YERYÜZÜ SICAKLIKLARININ UZAKTAN ALGILAMA TEKNİĞİ İLE BELİRLENMESİ: TEK-KANAL YÖNTEMLERİ YÜKSEK LİSANS TEZİ. Bahadır ÇELİK

Transkript

1 İSTANBUL TEKNİK ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YERYÜZÜ SICAKLIKLARININ UZAKTAN ALGILAMA TEKNİĞİ İLE BELİRLENMESİ: TEK-KANAL YÖNTEMLERİ YÜKSEK LİSANS TEZİ Bahadır ÇELİK Geomatik Mühendisliği Anabilim Dalı Geomatik Mühendisliği Programı HAZİRAN 2013

2

3 İSTANBUL TEKNİK ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YERYÜZÜ SICAKLIKLARININ UZAKTAN ALGILAMA TEKNİĞİ İLE BELİRLENMESİ:TEK-KANAL YÖNTEMLERİ YÜKSEK LİSANS TEZİ Bahadır ÇELİK Geomatik Mühendisliği Anabilim Dalı Geomatik Mühendisliği Programı Tez Danışmanı: Prof. Dr. H. Gonca COŞKUN HAZİRAN 2013

4

5 İTÜ, Fen Bilimleri Enstitüsü nün numaralı Yüksek Lisans Öğrencisi Bahadır ÇELİK, ilgili yönetmeliklerin belirlediği gerekli tüm şartları yerine getirdikten sonra hazırladığı YERYÜZÜ SICAKLIKLARININ UZAKTAN ALGILAMA TEKNİĞİ İLE BELİRLENMESİ:TEK-KANAL YÖNTEMLERİ başlıklı tezini aşağıda imzaları olan jüri önünde başarı ile sunmuştur. Tez Danışmanı : Prof. Dr. H. Gonca COŞKUN... İstanbul Teknik Üniversitesi Jüri Üyeleri : Doç. Dr. Şinasi KAYA... İstanbul Teknik Üniversitesi Doç. Dr. Ş. Sibel MENTEŞ... İstanbul Teknik Üniversitesi Teslim Tarihi : 03 Mayıs 2013 Savunma Tarihi : 06 Haziran 2013 iii

6 iv

7 v Canım aileme,

8 vi

9 ÖNSÖZ Tez çalışmam sırasında bilgi ve deneyimlerini paylaşarak, her aşamada yanımda olan değerli hocam, Sayın Prof. Dr. H. Gonca ÇOŞKUN a ve tez süresi boyunca göstermiş oldukları ilgi ve anlayıştan dolayı değerli hocalarım, Sayın Doç. Dr. Şinasi KAYA ve Prof. Dr. Sibel MENTEŞ e çok teşekkür ederim. Ayrıca çalışmalarım esnasında desteklerini esirgemeyen Araş. Gör. Kaan KALKAN, Araş. Gör. Abdullah ARSLAN, Araş. Gör. Fulya Başak SARIYILMAZ, Araş. Gör Mehmet İŞİLER ve Yüksek Mühendis Adalet DERVİŞOĞLU na teşekkür ederim. Son olarak, tüm eğitim hayatım boyunca beni destekleyen ve hep yanımda olan aileme sonsuz teşekkürlerimi sunarım. Haziran 2013 Bahadır ÇELİK Jeodezi ve Fotogrametri Mühendisi vii

10 viii

11 İÇİNDEKİLER ix Sayfa ÖNSÖZ... vii İÇİNDEKİLER... ix KISALTMALAR... xi ÇİZELGE LİSTESİ... xiii ŞEKİL LİSTESİ... xv ÖZET... xvii SUMMARY... xix 1. GİRİŞ VE AMAÇ ISIL UZAKTAN ALGILAMA Uzaktan Algılamada Temel Fiziksel Kavramlar Elektromanyetik ışınım Elektromanyetik spektrum Katı açı Radyans İrradyans Atmosferik Etkileşim Isıl Işınım ve Işınımsal Transfer Isıl kızılötesi spektrum Siyah Cisim Işınımı Planck ışınım kanunu Stefan-Boltzmann kanunu Wien yer değiştirme kanunu Kirchoff kanunu Parlaklık Sıcaklığı Işınımsal Transfer Denklemi YÜZEY SICAK VE YAYINIRLIĞI BELİRLEME YÖNTEMLERİ Yeryüzü Sıcaklıkları Belirleme Yöntemleri Tek-kanal (Single-channel, Mono-window) yöntemleri Bölünmüş pencereler (Split-window) yöntemleri Çok-açı (Multi-angle) yöntemleri Yeryüzü Yayınırlıkları Belirleme Yöntemleri NDVI THM (Normalize edilmiş bitki endeksi eşikleme) yöntemi TISI (Sıcaklıktan bağımsız spektral indis ) yöntemi TES (Sıcaklık-yayınırlık ayrım) yöntemi UYGULAMA Uygulamada Kullanılan Veriler Meteorolojik veriler Ravisonde rasatları MODIS su buharı ve yeryüzü sıcaklığı verileri (MOD05, MOD11) Corine land cover verileri Landsat TM uydu verileri... 35

12 4.2 Yeryüzü Sıcaklıkları Belirlemede Tek-Kanal Yöntemleri Qin mono-window yöntemi Işınımsal transfer yöntemi Yeryüzü Yayınırlık Değerlerinin Belirlenmesi CORINE arazi örtüsünün yeniden sınıflandırılması Entegre NDVI THM yöntemi ile yayınırlık hesabı Atmosferik Su Buharı Değerinin Hesabı Ravisonde rasatları ile atmosferik su buharı değerinin hesabı MODIS/MOD05 verileri ile atmosferik su buharının elde edilmesi Yeryüzü Sıcaklıklarının Belirlenmesi Işınımsal transfer yöntemiyle yüzey sıcaklıklarının hesaplanması Qin yöntemiyle yüzey sıcaklıklarının hesaplanması Sonuçların analizi SONUÇ VE ÖNERİLER KAYNAKLAR EKLER ÖZGEÇMİŞ x

13 KISALTMALAR AVHRR ATSR CORINE EEA ITD MODIS NDVI NASA NOAA TES TOA TOVS UTC TISI USGS WMO : Advanced Very High Resolution Radiometer : Along Track Scanning Radiometer : Co-ordination of Information on the Environment : Europian Environment Agency : Işınımsal Transfer Denklemi : Moderate Resolution Imaging Radiometer : Normalized Difference Vegetation Index : National Aeronautics and Space Administration : National Oceonagraphic and Atmospheric Administration : Temperature-Emissivity Seperation : Top of Atmosphere : TIROS Vertical Operational Sounder : United Time Coordinate : Temperature Indepentent Spectral Indices : United States Geological Survey : World Meteorological Organization xi

14 xii

15 ÇİZELGE LİSTESİ Sayfa Çizelge 2.1 : Atmosferik Saçılım Türleri Çizelge 4.1 : MODIS Kara Verileri Çizelge 4.2 : MODIS Atmofer Verileri Çizelge 4.3 : Corine Arazi Örtüsü Seviyeleri Çizelge 4.4 : Landsat Bant Özellikleri Çizelge 4.5: Landsat TM bant 6 için atmosferik geçirgenlik ve su buharı ilişkisi Çizelge 4.6 : CLC2006 sınıfları ve yeni atanan sınıflar Çizelge 4.7 : Sınıflara göre yayınırlık ortalama değerleri ve standart sapmaları Çizelge 4.8 : Ravisonde Rasatları ile Toplam Atmosferik Su Buharı Hesabı Çizelge 4.9 : Atmosferik Düzeltme Programından Elde Edilen Parametreler Çizelge 4.10 : Herbir yöntemden elde edilen sıcaklıklara ilişkin istatistikler Çizelge 4.11 : Kontrol noktalarındaki farklı yöntemlerle elde edilmiş sıcaklıkların referans MOD11 görüntüsündeki sıcaklık lardan farkları ve bu farkların aralıklara göre dağılımı xiii

16 xiv

17 ŞEKİL LİSTESİ Sayfa Şekil 2.1 : Elektromanyetik dalga Şekil 2.2 : Elektromanyetik spektrum Şekil 2.3 : Katı açı Şekil 2.4 : Kutupsal koordinatlarda diferansiyel katı açı Şekil 2.5 : Atmosferik pencereler Şekil 2.6 : Isıl kızılötesi spektrumda atmosferik pencereler Şekil 2.7 : Siyah cisim Şekil 2.8 : Farklı sıcaklıklarda dalgaboyuna göre siyah cisim ışınımı Şekil 2.9 : Landsat 5 TM bant 6 bağıl spektral duyarlılık eğrisi Şekil 3.1 : Yeryüzü sıcaklıklarının belirlenmesinde genel iş akışı Şekil 4.1 : Radyosonda cihazı (Vaisala RS92), (NOAA-Url-1) Şekil 4.2 : Türkiye deki radyosona istasyonları ve konumları Şekil 4.3 : Standart atmosferlerde, atmosferik sıcaklığın yüksekliğe göre değişimi(qin Z., 2001) Şekil 4.4 : Yüksek ve düşük sıcaklık profillerinde toplam su buharı ve geçirgenlik arasındaki ilişki(qin Z., 2001) Şekil 4.5 : Yeniden sınıflandırılmış İstanbul arazi kullanım haritası Şekil 4.6 : İstanbul yeryüzü yayınırlık haritası Şekil 4.7 : TERRA/MODIS çalışma bölgesinden geçişleri ( ) (SSEC) Şekil 4.8 : Modis MOD05 su buharı görüntüsü ( :10~15 UTC) Şekil 4.9 : Çalışmanın genel akış şeması Şekil 4.10 : Atmosferik düzeltme programından elde edilen profil bilgilerine ilişkin grafikler (a) basınç, (b) atmosfer sıcaklığı, (c) bağıl nem oranı Şekil 4.11 : Işınımsal transfer yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası Şekil 4.12 : Qin tek kanal yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası(ravisonde) Şekil 4.13 : Qin tek kanal yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası (MODIS) Şekil 4.14 : MODIS MOD11 yeryüzü sıcaklık görüntüsü (UTM/WGS84) Şekil 4.15 : Sıcaklık değerlerinin analizi için seçilen kontrol noktalarının coğrafi dağılımı Şekil 4.16 : Sıcaklık değerlerinin referans MOD11 değerleri ile karşılaştırılması (a) Işınımsal transfer yöntemi ve simülasyon sıcaklıkları (b) Qin yöntemi ve ravisonde rasatları ile hesaplanan sıcaklıklar (c) Qin yöntemi ve MOD11 toplam atmosferik su buharı görüntüsü ile hesaplanan sıcaklıklar Şekil 4.17 : Işınımsal transfer denklemi ve atmosferik simülasyon programı ile edilen sonuçların referans MOD11 görüntüsündeki sıcaklıklardan farklarının yüzde olarak dağılımı xv

18 Şekil 4.18 : Qin yöntemi ve ravisonde rasatlarından elde edilen sonuçların referans MOD11 görüntüsündeki sıcaklıklardan farkarının yüzde olarak dağılımı Şekil 4.19 : Qin yöntemi ve MODIS MOD05 su buharı görüntüsü yardımıyla elde edilen sonuçların referans MOD11 görüntüsündeki sıcaklıklardan farklarının yüzde olarak dağılımı Şekil B.1 : Orman ve tarim alanları yayınırlık hesabı için model.69 Şekil B.2 : Yerleşim ve endüstriyel/ticari alanların yayınırlık hesabı için model.69 Şekil E.1 : Işınımsal transfer denklemi yöntemi için model..81 Şekil E.2 : Qin yöntemi ravisonde rasatları ile yüzey sıcakları hesabı için model..81 Şekil E.3 : Qin yöntemi MODIS verileri ile yüzey sıcakları hesabı için model xvi

19 YERYÜZÜ SICAKLIKLARININ UZAKTAN ALGILAMA TEKNİĞİYLE BELİRLENMESİ:TEK-KANAL YÖNTEMLERİ ÖZET Yeryüzü sıcaklıkları, dünyamızdaki iklim değişikliklerinin ve enerji denge sisteminin anlaşılmasında kilit parametrelerden biridir. Bu sıcaklıkların etkin ve hızlı şekilde elde edilmesinde ise ısıl uzaktan algılama verileri önemli bir rol oynamaktadır. Dünya yüzeyi yapay uydular tarafından sürekli olarak gözlenmekte ve küresel ölçekte veri alımı her an devam etmektedir. Uydulara bağlı ısıl algılayıcılar tarafından algılanan veriler ise bunlardan biridir. Uydu platformunda algılanan sıcaklıklar, doğrudan ölçülen gerçek yeryüzü sıcaklıklarını temsil etmemektedir. Atmosferüstü ısıl algılayıcıları, yeryüzü ve onu çevreleyen atmosfer tarafından yayınan atmosfer üstü (TOA) ışınımsal enerjiyi kaydetmektedir. Bu ışınımsal enerji birçok atmosferik etkiyi de bünyesinde barındırmaktadır. Bu etkilerin giderilmesi ve doğrudan korunaklı termometreler yardımıyla ölçülen yüzey sıcaklıklarının eşleniği olan ışınımsal yüzey sıcaklıklarının elde edilmesi için literatürde çeşitli yöntemler geliştirilmiştir. Geliştirilen bu yöntemler ısıl algılayıcının bant sayısına ve görüş açısına bağlı olarak üçe ayrılmaktadır. Bunlar; birden fazla kanal ve görüş açısının kullanıldığı, bölünmüş pencereler yöntemleri, çok-açı yöntemleri ve sadece bir ısıl bandın kullanıldığı tekkanal yöntemleri olarak sıralanır. Bu çalışmada yukarıda bahsedilen, yüzey sıcaklıklarının belirlenmesinde tek-kanal yöntemlerinden en yaygın olarak kullanılan ışınımsal transfer denklemi ve Qin tekkanal yönteminin karşılaştırılması yapılmıştır. Bu karşılaştırma da, farklı yöntemlerle elde edilen toplam atmosferik su buharı değerlerinin Qin yöntemiyle hesaplanan yüzey sıcaklıklarına etkisinin araştırılması hedeflenmiştir. Bu amaçla, Amerikan Ulusal Jeoloji Birimi (USGS) tarafından yayımlanan, çalışma bölgesi olan İstanbul a ait 11 Eylül 2011 tarihli Landsat görüntüleri indirilmiştir. Yöntemlere girdi olan toplam atmosferik su buharı değerlerinin hesabı için İstanbul/Göztepe radyosonda istasyonundan Landsat görüntüsü ile aynı tarihli ravisonde rasatları ve TERRA/MODIS uydusundan yakın kızılötesi algoritmayla elde edilmiş toplam atmosferik su buharı ürünü (MOD05) kullanılmıştır. Yüzey yayınırlık değerleri ise NDVI THM yöntemi ile, CORINE arazi örtüsünün birlikte kullanıldığı entegre yöntem yardımıyla hesaplanmış ve her iki tek-kanal yönteminde aynı veri kullanılmıştır. Sonuç olarak Qin yöntemi kullanılarak, farklı atmosferik veriler ile hesaplanmış iki ayrı yüzey sıcaklığı ve bunun yanında, ışınımsal transfer denklemi ile ravisonde rasatlarından elde edilen su buharı değerinin girdi olarak kullanıldığı yüzey sıcaklık görüntüsü hesaplanmıştır. Elde edilen bu görüntülerdeki sıcaklık değerlerinin doğruluklarının incelenmesi için, Amerikan Havacılık ve Uzay Dairesi (NASA) tarafından dağıtımı yapılan Terra platformundaki MOD11 kodlu, 1x1 km lik mekansal çözünürlüğe sahip yeryüzü xvii

