محیطي است. به اين منظور از تصوير ماهوارهاي لندست 7 محصول دماي سطح AST08 محصول بخار آب MOD07 مدل رقومي ارتفاع ASTER مجموعه دادههاي هواشناسي و اقلیمي و مجموعه دادههاي دماي سطح واقعي استفاده شد. در پژوهش حاضر براي محاسبه دماي سطح لندست 7 از الگوريتم تککاناله تابش ورودي به سطح از مجموع تابش مستقیم و پراکنده خورشید و سطوح همسايه نرخ افت محیطي از مدل رقومي ارتفاع و پوشش گیاهي از شاخص NDVI استفاده شد. درنهايت با تشکیل معادالت بیالن انرژي براي پوششهاي خاک خشک و مرطوب و پوشش گیاهي با تنش و بدون تنش دماي پوششهاي مختلف با بهرهگیري از روش نیوتن استخراج و با بهینهسازي پارامترهاي مدل به دو صورت بهینهسازي سراسري و محلي دماي سطح مدلشده و نرمالشده بدست آمد. براي ارزيابي دقت نتايج از شاخصهاي ضريب همبستگي و RMSE بین مقادير دماي سطح مدلشده بدست آمده از تصوير ماهوارهاي و اندازه- گیري شده زمیني و واريانس مقادير دماي سطح نرمالشده استفاده شد. نتايج حاصل از پژوهش نشاندهنده اين است که در حالت بهینه- سازي سراسري مقادير معیارهاي ضريب همبستگي RMSE و واريانس براي داده AST08 لندست 7 بهترتیب /09 0/33 و 6/6 و در حالت بهینهسازي محلي مقادير اين معیارها براي داده بهترتیب /1 0/93 و 1/44 و براي داده AST08 بهترتیب 6/16 0/31 و 0/76 و براي داده لندست 7 بهترتیب 6/ 0/377 و 0/63 است. بررسي نتايج پژوهش نشان داد که در هر دو روش بهینهسازي سراسري و محلي کارايي تصوير لندست 7 براي نرمالسازي دماي سطح از ASTER باالتر است. همچنین استفاده از روش بهینهسازي محلي نسبت به بهینهسازي سراسري براي برآورد مقادير بهینه پارامترهاي مجهول سبب افزايش دقت نتايج نرمالسازي شد. بهصورت کلي نتايج حاصل از پژوهش نشاندهنده کارايي مناسب مدل ارائه شده براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به پارامترهاي محیطي بود. واژگان کلیدی: نرمالسازي دماي سطح پارامترهاي محیطي بیالن انرژي خاک پوشش گیاهي نويسنده رابط 13

1- مقدمه نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... پديدهها و عوارض گوناگون با توجه به شرايط مختلف انرژي تابشي گسیل ميکنند. مطابق با قانون استفهان- 6 کل تابش ساطعشده از واحد سطح جسم در بولتزمن واحد زمان با توان چهارم دماي سطح آن جسم برحسب کلوين متناسب است. با استفاده از مقادير تابش مادونقرمز حرارتي بدست آمده از تصاوير حرارتي سنجش از دور و مدلهاي فیزيکي و کمي امکان محاسبه دماي سطح براي مناطق وسیعي فراهم شد. زمین بدست آمده از سنجش از دور حرارتي در مطالعات متعدد ازجمله منابع زمیني و زيرزمیني ]6, [ پايش پديدههاي محیطي ]3[ مطالعات بیالن انرژي ]4[ ساختار زمینشناسي ]5[ تغییرات اقلیم و پديدههاي شهري ]9-1[ مديريت منابع آب رطوبت سطح و تبخیر و تعرق ]6, 60[ 3, و شناسايي پديدههاي مختلف ]66, 6[ از اهمیت بااليي برخوردار است. دماي سطح پديدهها و عوارض مختلف در شرايط طبیعي و محیطي آزاد بسته به مجموعه شرايط محیطي همچون موقعیت زماني موقعیت جغرافیايي توپوگرافي ويژگيهاي ذاتي خصوصیات بیوفیزيکي پارامترهايي سینوپتیک و اقلیمي و شرايط زيرسطحي متفاوت است. نرمالسازي نسبت به عوامل محیطي در بسیاري از مطالعات علمي و تصمیمات مديريتي دقیق همچون بحث شناسايي منابع زمینگرمايي پايش روند تغییرات فعالیت گسلها و آتشفشانها روند تغییرات آناموليهاي حرارتي و ارتباط آن با زمینلرزه در محیط غیرشهري و مديريت و برنامهريزي مصرف منابع انرژي در محیط شهري از اهمیت بااليي برخوردار است ]61-63[. ازجمله مهمترين عوامل مؤثر بر تابش رسیده به سطح است. براي مدلسازي دقیق توپوگرافي و و درنهايت نرمالسازي آن بايد تابش ورودي خورشیدي در مقیاس پیکسل محاسبه شود ]64[. تابش ورودي خورشید براي يک منطقه مجموعي از تابش مستقیم و پراکنده خورشید و بازتاب شده از مناطق همسايه است ]67[. مقدار اين پارامتر به مجموعهاي از عوامل همچون میزان ابرناکي آسمان شرايط و پارامترهاي جوي زمان در شبانهروز و سال عرض و طول جغرافیايي آلبیدو سطح مناطق همسايه و شرايط توپوگرافي سطح و مناطق همسايه بستگي دارد ]69[. برآورد مقدار و نحوه توزيع تابش ورودي در مناطق کوهستاني با توجه به شرايط هندسي و توپوگرافي ناهمگن و انعکاسهاي متعدد از سطوح همسايه چالشبرانگیز است. تغییرات محسوس عوامل توپوگرافي ازجمله شیب و جهت شیب منجر به تغییرات زيادي در زاويه فرود موج و درنتیجه توزيع ناهمگن تابش ورودي در مناطق ميشود ]64[. به- صورت تقريبي 0 درصد از سطوح خشکي در سطح جهان را مناطق کوهستاني پوشش ميدهند ]63[ که با توجه به موارد ذکرشده در اين مناطق بهطور قابلتوجهي تحت تأثیر شرايط توپوگرافي و درنتیجه تابش ورودي به سطح قرار ميگیرد. همچنین بازيابي در مناطق کوهستاني با استفاده از مشاهدات ماهوارهاي تحت تأثیر میدان ديد لحظهاي سنجنده 3 )GIFOV( و ماهیت ناهمسانگردي گسیلندگي قرار دارد. نتايج مطالعات متعدد در اين زمینه نشان ميدهد که ماهیت ناهمسانگردي گسیلندگي براي زاويه ديد در سطح پیکسل 6- درجه و براي زاويه ديد بزرگتر بیشتر از 3 درجه بر تأثیر ميگذارد ]4-0[. بااينحال اثر ناشي از عامل GIFOV بر به نسبت عوامل توپوگرافي کمتر از 60 درصد و بسیار ناچیز است. بههمین دلیل براي تصاوير حرارتي با قدرت تفکیک مکاني باال همچون لندست و ASTER ميتوان از تأثیر عامل GIFOV بر صرفنظر کرد ]5, 1[. از ديگر پارامترهاي مؤثر بر تغییرات اثر نرخ افت 4 است. اثر ELR محیطي بیانگر اين است که در يک تروپسفر با زمان و موقعیت ثابت افزايش ارتفاع از سطح آبهاي آزاد سبب کاهش فشار هوا ميشود اين عمل به- صورت بيدررو انجام گرفته درنتیجه انرژي داخلي هوا کاهشيافته و دماي هوا پايین ميآيد ]7[. نرخ کاهش دماي هوا با افزايش ارتفاع از سطح آبهاي آزاد با توجه به شرايط رطوبت موجود در جو متفاوت است. مقدار اين پارامتر براي هر منطقه بايد بهصورت مجزا با توجه به شرايط منطقه محاسبه گردد. در گذشته مطالعاتي بر روي میزان و چگونگي تأثیر عوامل و پارامترهاي مختلف بر و نرمال- سازي مقادير از اين پارامترها انجامشده است. 3 Ground Instantaneous Field of View: GIFOV 4 Environmental Lapse Rate: ELR 1 Stefan Boltzmann Land Surface Temperature: 14

دوزير و اوتکالت در سال 6373 از معادالت بیالن انرژي براي شبیهسازي در مناطق کوهستاني استفاده کردند. در اين مدل مجموعه پارامترهاي تابش ورودي به سطح آلبیدو ضريب زبري سطح سرعت باد رطوبت نسبي هوا فشار هوا فشار بخار آب موجود در هوا در نظر گرفته شد. ولي اين مدل براي مناطق ناهمگن از نظر پوشش گیاهي و رطوبت سطحي کارايي نداشت و فقط براي مناطق باير و خشک مناسب بود. در اين پژوهش براي مدلسازي تابش ورودي خورشید تابش بازتاب شده از مناطق همسايه لحاظ نشد. همچنین براي مدلسازي اثر ELR از مقدار استاندارد 1/5 درجه سانتيگراد براي هر کیلومتر استفاده شد که اين مقدار براي مناطق مختلف يکسان نبوده و بايد براي هر منطقه بهصورت خاص محاسبه شود ]9[. ريگون و همکاران در سال 003 از مدل نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 GEotop تاثیر آن بر براي مدلسازي تابش ورودي به سطح و استفاده کردند. در اين مدل پارامترهاي سرعت باد و دماي هوا براي کل منطقه تابش مستقیم ورودي براي هر پیکسل با توجه به زاويه فرود محلي تابش پراکنده با توجه به ضريب عبور اتمسفري و ابرناکي اثرات سايه و تابش از مناطق همسايه در نظر گرفته شد ]3[. جاين و همکاران )009( در تحقیقي به بررسي تاثیر ELR بر در حوضه آبخیز ستالج پرداختند. در اين پژوهش از دادههاي ماهوارههاي ماديس و نوا استفاده شد. ارتفاع منطقه مورد مطالعه بین 364-1933 متر متغیر و سطح منطقه مورد مطالعه بهصورت کامل پوشیده از برف بود بنابراين مقدار ضريب گسیلندگي سطح در اين منطقه با تغییرات مکاني ثابت ميباشد. نتايج تحقیق نشاندهنده اين است که ارتباط بین دماي سطح و ارتفاع يک ارتباط خطي معکوس ميباشد. بررسي ارتباط بین پارامترهاي و ارتفاع براي تصاوير ماديس به نسبت تصاوير نوا همبستگي باالتري را نشان داد که اين موضوع به قدرت تفکیک مکاني بهتر ماديس به نسبت نوا بر ميگردد. همچنین در اين پژوهش نشان داده شد که میزان همبستگي ارتباط بین و ارتفاع در ماههاي مختلف سال متفاوت ميباشد ]30[. چن و همکاران در سال 003 تغییرات ساالنه 6 تغییرات نرمال ساالنه )NAVF( را با استفاده از مدل میدان بررسي و براي مدلسازي در اين مدل از پارامترهاي تابش ورودي خورشید آلبیدو موقعیت جغرافیايي و شرايط توپوگرافي استفاده کرد. براي اين منظور ارتباط کمي بین ارتفاع و موقعیت جغرافیايي منطقه بررسي شد. بررسي ارتباط بین و عرض جغرافیايي در طول جغرافیايي خاص در دو حالت مستقل و غیرمستقل از ارتفاع نتايج بسیار متفاوتي را نشان داد. در حالت عدم مستقل کردن ارتفاع ارتباط بین دماي سطح و عرض جغرافیايي در طول جغرافیايي خاص بسیار ضعیف است ولي با مستقل کردن ارتفاع از اين ارتباط ضريب همبستگي رابطه 0/37 شد. نتايج اين پژوهش بیانگر ارتباط قوي بین و موقعیت جغرافیايي و تاثیر زياد ارتفاع بر دماي سطح ميباشد ]36[. کولبو و همکاران طي تحقیقي در سال 007 شناسايي آنوموليهاي حرارتي سطح را با استفاده از تصاوير روز شب پژوهش ASTER بررسي کردند. به اين منظور در اين حاصل از تصاوير حرارتي نسبت به اثرات توپوگرافي آلبیدو ضريب گسیلندگي و اينرسي حرارتي نرمال شد. وجه تمايز اين مطالعه نسبت به مطالعات گذشته نرمالسازي اثر اينرسي حرارتي با استفاده از تصوير روز و شب حرارتي ميباشد. همچنین در اين مطالعه با توجه به اينکه مقادير باندهاي انعکاسي در مناطق کوهستاني تحت تاثیر شرايط توپوگرافي قرار ميگیرد آلبیدو حاصل از باندهاي انعکاسي با توجه با پارامتر زاويه فرود محلي تصحیح شد. در اين پژوهش براي نرمالسازي از پارامترهاي مختلف از معادله بیالن انرژي استفاده شد. با فرض اينکه در مناطق خشک و بیاباني تاثیر پارامترهاي شار گرمايي محسوس و نهان بر بسیار ناچیز است در مدل پیشنهادي در اين پژوهش اين دو پارامتر لحاظ نشده است ]65[. کیاورز مقدم در سال 6335 براي تهیه نقشه و کميسازي مظاهر حرارتي سطحي مثل چشمههاي آب گرم گاز فشانها و نقاط آتشفشاني تصوير حرارتي را نسبت به تاثیر خورشید ELR آلبیدو و تبخیر و تعرق نرمال کرد. مدل ارائه شده در اين مطالعه يک مدل خطي ميباشد که ضرايب مدل مذکور با استفاده از روش سرشکني کمترين مربعات طوري محاسبه ميشوند که واريانس تصوير نهايي کمینه Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer: ASTER 1 Normal Annual Variation Field 15

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... گردد. نتايج پژوهش نشان دهنده اين است که نقشه مظاهر سطحي حاصل از تصوير آنامولي حرارتي نهايي 1 درصد با نقشه واقعي مظاهر سطحي مطابقت دارد. مزيت مدل ارائه شده در اين پژوهش نسبت به مدلهاي ارائه شده در گذشته استفاده از مقادير شاخص براي NDVI وارد کردن تاثیر تبخیر و تعرق به مدل ميباشد که اين مدل را تا حدودي براي نرمالسازي مناطق ناهمگن از نظر پوشش گیاهي کارآمد ميکند. همچنین در اين مطالعه بهمنظور محاسبه همزمان ضرايب با شرط کمینه کردن واريانس تصوير آنامولي از روش سرشکني کمترين مربعات استفاده شد که يک مسئله بهینهسازي چند معیاره ميباشد ]3[. مالبتا و همکاران در سال 067 براي نرمالسازي نسبت به پارامترهاي توپوگرافي سه مدل معادالت بیالن انرژي بر اساس خاک و گیاه رگرسیون چندگانه و شیب لبه خشک را پیشنهاد دادند. در مدل بیالن انرژي براي نرمالسازي دو پارامتر شار گرمايي محسوس و نهان که معموال در مطالعات گذشته در اين زمینه بهدلیل پیچیدگي مدل ناديده گرفته ميشد لحاظ شده است. نتايج پژوهش نشاندهنده اين بود که مدل معادالت بیالن انرژي بهدلیل در نظر گرفتن دو کسر پوشش خاک و پوشش گیاهي شرايط دماي هوا فشار هوا ضريب زبري سطح و در نظر گرفتن شار گرمايي محسوس و نهان نسبت به روشهاي رگرسیون چندگانه و شیب لبه خشک براي نرمال کردن دماي سطح نسبت به عوامل توپوگرافي کارآمدتر است. در اين پژوهش فقط از تصوير ASTER براي ارزيابي کارايي مدل استفاده شد. همچنین در اين پژوهش براي بهینهسازي مقادير شاخصهاي خشکي سطح خاک و شاخص تنش آب براي پوشش گیاهي از بهینهسازي سراسري استفاده و براي هر شاخص يک مقدار بهینه براي کل منطقه محاسبه شد.]64[ در مطالعات گذشته کارايي تصاوير سنجش از دور با قدرت تفکیک مکاني متفاوت براي نرمالسازي با يکديگر مقايسه نشد. همچنین در تمامي پژوهشها براي تعیین مقادير بهینه ضرايب مجهول مربوط به مدلهاي مختلف از بهینهسازي سراسري استفاده و يک مقدار واحد براي کل منطقه محاسبه شده است. با توجه به مطالب ذکر شده هدف از مطالعه حاضر بکارگیري مدلي فیزيکي بر اساس معادالت بیالن انرژي خاک و پوشش گیاهي براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به پارامترهاي محیطي ميباشد. در اين پژوهش دو استراتژي و بهینهسازي سراسري و محلي براي پارامترهاي مدل و درنهايت براي نرمالسازي آنها کارايي با يکديگر مقايسه شد. همچنین تعیین استفاده نتايج مربوط به مدل نرمالسازي ارائهشده براي تصاوير لندست و ASTER با قدرت تفکیک مکاني متفاوت مقايسه در و نهايت نتايج پژوهش حاضر با توجه به نتايج پژوهش مالبتا و همکاران )067( تحلیل شد ]64[. -مواد و روش 1-- دادهها و منطقه مورد مطالعه از حاضر مطالعهي در باندهاي انعکاسي و حرارتي تصوير ماهوارهاي لندست 7 و مدل رقومي ارتفاع ASTER ( 6 GDEM) با قدرت تفکیک مکاني 30 AST08 و متر سنجنده ASTER محصول بخار آب قدرت تفکیک مکاني لندست 7 و متر محصول با قدرت تفکیک مکاني 30 MOD07 سنجنده MODIS 5000 AST08 متر با استفاده شد. تصاوير براي تاريخ 064/05/03 )روز 49 سال 064( تهیه شد. اين اليههاي اطالعاتي زمین مرجع شده و در سیستم تصوير UTM در ناحیه N3 قرار دارند. و سايت دادههاي مذکور در سايت زمین شناسي آمريکا 3 در دسترس ميباشند. از مقدار میانگین بخار موجود ناسا در جو بدست آمده از محصول بخار آب سنجنده براي محاسبه MODIS استفاده شد. نقشههاي شیب و جهت شیب مورد استفاده در پژوهش با استفاده از مدل رقومي ارتفاع بدست آمد. همچنین در پژوهش حاضر از دادههاي هواشناسي و اقلیمي دما فشار و رطوبت نسبي هوا و سرعت باد اندازهگیري شده در ايستگاه 4 لملیل منطقه مورد مطالعه مطابق جدول )6( استفاده شد. واقع در 1 Global Digital Elevation Map: GDEM http://www.usgs.gov 3 https://ladsweb.nascom.nasa.gov 4 Imlil station 16