20 sıcaklık görüntüleri kullanılmıştır. Farklı atmosferik veriler ve yöntemler yardımıyla hesaplanan üç sonuç yüzey sıcaklıkları görüntüsü MOD11 verisi ile aynı mekansal çözünürlükte yeniden örneklenmiştir. Sonuçların analizinde uygulama bölgesi olan İstanbul bölgesinde homojen olarak rasgele dağılmış 439 kontrol noktası seçilmiştir. Her kontrol noktasının coğrafi konumlarının MOD11 görüntüsü ve hesaplanan sıcaklık görüntüleri üzerinde karşılık geldiği piksellere ait sıcaklık değerleri karşılaştırılmıştır. Bu işlemin neticesinde, MODIS MOD05 görüntülerinden hesaplanan toplam su buharı değerinin kullanıldığı çalışmaya ait sonuçların, ravisonde rasatlarından elde edilen su buharı değerinin kullanıldığı çalışmalara ait sonuçlara kıyasla, referans alınan MOD11 sıcaklık değerlerine daha yakın olduğu belirlenmiştir. Bu durumun oluşmasındaki temel sebep, noktasal bazdaki ravisonde rasatlarından elde edilen su buharı değerinin, çalışmada kullanılan Landsat görüntüsünün tamamında sabit olarak kabul edilmesinden dolayıdır. Ancak atmosferik su buharı farklı konumlardaki atmosferik kolonlarda farklı değerlere sahiptir. MODIS MOD05 verisinde ise 1x1 km mekansal çözünürlükte toplam atmosferik su buharı verilerine ulaşmak mümkündür. Bu sebepten dolayı daha yüksek çözünürlükteki MODIS su buharı değerinin kullanıldığı yöntemden elde edilen sıcaklık bilgileri diğer yöntemlere göre iyi sonuçlar vermiştir. xviii

21 RETRIEVAL OF LAND SURFACE TEMPERATURE USING REMOTE SENSING TECHNIQUES: SINGLE-CHANNEL METHODS OVERVIEW SUMMARY Land surface temperature is one of the key parameters in examining and understanding the global climate change and energy balance system of the earth. In studies such as, determination of urban heat islands and urban heat island effects, volcanological researches, ecological studies, global and local scale climate change monitoring, detection of geothermal resources and etc., surface temperature information is important. Generally the thermodynamic temperatures, measured by thermometers above a flat surface are termed as near-surface temperature. However these measurements do not represent the actual LSTs. By the advancements in sensor technology, we are now able to measure the radiant energy emitted from an object by thermal infrared radiometers. The recorded radiation by radiometers is then converted to radiometric temperatures, which are also called skin temperatures. In spaceborn platforms, the thermal radiation emitted from earth s surface is sensed by radiometers attached to the remote sensing satellites. This recorded radiation is then converted to the top of atmosphere brightness temperatures which shows good correlation with actual kinetic temperature of surface. Although there is a good correlation with TOA brightness temperatures and LSTs, they still do not represent the real surface temperatures. The recorded TOA radiant energy by spaceborn sensors is attenuated by the constituents of atmosphere. This radiation includes many atmospheric effects like absorption, the downwelling irradiation of atmosphere which is reflected from earth surface and upwelling radiation of atmosphere to the satellite sensor. In thermal infrared portion of electromagnetic spectrum, water vapor is the main absorber. Other absorbers are O 3, and CO 2. These gases vary slowly comparing to water vapor. To convert the TOA brightness temperatures into surface temperatures we need to apply atmospheric corrections in order to eliminate these atmospheric effects. Even after performing the atmospheric corrections and eliminate the attenuation of atmosphere, we still have one parameter (emissivity) to be considered to obtain the real LSTs. In nature, all objects above absolute zero emit infrared radiation. The radiation emitted by an object is defined by blackbody and Planck s radiation law. Blackbody is a theoretical concept, that absorbs all the radiant energy falls and emits this absorbed energy in all wavelengths. Objects in real life are not blackbodies. Emissivity is defined as the ratio of radiant energy emitted by an object to the radiant energy of the blackbody at same temperature. xix

22 In literature, there are several methods developed to obtain land surface temperatures from thermal remote sensing imagery. Based on the number of thermal infrared bands and view angle of TIR sensor, these methods are classified in three category; Single-Channel / Mono-Window Methods Split-Window Methods Multi-Angle Methods Single-channel methods are applied to thermal infrared remote sensing data acquired in one atmospheric window. In these methods, vertical atmospheric profile information is required simultaneously with satellite pass over the study area. By using the profile information we can simulate atmospheric radiation using radiative transfer codes like 6S, LOWTRAN, MODTRAN and perform the atmospheric correction. The most common problem of single-channel methods is that, usually the atmospheric profile information is not available simultaneously with satellite pass. Split-window methods are applied to thermal infrared remote sensing data, acquired in two atmospheric windows that are generally two neighbour bands in electromagnetic spectrum. Atmospheric effects are obtained from the differential absorption between this two neighbour channel. Multi-angle methods are very similar to split-window. Both methods are applied to two channel TIR data. But in multi-angle methods, the atmospheric influences are obtained from varying atmospheric path lengths due to the different viewing angles of TIR sensors. In this study, it is aimed to compare and analyze the effects of different atmospheric products to the results obtained from the most common two single-channel LST retrieval method applied to a Landsat TM6 thermal infrared band. The single channel methods that compared are respectively; Radiative Transfer Equation Method Mono-window method proposed by Qin et al The Landsat5 TM data of study area Istanbul is downloaded from United States Geological Survey s (USGS) data distribution service named Earthexplorer. The satellite scene is dated that has clear sky view with cloud cover less then 10 percent. The two different atmospheric data used in the study are; Radiosonde data obtained from Göztepe station at 12:00 UTC MODIS MOD05 near-infrared 5-min total atmospheric water vapor content data with acquisition date :10 to 8:15 is obtained from NASA s EOSDIS data distribution system Additional CLC2006 vector land cover data is obtained from website of European Environmental Agency in order to implement the integrated LSE retrieval method proposed by Stathopoulou M. et al. Finally, to test and compare the results obtained from each method, a reference level 2 MODIS MOD11_A1 standart 5-min Land surface temperature image is obtained from NASA EOSDIS data distribution system acquired in same time with Landsat data. xx

23 To calculate land surface emissivity image of study area the integrated NDVI thresholds method proposed by Stathopoulou M. et al is used. For this purpose the near-infrared and red bands of landsat data is atmospherically corrected using FLAASH module of ENVI software which uses MODTRAN 4 radiative transfer code. With the help of atmospherically corrected near-infrared and red bands surface NDVI values are computed. Considering the land cover types of Istanbul, the CLC2006 vector data is reclassified in six classes. The classes are respectively; Urban densely built areas, suburban medium built areas, Industrial/Commercial area, Forest areas, Aggricultural areas and Urban use areas. For each reclassified area, different NDVI thresholds method is performed as proposed by Stathopoulou M. et al and LSE image of study area is created. Same LSE image is used in both methods. For atmospheric correction side, two different total atmospheric water vapor content is calculated. with radisonde data by using thermodynamic equations and with MOD05 product. The calculated point water vapor content from radiosonde and 1x1 km spatial resolution of MOD05 image is used as input parameter for Qin Mono-window LST retrieval method. There for two LST images are obtained from same method using different atmospherical data. Additionally, a MODTRAN simulation is performed by using NASA online atmospheric correction program and a third LST image is obtained by using radiative transfer equation. To test the resultant LST images, level 2 Modis MOD11_A1 image is reprojected to UTM projection and WGS84 datum and three LST images are resampled to same 1x1 km spatial resolution of MOD11 product. For comparison with reference LST image, using ArcGIS software random and homogeneously distributed 439 control points are generated. All temperature values of each control point is extracted. For analysis, by referencing MOD11 values, RMSE, mean error and standart error of mean is calculated by using 439 control points. The root mean square errors of results, obtained by radiative transfer equation with MODTRAN simulation, Qin mono-window with radiosonde data and Qin mono-window with MOD05 data are respectively, , and A linear reggression is carried out using dataset in order to see the correlation between method predicted results and reference LST. The correlation between RTEsimulation LSTs and MOD11 is % 73.34, Qin-Radiosonde LSTs and MOD11 is %73.45 and finally the correlation between Qin-MOD05 LSTs and MOD11 is % Consequently, these results indicates that, in single-channel LST retrieval methods, using MODIS MOD05 atmospheric total water vapor content as input data yields better results. However, it is not always possible to obtain atmospheric profile data of study area, using MOD05 atmospheric product will provide practical solutions. xxi

24 xxii

25 1. GİRİŞ VE AMAÇ Isıl uzaktan algılama tekniği ile elde edilen veriler, çevresel problemlerin analizi ve çözümünde önemli bir rol oynamaktadır. Küresel veya yerel ölçekte iklim değişikliklerinin izlenmesi, kentsel ısı adalarının belirlenmesi ve etkilerinin analizi, jeotermal kaynakların tespiti, volkanolojik araştırmalar, jeolojik birimlerin ve yapıların incelenmesi, yeryüzü enerji denge sistemi çalışmaları ve ekolojik çalışmalar gibi birçok alanda ısıl veriler kullanılmaktadır. Bahsedilen bu çalışmalardaki kilit rolü üstlenen parametre ise ısıl uzaktan algılama verilerinin çıktısı olan yeryüzü sıcaklıklarıdır. Geleneksel olarak yeryüzü sıcaklığından bahsedildiğinde, hava koşulları iyi, düz bir bölgenin 1 ila 3 metre yüksekliğinden, korunaklı termometreler ile ölçülen yakın-yüzey sıcaklıkları (Termodinamik Sıcaklık) kastedilmektedir. Uydu teknolojileri ile elde edilen yeryüzü sıcaklıkları ise yeryüzü kabuğunun kinetik sıcaklığının kestirimi olarak ifade edilir (Becker, 1995). Uzaktan algılama tekniğiyle, radyometreler yardımıyla elde edilen sıcaklıklar, radyometrik sıcaklık olarak tanımlanmaktadır. Uydu platformunda algılanan bu sıcaklıklar, doğrudan ölçülen gerçek yeryüzü sıcaklıklarını temsil etmez. Uydudaki ısıl algılayıcılar, yeryüzü ve onu çevreleyen atmosfer tarafından yayınlanan atmosfer üstü (TOA) ışınımsal enerjiyi kaydetmektedir. Kaydedilen bu atmosfer üstü ışınım değerleri daha sonra TOA parlaklık sıcaklıklarına dönüştürülmektedir. TOA parlaklık sıcaklıklarının, gerçek yeryüzü sıcaklıklarına dönüştürülmesi problemi ise üç ana kısımdan oluşur; (Dash, 2005) i) Yeryüzü tarafından yapılan ısıl ışınım, algılayıcıya ulaşmadan önce atmosfer tarafından değişime uğramaktadır. ii) Algılayıcı tarafından kaydedilen termal ışınım tek yönlü olarak yapılmaktadır ki bu üst yarım küredeki durumu tam olarak temsil etmemektedir. Bu yüzden anizotropiye (yöne bağımlılık) bağlı olarak yayınırlığın açısal karakterizasyonu zor olmaktadır. iii) Atmosferik etkiler kaldırıldıktan sonra bile parlaklık sıcaklıklarının yüzey ışınımlarından ayrımının yapılması olanaksızdır. Çünkü bilinmeyenlerin sayısı her zaman ölçülerin sayısından fazladır. Bunun sebebi, N spektral kanala sahip bir algılayıcı için düşünüldüğünde, problemin çözümü için N adet (her kanal için) 1

26 denklemimiz vardır. Fakat bilinmeyen sayısı N+1 dir. (N yayınırlık değeri ve yüzey sıcaklıkları) (Valor ve Caselles, 1995). Yeryüzü sıcaklıklarının kestiriminde ki temel yaklaşımlar şu şekildedir; a) Öncelikle atmosferik etkileri elimine etmek ve daha sonra yüzey sıcaklıkları ile yüzey yayınırlıklarını ayrıştırmak b) Atmosferik etkileri ve yayınırlık etkilerimi eş zamanlı olarak elimine etmek. Nitekim halihazırda yaygın olarak kullanılan yüzey sıcaklığı elde etme yöntemleri, öncül yayınırlık bilgisi gerektirmektedir (Dash, 2005) Yüzey sıcaklıklarınına etki eden önemli faktörlerden biri olan yeryüzü yayınırlık değerleri (LSE), bize yeryüzünün yapısı ve bileşimi hakkında bilgi verir. Ayrıca LSE yeryüzünün, atmosfere doğru yaptığı ısıl ışınımdaki verimliliğini de verir. Yayınırlık yüzeyin pürüzlülüğüne, nem gibi fiziksel parametrelerine ve bileşenlerine bağlıdır. Ayrıca, homojen yüzeyler için dalgaboyuna göre de değişim gösterebilmektedir. Isıl ışınıma etki eden diğer bir unsurda atmosferik etkilerdir. Yeryüzü tarafından yayılan ısıl ışınım, algılayıcıya ulaşana kadar değişime uğramaktadır. Elektromanyetik spektrumun ısıl bölgesinde 8-10 ve mikrometre dalgaboyundaki aralıklar genel olarak atmosferde saçılım, yutulum ve yayılımın az olduğu atmosferik pencerelerdir. Özellikle mikrometre dalgaboyu aralığı, bu bölgede yutulumun az olması nedeniyle ısıl uzaktan algılamada daha çok kullanılmakta ve çoğu algılayıcı bu aralıkta algılama yapmaktadır. Fakat yinede yüzey ısıl ışınımına etki eden yutulum ve yayılım göz ardı edilemez büyüklüktedir. Isıl spektrumda yutulumun çoğu atmosferik gazlar ve aerosoller tarafından gerçekleştirilmektedir. Ozon (O 3 ) su buharı (H 2 O), Karbondioksit (CO 2 ) başlıca yutucu gazlardır. Bu gazlardan CO 2 ve O 3 atmosferde zamana göre hızlı değişim göstermezler ve açık gözkyüzü koşullarında (bulutsuz ve türbülansın az olduğu durum) bu gazların ışınıma etkileri azdır ve göz ardı edilebilir. Elektromanyetik spektrumun kızılötesi bölgesinde su buharı H 2 O, atmosferik etkilerin temel sebeplerinden biridir. Su buharı genel olarak atmosferin alt tabakalarında 3 ila 4 kilometrelik katman arasında bulunur. Su buharının ışınıma etkisinin en yoğun olduğu katman da bu katmandır. Atmosferin elektromanyetik enerjiyi iletme kapasine, geçirgenlik denir. Geçirgenlik, atmosferdeki toplam su buharı değeriyle değişim göstermektedir. 2

27 Yeryüzü sıcaklıklarının ısıl uzaktan algılama verileriyle kestriminde kullanılan üç temel yöntem vardır. Bunlar; Single-Channel (Tek-Kanal) Yöntemleri Split-Window (Bölünmüş-Pencelerler) Yöntemleri Multi Angle (Çok-Açı) Yöntemleri dir. Tek-kanal yöntemlerinde, yüzey yayınırlık değerlerinin öncül olarak bilindiği kabul edilmektedir. Eğer atmosferin, yeryüzünden gelen ışınıma etkisi, başka bir deyişle, atmosferin ışınımsal karakteri biliniyorsa, algılayıcılar tarafından kaydedilen ışınıma olan katkıları giderilebilir. Böylece yüzey ışınımı ve oradan da yüzey sıcaklıkları hesaplanabilir. Tek kanal yöntemlerinde, verilerin algılandığı zaman ile eş-zamanlı atmosferik düşey profil bilgilerine (sıcaklık ve nem) ihtiyaç vardır. Atmosferik profil bilgileri ve bu bilgileri girdi olarak kabul eden ışınımsal transfer modelleri yardımıyla atmosferin geçirgenlik ve ışınım hesabı yapılır. Düşey profil bilgileri, genel olarak çalışma alanındaki veya yakınlarındaki meteorolojik radyosonda istasyonlarından elde edilebilir. Tek kanal yöntemlerinde en büyük sorun çalışma bölgesi içinde her zaman atmosferik düşey profil bilgilerinin elde edilebileceği meteorolojik istasyonların bulunmaması veya elde edilen profil bilgilerinin uydu geçiş zamanı ile eş zamanlı olmamasıdır. Tek-kanal yöntemlerinde radyosonda istasyonlarından elde edilen düşey profil bilgileri çalışma alanı için her zaman bulunmamaktadır. Çok kanal yöntemlerinin bir çeşidi olan bölünmüş pencereler yönteminde ise elektromanyetik spektrumun ısıl bölgesinde farklı iki kanalda, ki çoğu zaman farklı iki komşu kanalda algılama yapan algılayıcılardan elde edilen veriler kullanılır. Burada, atmosfer tarafından meydana getirilen yeryüzü ışınımındaki değişim, farklı iki kanalda algılanan ışınım değerleri ile orantılıdır. Buna diferansiyel yutulum adı verilir. Böylelikle atmosferik etki hesaplanmış ve yüzey ışınım değerleri elde edilmiş olur. Çok kanallı yeryüzü sıcaklık belirleme tekniklerinin bir diğer şekli ise çok açı yöntemidir. Çok açı yöntemleri bölünmüş pencereler ile çok benzemektedir. Fakat bu yöntemde atmosferik yutulum değerleri, farklı gözlem açılarından kaynaklanan farklı atmosferik ışınım yolu uzunluklarından kaynaklanan yutulum farkı kullanılmaktadır. 3

28 Bu çalışmada, sadece bir ısıl banda sahip Landsat5 TM (Thematic Mapper) uydusundan elde edilen İstanbul bölgesine ait ısıl ve çok spektrumlu veriler kullanılarak yer yüzü sıcaklığı belirlemede yaygın olarak kullanılan farklı tek-kanal yöntemlerinin analizi ve karşılaştırılması amaçlanmıştır. Yöntemlerin karşılaştırılmasında, farklı tekniklerle elde edilmiş atmosferik profil bilgileri yardımıyla herbir tek-kanal yöntemi için yüzey sıcaklıklar hesaplanmış ve farklı atmosferik profil bilgilerinin yüzey sıcaklıklarına olan etkileri analiz edilmiştir. 4

29 2. ISIL UZAKTAN ALGILAMA 2.1 Uzaktan Algılamada Temel Fiziksel Kavramlar Uzaktan algılama, tanım olarak, arada mekanik bir temas olmaksızın bir cisimden yayılan veya yansıtılan elektromanyetik ışınımın nitelik ve nicelik yönünden değerlendirilmesi ile cisimlerin özelliklerinin uzaktan ortaya konması ve ölçülmesidir (Sunar, F., 2011) Elektromanyetik ışınım Atomlardan çeşitli şekillerde ortaya çıkan enerji türleri ve bunların yayılma şekilleri, elektromanyetik ışınım olarak adlandırılır. İçinde x ve γ ışınlarının ve görülebilir ışığında bulunduğu ışınımlar, dalga boyları ve frekanslara göre bir elektromanyetik ışınım spektrumu oluştururlar. (Şahin, 2008) Tüm elektromanyetik ışınımın, dalga teorisinin temellerine göre temel birtakım özellikleri ve öngörülebilir davranışları vardır. Elektromanyetik ışınım, hem birbirlerine hem de yayılma doğrultusuna dik olan elektrik (E) ve manyetik (M) alanlarından oluşmaktadır. (Sunar, F., 2011). Bu iki alan ışık hızında hareket ederler (C). (Şekil 2.1) Şekil 2.1 : Elektromanyetik dalga. Elektromanyetik ışınımın iki karakteristik özelliği, uzaktan algılama konusunda büyük öneme sahiptir. Bunlar, dalgaboyu ve frekanstır. 5

30 Elektromanyetik enerjinin parçacık karakteri, planck tarafından açıklanmıştır. Parçacık anlamında enerji sürekli dalgalarla aynı doğrultuda ve hızda yayılan küçük parçacıklar (kuantum) olarak düşünülür. Her bir ışıma parçacığının sahip olduğu enerji foton olarak adlandırılır. Elektromanyetik dalganın ışık hızı (c) olup, frekansıyla dalga boyunun çarpımına eşittir(sunar, F., 2011). (2. 1) Bu formülde, c ışığın boşluktaki hızı (2.9979x 10 3 m/s), v, frekansı (saniyedeki devir, Hz), dalga boyunun uzunluğunu (m) ifade etmektedir. Tek bir foton için dalga formunun taşıdığı enerji; (2. 2) ile ifade edilir. Burada h Planck sabitidir. Elektromanyetik enerjinin cisimlerle olan etkileşimi parçacık formunda kuantum teorisi ile açıklanır ve (2.2) enerji denklemiyle matematiksel olarak ifade edilir. Enerji frekansla doğru ve dalga boyu ile ters orantılı olduğundan artan dalga boyuyla enerjide bir azalma gözlenmektedir (Sunar, F., 2011) Elektromanyetik spektrum Uzaktan algılamada algılayıcılar, elektromanyetik ışınımı kaydederler. Bu ışınımın kategorilere ayrılması ile elektromanyetik spektrum oluşur. Elektromanyetik spektrum, x ışınları ve gama ışınları gibi kısa dalga boyu uzunluğundan, mikrodalga ve radyo dalgaları gibi uzun dalga boylarına kadar bölgeyi içeren aralıktır. Bu spektrum, uzaktan algılamada önem taşıyan bölgelere ayrılmıştır. Aşağıda, elektromanyetik spektrumun genel bölgeleri, dalgaboyu uzunlukları ve frekans durumları gösterilmiştir (Şekil 2.2) 6

31 . Şekil 2.2 : Elektromanyetik spektrum Katı açı Bir ışınım alanının analizinde, genellikle bir katı açı ile sınırlandırılmış ışınım enerjisi miktarı dikkate alınır. Bunun sebebi, üç-boyutlu öklid uzayında bulunan yüzeyler tarafından yansıtılan veya yayılan ışınımın yine bu uzayda üç-boyutlu bir açı ile tanımlanmasına duyulan gereksinimden dolayıdır. Katı açı ( ) genel olarak, alanı olan, koni ile kesilmiş küresel bir yüzeyin, yarıçapının (r) karesine oranı olarak ifade edilmektedir (Şekil 2.3). (2. 3) Katı açı birim olarak steradyan (sr) olarak ifade edilir. Katı açısı kürenin alanı dir. olan bir (2. 4) Diferansiyel elemantel bir katı açıyı elde etmek için, merkezi O noktası olan bir küre ve kürenin merkezinden başlayan, boşluk içinde hareketli ve merkezden uzaklıktaki keyfi bir yüzey ile kesişen bir doğru tanımlarsak, (Şekil 2.4) kutupsal koordinatlarda diferansiyel alan şu formülle ifade edilir (Liou, K., 2002). (2. 5) Şekil 2.3 : Katı açı. 7

32 Şekil 2.4 : Kutupsal koordinatlarda diferansiyel katı açı. Diferansiyel katı açının matematiksel formülasyonu şu şekildedir; (2. 6) Bu formülde, ve sırasıyla kutupsal koordinatlarda zenit ve azimut açılarını ifade etmektedir Radyans Radyans (L), bir yüzeyden yansıyan veya yayılan ve belirli bir katı açı ile belirli bir yöne düşen ışınımın miktarına denir. Uluslararası Birimler Sisteminde (SI), radyansın birimi ( ) dir. Burada, watt,, metre, steradyan birimlerini ifade etmektedir. Radyansın diğer bir tanımı olan spektral radyans ise radyansı, dalgaboyunun bir fonksiyonu olarak tanımlar. Genelde bu tanımda dalga boyları mikrometre olarak alınmaktadır. Başka bir ifadeyle radyans, spektral radyansın tüm dalga boylarındaki integrali olarak tanımlanabilir (Zhang. Z., M., 2009) (2. 7) Spektral radyansın birimi yaygın olarak ( ) alınır. Eğer, bir diferansiyel alan elemanından, zenit açısı ile alanının normaline yönlendirilmiş 8

33 bir katı açı içinden belirli zaman aralığında geçen diferansiyel anlamdaki ışınım enerjisi düşünülürse; Bu enerji ışınım yoğunluğu cinsinden; eşitliği ile ifade edilir. Buradan radyans; (2. 8) (2. 9) olarak elde edilir İrradyans İrradyans (F), bir yüzey üzerinde birim alana düşen elektromanyetik ışınım miktarı olarak tanımlanmaktadır. Birimi SI da dir. Bu tanım tüm dalga boylarındaki toplam ışınım miktarını temsil etmektedir. Eğer tüm dalga boylarının aksine her bir dalga boyu için ayrı ayrı düşünülürse, bu duruma spektral irradyans adı verilir. Spektral irradyansın birimi olarak SI da ) dir. İrradyans ayrıca ışınım akısı yoğunluğu olarakta tanımlanmaktadır. Ayrıca irradyans, radyansın normal bileşeninin tüm yarımküresel katı açı üzerinde integralinin alınmasıyla aşağıdaki şekilde tanımlanabilir (Liou K.N., 2002). (2. 10) Kutupsal koordinatlarda tanımlamak istersek (2.9) eşitliği; (2. 11) formuna dönüşür. Eğer radyans, izotropik ise (yönden bağımsız) o zaman irradyans; olarak tanımlanabilir (Liou K.N., 2002). (2. 12) 9

34 2.2 Atmosferik Etkileşim Uzaktan algılamada elektromanyetik ışınım uydu algılayıcılarına ulaşmadan önce atmosferde belirli bir yol kat etmek zorundadır. Atmosferin bileşenleri olan gazlar ve partiküller bu elektromanyetik ışınımla etkileşime geçer. Bu etkileşimler, saçılım ve yutulum olarak ikiye ayrılır. Elektromanyetik ışınımın saçılımı üç şekilde olur. Bunlar, i) Rayleigh saçılımı ii) Mie Saçılımı iii) Seçmesiz Saçılımdır. Saçılım, elektromanyetik ışınımın, atmosferde asılı halde duran partiküller veya büyük moleküller halinde bulunan atmosferik gazlar tarafından yönünün değiştirilmesi olarak tanımlanabilmektedir. Bu yön değiştirme ile algılayıcı tarafından algılan nesnelerin gerçek spektral bilgileri değişime uğramaktadır. Saçılımın miktarı, havadaki partiküllerin boyutuna, yoğunluğuna, ışınımın dalga boyuna ve atmosferde kat ettiği yolun optik derinliğine bağlıdır. Partiküllerin konsantrasyonu, zamanla değişim göstermektedir bu ise saçılımında zamana göre değişim gösterdiğini açıklamaktadır (Aggarwal S., 2003). Teorik olarak saçılımı, saçılıma maruz kalan elektromanyetik ışınımın dalga boyuna, saçılıma neden olan partiküllerin boyutuna bağlı olarak üç değişik kategoriye ayırabiliriz. Farklı boyutlardaki atmosferik partiküllerden kaynaklanan üç değişik tip saçılım çeşidi (Çizelge 2.1) de verilmiştir. Çizelge 2.1 : Atmosferik saçılım türleri. Saçılım Dalga Boyu Partikül boyutu Rayleigh Saçılımı λ -4 < 1µm Mie Saçılımı λ 0 - λ µm Partikül Cinsi Hava Molekülleri Su Buharı, Duman Seçmesiz Saçılım λ 0 > 10 µm Toz, Bulutlar Rayleigh saçılımında elektromanyetik ışınım, kendi dalga boyundan daha küçük partiküller ile etkileşime geçmektedir. Bu saçılımda saçılım miktarı, dalga boyunun dördüncü kuvveti ile ters orantılıdır. Daha kısa olan dalga boyları, büyük dalga boylarına göre daha fazla saçılıma uğramaktadır. Gökyüzünün mavi renkte görülmesinin sebebi de bu yüzdendir. 10