جدول 6 - دادههاي هواشناسي و اقلیمي ثبت شده در ايستگاه هواشناسي لملیل نشريه علمي- سرعت باد ( )m/s رطوبت نسبی فشار )hpa( دما ( o )C ارتفاع از سطح آبهای آزاد )m( روز در سال 064-09 6370 35 93 30 زمان )UTC( 66:00 پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 براي ارزيابي دقت دماي سطح مدلشده از مجموعه دادههاي زمیني ثبت شده توسط دستگاههاي ثبت دماي در خاک دستگاههاي ثبت دما DS191G لحظه گذر ماهواره استفاده شد. مدل مورد استفاده در پژوهش حاضر بود. اين دستگاهها دماي خاک در بازه 30- تا 70 درجه سانتيگراد را با دقت 6 درجه سانتيگراد ثبت عدد از 45 ميکنند. اين دستگاهها براي پروژه MIXMOD-E (ANR-13-JS06-0003-01) REC و (RISE-014-64564-REC) در سال 064 در عمق 6 سانتيمتري خاک منطقه قرار گرفت و دماي خاک بهطور پیوسته بهمدت 1 ماه ثبت شد. چهار عدد از دستگاهها در اين بازه زماني از کار افتادند شده توسط 46 دستگاه استفاده شد. و در نهايت از دادههاي ثبت منطقهي مورد مطالعه شامل محدودهاي به مساحت 47/7 کیلومترمربع در عرض 3147436 3446954 متر شمالي و طول 10103 53331 متر شرقي ناحیه N3 سیستم تصوير UTM در کشور مراکش واقع شده است. محدوده مورد مطالعه بهدلیل موقعیت جغرافیايي داراي شرايط توپوگرافي ناهمگن ميباشد بهطوريکه با وجود وسعت پايین محدوده ارتفاع بین 6593 تا 3110 متر شیب بین 0 تا 13 درجه و جهت شیب بین 0 تا 353/1 درجه متغیر است. توزيع ناهمگن مقادير پارامترهاي محیطي در اين محدوده سبب شده که بین بیشینه و کمینه دماي سطح اختالف زيادي وجود داشته باشد. موقعیت جغرافیايي منطقه مورد مطالعه بهصورت شکل )6( نشان داده شده است. شکل 6 - موقعیت جغرافیايي محدوده مورد مطالعه -- روش تحقیق 1--- پیشپردازش قبل از محاسبه و استخراج پارامترهاي مختلف همچون 6 انرژي طیفي باندهاي انعکاسي-حرارتي و گسیلندگي انجام تصحیحات راديومتريکي باندهاي مختلف تصوير ماهوارهاي الزامي است. براي رسیدن به اين هدف بايد اثر جو هندسه ديد سنجنده اثر توپوگرافي براي باندهاي نوري و حرارتي در نظر گرفته شود. بهدلیل مدل- سازي اثرات توپوگرافي در مراحل بعد از تصحیح اثر توپوگرافي در اين مرحله صرفنظر شد. همچنین با در نظر گرفتن اثر تابش پراکنده خورشید و ضريب عبور اتمسفري در مدلسازي تابش باندهاي انعکاسي و حرارتي در مراحل بعد از تصحیح اتمسفري باند حرارتي صرفنظر شد. براي تصحیح اتمسفري باندهاي انعکاسي لندست 7 از مدل تصحیح اتمسفري FLAASH استفاده شد.[33] 1 Radiance 17

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... مطابقت هندسي دادههاي مختلف مورد استفاده در پژوهش با توجه به اينکه از منابع مختلف تهیه شدهاند از اهمیت زيادي برخوردار است. براي اين منظور از روش تصحیح هندسي ثبت باندهاي انعکاسي و حرارتي لندست 7 شد. براي نرمالسازي محصول سنجنده تصوير به تصوير براي تطبیق و GDEM دماي سطح استفاده AST_08 ASTER پارامترهاي محیطي قدرت تفکیک مکاني GDEM و ديگر بدست 6 استفاده از نمونهبرداري مجدد همسايه به 30 متر تبديل شد. آمده از تصوير لندست با --- مدلسازی تابش ورودی خورشید براي مدلسازي تابش خورشید بهروش نزديکترين بايد مقدار تابش ورودي به سطح شامل تابش مستقیم و پراکنده خورشید و بازتاب شده از مناطق همسايه با توجه به موقعیت جغرافیايي موقعیت زماني و شرايط توپوگرافي محاسبه شود. براي اين منظور مدلسازي پارامترهايي همچون زاويه انحراف محور زمین زاويه ساعتي خورشید زاويه زنیتي و فرود محلي پرتو خورشید فاصله نسبي زمین تا خورشید و ضريب عبور اتمسفري ]69, 34[ ضروري است. شکل - تابش مستقیم خورشید بر سطح افقي و شیبدار با توجه به شکل )( تابش مستقیم خورشید بر سطح افقي و شیبدار بهترتیب با رابطه )( و )3( محاسبه ميشوند. G B = G Bn cos(α) )( )3( که در رابطههاي فوق سطح شیبدار افقي پرتو G Bt = G Bn cos(θ) G Bt G B G Bn تابش مستقیم خورشید براي تابش مستقیم خورشید براي سطح کل تابش مستقیم خورشید θ زاويه فرود محلي و α زاويه زنیت خورشید ميباشد ]69, 35[. 34, با توجه به رابطههاي ذکر شده فاکتور تمايل تابش مستقیم خورشید با استفاده از رابطه ( b R( )4( و تابش مستقیم خورشید بر هر سطح با شرايط توپوگرافي دلخواه بهصورت رابطه )5( محاسبه ميشود ]69, 35[. 34, R b = G Bt G B = cos(θ) cos(α) )4( G Bt = G B R b )5( 1---- تابش مستقیم خورشید تابش مستقیم خورشید تابعي از پارامترهاي ثابت خورشیدي ضريب عبور اتمسفري و فاصله نسبي از زمین است که بهصورت رابطه )6( محاسبه ميشود ]69, 35[. 34, G Bn = G sc τ b dr )6( در رابطه )6( G B تابش مستقیم خورشید عبور اتمسفري براي تابش مستقیم خورشید نسبي بین زمین و خورشید و τ b dr G sc w )6317 m ميباشند. ( ---- شیبدار تابش مستقیم ضريب فاصله ثابت خورشیدي خورشید بر سطح افقی و مدل شماتیک تابش مستقیم خورشید بر سطح افقي و سطح شیبدار در شکل )( نشان داده شده است. 3---- تابش پراکنده خورشید براي محاسبه تابش پراکنده استفاده ميشود,69[.]35,34 )1( در رابطه )1( خورشید از رابطه )1( G R = G sc τ d dr G R عبور اتمسفري براي تابش تابش پراکنده خورشید پراکنده نسبي بین زمین و خورشید و خورشید τ d dr G sc w )6317 m ميباشد. ( -4--- شیبدار در حالت تابش پراکنده همسانگرد ضريب فاصله ثابت خورشیدي خورشید بر سطح افقی و براي محاسبه تابش پراکنده خورشید بر سطح افقي و شیبدار بهترتیب از رابطه )7( و )9( استفاده شد,69[.]35,34 1 Resampling 18

نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 π G D = G R cos(α)dα = G R 0 G Dt = π β 0 π G R cos(α)dα + G R cos(α)dα 0 = G D ( 1 + cos (β) ) )7( )9( که در رابطههاي فوق براي سطح افقي شیبدار G D G Dt G R پراکنده تابش خورشید تابش مستقیم خورشید براي سطح کل تابش پراکنده خورشید خورشید و β شیب سطح ميباشد. زاويه زنیت α براي حالت ناهمسانگرد جهت محاسبه تابش پراکنده خورشید بر هر سطح دلخواه از رابطه )3( و )60( استفاده شد,69[.]35,34 سطوح افقي و شیبدار شرايط همسانگرد G r ρ G تابش بازتاب شده از سطح در آلبیدو سطوح همسايه به G B و G D ترتیب تابش غیرمستقیم و مستقیم رسیده به سطوح α همسايه زاويه زنیتي خورشید و β شیب سطح است. براي محاسبه آلبیدو در اين روش از باندهاي انعکاسي تصوير ماهوارهاي استفاده ميشود به همین دلیل بايستي باندهاي انعکاسي نسبت به عوامل توپوگرافي تصحیح شوند. براي تصحیح اثرات توپوگرافي بر مقادير باندهاي انعکاسي از روش توسعه يافته تصحیح کسینوسي ارائه شده در ]31, 37[ استفاده شد. درنهايت مجموع تابش رسیده به سطح از طرف خورشید بهصورت رابطه )63( محاسبه شد. Rg = G Bt + G Dt + G Gt )63( که در رابطه )63( خورشید به سطح پراکنده خورشید و Rg G Bt کل تابش ورودي از طرف تابش مستقیم خورشید G Dt G Gt بازتاب شده از مناطق همسايه است. تابش تابش مستقیم و غیرمستقیم G Dt = G D ( 1 + cos(β) ) [1 + F sin ( β )] [1 + F cos (β)sin 3 (α)] G D F = 1 ( ) G B + G D )3( )60( 3--- محاسبه برای لندست 7 و 8 که در رابطههاي فوق براي سطح شیبدار G Dt G B و G D تابش مستقیم خورشید به ترتیب تابش مستقیم و پراکنده خورشید براي سطح افقي F شاخص شفافیت 6 زاويه زنیت خورشید و β شیب سطح ميباشد. α 5---- تابش مستقیم و غیرمستقیم بازتاب شده از مناطق همسایه تابش مستقیم و غیرمستقیم بازتاب شده از مناطق همسايه براي سطح افقي و شیبدار به ترتیب به صورت رابطه )66( و )6( محاسبه شد ]35[. π G G = G r cos(α)dα 0 π = ρ G(G B + G D ) G Gt = G r cos(α)dα π β = ρ G (G B + G D )[ 1 cos (β) ] )66( )6( در روابط )66( و )6( به ترتیب تابش G Gt و G G مستقیم و غیرمستقیم بازتاب شده از مناطق همسايه براي براي تبديل مقدار رقومي هر پیکسل در تصاوير در سطح لندست 7 به انرژي طیفي و دماي درخشندگي سنجنده از روابط ارائه محاسبه براي محاسبه شده در ]39, 33[ استفاده شد. ضريب بايد گسیلندگي سطح 3 شود. براي اين منظور از روش جیمز-سوبرينو استفاده شد. در اين روش گسیلندگي سطح با استفاده 4 آستانهگذاري بر شاخص نرمالشده تفاوت پوشش گیاهي )NDVI( شاخص 5 و کسر پوشش گیاهي )FVC( NDVI )60( محاسبه ميشود. از رابطه )60( بدست ميآيند ]40, 46[. NDVI= ρ NIR-ρ Red ρ NIR +ρ Red NIR و Red بهترتیب بازتاب زمیني تصحیح شده باندهاي مادونقرمز نزديک و قرمز ميباشد. مقادير اين شاخص بین 6- و 6+ ميباشد. FVC )66( محاسبه ميشود,40[.]46 با استفاده از رابطه Brightness temperature 3 James-Soberino 4 Normalized Difference Vegetation Index 5 Fractional Vegetation Cover 1 Clearness Index 19