35 Uzaktan algılamada rayleigh saçılımı önemlidir, çünkü rayleigh saçılımı, uyduda kaydedilen ışınımı yüzey yakın radyometrik ölçümleri karşılaştırıldığında, yüzeyden yansıyan ışınımda büyük oranda spektral distorsiyona yol açmaktadır. Mie saçılımı, ışınımın dalga boyunun partikül boyutları ile aynı olması durumunda ortaya çıkmaktadır. Bu saçılımın temel nedeni atmosferdeki başlıca aerosoller (gaz karışımları, su buharı ve toz) dir. Mie saçılımı genel olarak, büyük partiküllerin kapalı ve bulutlu havalarda bol ve baskın olduğu alt atmosfer tabakaları ile sınırlandırılmıştır. Diğer bir saçılım türü olan seçmesiz saçılım ise partikül boyutlarının elektromanyetik ışınımın dalga boyundan daha büyük olduğu durumlarda ortaya çıkmaktadır. Bu saçılımın en büyük nedenlerinden bazıları, havadaki su tanecikleri ve toz parçacıklarıdır. Özellikle bulutların neden beyaz görüldüğünün izahını yapmakta seçici olamayan saçılmalar yeterlidir. Beyaz ışık atmosferde 1 mikrondan daha büyük parçacılar üzerine düştüğünde parçacık ışığın tamamına yakın kısmının yansıtır.yansıyan ışın yine beyaz ışık olarak atmosfere dağılır ve gözlemci bulutu beyaz renkte görür (Şahin M. 2008). Atmosferik etkilerinin diğer bir nedeni ise yutulumdur. Elektromanyetik ışınım atmosferdeki gaz molekülleri tarafından bazı spektral aralıklarda güçlü bir şekilde yuluma maruz kalır. Yutulumun başlıca sebebi üç tip gazdır. Bunlar, ozon, karbondioksit ve su buharıdır. Ozon yüksek enerjili, dalga boyunun kısa olduğu ultraviyole spektrumda yutulum yapmaktadır. Karbondioksit ise orta ve uzak kızılötesi bölgede, özellikle dalga boyu aralığında etkili bir şekilde yutulum yapmaktadır. Su buharı ise daha çok dalgaboyu aralığında ve dalga boylarında güçlü bir şekilde yutulum yapmaktadır(aggarwal S., 2003). Elektromanyetik ışınımın bazı türleri diğerlerine göre, yutulum ve saçılıma maruz kalmadan geçerler. Atmosferin, elektromanyetik ışınımı geçmesine izin verme yeteneğine atmosferik geçirgenlik denir. Geçirgenlik, ışınımın dalga boyuna ve türüne göre değişim gösterir. Gazlar farklı dalga boylarındaki elektromanyetik ışınımı geçirirken, bazı dalga boylarınada yutulum yapmaktadır. Elektromanyetik spektrumun, atmosferik gazlar tarafından yutulum yapılan bölgeleri yutulum bantları olarak tanımlanır. Yutulum bantlarının aksine elektromanyetik 11

36 spektrumda, çeşitli dalga boylarına yulutulum az veya olmadığı bölgeler vardır. Bu bölgelere atmosferik pencereler olarak ifade edilir (Şekil 2.5) Şekil 2.5 : Atmosferik pencereler. Uzaktan algılamada, algılayıcılar, bu atmosferik pencerelerden birinde veya bir kaçında çalışabilecek şekilde tasarlanmaktadır. 2.3 Isıl Işınım ve Işınımsal Transfer Enerji transferi konveksiyon (taşınım), kondüksiyon (iletim) ve ışıma ile olmaktadır. Bu iletim türlerinden ısıl ışınım, iç enerji durumlarındaki geçişler esnasında moleküller, atomlar, iyonlar ve elektronlar tarafından yayılan elektromanterik ışınım olarak tanımlanmaktadır. Bu ışınım enerjisi genel olarak elektromanyetik spektrumun, ultraviyole, görünür ve kızılötesi bölgesinde olmaktadır. Elektromanyetik ışınımın diğer tüm formlarındaki gibi ısıl ışınım da ışık hızında ışınım yapmaktadır ve ayrıca bu ışınım ısının bir formu olarak tanımlanmaktadır. (Brewster M. Q., 1992). 12

37 2.3.1 Isıl kızılötesi spektrum Elektromanyetik spektrumun kızılötesi bölgesi yaklaşık olarak 0.70 ile 100 lik aralıktadır. Bu bölge görünür spektrumun yüz katı büyüklüktedir. Kızılötesi bölge ışınım karakterine göre iki kısma ayrılır. Bunlar; Yansıyan kızılötesi (0.7 3 ) Yayınan veya Isıl kızılötesi bölge (3 14 ) dir. Uzaktan algılamada kullanılan ve yayınan dalgaboylarının bulunduğu bölgeye ısıl bölge adı verilir. Isıl kızılötesi bölge, yutulumun az olduğu iki atmosferik pencere tarafından iki aralığa ayrılmaktadır (Şekil 2.6). Bu bölgeler 3 4 ve 8 13 aralıklarıdır. 4 8 aralığı ise atmosferik su buharı tarafından yutulumun yoğun olduğu bölgedir. Isıl bölgenin 3 4 aralığı yansıyan ışınım ile yayınan ışınıma yani yakın kızıl ötesinden ısıl kızılötesi spektrumuna geçiş aralığıdır. Bu aralıktaki başlıca yutucu gazlar karbondioksit ve su buharıdır. 3 4 dalga boyu aralığı yansıyan ve yayınan ışınımın geçiş aralığı olmasından dolayı, gündüzleri yayınım ve yansıtım geceleri ise sadece yayınım olacaktır. Isıl kızılötesi 8 13 aralığı ise deki ozon yutulum bandından ötürü iki aralığa ayrılır. Genel olarak algılayıcılar tasarlanırken ikinci kısım aralığında çalışacak şekilde tasarlanırlar. Bunun sebebi ise deki ozon yutulumundan kaçınmaktır. Şekil 2.6 : Isıl kızılötesi spektrumda atmosferik pencereler. 13

38 2.4 Siyah Cisim Işınımı Siyah cisim ışınım kanunları, yayınım ve yutulum süreçlerinin anlaşılabilmesi için önemli bir temel teşkil eder. Siyah cisim, fizikte, içi boşluk olan ve üzerinde küçük bir delik olan teorik bir kavramdır. Bu küçük delikten içeriye giren ışınımın çoğu, cismin malzemesine ve yüzey karakteristiği gözetilmeksizin bu boşlukta hapsedilir. Boşlukta hapsedilen ışınım, cismin boşluğundaki yüzey tarafından tamamı yutuluma uğrayana kadar boşluk içinde yansıma yapar. İçeriye giren ışınımın tekrar cisim üzerindeki bu küçük delikten dışarıya çıkması küçük bir olasılık olduğu için, cismin iç yüzeyi yutulum tamamlandığında tamamen karanlık olacaktır (Şekil 2.7). Şekil 2.7 : Siyah cisim. Siyah cisim tarafından yapılan yutulumun tersi yayınımdır. Siyah cismin iç yüzeyinin küçük bir alanı tarafından yayınan ışınım tekrardan cisim içinde yansır. Işınım iç yüzeyle her çarpışmasında, yutulum tarafından zayflatılır ve yayınım tarafından tekrar güçlendirilir. Çok sayıdaki çarpışmadan sonra siyah cismin iç yüzeyindeki yayınım ve yutulum, cismin sıcaklığına göre denge durumuna gelir. Doğadaki tüm cisimler, mutlak sıfırın üstündeki her sıcaklıkta ışıma yaparlar. Bunun anlaşılabilmesi ve tanımlanabilmesi için cisimlerin karakteristiklerinin bilinmesi gerekmektedir. Bu yüzden, mükemmel bir yutucu ve yayıcı olan siyah cismin tanımına ihtiyaç duyulmuştur. Siyah cisim, üzerine düşen tüm dalga boylarındaki ışınımı yutar ve belirli bir sıcaklıkta tüm dalga boylarında yayınım yapar. Bu yayınıma siyan cisim ışınımı adı verilir. 14

39 Siyah cisim teorik olarak ortaya ilk defa 1862 yılında Kirchhoff tarafından ortaya atılmıştır. Planck tarafından ispatı yapılmıştır Planck ışınım kanunu Planck 1901 yılında atomların, her birinin karakteristik titreşim frekansına sahip birer osilatör gibi davrandığı varsayımında bulundu. Bu osilatörler boşluğa ışınım yaymakta ve aynı zamanda yutuluma uğratmaktaydı. Planck analizlerinde, atomik osilatörler ile ilgili iki varsayımda bulundu. Bunlardan birincisi osilatörlerin sahip olduğu enerjinin aşağıdaki formülle ifade edilişidir(liou K.N., 2002). (2. 13) Bu formülde osilatör frekansını, Planck sabitini, ve kuantum sayısını ifade etmektedir. (2.13) denklemi atomik osilatörlerin belirli bir dereceye kadar enerjiye sahip olduğunu göstermektedir. Planck ayrıca atomik osilatörlerin, ışınımı sürekli şekilde değil ancak belirli ve kesikli değerler şeklinde yapabileceğini öngörmüştür. Bu kesikli yayınımı atomik osilatör bir enerji seviyesinden diğerine geçtiğinde yapılmaktadır(liou K.N., 2002). Plank fonksiyonu yayınımı yapılan ışınım enerjisini, yayıcı cismin sıcaklığı ve frekansı ile ilişkilendirir. (2. 14) Bu formülde h ve K sırasıyla Planck ve Boltzmann sabitlerini ifade eder ve değerleri ve dir. ve birinci ve ikinci ışınım sabitleridir. C ise ışık hızını ifade etmektedir(liou K.N., 2002). siyah cisim ışınımının, dalga boyuna göre farklı sıcaklıklardaki eğrileri (Şekil 2.8) de gösterilmiştir. Buna göre siyah cisim ışınımı yoğunluğu sıcaklığa göre artmakta ve maksimum ışınımın dalga boyu artan sıcaklığa göre ters orantılı olarak azalmaktadır (Şekil 2.8). 15

40 Şekil 2.8 : Farklı sıcaklıklarda dalgaboyuna göre siyah cisim ışınımı Stefan-Boltzmann kanunu Bir siyah cismin toplam ışınım akısı, Planck fonksiyonunun bütün dalga boylarında 0 ile arasında integrali alınarak elde edilir. (2. 15) eşitliği elde edilir. şeklinde yeni bir değişken tanımlarsak (2.15) denklemi, (2. 16) şeklini alır. (2.16) denkleminde integral çözümü tir. olarak yeni bir değişken tanımlar ve Planck (2.16) denkleminde yerine koyarsak sonuç olarak, eşitliğini elde ederiz(liou K.N., 2002). Siyah cisim ışınımı izotropik (yönden bağımsız) olduğu için, siyah cisim tarafından yapılan ışınım akısının yoğunluğu şu şekilde ifade edilir, (2. 17) 16

41 Bu formülde Stefan-Boltzmann sabitidir ve değeri, dir. (2.17) denklemi siyah cisim tarafından yapılan toplam ışınım akısı cismin mutlak sıcaklığının dördüncü kuvveti ile orantılıdır. Bu Stefan-Boltzmann yasası olarak ifade edilmektedir(liou K.N., 2002) Wien yer değiştirme kanunu Siyah cisim tarafından yapılan ışınımın maksimum olduğu dalga boyu Wien yer değiştirme kanunu ile açıklanmaktadır. Wien yer değiştirme kanunu, siyah cismin yaptığı maksimum ışınımın dalga boyunun, siyah cismin sıcaklığı ile ters orantılı olduğunu ifade etmektedir. Eğer Planck fonksiyonunun dalga boyuna göre kısmi türevi alınır ve sıfıra eşitlenirse; (2. 18) maksimum ışınım akısının dalga boyu, (2. 19) olur. Bu denklemde A, Wien yer değiştirme sabiti olup değeri, dir(liou K.N., 2002) Kirchoff kanunu Kirchoff kanununa göre termodinamik denge durumunda, siyah cismin belirli bir dalga boyunda yaptığı ışınım akısı için, yutulum yayınıma eşittir. Siyah cisim ideal bir yutucu ve yayıcı olduğu için bu değerler bire eşittir. (2. 20) Doğadaki gerçek cisimler ideal cisim olan siyah cisim olarak davranmamaktadır. Gerçek cisimlerde düşünüldüğünde yayınım sıfır ile bir arasındadır. dir. Gri cisim olarakta tanımlanan gerçek cisimler, siyah cisimden farklı olarak, fiziksel veya kimyasal özelliklerine göre üzerlerine gelen elektromanyetik enerjinin bir bir kısmını yansıtır ve ve bir kısmınıda geçirir. Saydam cisimler için düşünülürse bu yutulum(a), yansıtım( ) ve geçiş( değerlerinin toplamı bire eşittir. 17

42 (2. 21) Saydam olmayan cisimler düşünülürse (2.21) eşitliği; (2. 22) şeklini alır. Bu durumda, (2. 23) olur. Kirchoff kanunları termodinamik denge durumunu gerektirir. 2.5 Parlaklık Sıcaklığı Parlaklık sıcaklığı, algılayıcı spektral duyarlılık fonksiyonu ile çarpılmış Planck siyah cisim fonksiyonunun, algılayıcının bant aralığında integrali alınarak elde edilen yöne bağlı radyometrik sıcaklık değeridir. Parlaklık sıcaklığı yeryüzünün siyah cisim yani yayınırlık değerinin olarak düşünüldüğü sıcaklıktır. ( ) [ ( ) ] (2. 24) Bu formülde, dalga boyu, ve algılayıcı bandının alt ve üst dalga boyu değerleri,, sabitler, ısıl kızılötesi algılayıcının, ve bant aralıklarında (ör ) bağıl duyarlılık fonksiyonudur. Kanal duyarlılık fonksiyonları,belirli dalga boyları aralığında çalışan bir algılayıcının bu aralıktaki diğer spesifik dalga boylarına olan duyarlılıklarını ifade eder. Bir algılayıcının bağıl duyarlılığı şu şekilde normalize edilir. (2. 25) Landsat5 uydusunun ısıl bandı olan 6. bandın bağıl spektral duyarlılık değerleri şu şekildedir (Şekil 2.9). dalga boyları arasındaki 18

43 Şekil 2.9 : Landsat 5 TM bant 6 bağıl spektral duyarlılık eğrisi. Eğer yeryüzü lambertian (homojen pürüzlülüğe sahip) yüzey olarak düşünülürse, parlaklık sıcaklığı, (2.24) denklemi tersine çevrilerek şu şekilde elde edilir. [ ] (2. 26) 2.6 Işınımsal Transfer Denklemi Kızılötesi spektrumda ışınımsal transfer denklemi şu varsayımlar üzerine kuruludur; Yaklaşık olarak km lik yükseklikte atmosfer yerel termodinamik denge durumundadır, saçılımsız ve bulutsuzdur ve yeryüzü ideal yansıtıcı lambert yüzeyi olarak kabul edilir. Fakat tam olarak yutulum ve saçılımın olmadığı bir durum bulunmadığı için, yeryüzünden yapılan ısıl ışınım yayınımı, atmosferin bileşenleri ve ısıl yapısı tarafından etkiye maruz kalacaktır. Uydudaki algılayıcılar tarafından kaydedilen ışınım aşağıdaki şekilde ifade edilir. ( ) (2. 27) Bu formülde i algılayıcının bandını, normalize edilmiş kanal duyarlılık fonksiyonunu, zenit açısını, azimut açısını, ışınım dalga boyunu, ve 19

44 algılayıcının i bandındaki alt ve üst dalga boyu değerlerini, p belirli bir yükselikteki, yeryüzü seviyesindeki atmosferik basıncı,, dalga boyundaki spektral atmosferik geçirgenliği, dalga boyundaki yeryüzü spektral yayınırlığını, yeryüzü sıcaklığını, atmosfer tarafından yeryüzüne yapılan ışınımı (atmosferik ışınım akısı yoğunluğunun (atmosferik irradyansın) pi ile bölünmüş durumu), p basınç seviyesindeki ortalama hava sıcaklığı değerini ifade etmektedir (Dash, P., 2002). (2.27) denklemini üç kısıma bölünürse; birinci kısım, yeryüzü tarafından yapılan ışınım yayınımını, ikinci kısım atmosfer tarafından yukarı doğru yapılan ışınımı (atmosferüstü algılayıcı tarafından kaydedilen ışınıma atmosfer tarafından yukarı yönde yapılan katkı), üçüncü kısım ise atmosfer tarafından yeryüzüne doğru yapılan ve yeryüzünden yansıyan ışınımı ifade etmektedir. Atmosferik katmanlar siyah cisimler gibi davranmamaktadır. Bu sebepten dolayı, (2.27) denkleminin ikinci kısmında, farklı katmanlar için yayınırlık etkisi geçirgenlik içinde tanımlanmaktadır. (2.27) denkleminin çözülebilmesi için, yayınırlık, geçirgenlik, denklemin ikinci kısmı olan yukarı yönlü ışınım akısı değeri ve denklemin üçüncü kısmı olan atmosfer tarafından yeryüzüne yapılan aşağı doğru ışınım akısı değerlerinin bilinmesi gerekmektedir. Işınımsal transfer denklemi olarak da ifade edilen (2.27) denkleminin sadeleştirilmişmiş şekli şu şekildedir. (2. 28) (2.27) denklemine getirilen sadeleştirme işleminde, denklemin üçüncü kısmı olan ve aşağı doğru ışınımı ifade eden integral değerinde, ışınımın azimut açısından bağımsız olduğu varsayılmıştır. (2.28) denkleminde; yukarı doğru ışınım akısını, değerine bölünmüş aşağı doğru ışınım akısını ifade etmektedir. Denklemin ilk kısmı olan yeryüzü tarafından yapılan ışınımı ifade etmektedir. Denklemin ikinci kısmı olan ifadesi ise atmosferin düşey profilinin yapısıyla değişmektedir. 20

45 3. YÜZEY SICAK VE YAYINIRLIĞI BELİRLEME YÖNTEMLERİ 3.1 Yeryüzü Sıcaklıkları Belirleme Yöntemleri Literatürde uzaktan algılama verileriyle yeryüzü sıcaklıklarının tespitinde üç tip yöntem bulunmaktadır. Bu üç tip yöntem için ortak nokta, yeryüzü yayınırlık değerlerinin biliniyor olarak kabul edilmesidir. Birincil tip yöntemler olarak tek-kanal yöntemi sadece tek ısıl bantta algılama yapan algılayıcılarda uygulanmaktadır. Burada atmosferik düzeltmeler için, düşey profil bilgileri ve bu bilgiler yardımıyla ışınımsal transfer kodları (MODTRAN, LOWTRANv.b) kullanılmaktadır. İkinci tip olan çok-kanal yöntemlerinden bölünmüş pencereler (split-window) yöntemlerinde, atmosferik düzeltmeler, ısıl spektrumun 8-13 aralığının, genellikle daga boyları arasında birbirine komşu iki farklı dalga boyu aralığındaki iki ısıl banttaki diferansiyel yutulumdan faydalanılarak gerçekleştirilmektedir (McMillin, L. M., 1975). Üçüncü tip çok kanal yöntemlerinin bir diğer şekli olan çok-açı yöntemlerinde ise atmosferik düzeltmeler, bölünmüş-pencerelerden farklı olarak biri kutupsal yörüngeli, diğeri yer uyumlu iki uydudan eş zamanlı elde edilmiş iki ısıl görüntüdeki, farklı görüş açılarından kaynaklanan farklı atmosferik yol uzunlukları yardımıyla elde edilen diferansiyel yutulum ile gerçekleştirilmektedir. Yeryüzü sıcaklıklarının elde edilmesindeki bu üç tip yöntemin genel çalışma akışı şu şekildedir (Şekil 3.1). 21

46 Şekil 3.1 : Yeryüzü sıcaklıklarının belirlenmesinde genel iş akışı Tek-kanal (Single-channel, Mono-window) yöntemleri Single-Channel veya Mono-window olarak da adlandırılan tek-kanal yöntemleri ısıl spektrumun genellikle 8-13 atmosferik penceresinde, sadece tek ısıl bantta algılama yapan algılayıcılarda uygulanmaktadır. Tek-kanal yöntemlerinde atmosferik düzeltmeler için, yatay ve düşey yönde atmosferik profil bilgileri (nem, sıcaklık, basınç) nin hassas bir şekilde elde edilmesi gerekmektedir. Yatay yöndeki en önemli atmosferik profil bilgisi ortalama atmosfer sıcaklığı ve düşey yöndeki en önemli profil bilgisi de toplam atmosferik su buharıdır. Düşey profil bilgilerinin elde edilebileceği başlıca kaynaklar, bu bilgileri elde etmeye yönelik tasarlanan algılayıcılarına sahip uydular (TIROS Vertical Operational Sounder (TOVS)) veya yerel radyosonda istasyonlarıdır. Radyosonda istasyonlarından elde edilen veriler mekansal olarak noktasal veri olduğundan genellikle tüm görüntü için atmosferin elde edilen bu profilde olduğu kabul edilir. Tek kanal yöntemlerinin temel prensibi, uydu platform yüksekliği ve zenit açısı, yeryüzü yayınırlığı, ortalama atmosfer sıcaklığı gibi belirli parametrelere bağlı olarak, uyduda yapılan ölçümlerin, bu ölçümlerle eş zamanlı düşey atmosferik profil bilgilerini kullanan MODTRAN, LOWTRAN gibi ışınımsal transfer kodları yardımıyla tekrar simüle edilmesidir. 22

47 3.1.2 Bölünmüş pencereler (Split-window) yöntemleri Isıl kızılötesi spektrumun 8-13 dalga boyu aralığı atmosferik etkilerin az olduğu bölgedir. Çoğu meteorolojik gözlem uyduları bu yüzden bu dalga boyu aralığında algılama yapacak şekilde tasarlanmıştır. Bölünmüş pencereler yöntemlerinde de bu aralıkta en az iki farklı bantta algılama yapan algılayıcılardan elde edilen veriler kullanılır. Bu veriler yardımıyla atmosferik etkiler, her iki banttan elde edilen diferansiyel yutulum değeri ile hesaplanır ve yeryüzü sıcaklıkları iki banttaki atmosferüstü parlaklık sıcaklığı değerlerinin bir kombinasyonu olarak elde edilir (McMillin 1975). Bölünmüş pencereler yöntemlerinin ilki (Kauth R.,Anding D., 1970) tarafından ortaya atılmıştır. Bu ilk yöntemde amaç NOAA AVHRR verileri yardımıyla deniz yüzeyi sıcaklıklarının hesaplanmasıdır Bölünmüş pencereler yöntemlerinin temelini oluşturan genel basitleştirilmiş formülasyon şu şekildedir. (AVHRR). (3. 1) Bu formülde yeryüzü sıcaklığını, ve AVHRR algılayıcısının 4. ve 5. Bantlarında algılanan parlaklık sıcaklığı değerlerini,, ve, atmosferik geçirgenlik ) ve yüzey yayınırlığı değerlerine bağlı olan atmosferik katsayılardır. Bu katsayıları bu atmosferik parametrelerden bağımsız hale getirmek için bir çok çalışma yapılmıştır (Prata, A. J. ve diğerleri, 1995) Çok-açı (Multi-angle) yöntemleri Çok-açı yöntemlerinde, atmosferin çalışma bölgesinde üniform olduğu kabul edildiğinde, atmosferik etkiler, yeryüzü objelerine farklı bakış açılarından algılama yapıldığı için, oluşan farklı atmosferik yol uzunluklarından kaynaklanan diferansiyel yutulum değerleri ile giderilir. Bu yöntemde ölçümler bir uydu veya eş zamanlı olarak farklı iki uydudan yapılır. (Chedin A., ve diğerleri, 1982) yılında ERS-1 uydusunun fırlatılmasıyla, ATSR (Along Track Scanning Radiometer) ile iki-açılı modda çalışabilen ilk algılayıcı uzaya fırlatılmıştır. ATSR algılayıcısı yakın nadir pozisyonunda (0-22 ), ve 55 ile ileri yönlü bakış açısında algılama yapabilmektedir. Bu durum çok-açılı yöntemlerinin kullanımına uygundur. 23

48 ATSR algılayıcısı için geliştirilen çok-açı yönteminin formülasyonu aşağıdaki gibidir. (3. 2) Bu formülde algılayıcıda kaydedilen ışınımı, n ve f sırasıyla nadir ve ileri yönlü bakış açılarını,,, ve,, sırasıyla ileri ve geri bakış açılarında atmosferüstü ve yeryüzü ışınım değerlerini, ise yeryüzü sıcaklıklarını temsil etmektedir. Yüzey ışınımları, şu şekilde hesaplanmaktadır. (3. 3) (3. 4) Denklem (3.2) de ki ve yüzey yayınırlığı ve atmosferik geçirgenliğe bağlı katsayılardır. Ve aşağıdaki şekilde formüle edilir. (3. 5) (3. 6) (3. 7) Denklem (3.2) çok-açı yöntemlerinin temelini oluşturmaktadır. Fakat yine de sıcaklık değerlerinin ışınım değerlerinden daha kolay bir şekilde doğrulanmasından dolayı sıcaklık değerlerini kullanmak daha pratiktir (Prata, A. J., 1993). Bu yüzden yüzey sıcaklıklarının hesaplanması denklem (3.2) de ilave sadeleştirme işlemleri gerektirmektedir. Eğer planck fonksiyonunu civarında taylor açılımını yaparsak, yüzey sıcaklıklarının belirlenmesi için fonksiyonu elde ederiz (J. A., Sobrino, ve diğerleri 1996). ( ) ( ) ( ) (3. 8), ve,, sırasıyla ileri ve geri bakış açılarında radyometrik ve ortalama atmosferik sıcaklıkları ifade etmektedir., Planck fonksiyonunun ile orantılı olacak şekilde adapte edilmesiyle elde edilen, sıcaklığın boyutu olan bir parametredir(price J. C. 1984) 24

49 3.2 Yeryüzü Yayınırlıkları Belirleme Yöntemleri Yeryüzü yayınırlık değerleri, yeryüzü tarafından yapılan ısıl ışınımı, planck fonksiyonu ile tanımlanan siyah cisim ışınımı ölçekleyerek belirlemeye yarayan orantısal bir değerdir.(sobrino, 2008). (3. 9) ve sırasıyla, yeryüzü tarafından yapılan ısıl ışınımı ve karacisim ışınımını ifade etmektedir. Isıl algılayıcılar tarafından yapılan sıcaklık ölçümlerinde, yüzey karakteristiği, özellikle de yayınırlık ve yüzey geometrisi önemlidir. Literatürde uydu verileri yardımıyla sıcaklıklarının belirlenmesinde en temel üç yöntem şunlardır. i) Normalize Edilmiş Bitki Endeksi Eşikleme Yöntemi ii) iii) Sıcaklıktan Bağımsız Spektral İndis Yöntemi Sıcaklık-Yayınırlık AyrımYöntemi NDVI THM (Normalize edilmiş bitki endeksi eşikleme) yöntemi Yeryüzü cisimleriinin yayınırlığının normalize edilmiş bitki endeksleri yardımıyla belirlenmesinde geçmişte bir çok çalışma yapılmıştır(valor E ve Caselles V., 1996), ( Van De Griend A.A, Owe N., 1993). Normalize edilmiş bitki indeksi, görünür spektrumun kırmızı bandı ve yakın kızıl ötesi bant kullanılarak hesaplanmaktadır. (3. 10) Bu bölümde, normalize edilmis bitki indeksi ve yayınırlık arasında ilişkiyi kuran ve NDVI değerleriyle yayınırlık değerlerinin hesaplanmasını mümkün kılan NDVI THM (Normalize edilmiş bitki endeksi eşikleme yöntemi) açıklanacaktır. Bu yöntem ilk olarak (Sobrino J.A, Raissouni N., 2000) tarafından ortaya atılmış ve AVHRR uydusunun görünür ve kızılötesi bantlarından elde edilen veriler kullanılarak uygulaması yapılmıştır. 25

50 NDVI THM yönteminde, uydu verilerinden çıplak toprak piksellerinin ve tümüyle bitki örtüsü ile kaplı piksellerin ayrıştırılması için belirli NDVI eşik değerleri kullanılmaktadır. Buna göre, çıplak toprak pikselleri için, tümüyle bitki örtüsü ile kaplı pikseller için, Bitki örtüsü ve toprak karışık pikseller için eşik değerleri kullanılmaktadır. Burada, tamamıyla bitki örtüsü kaplı pikseller için eşik değerini, ise tamamıyla toprak kaplı pikseller için eşik değerlerini ifade etmektedir. Bitki endeksi ve yayınırlık arasındaki bağlantı ise şu formülle ifade edilir. (3. 11) Bu formülde ve değerleri sırasıyla bitki örtüsü ve toprak için yayınırlık değerlerini, yeryüzünün geometrik yapısından kaynaklanan yayınırlık etkisini, ise bitki örtüsü oranını ifade etmektedir ve aşağıdaki gibi hesaplanmaktadır(carlson T., N., Ripley D., A., 1997) ( ) (3. 12) Yeryüzünün geometrik yapısından kaynaklanan yayınırlık etkisini hesaplanmaktadır, ise şu şekilde (3. 13) Bu formülde F yüzey şekil faktörü katsayısıdır ve farklı geometrik yüzey şekilleri için ortalama değeri 0.55 tir(sobrino J., A., 2004). NDVI THM yöntemini kısaca aşağıdaki şekilde yazabiliriz. { (3. 14) (3.14) denkleminde birinci kısım, sadece toprak örtülü pikseller için yayınırlık değerini, ikinci kısım, sadece bitki örtüsü kaplı pikseller için yayınırlık değerini, üçüncü kısım ise karışık piksel durumunda (toprak ve bitki örtüsü) yayınırlık değerini ifade etmektedir. 26