FVC= ( (NDVI-NDVI s) (NDVI v -NDVI s ) ) )66( نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... در متراکم و رابطه اين NDVI v NDVI s مربوط به پوشش گیاهي مربوط به خاک خشک است. با بدست آوردنFVC گسیلندگي سطح براي باند حرارتي لندست 7 از رابطه )6( استفاده ميشود ]40, 46[. FVC=0 LSE = a+bρ Red 0<FVC 1 LSE = ε s (1-FVC)+ε s FVC NDVI<0 LSE = Emisivity Water )6( قرمز و در رابطه )6( Red FVC بازتاب زمیني تصحیحشده باند کسر پوشش گیاهي همبستگي خطي بازتاب باند قرمز با گسیلندگي خاک و a و b ε s LSE ε v )استخراجشده از کتابخانه طیفي ضرايب ضريب ضريب گسیلندگي پوشش گیاهي )ASTER است. براي محاسبه دماي سطح منطقه از الگوريتم محاسبه دماي سطح تک کاناله استفاده شده است. اين الگوريتم در مطالعات متعددي استفاده شده است.]44-40[ رابطه کلي براي محاسبه دماي سطح با استفاده از اين الگوريتم بهصورت رابطه )63( ميباشد. C و C 1 حرارتي W ضرايب ثابت هستند که براي لندست 7 بهترتیب 60 6/3604 4 و 64397/7 در نظر گرفته ميشود. محصول میزان بخار آب موجود در اتمسفر که با استفاده از MOD07 4--- معادالت بیالن انرژی براي تاريخ موردنظر بدست ميآيد. براي سطح زمین در شرايط مختلف تعادل انرژي بهصورت شکل )3( برقرار است. مجموعه عوامل گرمکننده و خنککننده بیالن انرژي براي هر سطح دلخواه در تعادل ميباشند. پارامترهاي انرژي خالص سطح )Rn( و ناشي از منابع زمینگرمايي )A( بهعنوان عوامل گرمکنندهي سطح و شار گرماي خاک )G( شار گرماي محسوس )H( و شار گرماي نهان )LE( بهعنوان عوامل خنککننده سطح شناختهشده ميشوند. شکل 3 - توازن اجزاي بیالن انرژي بر روي سطح دلخواه =γ [ 1 ε (ψ 1L sen +ψ )+ψ 3 ] +δ )63( طیفي در رابطه )63( ثبتشده دماي سطح L sen در سنجنده براي باند حرارتي میزان انرژي میزان ضريب گسیلندگي سطح مربوط به طول موج باند حرارتي دو پارامتر δ و γ و مورد استفاده ψ وابسته به تابع پالنک هستند که بهصورت رابطه )64( و )65( محاسبه ميشود ψ 1,40[.]46 همچنین که براي لندست ψ 3 و 7.]46,40[ )64( توابع اتمسفري هستند طبق رابطه )61( محاسبه ميشود γ=[ C L sen T sen (λ4 C 1 L sen + λ 1 )] 1 δ=-γ L sen +T sen ψ 1 =0.14714W -0.15583W+1.134 { ψ =-1.1836W -0.37607W-0.53894 ψ 3 =0.04554W +1.8719W-0.39071 )65( )61( در اين رابطهها سنجنده T sen L sen دماي درخشندگي در ثبتشده میزان انرژي ثبتشده در سنجنده براي باند مطابق شکل )3( معادله بیالن انرژي براي هر سطح بهصورت رابطه )67( بیان ميشود. R n + A = G + H + LE )67( رابطه )67( براي هر نوع سطحي برقرار است. براي پوششهاي مختلف سطح ممکن است تعدادي از اين پارامترها صفر باشد. در بحث نرمالسازي و تعديل حذف هدف نهايي اثرات پارامترهاي شار انرژي خالص شار گرماي خاک شار گرماي محسوس و شار گرماي نهان است. 1-4--- تابش خالص سطح )Rn( تابش خالص سطح بر اساس بقاي انرژي تعیین ميشود که مطابق آن مجموع انرژي تابشي واردشده و خارجشده از سطح زمین مساوي تابش خالص است. تابش خالص سطح بهصورت رابطه )69( تعیین ميشود. R n = (1 α)r s + R L R L (1 ε 0 )R L )69( α که در آن آلبیدوي سطحي R s کوتاه ورودي )0/3 تا 3 میکرومتر( برحسب تابش طول موج R L W/m 0

تابش طول موج بلند ورودي )3 برحسب برحسب تا نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 600 R L W/m و W/m ε 0 میکرومتر( تابش طول موج بلند خروجي گسیلندگي سطح باند پهن است. 1-1-4--- تابش طول موج کوتاه ورودی S ( R( تابش طول موج کوتاه ورودي تابش طول موج خورشید که بهطور مستقیم يا پراکنده در شرايط آسمان صاف به سطح زمین ميرسد. نحوه محاسبه اين پارامتر در بخش قبل توضیح دادهشده است. -1-4--- تابش طول موج بلند ورودی L ( R( R L برحسب شار حرارتي ورودي از اتمسفر به سطح زمین W/m است که توسط معادله استفان-بولتزمن بهصورت رابطه )63( محاسبه ميشود. R L = ε a σt a 4 )63( در رابطه فوق استفان-بولتزمن و ε a ضريب گسیلندگي اتمسفر σ T a برحسب درجه کلوين است. ثاپت دماي هواي نزديک سطح زمین 3-1-4--- تابش طول موج بلند خروجی L ( R( تابش طول موج بلند خروجي مطابق قانون استفان بولتزمن از رابطه )0( محاسبه ميشود. R L = σεt kin 4 )0( در رابطه )0( σ جنبشي جسم برحسب کلوين و سطح است. -4--- شار گرمای خاک )G( ثابت استفان بولتزمن T kin ضريب ε دماي گسیلندگي شار گرماي خاک میزان گرماي داخل خاک در اثر هدايت مولکولي است. در مطالعات مختلفي مقادير ثابتي براي نسبت بین شار گرماي خاک و تابش خالص خورشیدي بر اساس کاربريهاي اراضي مختلف ارائهشده است ]45, 41[. 3-4--- شار گرمای محسوس )H( شار گرماي محسوس میزان هدر رفت گرما به هوا از طريق فرآيند همرفت و هدايت مولکولي و بر اثر اختالف و هواي نزديک سطح است. براي محاسبه شار گرماي محسوس از رابطه )6( استفاده ميشود. H s,dry = ρc P T s T a rah )6( در رابطه )6( چگالي هوا ρ C P گرماي مخصوص هوا و rah نشاندهنده پارامتر آئرودينامیک سطح است. براي محاسبه پارامتر آئرودينامیک از روابط )( تا )4( استفاده ميشود. rah = rah 0 (1 + R) η R = 5gz(T s T a ) T a U a rah 0 = 1 k [ln ( z d d )] [ln (z U a Zoh Zom )] )( )3( )4( در سطح روابط فوق rah 0 η پارامتر آئرودينامیک طبیعي ضريب ثابت که براي شرايط پايدار برابر با ( ( ميشود زمین از دماي هوا پايینتر باشد( و براي شرايط ناپايدار از دماي هوا پايینتر باشد( 0/75 R پارامتر ريچاردسون براي سطح در نظر گرفته g U a سطح زمین z سرعت باد k مومنتوم سطح است و ثابت گرانش ارتفاع اندازهگیري سرعت باد از ثابت وان کارمن 6 Zom Zoh Zoms بر 60 بدست ميآيد. 3-4--- شار گرمای نهان )LE( طول زبري پارامتري که با تقسیم مقدار شار گرماي نهان میزان هدر رفت گرما ناشي از تبخیر سطح و تعرق گیاهان است. براي محاسبه شار گرماي نهان از روابط )5( و )1( استفاده ميشود. LE s,wet = ρc e P sat (T s ) (e sat (T a ) Ha 100 ) γ rah s + r v,min e sat (T) = 611exp[17.7(T 73.15)/(T 35.9)] )5( )1( در روابط فوق γ مقدار ثابت پیزومتري استاندارد فشار بخار در شرايط دماي ثابت برابر با 5 و e sat (T) r v,min T Ha مقدار ضريب رطوبت نسبي هوا را نشان ميدهند. 1 Von-Karman 1

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... 5--- نرمالسازی بر اساس معادالت بیالن براي نرمالسازي بدست آوردن بر اساس معادالت بیالن انرژي کسر پوششهاي مختلف ضروري است. براي مناطقي که بهطور کلي شامل کسر پوششهاي خاک و گیاه باشند محاسبه دماي خاک خشک دماي خاک مرطوب دماي پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و دماي پوشش گیاهي در شرايط بدون تنش الزامي ميباشد. براي تابش ورودي به سطح دماي سطح پوشش خاک خشک پارامترهاي اقلیمي ايستگاه هواشناسي گسیلمندي هر کسر پوشش اين منظور معادالت بیالن انرژي براي پوشش خاک خشک خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و پوشش گیاهي بدون تنش بهصورت مجزا حل ميشود. سپس با ترکیب مقادير کسرهاي پوشش نرمالسازي شکل )4( ميباشد. آلبیدو هر کسر پوشش معادالت بیالن انرژي هر کسر پوشش سطح دماي سطح پوشش خاک مرطوب شروع مدل نیوتن دماي سطح پوشش گیاهي بدون تنش محاسبه شده براي هر يک از منطقه مدل ميشود. روند کلي بر اساس معادالت بیالن انرژي بهصورت Zom و Zoh هر کسر پوشش ELR دماي سطح پوشش گیاهي با تنش fsv ادغام ادغام fss دماي سطح پوشش خاک کسر پوشش گیاهي دماي سطح پوشش گیاهي fss ELR و fsv بهینه ادغام دماي سطح حاصل از تصوير ماهواره اي () دماي سطح مدل شده (_model) محلي سراسري سرشکني کمترين مربعات جزئي RMSE پايان - _Model بله min? خیر بهینه سازي شکل 4 - روند کلي نرمالسازي بر اساس معادالت بیالن انرژي معادله بیالن انرژي براي کسرهاي پوشش خاک خشک خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و پوشش گیاهي در شرايط بدون تنش به ترتیب بهصورت رابطههاي )7( )9( )3( و )30( نشان داده شده است ]64, 54-47[. Rn s,dry Gdry = H s,dry )7( در رابطه )7( پارامترهاي انرژي خالص Rn s,dry Gdry شار گرماي زمین محسوس براي خاک خشک ميباشند. نشاندهنده شار H s,dry )9( شار گرماي در رابطه )9( Rn s,wet Gwet شار گرماي زمین نشاندهنده شار تابش خالص H s,wet شار گرماي محسوس و LE s,wet شار گرماي نهان خاک مرطوب ميباشند. Rn v,dry = H s,dry )3( در رابطه )3( Rn v,dry شار تابش خالص و H v,dry شار گرماي محسوس پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل ميباشند. Rn v,wet = H v,wet + LE v,wet )30( Rn s,wet Gwet = H s,wet + LE s,wet

در رابطه )30( شار گرماي محسوس و نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 Ts EB = fss T s,dryeb + (1 fss) T s,weteb )34( Rn v,wet شار تابش خالص H v,wet LE s,wet گیاهي در شرايط بدون تنش ميباشند. اثر شار گرماي نهان پوشش الزم به ذکر است که براي مدلسازي دماي هوا براي منطقه از دماي هواي ثبت شده در ايستگاه هواشناسي و ELR استفاده ميشود. دماي هواي براي کل منطقه بهصورت رابطه )36( مدلسازي ميشود. T a = T station + ELR(E E station ) )36( در رابطه فوق ايستگاه هواشناسي ارتفاع هر پیکسل T station ELR دماي هواي ثبت شده در ضريب اثر نرخ افت محیطي E E station هواشناسي ميباشند. مقدار اولیه ارتفاع سطح ايستگاه 1/5 ELR درجه سانتیگراد براي هر يک کیلومتر در نظر گرفته ميشود. در نهايت اين مقدار بهینهسازي شده و مقدار بهینه آن براي منطقه بدست خواهد آمد. در معادالت بیالن انرژي ذکر شده براي هر کسر پوشش سطح تمام پارامترهاي به غیر از مربوط به هر يک از کسرهاي پوشش معلوم ميباشند. در نهايت براي محاسبه دماي کسرهاي پوشش خاک خشک خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و بدون تنش با توجه به معادالت بیالن انرژي تشکیلشده براي چهار نوع پوشش سطح از محاسبات عددي مطابق با روش نیوتن ]55[ نشان داده شده با روابط )3( و )33( استفاده ميشود. در رابطه )34( T s,dryeb T s,weteb دماي خاک مرطوب و سطح خاک ميباشد. مقدار fss fss دماي خاک خشک شاخص خشکي براي براي خاک کامال خشک برابر 6 و براي خاک کامال مرطوب مساوي با صفر ميباشد. -5--- دمای سطح پوشش گیاهی دماي سطح مدلشده براي پوشش گیاهي در سطح پیکسل با استفاده از رابطه )35( محاسبه ميشود ]64[. Tv EB = fsv T v,dryeb + (1 fsv) T v,weteb )35( در رابطه )35( شرايط با تنش کامل شرايط بدون تنش و گیاهي ميباشد. مقدار T v,dryeb T v,weteb fsv fsv دماي پوشش گیاهي در دماي پوشش گیاهي در شاخص تنش آب براي پوشش براي پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل برابر 6 و براي پوشش گیاهي در شرايط بدون تنش مساوي با صفر ميباشد. 3-5--- دمای سطح مدلشده و نرمالشده دماي سطح مدلشده و نرمالشده بر اساس معادالت بیالن انرژي خاک و پوشش گیاهي با استفاده از رابطه )31( و )37( محاسبه ميشود ]64[. T EB = f v T veb + (1 f v ) T seb T Correct = T EB ) 31( )37( T n+1 = T n f(t n) f(t n ) )3( T n+1 T n < 0.05 )33( براي رابطهي )3( مقدار در تکرارهاي مختلف T محاسبه ميشود. مقدار نهايي دماي سطح زماني تعیین ميشود که رابطه )33( صادق باشد. روابط )3( و )33( براي محاسبه دماي هر چهار پوشش سطح بهصورت مجزا استفاده ميشود. در نتیجه بر اساس معادالت بیالن انرژي در منطقه دما براي پوششهاي مختلف سطح در مقیاس پیکسل حاصل خواهد شد. 1-5--- دمای سطح خاک دماي سطح مدلشده براي پوشش خاک در سطح پیکسل با استفاده از رابطه )34( محاسبه ميشود ]64[. در روابط فوق T Correct دماي سطح نرمالشده T EB دماي سطح مدلشده f v کسر پوشش گیاهي T veb دماي سطح مدلشده براي پوششگیاهي و دماي سطح T seb مدلشده براي پوششگیاهي در سطح پیکسل را نشان ميدهند. 4-5--- بهینهسازی دمای سطح مدلشده براي بهینهسازي دماي سطح مدلشده بر اساس مدل بیالن انرژي سه مرحله انجام ميشود. مرحله اول بهینهسازي مربوط به کمینه کردن اختالف میانگین دماي سطح مدلشده و مشاهدهشده ميباشد. که با استفاده از رابطه )39( انجام ميشود. 3

T EB = + T EB T EB )39( نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... در رابطه فوق پارامترهاي نشاندهنده میانگین T میانگین دماي دماي سطح بدست آمده از ماهواره و EB سطح مدلشده ميباشند. مرحله دوم بهینهسازي مربوط به تعیین مقادير پارامترهاي ميباشد. براي اين fsv و fss منظور اين ضرايب طوري تعیین ميشود که مقدار مجذور میانگین اختالف مربعات )RMSE( بین مقادير دماي سطح مدلشده و آمده از ماهواره بدست در اين شود. کمینه تحقیق مطابق شکل )5( دو روش بهینهسازي سراسري و محلي براي تعیین مقادير بهینه پارامترهاي مدل نرمالسازي در نظر گرفته شد. در رويکرد بهینهسازي سراسري مقادير تمام پیسکلهاي منطقه بهطور همزمان به مدل سرشکني معرفي شده و براي پارامترهاي يک مقدار براي fsv و fss کل پیکسلهاي منطقه محاسبه ميشود ولي در رويکرد بهینهسازي محلي براي هر پیکسل مقادير پارامترها fss fsv و بهصورت مجزا محاسبه ميشود. براي اين منظور براي هر پیکسل خاص مقادير پیکسلهاي همسايهي آن پیکسل به مدل معرفي ميشود )مطابق شکل )5((. پارامتر مرحله سوم بهینهسازي مربوط به تعیین مقدار بهینه ELR مقادير بهینه پارامترهاي ميشود که مقدار ميباشد. براي اين منظور fss و ELR fsv RMSE A B مدل سرشکنی کمتری مربعات جز ی بعد از تعیین طوري تعیین بین دماي سطح مدلشده و بدست آمده از تصوير ماهوارهاي کمینه شود. محاسبه مقدار ریب مجهول برای هر مت یر مستق مدل سرشکنی کمتری مربعات جز ی C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C C مقدار ریب مت یر مستق n ام محاسبه مقدار ریب مجهول برای هر مت یر مستق مقدار ریب مت یر مستق n ام مت یر وابسته مت یر وابسته n ام مت یر مستق n ام مت یر مستق مت یر مستق 1 مت یر مستق 1 شکل 5 - مدل شماتیک تعیین ضرايب مجهول مدل با بهینهسازي سراسري )سمت راست( و محلي )سمت چپ( 6--- شاخصهای ارزیابی دقت مدل در پژوهش حاضر از معیارهاي ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح مدلشده بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي و اندازهگیري شده با دستگاههاي زمیني براي ارزيابي دقت دماي سطح مدلشده استفاده شد. همچنین از معیار واريانس جهت ارزيابي دقت دماي سطح نرمالشده استفاده شد. 3- بحث و نتایج در پژوهش حاضر ابتدا نتايج مربوط به پیادهسازي مدلنرمالسازي دماي سطح براي لندست 7 و بررسي و تحلیل و سپس. کارايي تصوير لندست 7 و ASTER براي نرمالسازي دماي سطح مقايسه و بررسي شد. بهدلیل يکسان بودن دادههاي مورد استفاده نتايج اين پژوهش با نتايج پژوهش مالبتا و همکاران )067( مقايسه شدتا کارايي مدل ارائه شده به نسبت مدل آن پژوهش اثبات شود. 1-3- دمای سطح و پارامترهای محیطی پس از مرحله پیشپردازش تصوير لندست 7 و GDEM پارامترهاي محیطي از جمله عوامل توپوگرافي تابش رسیده به سطح کسر پوشش گیاهي با توجه به مراحل ذکر شده در بخش روش پژوهش استخراج شدهاند. همچنین منطقه ASTER 4