51 3.2.2 TISI (Sıcaklıktan bağımsız spektral indis ) yöntemi Sıcaklıktan bağımsız spektral indis yöntemi ilk olarak, (Becker F., Li Z., 1990) tarafından ortaya atılmıştır. TISI yönteminin uygulanabilmesi için gece ve gündüz olarak iki farklı zamanda aynı coğrafi bölgeye ait 3-5 dalga boyu aralığında (i bandı) ve dalga boyu aralığında (j bandı) elde edilmiş ısıl görüntüye ihtiyaç duyulmaktadır. Atmosferik düzeltmeleri yapılmış bir görüntü için düşünürsek, i bandında elde edilmiş yeryüzü ışınım değerlerini şu şekilde yazabiliriz (Becker F., Li Z., 1990). (3. 15) Bu formülde, i bandında elde edilen, yayınırlığın 1 olarak kabul edildiği yeryüzü parlaklık sıcaklığı değerini, yeryüzü sıcaklık değerini, i bandındaki yeryüzü yayınırlık değerini, ise değerine bölünmüş aşağı doğru atmosferik ışınım akısını ifade etmektedir. Eğer (Becker F., Li Z., 1990) tarafından ifade edilen şekilde, Plank fonksiyonunun üs yasası yaklaşımını kullanırsak, iki kanal için, yeryüzü ışınım değerlerini ( ) kullanarak sıcaklıktan bağımsız spektral indisi elde ederiz. ( ) ( ) (3. 16) TISI yönteminde ısıl bandında yayınırlık değeri şu şekilde hesaplanmaktadır. (3. 17) Bu formülde ve ışınım ve sıcaklık arasında ilişkinin kurulmassını sağlayan katsayılardır ve Planck fonksiyonunun üs yasası yaklaşımı ile elde edilen eşitlikten gelmektedir. (3. 18) 27

52 (3.18) eşitliğinde ve sabitleri en belirli sıcaklık aralıklarında i dalga boyunda en küçük kareler regresyonu ile elde edilir. (3.17) eşitliğindeki yayınırlığın sıcaklıktan bağımsız spektral indisini ifade etmektedir ve aşağıdaki şekilde hesaplanmaktadır. (3. 19) TES (Sıcaklık-yayınırlık ayrım) yöntemi Sıcaklık-Yayınırlık Ayrım yöntemi ilk olarak (Gillipsie, A., ve diğerleri, 1998) tarafından ortaya atılmıştır. TES yöntemi ASTER ( Advanced Spaceborn Thermal Emission and Reflection Radiometer) uydusundan elde edilen ısıl görüntülerde yayınırlık değerlerinin belirlenmesi için geliştirilmiştir. Fakat 4 veya daha fazla ısıl banda sahip diğer uydu algılayıcıları için de uygulanabilmektedir. Bu yöntemde girdi parametreleri, yüzey ışınım değerleri ve tüm dalga boylarındaki atmosfer tarafından aşağı yönde yapılan ışınımdır. TES yöntemi üç modülden oluşmaktadır. Bunlardan ilki, yüzey sıcaklık ve yayınırlık ön değerlerinin elde edilmesini sağlayan normalize edilmiş yayınırlık yöntemidir. İkincil modül olan oran modülü, normalize edilmiş yayınırlık spektrumunun kestrimi içindir. Üçüncü modül olan minimum-maksimum fark modülü ise bu normalize edilmiş yayınırlık spektrumunu mutlak yeryüzü yayınırlık değerlerine dönüştürür ve yüzey sıcaklıklarını spektral kontrast ve minimum yayınırlık arasındaki ampirik ilişkiyi kullanarak hesaplamaktadır (Oltra-Carrió, R.ve diğerleri, 2012) 28

53 4. UYGULAMA Bu çalışmada, Landsat ısıl ve çok spektrumlu uydu görüntüleri yardımıyla, literatürde yaygın olarak kullanılan tek-kanal yöntemleri ile yeryüzü sıcaklıklarının hesaplanması ve bu yöntemlere girdi olarak kullanılan farklı meteorolojik parametrelerin, yüzey sıcaklıklarını belirlemedeki etkileri ve doğruluklarının analizi hedeflenmiştir. 4.1 Uygulamada Kullanılan Veriler Çalışmada kullanılan veriler, amaçlarına ve türlerine göre üç kategoriye ayrılmaktadır. Bunlardan ilki, atmosferik parametrelerin hesabı için gerekli olan meteorolojik veriler. Ikincisi atmosferüstü parlaklık sıcaklık verileri ve yüzey yayınırlık değerlerinin hesaplanması için gerekli olan ısıl ve çok spektrumlu uydu görüntüleri. Üçüncü tür veri olarak yayınırlık değerlerinin hesabında arazi kullanımı hakkında bilgi sağlayan Corine vektörel arazi örtüsü verileridir Meteorolojik veriler Çalışmada kullanılan meteorolojik veriler, veri elde etme yöntemlerine göre iki gruba ayrılmaktadır. Bunlar, belirli istasyonlardan atmosfere salınan balonlara bağlı radyosonda cihazlarından elde edilen ve noktasal bazda atmosferik profil bilgilerini içeren ravisonde rasatları ve tek kanal yöntemlerinde önemli bir parametre olan toplam atmosferik su buharı değerlerinin hesaplandığı, Amerikan havacılık ve uzay dairesi (NASA) tarafından dağıtımı yapılan TERRA platformuda bağlı MODIS algılayıcısından elde edilen MOD05 ürün kodlu MODIS toplam atmosferik su buharı verileridir. 29

54 Ravisonde rasatları 1920 lerin başlarında Fransız bilim adamları BUREU ve İDRAC ile onlardan ayrı çalışan Rus bilim adamı MOLTCHANOV atmosferin çeşitli seviyelerindeki hava koşulları hakkındaki bilgileri, radyo dalgaları aracılığıyla toplamak ve yayınlamak için bir cihaz üzerinde çalışmaya başladılar yılında Rus MOLTCHANOV bu günkü radiosonde cihazının atası denilebilecek ilk radiosonde cihazını geliştirmeyi başardı. Ravinsonde rasatları, radiosonde cihazı denilen ve balonla birlikte serbest atmosfere gönderilen rasat aletleri yardımıyla yapılır. Radiosonde cihazı, balonun yardımıyla serbest atmosferde yukarı çıkarken meteorolojik bilgileri eş zamanlı olarak ölçen ve istasyona gönderen alettir (Şekil 4.1). Şekil 4.1 : Radyosonda cihazı (Vaisala RS92), (NOAA-Url-1). Radiosonde cihazı, basınç, sıcaklık, nem değerlerini ölçen algılayıcılardan meydana gelmektedir. Bu algılayıcılar yardımıyla elde edilen bilgiler, önceden belirlenmiş olan bir sıralama dahilinde ve belirlenmiş kısa zaman aralığında alıcı yer istasyonuna gönderilir. Rüzgar bilgileri ise radiosonde cihazının serbest atmosferdeki konumuna bağlı olarak elde edilen açı değerlerinden elde edilir. Ravinsonde rasatları, basıncın, sıcaklığın, nemin, rüzgar yön ve şiddetinin, yerden uçuşun son bulduğu yüksekliğe kadar yüksekliğin bir fonksiyonu olarak elde edildiği gözlemlerdir. Ravinsonde sistemi, bir balonu taşıdığı radiosonde cihazı, cihazdan gelen sinyalleri alan ve cihazı izleyen yer ekipmanı ve bilgileri işlemek için bilgisayar ünitesinden ibarettir. 30

55 "Ravinsonde" kelimesi tam olarak, atmosferde yükseklikle, basınç, sıcaklık, nem ve rüzgar bilgilerinin elde edilmesini ifade eder. "Radiosonde" kelimesi ise atmosferde yükseklikle, basınç, sıcaklık ve nem bilgilerini ifade eder. Ülkemizde 7 adet ravinsonde istasyonu bulunmaktadır. Bunlar, SAMSUN (41.20 N, 36.15E), İSTANBUL (40.96 N, E), ANKARA (39.57 N, E), İZMİR (38.26 N, E), ISPARTA (37.45 N, E), DİYARBAKIR (37.55 N, E), ADANA (37.03 N, E) dir (Şekil 4.2). Ulusal radiosonde istasyonlarımız, ülkemizi etkileyen hava kütleleri ve ulusal ihtiyaçlar göze alınarak tesis edilmiştir. WMO geniş kara bölgeleri üzerinde ravinsonde istasyonlarının 250 km, sık nüfuslu olmayan yerlerde ve okyanuslarda ise 1000 km olarak tavsiye eder. Bu kriterler dikkate alındığında Türk ravinsonde istasyonları bu kriterlere uymaktadır. Aradaki mesafe ortalama olarak 500 km civarındadır. WMO günde bu istasyonların 4 defa rasat yapmasını tavsiye eder. Fakat istasyonlarımız bütün dünya genelinde uygulandığı gibi, 00 UTC ve 12 UTC olmak üzere günde iki defa rasat yapmaktadır (Url-2, Devlet Meteoroloji Genel Müdürlüğü, 2012) Şekil 4.2 : Türkiye deki radyosona istasyonları ve konumları. 31

56 MODIS su buharı ve yeryüzü sıcaklığı verileri (MOD05, MOD11) MOD05, MOD11 kodlu uydu verileri, Amerikan havacılık ve uzay dairesi NASA tarafından oluşturulan ve web tabanlı yer gözlem, veri ve bilgi sistemi (Url-3, EOSDIS) aracılığıyla dağıtımı yapılan, TERRA ve AQUA platformlarındaki MODIS algılayıcısından elde edilen ve çeşitli algoritmalar kullanılarak işlenmiş, kara, atmosfer, okyanus, buzul ve kalibrasyon olarak 5 disiplini içerek şekilde yayınan verilerdir. Bu disiplinlerden kara kategorisinde yayımlanan veriler ve veri kodları (Çizelge 4.1) de gösterilmiştir. Ürün Kodu MOD 09 MOD 11 MOD 12 MOD 13 Çizelge 4.1 : MODIS kara kategorisindeki veriler. Ürün Adı Surface Reflectance Land Surface Temperature & Emissivity Land Cover/Land Cover Change Gridded Vegetation Indices Ürün Açıklaması MODIS (1,2,3,4,5,6,7) bantları için yüzey yansıtım değerleri 1km ve 5 km lik gridlerde yüzey sıcaklık değerleri Sırasıyla 5 ve 7 katmanda, küresel ölçekte arazi kullanım verileri ve mevsimsel dinamik arazi kullanımı verisi 250m, 1km ve 0.05 derece mekansal ve 16 günlük zamansal çözünürlüğe sahip NDVI ve EVI bitki indeksleri verisi MOD 14 MOD 15 MOD 16 MOD 17 MOD 43 MOD 43 Thermail Anomalies, Fires & Biomass Burning Leaf Area Index & FPAR Evapotranspiration Net Photosynthesis and Primary Productivity Surface Reflectance Vegetation Cover Conversion Global ısıl anomali, yangın ve biyokütle (Orman) yangınları verisi Fotosentez için bitkiler tarafından 0.4 ve 0.7 mikrometre aralıkta yutuluma uğrayan ışınım oranı FPAR oransal fotosentetik aktif ışınım Bitki örtüsü ve toprak örtüsü tarafından yapılan terleme ve buharlaşma verileri, tek boyutlu düşey mm/gün biriminde Bitkilerin doğaya, besin zincirine saldıkları karbon miktarı verisi Yüzey anizotropisini belirlemek için çift yönlü yüzey yansıtım fonksiyonu (BRDF) verisi Arazi ve bitki örtüsündeki değişim verisi (16 günlük kompozit görüntüler şeklinde) TERRA ve AQUA platformlarındaki MODIS algılayıcısından elde edilen 2. seviye atmosferik verileri 5 kategoriye ayrılmaktadır (Çizelge 4.2). 32

57 Çizelge 4.2 : MODIS atmofer kategorisindeki veriler. Ürün Kodu Ürün Adı Ürün Açıklaması MOD 04 Aerosol Product Kıtalar ve okyanuslar üzerindeki atmosferik spektral optik derinlik bilgisi MOD 05 Total Precipitable Water Atmosferik su buharı verileri MOD 06 MOD 07 MOD 35 Cloud Product Atmospheric Profiles Cloud Mask Kızılötesi ve görünür spektrumdaki veriler yardımıyla elde edilen bulut fiziksel ve ışınımsal özellikleri verisi Atmosferik profil bilgileri (atmosferik su buharı, sıcaklık,nem) 250 ve 1 km mekansal çözünürlükte bulut maske görüntüleri Bu çalışmada tek-kanal yöntemlerinin atmosferik girdi parametrelerinden biri olan atmosferik su buharı değerleri, çalışmada su buhar verisi için ikincil kaynak olan TERRA/MODIS verilerinden elde edilen MOD05 kodlu toplam atmosferik su buharı verilerinden hesaplanacaktır. MOD05 2. düzey su buharı verileri, (Kaufman, Y J., ve Gao BC 1992) tarafından geliştirilen, Yakın-kızıl ötesi su buharı yöntemi (Near- Infrared Water Vapor Algorithm ) yardımıyla gündüz verisi için 1x1 km lik, gece verisi için ise 5x5 km lik mekansal çözünürlükte üretilmektedir. MODIS yakın-kızıl ötesi su buharı yöntemi ile ilgili teorik ve teknik detaylı bilgi NASA ya ait web sayfasında ATDB (teorik temeller dokümantasyonundan) elde edilebilir (Url- 4)TERRA/MODIS verilerden bir diğeri ise tek-kanal yöntemleri yardımıyla hesaplanan yeryüzü sıcaklıklarının doğruluk analizinde test verisi olarak kullanılan MOD11 kodlu küresel Yeryüzü sıcaklığı ve yaynırlığı (Land Surface Temperature & Emissivity) verisidir. MOD11 verileri 1x1 ve 5x5 mekansal çözünürlükte yayımlanmaktadır. MOD11 verileri hakkında detaylı bilgi NASA ya ait web sayfasında ATDB (teorik temeller dokümantasyonundan) elde edilebilir. (Url-5) Corine land cover verileri CORINE (Co-ordination of Information on the Environment) veri tabanı (CORINE Land Cover Database) Avrupa çevre ajansı (EEA) tarafından hazırlanan ve Avrupa da 30 ülkeyi içine alan bir coğrafi alanı kapsayan arazi örtüsü veri tabanıdır. CORINE Landsat-TM ve SPOT gibi uydulardan görsel yorumlama ile üretilmektedir. CORINE veri tabanı, arazi örtüsünü ve kısmende olsa arazi 33