مورد مطالعه با استفاده از الگوريتم تککاناله محاسبه شده است. نقشه پارامترهاي محیطي نشريه علمي- بدست آمده از تصوير ب الف ماهوارهاي و تابش ورودي به سطح براي هر دو تاريخ بهصورت شکل )1( نشان داده شده است. د ج ه و ز ح پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 شکل 1 - نقشههاي الف( ارتفاع )متر( ب( جهت شیب )درجه( ج( شیب )درجه( د( کسر پوشش گیاهي ه( دماي سطح لندست 7 )سانتيگراد( و( )W/m ( ح( تابش ورودي به سطح 30 متر )W/m ( ز( تابش ورودي به سطح 30 متر )سانتيگراد( AST08 مطابق نتايج نشان داده شده در شکل )1( با وجود اينکه منطقه مورد مطالعه وسعت بااليي ندارد اما دامنهي تغییرات مقادير تابش ورودي به سطح براي منطقه زياد است دلیل اصلي اين موضوع به شرايط کوهستاني و توپوگرافي ناهمگن منطقه مرتبط است. پارامترهاي محیطي تابش ورودي به سطح و پوشش گیاهي از لحاظ مکاني بهطور ناهمگن در منطقه توزيعشده است. توزيع ناهمگن پارامترهاي محیطي سبب توزيع ناهمگن دماي سطح براي منطقه شده است. الف ب ج -3- دمای سطح پوششهای مختلف سطح با استفاده از پارامترهاي هواشناسي و اقلیمي تابش ورودي به سطح و ديگر پارامترهاي ذکرشده در بخش روش پژوهش بر اساس معادالت بیالن انرژي نقشههاي دماي خاک خشک خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و بدون تنش براي قدرت تفکیک مکاني 30 و 30 متر بدست آمده است که بهصورت شکل) 7 ( و مقدار میانگین دماي سطح هر يک از پوششها بهصورت جدول) ( نشان داده شده است. د ه و ز ح شکل 7 - مقادير دماي سطح الف( خاک مرطوب ب( خاک خشک ج( گیاه بدون تنش د( گیاه با تنش کامل با قدرت تفکیک مکاني 30 متر )سانتيگراد( و مقادير دماي سطح ه( خاک مرطوب و( خاک خشک ز( گیاه بدون تنش ح( گیاه با تنش کامل با قدرت تفکیک مکاني 30 متر )سانتيگراد( 5

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... پوشش گیاهي بدون تنش 5/13 جدول - مقدار میانگین دماي سطح هر يک از پوششها )سانتيگراد( پوشش گیاهي با تنش کامل 37/66 خاک مرطوب 7/19 خاک خشک 45/79 پوشش سطح لندست 7 AST08 44/93 9/61 39/60 5/5 با توجه به جدول )( ميتوان بیان کرد که پوشش خاک خشک بهدلیل عدم وجود شار گرمايي محسوس و نهان داراي باالترين دماي سطح است. پوشش خاک مرطوب و پوشش گیاهي در شرايط عدم تنش داراي دماي سطح پايیني ميباشند. میانگین دماي سطح پوشش خاک به ترتیب ASTER و 7 براي لندست خشک 45/79 44/93 و 7/19 و درجه سانتيگراد و براي خاک مرطوب بهترتیب درجه سانتيگراد 9/61 است. میانگین دماي سطح خاک در شرايط خشک و مرطوب اختالف زيادي دارند که اين اختالف ناشي از تأثیر دو جزء شار گرماي محسوس و نهان است که سبب کاهش شديد دماي سطح خاک مرطوب بهسبب تبخیر و تعرق ميگردد. همین موضوع اهمیت در نظر گرفتن تمام اجزاء بیالن انرژي در مدلسازي و نرمالسازي دماي سطح را نشان ميدهد. میزان تابش ورودي براي همه پوششهاي سطح يکسان است به همین دلیل فقط پارامترهاي ازجمله شار گرماي زمین گرماي محسوس و گرماي نهان با توجه به نوع پوشش سطح سبب ايجاد اختالف در مقادير دماي سطح پوششهاي مختلف منطقه مورد مطالعه است. الف ب 3-3- دمای سطح مدلشده و نرمالشده با توجه به مقادير دماي خاک خشک و مرطوب دماي پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و بدون تنش کسر پوشش گیاهي و دماي سطح بدست آمده از ماهواره مقادير طوري تعی نی fsv و fss بهینه شده است که بین RMSE دماي سطح مدلشده و دماي سطح بدست آمده از ماهواره کمینه گردد. براي اين منظور از سرشکني کمترين مربعات استفاده سراسري براي پارامترهاي شد. با اجرا سرشکني کمترين مربعات و fss بهصورت کل منطقه يک مقدار بهینه براي و در نهايت fsv ELR برآورد شده است که مقادير بهینه بهصورت جدول )3( نشان داده شده است. محلي جدول 3 - مقادير fsv fss و LR با بهینهسازي سراسري fss 0/99 0/36 fsv 0/94 0/3 ELR -9/4-9/7 با اجراي مدل سرشکني کمترين مربعات براي هر پیکسل همسايه مقادير بهینه بهینه بر اساس تصویر لندست 7 ASTER fss و fsv و fss ج fsv بهصورت مقادير پیکسلهاي محاسبه شد. نقشه مقادير بهصورت شکل )9( نشان داده شده است. د شکل 9 - نقشه مقادير بهینه شاخص خشکي سطح خاک الف( لندست 7 ب( AST08 و تنش آبي پوشش گیاهي ج( لندست 7 د( AST08 با محاسبه مقادير بهینه پارامترها بهصورت سراسري و محلي و ترکیب آنها با مقادير دماي پوششهاي مختلف دماي خاک و پوشش گیاهي منطقه محاسبه شد. درنهايت با ترکیب مقادير دماي سطح خاک و پوشش گیاهي با پارامتر کسر پوشش گیاهي دماي سطح مدلشده و نرمالشده براي هر دو استراتژي بهینهسازي سراسري و محلي بدست آمد. که بهصورت شکل )3( نشان داده شد. بررسي بصري شکل )3( نشان ميدهد که اثرات پارامترهاي محیطي بهصورت قابلمالحظهاي از مقادير نرمالشده است. با نرمال کردن پارامترهاي محیطي از توزيع ناهمگن نسبت به براي منطقه مورد مطالعه کاسته شده است. براي روش بهینهسازي محلي کم شدن اثرات پارامترهاي محیطي بر دماي سطح مشهودتر است. 6

الف ب ج د نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 و ه ز ح شکل 3 - نقشه دماي سطح مدلشده الف( لندست 7 -سراسري ب( AST08 -سراسري ج( لندست 7 -محلي د( AST08 -محلي و نقشه دماي سطح نرمالشده الف( لندست 7 -سراسري ب( 4-3- ارزیابی دقت دمای سطح مدلشده و دمای سطح نرمالشده براي ارزيابي کارايي مدل ارائهشده براي نرمالسازي AST08 -سراسري ج( لندست 7 -محلي د( AST08 -محلي )سانتيگراد( دماي سطح سه معیار ضريب همبستگي بین RMSE و دماي سطح مدلشده و دماي سطح بدست آمده از تصوير ماهوارهاي و واريانس مقادير دماي سطح نرمالشده بررسي شد که نتايج آن بهصورت شکل )60( نشان داده شد. الف ب ج د ه و ز ح شکل 60 - پارامترهاي ارزيابي ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح بدست آمده از تصوير ماهوارهاي و مدلشده الف( لندست 7 -سراسري ب( AST08 -سراسري ج( لندست 7 -محلي د( AST08 -محلي و واريانس دماي سطح نرمالشده الف( لندست 7 -سراسري ب( AST08 -سراسري ج( لندست 7 -محلي د( AST08 -محلي )سانتيگراد( مقادير بررسي نتايج شکل) 60 ( نشان ميدهد که مقدار ASTER RMSE بین دماي سطح مدلشده و بدست آمده از تصوير ماهوارهاي در حالت بهینهسازي محلي به نسبت بهینهسازي سراسري براي هر دو نوع داده لندست 7 و پايینتر است. همچنین بررسي نتايج نشان ميدهد که کارايي تصوير لندست 7 به نسبت تصوير ASTER باالتر است. در هر دو حالت بهینهسازي سراسري و محلي 7

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... با بررسي هیستوگرامهاي مربوط به مقادير دماي سطح نرمالشده براي حالتهاي مختلف نیز بهخوبي نشان ميدهد که استفاده از بهینهسازي محلي به نسبت بهینهسازي سراسري از قابلیت باالتري براي نرمالسازي دماي سطح برخوردار است. در حالت بهینهسازي محلي به نسبت بهینهسازي سراسري شکل هیستوگرام مقادير دماي سطح نرمالشده بسیار به حالت نرمال و شکل زنگولهي باريک نزديکتر است. سازي در پژوهش مالبتا و همکاران )067( براي نرمال- دماي سطح از داده AST08 بکار گرفتهشده در همین پژوهش استفاده شد. براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به پارامترهاي محیطي از سه مدل نرمالسازي استفاده شد که نتايج آن براي روز بهصورت جدول )4( نشان دادهشده است. 49 جدول 4 - ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح مدلشده و AST08 روز 49 سال 064 )مالبتا و همکاران )067(( 064 سال RMSE 3/9 5/35 3/69 R 0/73 0/9 0/95 بررسي نتايج نشان دادهشده در جدول )4( نشان ميدهد که مدل بیالن انرژي براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به دو مدل ديگر کارآمدتر است. مقايسه نتايج جدول )4( و نتايج پژوهش حاضر نشان ميدهد که کارايي مدل بیالن انرژي براي نرمالسازي دماي سطح در اين پژوهش بهصورت قابلمالحظهاي افزايش يافته است. در پژوهش مالبتا و همکاران )067( از سرشکني کمترين مربعات بهصورت بهینهسازي سراسري براي محاسبه مقادير بهینه شاخصهاي fss و fsv و در نهايت مدلسازي و نرمالسازي دماي سطح استفاده شد. درصورتيکه در پژوهش حاضر با ارائه و بکارگیري ايده بهینهسازي محلي براي محاسبه مقادير بهینه شاخصهاي fss و fsv در الف ۰ ۰ 3۰ ۴۰ ۵۰ ج ۵۰ ۴۰ 3۰ RMSE = 5.19 R = 0.65 دماي سطح اندازهگیري شده )سانتيگراد( دماي سطح مدلشده )سانتيگراد( ب د مدل نرمالسازی رگرسیون چندگانه شیب لبه خشک بیالن انرژي سرشکني کمترين مربعات مقدار ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح مدلشده و AST08 بهترتیب 0/377 و 6/ بدست آمد. همچنین در پژوهش حاضر از مدل HDKR براي مدلسازي تابش ورودي به سطح استفاده شد. ولي در پژوهش مالبتا و همکاران )067( از مدل DART براي اين منظور استفاده شد. افزايش کارايي مدل نرمالسازي ارائهشده در اين پژوهش به نسبت پژوهش مالبتا و همکاران )067( مشهود است. درنهايت ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح مدلشده و اندازهگیريشده توسط دستگاههاي زمیني در لحظه گذر ماهواره بررسي شد که نتايج آن بهصورت شکل )66( نشان داده شد. شکل 66 - نتايج ارزيابي کارايي مدل ارائهشده براي مدلسازي و نرمالسازي دماي سطح با دادههاي زمیني الف( لندست 7 -سراسري ب( AST08 -سراسري ج( لندست 7 -محلي د( AST08 -سراسري ۵۰ ۴۰ 3۰ RMSE = 5.5 R = 0.60 ۰ ۰ 3۰ ۴۰ ۵۰ ۵۰ ۴۰ 3۰ RMSE = 4.44 R = 0.7483 ۰ ۰ 3۰ ۴۰ ۵۰ دماي سطح اندازهگیري شده )سانتيگراد( دماي سطح مدلشده )سانتيگراد( دماي سطح اندازهگیري شده )سانتيگراد( ۵۰ ۴۰ 3۰ RMSE = 4.88 R = 0.68 ۰ ۰ 3۰ ۴۰ ۵۰ دماي سطح اندازهگیري شده )سانتيگراد( دماي سطح مدلشده )سانتيگراد( دماي سطح مدلشده )سانتيگراد( 8

بررسي نتايج ارائه شده در شکل )60( نشان ميدهد که دادههاي تصوير لندست 7 به نسبت نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 براي ASTER نرمالسازي دماي سطح مناسبتر است. همچنین استفاده از روش بهینهسازي محلي به نسبت بهینهسازي سراسري باعث افزايش کارايي مدل نرمالسازي ميشود. 4- نتیجهگیری دماي سطح بدست آمده از فنآوري سنجش از دور از اهمیت بااليي در کاربردها و مطالعات متعدد برخوردار است. مقدار و چگونگي توزيع اين پارامتر در سطح يک منطقه تحت تاثیر شرايط محیطي همچون موقعیت زماني موقعیت جغرافیايي توپوگرافي تابش خورشید ويژگيهاي ذاتي و بیوفیزيکي سطح پارامترهايي سینوپتیک و اقلیمي محدوده و شرايط زيرسطحي قرار دارد. براي بسیاري از مطالعات علمي و تصمیمات مديريتي دقیق همچون بحث شناسايي منابع زمینگرمايي پايش روند تغییرات فعالیت گسلها و آتشفشانها روند تغییرات آناموليهاي حرارتي و ارتباط آن با زمین لرزه در محیط غیرشهري و مديريت و برنامهريزي مصرف منابع انرژي در محیط شهري نرمالسازي دماي سطح نسبت به عوامل محیطي از اهمیت بااليي برخوردار است. مدلهاي ارائه شده در پژوهشهاي قبلي با محدوديتهاي جدي همراه بود. با توجه بررسي مطالعات گذشته مشخص شد که در مدلهاي ارائه شده براي نرمال- سازي دماي سطح بیشتر بر اثر خورشید و شرايط توپوگرافي تاکید شده است و اکثر مدلهاي ارائه شده براي مناطق باير و خشک مناسب ميباشند. براي مناطق کوهستاني بهسبب تغییرات پارامترهاي محیطي همچون پوشش گیاهي و رطوبت سطح اجزاء بیالن انرژي از جمله شار گرماي نهان و محسوس بر دماي سطح تاثیر بااليي دارند. هدف از مطالعه حاضر بکارگیري مدلي فیزيکي بر اساس معادالت بیالن انرژي براي نرمالسازي دماي سطح نسبت به پارامترهاي محیطي ميباشد. در مدل بکار گرفته شده در مطالعه حاضر شار گرماي محسوس و نهان موثر بر دماي سطح و معادالت بیالن انرژي خاک و پوشش گیاهي در نظر گرفته شده است. براي نرمالسازي دماي سطح بر اساس معادالت بیالن انرژي خاک و پوشش گیاهي بدست آوردن دماي خاک خشک خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و پوشش گیاهي در شرايط بدون تنش الزامي ميباشد. براي اين منظور معادالت بیالن انرژي براي پوشش خاک خشک پوشش خاک مرطوب پوشش گیاهي در شرايط تنش کامل و پوشش گیاهي بدون تنش بهصورت مجزا تشکیل و دماي سطح در هر يک از اين نوع پوششها با استفاده از روش نیوتن بدست آمد. براي تلفیق دماي مربوط به پوششهاي مختلف نیاز به تعیین مقادير شاخصهاي خشکي سطح خاک و تنش آبي پوشش گیاه ميباشد. براي تعیین بهینه مقادير فوق از سرشکني کمترين مربعات با دو رويکرد بهینهسازي سراسري و محلي استفاده شده است. با تعیین مقادير بهینه اين پارامترها پوشش گیاهي محاسبه شده دماي سطح پوشش خاک و و در نهايت دماي سطح مدلشده و نرمالشده بدست آمده است. براي ارزيابي نتايج از پارامترهاي آماري ضريب همبستگي و سطح مدلشده بدست RMSE بین دماي آمده از تصوير ماهوارهاي و اندازهگیري شده با دستگاههاي زمیني ثبت دماي خاک و براي ارزيابي دقت مقادير دماي سطح نرمالشده از پارامتر واريانس مقادير استفاده شد. نشاندهنده اين است در حالت که نتايج حاصل از پژوهش بهینهسازي سراسري مقادير معیارهاي ضريب همبستگي RMSE و واريانس براي داده لندست به ترتیب AST08 /1 1/44 و 0/93 به ترتیب 7 /09 6/6 و 0/33 بهینهسازي محلي مقادير اين معیارها براي داده ترتیب ترتیب و براي داده و در حالت AST08 6/16 0/76 و 0/31 و براي داده لندست 7 6/ بود. 0/63 و 0/377 به به مقايسه نتايج پژوهش حاضر با پژوهش مالبتا و همکاران )067( نشان ميدهد که کارايي مدل بیالن انرژي براي نرمالسازي دماي سطح در اين پژوهش بهصورت قابلمالحظهاي افزايشيافته است. در پژوهش مالبتا و همکاران )067( از سرشکني کمترين مربعات بهصورت بهینهسازي سراسري براي محاسبه مقادير بهینه شاخصهاي fss و fsv نرمالسازي دماي سطح استفاده شد. و در نهايت مدلسازي و در درصورتيکه پژوهش حاضر با ارائه و بکارگیري ايده بهینهسازي محلي براي محاسبه مقادير بهینه شاخصهاي در fsv و fss سرشکني کمترين مربعات مقدار ضريب همبستگي و RMSE بین دماي سطح مدلشده و قابل مالحظهاي بهبود يافته است. به صورت AST08 بررسي نتايج پژوهش نشان داد که در هر دو روش بهینهسازي سراسري و محلي کارايي تصوير لندست 7 سطح باالتر از ASTER براي نرمالسازي دماي بود. همچنین استفاده از روش بهینهسازي 9