58 kullanımını göstermektedir. Bu veritabanı 1: ölçeğinde 3 detay seviyesinden oluşan 44 sınıfta hiyerarşik olarak düzenlenmiştir (Çizelge 4.3) Çizelge 4.3 : Corine arazi örtüsü seviyeleri. Seviye1 Seviye 2 Seviye 3 1. Yapay Bölgeler 1.1 Şehir Yapısı 1.2 Endüstriyel, Ticari ve Ulaşım Birimleri 1.3 Maden Ocağı, Boşaltım ve İnşaat Sh. 1.4 Yapay, Tarımsal Olmayan Yeşil Alanlar Sürekli Şehir Yapısı Kesikli Şehir Yapısı Endüstriyel ve Ticari Birimler Karayolları, Demiryolları veilgili alanlar Limanlar Hava Alanları Maden Çıkarım. Sahası Boşaltım Sahası İnşaat Sahası Yeşil Şehir Alanları Spor ve Eğlence Alan. 2. Tarımsal Alanlar 3. Orman Yeri ve Yarı Doğal Alanlar 4. Islak Alanlar 5. Su Yapıları 2.1 Ekilebilir Alanlar 2.2 Sürekli Ürünler 2.3 Meralar 2.4 Karışık Tarımsal Alanlar 3.1 Ormanlar 3.2 Maki ve Otsu Bitkilerin Birleşimi 3.3 Bitki Örtüsü az ya da hiç Olmayan Açık Alanlar 4.1 Karasal Bataklıklar 4.2 Denize Yakın Islak Alanlar 5.1 Karasal Sular 5.2 Deniz Suları Ekilebilir Alanlar Sürekli Sulanan Alanlar Pirinç Tarlaları 2.2.1Üzüm Bağları 2.2.2Meyve Bahçeleri 2.2.4Zeytin Bahçeleri Meralar Sürekli Ürünlerle Birlikte Bulunan Senelik Ürünler Karışık Tarım Alanları Doğal Bitki Örtüsü ile Birlikte olan Tarım Al Ormanla Karışık Tarım Alanları Geniş Yapraklı Ormanlar İğne Yapraklı Ormanlar Karışık Ormanlar Doğal Çayırlıklar Fundalıklar Sklerofil Bitki Örtüsü Bitki Değişim Alanları Sahiller, Kumsallar, Kumluklar Çıplak Kayalıklar Seyrek Bitkili Alanlar Yanmış Alanlar Buzul ve Kalıcı Kar Bataklıklar Turbalıklar Tuz Bataklığı Tuzlar Gel-git Olayı ile Oluşan Düzlük Alanlar Su Yolları Su Kütleleri Kıyı Lagünleri Nehir Ağızları (Haliç) Deniz ve Okyanus Bu çalışmada, CORINE arazi örtüsü verileri, tek-kanal yöntemlerinde öncül veri olan yayınırlık değerlerinin hesabında yardımcı veri olarak kullanılmıştır. Yayınırlık 34

59 değerlerinin hesabında, çalışma alanı olan İstanbul bölgesindeki şehirleşme alanlarında NDVI eşikleme yönteminin uygulanabilmesı için, CORINE verisi ile bu yöntem entegre edilerek, şehirleşme bölgelerindeki yayınırlık hesabı yapılmıştır Landsat TM uydu verileri Bu çalışmada Landsat5 TM (Thematic Mapper ) uydusunun, İstanbula ait sıra ve kolon numaralı tarihli bulutluluk oranı düşük, ısıl ve çok spektrumlu bantları kullanılmıştır. Landsat 5 uydusunun bantlarının teknik özellikleri şu şekildedir (Çizelge 4.4) Çizelge 4.4 : Landsat 5 uydusu bant özellikleri. Bant No Bant Aralığı ( ) m m m m m m m Geometrik Çözünürlük Uygulamada kullanılan Landsat görüntüleri Level L1T (Terrain corrected) işleme düzeyinde WGS84 datumu, UTM projeksiyonunda (Zone:35) UTC 8:38 zamanında elde edilmiş verilerdir. Kullanılan Landsat verisi hakkında detaylı bilgi EK- A da verilen metaveri dosyasında bulunmaktadır. 4.2 Yeryüzü Sıcaklıkları Belirlemede Tek-Kanal Yöntemleri Literatürde yeryüzü sıcaklıklarının belirlenmesinde bilinen ve yaygın olarak kullanılan iki tek-kanal yöntemi vardır. Bu yöntemlerden ilki tüm yüzey sıcaklık elde etme yöntemlerinin çekirdeğini oluşturan ışınımsal transfer denklemini temel alan ışınımsal transfer denklemi yöntemi, diğer yöntem ise ışınımsal transfer denklemindeki atmosferik parametrelerinin MODTRAN vb. ışınımsal transfer kodları yardımıyla simüle edilerek, bu parametrelerin hesabı için daha basit ampirik formüller yardımıyla hesap kolaylığı sağlayan yöntemlerdir. Bu yöntem, geliştiricinin ismine sadık kalacak şekilde, Qin mono-window yöntemi olarak adlandırılmıştır. Bu bölümde her iki yöntem hakkında detaylı bilgiler verilecektir. 35

60 4.2.1 Qin mono-window yöntemi Işınımsal transfer denkleminin çözümündeki atmosferik profil bilgilerine olan bağımlılıktan kurtulmak amacıyla (Qin Z., 2001) tarafından Landsat TM5 6. bandında yeryüzü sıcaklıklarını elde etmek için ortaya atılmıştır. Qin yönteminin genel formülasyonu şu şekildedir. (4. 1) Bu formülde,,, dir. ve sırasıyla yayınırlık ve atmosferik geçirgenliği, atmosfer üstü algılayıcıda kaydedilen parlaklık sıcaklığın, ortalama atmosferik sıcaklık değerini ifade etmektedir. değeri toplam su buharı değeri yardımıyla aşağıdaki şekilde elde edilebilmektedir (Sobrino, J. A., ve diğerleri, 1991). (4. 2) Burada, toplam su buharını, ve sırasıyla, iki basınç katmanı arasındaki (( ) ve ( ) jeopotansiyel yükseklikleri arasındaki) atmosfer sıcaklığını ve toplam su buharı değerini, ise yeryüzünden uydu alıcısına kadar olan atmosferik katman sayısını ifade etmektedir. Atmosferik profil bilgilerinin bulunmadığı durumlarda ortalama atmosfer sıcaklığını hesaplamak için (Qin Z., 2001) tarafından, yakın yeryüzü sıcaklıkları ( ) yardımıyla, 4 standart atmosfer için ve arasında aşağıdaki lineer bağıntılar hesaplanmıştır. USA 1976 standart atmosferi için, Standart tropik atmosfer için, (4. 3) (4. 4) 36

61 Standart orta-enlem yaz mevsimi atmosfer için, (4. 5) Standart orta-enlem kış mevsimi atmosfer için, (4. 6) Aşağıda bu 4 standart atmosfer için, atmosferik sıcaklığın yüksekliğe göre değişimi gösterilmektedir (Şekil 4.3). Şekil 4.3 : Standart atmosferlerde, atmosferik sıcaklığın yüksekliğe göre değişimi(qin Z., 2001). (4.1) denkleminin çözülebilmesi için gerekli olan bir diğer parametre de geçirgenlik katsayısıdır. atmosferik simülasyon kodlarının kullanımını gerektirir. geçirgenlik genellikle MODTRAN, LOWTRAN gibi Bu yöntemde (Qin Z., 2001) tarafından farklı sıcaklık profilleri ve su buharı değerleri için geçirgenlik katsayısı ile toplam su buharı değeri arasında, meteorolojik ölçümler ve simülasyondan elde edilen veriler yardımıyla, aşağıdaki lineer bağıntılar hesaplanmıştır (Çizelge 4.5). 37

62 Çizelge 4.5 : Landsat TM bant 6 için atmosferik geçirgenlik ve su buharı ilişkisi. Sıcaklık Profilleri Su Buharı ( ) (g cm -2 ) Geçirgenlik Standart sapma Yüksek Hava Sıcaklığı Düşük Hava Sıcaklığı Yüksek ve düşük sıcaklık profilleri için ışınımsal geçirgenlik katsayısı ile toplam su buharı arasındaki ilişki ise aşağıdaki grafikte gösterilmiştir. Toplam su buharı arttıkça ışınımsal geçirgenlik ters orantılı olarak azalmaktadır (Şekil 4.4). Şekil 4.4 : Yüksek ve düşük sıcaklık profillerinde toplam su buharı ve geçirgenlik arasındaki ilişki(qin Z., 2001). Toplam su buharı zamana göre değişimi en hızlı ve fazla olan bileşenlerden biridir. Çizelge 4.5 te gösterilen bağıntılar düşük standart sapmalara sahiptir. Bu durum, bu bağıntılar yardımıyla hesaplanacak geçirgenlik değerlerinin doğruluklarının yeterli olduğunu göstermektedir. 38

63 4.2.2 Işınımsal transfer yöntemi Işınımsal transfer yönteminin temeli ışınımsal transfer denklemidir. Isıl kızıl ötesi bölgede ışınımsal transfer denkleminin ifadesi aşağıdaki gibidir. [ ] (4. 13) Denklem (4.13) te uyduda kaydedilen ısıl ışınımı, yeryüzü yayınırlık değerini, Planck kanunu ile ifade edilen yeryüzü ışınımını, yeryüzü sıcaklıklarını, atmosfer tarafından yeryüzüne yapılan ışınımı (downwelling radiance), atmosfer tarafından yukarı yönde yapılan ışınımı, ışınım geçirgenliği değerini ifade etmektedir., ve değerleri uydu görüntüleri ile eş zamanlı ve aynı coğrafi bölgede bulunan ravisonde rasatlarından ve bu değerlerin girdi olarak kullanılacağı ışınımsal transfer kodları (MODTRAN, LOWTRAN, 6s ) yardımıyla hesaplanmaktadır 4.3 Yeryüzü Yayınırlık Değerlerinin Belirlenmesi Çalışmada yeryüzü yayınırlık değerlerinin belirlenmesinde Bölüm 3 te bahsedilen yayınırlık belirleme yöntemlerinden Normalize edilmiş bitki indeksi eşikleme yöntemi kullanılmıştır. Çalışma bölgesinin şehirleşme alanı olan İstanbul u kapsamasından dolayı NDVI THM yönteminin bu duruma uygun hale dönüştürülmüş şekli olan ve (Stathopoulou M., ve diğerleri, 2007) tarafından geliştirilen CORINE arazi örtüsü verisininden yararlanılan entegre yöntem kullanılmıştır. Entegre yöntemde NDVI THM dan farklı olarak yapay yüzeylerin bulunduğu, şehir alanı, endüstri ve sanayi alanları için yayınırlık değerlerini hesaplamak mümkündür. Bu amaçla Avrupa çevre ajansı tarafından yayımlanan 2006 yılına ait CLC2006 vektör arazi örtüsü verisi temin edilmiştir. CLC2006 vektör verisi, CORINE sınıflandırma sisteminde bulunan Bölüm 4 teki Çizelge 4.3 te belirtilen, 3. Seviyede 44 ayrı alt sınıfın herbiri için ayrı ayrı vektör veriyi barındırmaktadır CORINE arazi örtüsünün yeniden sınıflandırılması Uygulamada farklı tipteki şehirleşme alanlarının (Şehir, Sanayi ve Endüstriyel Alan, Şehirsel kullanım alanları vb.) yüzey yayınırlık değerlerinin belirlenmesi 39

64 hedeflendiğinden dolayı, CLC2006 verisinin 1. Seviyesi baz alınmıştır. Buna göre İstanbul bölgesinin şehirleşme yapısı ve bu yapının coğrafi dağılımı dikkate alınarak CLC2006 vektör verisi tekrar gözden geçirilmiş ve benzer karakteristikteki alanlar tekrar sınıflandırılmıştır. Yeni sınıflandırmaya göre, yerleşimin sürekli ve yoğun olduğu Sürekli Şehir Yapısı sınıfı Yoğun Şehirleşme Alanı sınıfına, Şehirleşmenin kesikli ve az olduğu Kesikli Şehir Yapısı, Yeşil Şehir Alanları ve Spor ve Eğlence Alanları sınıfları Az Şehirleşme Alanı sınıfına atanmıştır. Birleştirilen diğer gruplar Karayolları, Demiryolları ve ilgili alanlar, Limanlar, Hava Alanları, Maden Çıkarım. Sahası, Boşaltım Sahası ve İnşaat Sahası sınıfları Şehir Kullanım Alanları olarak yeni bir grupta toplanmıştır. Çizelge 4.6 : CLC2006 sınıfları ve yeni atanan sınıflar. CLC 2006 Sınıfı Yeni Sınıf No Yeni Sınıf Adı Sürekli Şehir Yapısı Kesikli Şehir Yapısı Endüstriyel ve Ticari Birimler Karayolları, Demiryolları ve ilgili alanlar Limanlar Yoğun Şehirleşme Alanı Az Şehirleşme Alanı Endüstriyel/Ticari Alan 4 4 Şehir Kullanım Alanı Şehir Kullanım Alanı Hava Alanları 4 Şehir Kullanım Alanı Maden Çıkarım Sahası 4 Şehir Kullanım Alanı Boşaltım Sahası 4 Şehir Kullanım Alanı İnşaat Sahası 4 Şehir Kullanım Alanı Yeşil Şehir Alanları 2 Az Şehirleşme Alanı Spor ve Eğlence 2 Az Şehirleşme Alan Alanları. 2. Tarımsal Alanlar 5 Tarım Alanı 3. Orman Yeri ve Yarı Doğal 6 Ormanlık Alan Alanlar 4. Islak Alanlar 5. Su Yapıları 7 7 Su Kaplı Alan Su Kaplı Alan 40