نرمالسازي دماي سطح بدست آمده از تصاوير ماهوارهاي نسبت به پارامترهاي محیطي... محلي نسبت به بهینهسازي سراسري براي برآورد مقادير بهینه پارامترهاي مجهول سبب افزايش دقت نتايج نرمالسازي شد. در مدل ارائه شده در اين پژوهش تعیین دقیق پارامترهاي هواشناسي و اقلیمي همچون دما فشار و رطوبت نسبي هوا و سرعت باد در لحظه گذر ماهواره از اهمیت بااليي برخوردار است. پیشنهاد ميگردد در مراجع مطالعات آتي آنالیز حساسیت دقت نهايي مدل نسبت به هر يک از اين پارامترها انجام شود. همچنین پیشنهاد ميگردد با اضافه شدن کسر پوشش سطوح نفوذناپذير در کنار کسرهاي پوشش خاک و پوشش گیاهي در نظر گرفته شده در اين پژوهش به مدل نرمالسازي دماي سطح کارايي و دقت نتايج آن با نتايج مدل بکار گرفته شده در اين پژوهش مقايسه شود. [1] L. Jia, M. Marco, S. Bob, J. Lu, and M. Massimo, "Monitoring Water Resources and Water Use from Earth Observation in the Belt and Road Countries," Bulletin of Chinese Academy of Sciences, vol. 3, no. Z1, pp. 6-73, 017. [] S. Mansor, A. Cracknell,B. Shilin, and V. Gornyi, "Monitoring of underground coal fires using thermal infrared data," International Journal of Remote Sensing, vol. 15, no. 8, pp. 1675-1685, 1994. [3] Z. Wan, P. Wang, and X. Li, "Using MODIS land surface temperature and normalized difference vegetation index products for monitoring drought in the southern Great Plains, USA," International Journal of Remote Sensing, vol. 5, no. 1, pp. 61-7, 004. [4] M. Friedl, "Forward and inverse modeling of land surface energy balance using surface temperature measurements," Remote sensing of environment, vol. 79, no., pp. 344-354, 00. [5] J. Ma, S. Chen, X. Hu, P. Liu, and L. Liu, "Spatial-temporal variation of the land surface temperature field and present-day tectonic activity," Geoscience Frontiers, vol. 1, no. 1, pp. 57-67, 010. [6] J. A. Okalebo et al., "An Evaluation of the Community Land Model (Version 3.5) and Noah Land Surface Models for Temperature and Precipitation Over Nebraska (Central Great Plains): Implications for Agriculture in Simulations of Future Climate Change and Adaptation," in Climate Change Adaptation, Resilience and Hazards: Springer, 016, pp. 1-34. [7] C. Berger, J. Rosentreter, M. Voltersen, C. Baumgart, C. Schmullius, and S. Hese, "Spatio-temporal analysis of the relationship between D/3D urban site characteristics and land surface temperature," Remote Sensing of Environment, vol. 193, pp. 5-43, 017. [8] J. A. Voogt and T. R. Oke, "Thermal remote sensing of urban climates," Remote sensing of environment, vol. 86, no. 3, pp. 370-384, 003. [9] H. Lievens, B. Martens, N. Verhoest, S. Hahn, R. Reichle, and D. Miralles, "Assimilation of global radar backscatter and radiometer brightness temperature observations to improve soil moisture and land evaporation estimates," Remote Sensing of Environment, vol. 189, pp. 194-10, 017. [10] P. P. Harris, S. S. Folwell, B. Gallego-Elvira, J. Rodríguez, S. Milton, and C. M. Taylor, "An evaluation of modeled evaporation regimes in Europe using observed dry spell land surface temperature," Journal of Hydrometeorology, vol. 18, no. 5, pp. 1453-1470, 017. [11] M. Bellaoui, A. Hassini, and K. Bouchouicha, "Remote Sensed Land Surface Temperature Anomalies for Earthquake Prediction," in International Journal of Engineering Research in Africa, 017, vol. 31, pp. 10-134: Trans Tech Publ. [1] T. C. Eckmann, D. A. Roberts, and C. J. Still, "Using multiple endmember spectral mixture analysis to retrieve subpixel fire properties from MODIS," Remote Sensing of Environment, vol, 111. no. 10, pp. 3773-3783, 008. [13] C. Mattar et al., "Impacts of the broadband albedo on actual evapotranspiration estimated by S-SEBI model over an agricultural area," Remote sensing of environment, vol. 147, pp. 3-4, 014. [14] Y. Malbéteau et al., "Normalizing land surface temperature data for elevation and illumination effects in mountainous areas: A case study using ASTER data over a steep-sided valley in Morocco," Remote Sensing of Environment, vol. 189, pp. 5-39, 017. [15] M. Coolbaugh, C.Kratt, A. Fallacaro, W. Calvin, and J. Taranik, "Detection of geothermal anomalies using advanced spaceborne thermal emission and reflection radiometer (ASTER) thermal infrared images at Bradys Hot Springs, Nevada, USA," Remote Sensing of Environment, vol. 106, no. 3, pp. 350-359, 007. [16] F. J. Gutiérrez, M. Lemus, M. A. Parada, O. M. Benavente, and F. A. Aguilera, "Contribution of ground surface altitude difference to thermal anomaly detection using satellite images: Application to 30

نشريه علمي- پژوهشي علوم و فنون نقشه برداري دوره هفتم شماره 3 بهمن ماه 6331 volcanic/geothermal complexes in the Andes of Central Chile," Journal of Volcanology and Geothermal Research, vol. 37, pp. 69-80, 01. [17] R. C. Dubayah, "Modeling a solar radiation topoclimatology for the Rio Grande River Basin," Journal of Vegetation Science, vol. 5,no. 5, pp. 67-640, 1994. [18] S. A. Kalogirou, Solar energy engineering: processes and systems. Academic Press, 013. [19] M. Meybeck, P. Green, and C. Vörösmarty, "A new typology for mountains and other relief classes: an application to global continental water resources and population distribution," Mountain Research and Development, vol. 1, no. 1, pp. 34-45, 001. [0] L. Coret, X. Briottet, Y. H. Kerr, and A. Chehbouni, "Simulation study of view angle effects on thermal infrared measurements over heterogeneous surfaces," IEEE transactions on geoscience and remote sensing, vol. 4, no. 3, pp. 664-67, 004. [1] Y. Liu, Y. Noumi, and Y. Yamaguchi, "Discrepancy between ASTER-and MODIS-derived land surface temperatures: terrain effects," Sensors, vol, 9. no., pp. 1054-1066, 009. [] Y. Liu, T. Hiyama, and Y. Yamaguchi, "Scaling of land surface temperature using satellite data: A case examination on ASTER and MODIS products over a heterogeneous terrain area," Remote Sensing of Environment, vol. 105,no., pp. 115-18, 006. [3] P. Minnis and M. M. Khaiyer, "Anisotropy of land surface skin temperature derived from satellite data," Journal of Applied Meteorology, vol. 39, no. 7, pp. 1117-119, 000. [4] M. O. Rasmussen, A. C. Pinheiro, S. R. Proud,and I. Sandholt, "Modeling angular dependences in land surface temperatures from the SEVIRI instrument onboard the geostationary Meteosat Second Generation satellites," IEEE transactions on Geoscience and Remote Sensing, vol. 48, no. 8, pp. 313-3133,. 010 [5] I. Danilina, A. R. Gillespie, L. K. Balick, A. Mushkin, and M. A. O'Neal, "Performance of a thermal-infrared radiosity and heat-diffusion model for estimating sub-pixel radiant temperatures over the course of a day," Remote sensing of environment, vol. 14, pp. 49-501, 01. [6] I. Danilina, A. R. Gillespie, L. Balick, A. Mushkin, M. Smith, and D. Blumberg, "Compensation for subpixel roughness effects in thermal infrared images," International journal of remote sensing, vol. 34, no. 9-10, pp. 345-3436,013. [7] M. Z. Jacobson, Fundamentals of atmospheric modeling. Cambridge university press, 005. [8] J. Dozier and S. I. Outcalt, "An approach toward energy balance simulation over rugged terrain," Geographical Analysis, vol. 11, no. 1, pp. 1999,56-56. [9] R. Rigon, G. Bertoldi, and T. M. Over, "GEOtop: A distributed hydrological model with coupled water and energy budgets," Journal of Hydrometeorology, vol. 7, no. 3, pp. 371-388, 006. [30] S. K. Jain, A. Goswami, and A. Saraf, "Determination of land surface temperature and its lapse rate in the Satluj River basin using NOAA data," International Journal of Remote Sensing, vol. 9, no. 11, pp. 3091-3103, 008. [31] S. Y. CHEN, J. MA, P. X. LIU, and L. Q. LIU, "A study on the normal annual variation field of land surface temperature in China," Chinese Journal of Geophysics, vol. 5, no. 5, pp. 96-971, 009. [3] M. Kiavarz Moghaddam, "Land Surface Thermal Anomaly Detection Based on Satellite Thermal Band Nomalization," Journal of Geomatics Science and Technology, pp. 55-65, 017. [33] T. Cooley et al., "FLAASH, a MODTRAN4-based atmospheric correction algorithm, its application and validation," in Geoscience and Remote Sensing Symposium, 00. IGARSS'0. 00 IEEE International, 00, vol. 3, pp. 1414-1418 :IEEE. [34] S. A. Mousavi Maleki, H. Hizam, and C. Gomes, "Estimation of hourly, daily and monthly global solar radiation on inclined surfaces: Models re-visited," Energies, vol. 10, no. 1, p. 134, 017. [35] J. A. Duffie and W. A. Beckman, Solar engineering of thermal processes. John Wiley & Sons, 013. [36] R. Richter, T. Kellenberger, and H. Kaufmann, "Comparison of topographic correction methods," Remote Sensing, vol. 1, no. 3, pp. 184-196, 009. [37] S. Hantson and E. Chuvieco, "Evaluation of different topographic correction methods for Landsat imagery," International Journal of Applied Earth Observation and Geoinformation, vol. 13, no. 5, pp. 691-700, 011. [38] J. P. Walawender, M. Szymanowski, M. J. Hajto, and A. Bokwa, "Land surface temperature patterns in the urban agglomeration of Krakow (Poland) derived from Landsat-7/ETM+ data," Pure and Applied Geophysics, vol. 171, no. 6, pp. 913-940, 014. [39] G. Chander, B. L. Markham, and D. L. Helder, "Summary of current radiometric calibration coefficients for Landsat MSS, TM, ETM+, and EO-1 ALI sensors," Remote sensing of environment, vol. 113, no. 5, pp. 31