65 Tekrar düzenlenerek sınıflandırılan CLC2006 vektör verisi aşağıdaki gibidir (Şekil 4.5). Şekil 4.5 : Yeniden sınıflandırılmış İstanbul arazi kullanım haritası Entegre NDVI THM yöntemi ile yayınırlık hesabı Entegre yöntemin uygulanmasına geçmeden önce NDVI görüntüsünün hesaplanacağı Landsat Kırmızı (3. Bant) ve Yakın-kızılötesi (4.bant) bantlarının radyometrik kalibrasyonu yapılmıştır. Daha sonra ENVI paket uzaktan algılama yazılımında bulunan FLAASH (Fast Line-of-sight Atmospheric Analysis of Spectral Hypercubes) modülü ve görüntü metaverileri yardımıyla atmosferik düzeltme uygulanmış ve kırmızı ve kızılötesi bantlarda yer yansıtım değerleri elde edilmiştir. Radyometrik kalibrasyonu yapılmış kızıl ötesi ve kırmızı bantlardan NDVI değerleri (3.10) denklemi ile hesaplanmış ve elde edilen NDVI görüntüsünden yeniden sınıflandırılmış CLC2006 vektör verisindeki Su Kaplı Alan sınıfı yardımıyla su alanları olan deniz ve diğer karasal su alanları görüntüden çıkartılmıştır. NDVI THM yönteminin genel çalışma prensibi Bölüm 3 te bahsedilmiş ve genel metodolojisi (3.14) denkleminde gösterilmiştir. Entegre yöntemin çalışma prensibinde NDVI THM yönteminden farklı olarak, şehir alanları, toprak ve bitki örtüsünün karışımından ziyade, daha gerçekçi bir yaklaşım 41

66 olan yapay yüzeylerin ve bitki alanlarının karışımı olarak dikkate alınmıştır. Bundan dolayı (Stathopoulou M., ve diğerleri, 2007) tarafından ASTER spektral kütüphanelerindeki (Url-6) 29 yapay yüzeyin (Asfalt, zift, Çatı malzemeleri, Beton çeşitleri vb.) yayınırlık değerleri çıkartılmış ve ortalama yayınırlık değeri 0.92 olarak hesaplanmıştır. Uygulamada bitki örtüsünün yoğun olduğu yeniden sınıflandırılmış CLC2006 verisindeki Ormanlık Alan, Tarımsal Alan ve Şehirleşmenin az olduğu Az Şehirleşme Alanı sınıflarından NDVI görüntüsündeki bitki örtüsü ve toprak alan piksellerinden örnekler alınarak bitki örtüsü için ortalama eşik değeri 0.66 ve toprak alan için ortalama eşik değeri 0.2 olarak hesaplanmıştır. Ayrıca yerleşimin bol olduğu şehirleşme bölgesinden alınan örnekler yardımıyla şehirleşme bölgesi için ortalama eşik değeri alınmıştır. Bu koşullar dikkate alındığında, entegre yöntemi, aşağıda gösterilen süreci izleyerek çalışma alanımız olan İstanbul bölgesi için uygulayarak yüzey yayınırlık değerleri hesaplanmıştır. Şehirleşmenin olmadığı veya çok az olduğu, Ormanlık Alan ve Tarım Alanı sınıfları için salt NDVI THM yöntemi aşağıdaki şekilde uygulanmıştır. { (4. 7) Burada eşik değeri 0.2, eşik değeri 0.66, Toprak ve bitki örtüsü için ortalama yayınırlık değeri olan ve için sırasıyla literatürde yaygın olarak kullanılan 0.97 ve 0.99 değerleri uygulanmıştır. Şehirleşmenin yoğun veya az olduğu ve dolayısıyla yapay yüzeylerin bulunduğu Yoğun Şehirleşme Alanı, Az Şehirleşme Alanı, Endüstriyel/Ticari Alan ve Şehir Kullanım Alanı sınıfları için entegre NDVI THM yöntemi aşağıdaki şekilde uygulanmıştır. { (4. 8) Burada eşik değeri 0.2, eşik değeri 0.66, Yapay yüzeyler ve bitki örtüsü için ortalama yayınırlık değeri olan ve için sırasıyla 0.92 ve

67 değerleri uygulanmıştır. Karışık piksel durumunda hesaplamalar Bölüm 3 te belirtilen şekilde yapılmıştır. Her iki entegre ve salt NDVI THM yöntemlerinin uygulanması ve modellenmesi ERDAS paket uzaktan algılama yazılımının Modeller modülü yardımıyla yapılmıştır (Ek B). Sonuç olarak elde edilen yüzey yayınırlık görüntüsü şu şekildedir (Şekil 4.6). Şekil 4.6 : İstanbul yeryüzü yayınırlık haritası. Yeniden sınıflandırlılan CLC2006 vektör verisine göre her sınıf için yayınırlık değerleri ve standart sapmaları şu şekildedir (Çizelge 4.7). Çizelge 4.7 : Sınıflara göre yayınırlık ortalama değerleri ve standart sapmaları. Sınıf Adı Ortalama Değer Standart Sapma Ormanlık Alan Tarım Alanı Yoğun Şehirleşme Alanı Az Şehirleşme Alanı Şehir Kullanım Alanı Endüstriyel Ticari Alan Atmosferik Su Buharı Değerinin Hesabı Yüzey sıcaklıklarının elde etmede Qin yönteminde atmosferik geçirgenlik değerinin hesaplanması için bu parametrenin algoritmada bağımlı olduğu toplam atmosferik su buharı değerinin bulunması gereklidir. Bu bölümde hem ravisonde 43

68 rasatlarından hem de MODIS MOD05 Yakın kızıl ötesi atmosferik su verisinden bu değerin hesabı detaylı olarak açıklanacak ve çalışma bölgesi için uygulanacaktır Ravisonde rasatları ile atmosferik su buharı değerinin hesabı Radyosonda ve Ravisonde rasatları ile ilgili detaylı bilgi Bölüm 4.1 de detaylı olarak verilmiştir. Ravisonde rasatları atmosferin çeşitli katmanlarındaki, basınç, sıcaklık, nem değerleri içermektedir. Uygulamada elde edilmesi gereken toplam su buharı değeri ise ravisonde verilerinden elde edilen parametreler yardımıyla bir dizi termodinamik dönüşüm işlemi yapılarak gerçekleştirilmektedir. Çalışma bölgesi olan İstanbul için Ravisonde rasatları Dünya Meteoroloji Organizasyona ait radyosonda ağına bağlı olan istasyon numaralı İstanbul/Göztepe istasyonundan elde edilmiştir. Bu rasatlar Amerika daki Wyoming Üniversitesine ait Web tabanlı veri tabanından indirilmiştir(url-7). Calışmada kullanılan ravisonde rasatları tarihli UTC 12:00 zamanına ait verilerdir(ek- C). Elde edilen rasatlardaki kullanılan parametreler şunlardır; i) Katman Basınç Değerleri (hpa) ii) Her Katmana ait Jeopotansiyel Yükseklik Değeri (m) iii) Her Katmandaki Atmosfer Sıcaklıkları (C ) iv) Çiğ Noktası Sıcaklıkları (C ) v) Aktüel Karışım Oranı (g/kg) Bu ifadelerden Çiğ noktası sıcaklığı atmosferdeki su buharını ifade etmek için bir ölçüdür. Hava soğudukça, su buharından yeterli enerji serbest bırakılarak yoğunlaşma yani sıvılaşma başlar. Bu işlem, buharlaşma işinin tam tersidir. Nasıl ki, su buharlaşırken yeterli enerjiyle buhar haline geçiyorsa, yoğunlaşma sırasında da enerji kaybedilerek tekrar su haline dönüşmektedir. İşte suyun buhar halinden tekrar sıvı haline dönüştüğü sıcaklık derecesi, çiğ noktası sıcaklığı olarak ifade edilmektedir(yıldız B.Y., 2009). Diğer bir ifade olan Aktüel Karışım oranı (Mixing Ratio) (w) su buharı yoğunluğunun kuru hava yoğunluğuna oranı olarak ifade edilmektedir. 44

69 (4. 9) Toplam atmosferik su buharı şu şekilde hesaplanmaktadır. (4. 10) Denklem (4.9) da değeri katmanın alt ve üst noktalarındaki mutlak nem değerini ifade etmektedir ve ifadesi ile hesaplanır, ise katmanın alt ve üst noktalarının jeopotansiyel yükseklik farkını ifade etmektedir. Mutlak nem havadaki su buharı yoğunluğu olarak da ifade edilmektedir ve genel olarak birimi dir. Toplam su buharı değerinin hesabı için gerekli olan mutlak nem miktarı ise matematiksel olarak şu şekilde hesaplanmaktadır. (4. 10) Denklem (4.9) da kısmi su buharı basıncı değeridir ve birimi milibardır. ise su buharı için gaz sabitidir ve değeri dir. T ise her katmandaki atmosfer sıcaklığını ifade etmekte ve birimi Kelvin dir. Mutlak nem değerini bulabilmek için kısmi su buharı basıncının bilinmesi gereklidir. Kısmi su buhar basıncı Clasius- Clapeyron denklemleri yardımı ile aşağıdaki şekilde hesaplanmaktadır. [ ( )] (4. 11) Denklem (4.9) da su buharı entalpisidir ve değeri dir. ise katmandaki çiğ noktası sıcaklığını ifade etmektedir. Ravisonde rasatlarından elde edilen veriler ve (4.9), (4.10) (4.11) numaralı denklemler yardımıyla toplam atmosferik su buharı değeri olarak hesaplanmıştır (Çizelge 4.8). 45

70 Sıcaklık ( Cº ) Çizelge 4.8 : Ravisonde rasatları ile toplam atmosferik su buharı hesabı. Çiğ Noktası Sıcaklığı ( Cº ) Bağıl Nem ( % ) Karışım Oranı ( g/kg ) e(su Buharı Basıncı) (Pascal) Sıcaklık ( K ) Mutlak Nem (kg/m^3) Entegre Atmosferik Su Buharı (g/cm^2) E E E

71 4.4.2 MODIS/MOD05 verileri ile atmosferik su buharının elde edilmesi MODIS MOD05 veri setleri atmosferdeki toplam su buharı değerlerini içermektedir ve bu değerler birim olarak dir. Gündüz süresince yakın kızılötesi algoritma yardımıyla, küresel ölçekte bulutsuz ve açık gökyüzünde, arazi alanları için, bulutlu gökyüzünde ise hem arazi hemde okyanuslar için MOD05 verileri üretilmektedir. Yakın kızılötesi toplam su buharı algoritması ile elde edilen su buharı değerleri yeryüzünden yansıyan görünür ve yakın kızılötesi bölgedeki ışınıma, atmosfer tarafından yapılan zayflatma etkisi ile elde edilir. Bu algoritma MODIS algılayıcısının su buharı yutulum bantları olan 17,18,19 numaralı bantları ve atmosferik pencere bantları olan 2 ve 5 no lu bantlarının oranlanması ile elde edilmektedir. Bu oranlama dalga boyuna bağlı olan yüzey yansıtım değerindeki değişimi kısmen gidermekte ve atmosferik geçirgenlik değeri olarak sonuç vermektedir. Sonuç ürün olan toplam su buharı değerleri ise teorik ışınımsal transfer hesaplamaları yardımıyla elde edilmektedir. MOD05 veri setlerinin işleme seviyesi olan 2. Seviye 1x1 km lik mekansal çözünürlük sunmaktadır. Uygulamada kullanılan MOD05 verisi NASA ya ait EOSDIS sitesinden elde edilmiştir. İndirilen veri tarihlidir ve uydu geçiş zamanı UTC ye göre 8:10 ile 8:15 arasıdır. Sonuç olarak elde edilen verideki su buharı değerleri 5 dakikalık zaman dilimindeki toplam atmosferik su buharı değerleridir. TERRA/MODIS uydusunun yörünge izleme ve tahmin işlemleri, Amerika Birleşik Devletlerindeki Wisconsin-Madison Üniversitesi ne bağlı SSEC (Space Science and Engineering Center) Uzay bilimleri ve Mühendislik Merkezi tarafından gerçekleştirilmekte ve bu birime bağlı Web sayfasından uydu yörünge ve tahmin verileri elde edilmektedir(url-8). SSEC tarafından yayımlanan çalışma bölgesinden tarihindeki geçiş zamanları aşağıda görüldüğü gibidir (Şekil 4.7). 47

72 Şekil 4.7 : TERRA/MODIS çalışma bölgesinden geçişleri ( ) (SSEC). Uygulama bölgesi için indirilen MODIS verisi ENVI yazılımı yardımıyla Landsat verisi ile aynı projeksiyon olan UTM projeksiyonunda ve WGS 84 datumunda olacak şekilde yeniden işlenmiştir. İşlenen veriden Bölüm de yüzey yayınırlık görüntüsüne uygulanan biçimde su alanlarına ait alanlar çıkarılmıştır. Tezde kullanılan MODIS MOD05 toplam atmosferik su buharı görüntüsü Şekil 4.8 de görülmektedir. Şekil 4.8 : Modis MOD05 su buharı görüntüsü ( :10~15 UTC). 48

73 4.5 Yeryüzü Sıcaklıklarının Belirlenmesi Bu bölümde uygulama bölgesi için yeryüzü sıcaklıkları Bölüm 4.2 de belirtilen Qin ve ışınımsal transfer yöntemleri yardımıyla hesaplanacaktır. Işınımsal transfer yönteminde ve Qin yönteminde kullanılan yüzey yayınırlık verisi ortak veri olarak kullanılacak, Radyosonda ve MODIS ten elde edilen atmosferik su buharı verileri ise Qin yöntemi için farklı iki parametre olarak hesaplamaya alınacaktır. Bu durumda farklı su buharı verilerinin Qin yöntemi ile hesaplanan yüzey sıcaklıklarına olan etkileri analiz edilecektir. Çalışmaya ait genel iş akışı şu şekildedir (Şekil 4.9). Şekil 4.9 : Çalışmanın genel akış şeması Işınımsal transfer yöntemiyle yüzey sıcaklıklarının hesaplanması Bu yöntemin temel formülasyonu ışınımsal transfer denklemine dayanmaktadır. [ ] (4. 12) Uygulamada, ve aşağı ve yukarı yöndeki atmosferik ışınım değerleri ve geçirgenlik değeri NASA tarafından Web üzerinden servis yapan ve Landsat5 ve Landsat7 uyduları için geliştirilmiş, ısıl atmosferik düzeltme programından yararlanılmıştır(url-7). Bu program, simülasyon olarak MODTRAN kodunu kullanmakta ve bu koda girdi atmosferik profilleri ise Amerikan ulusal 49

74 okyanus ve atmosfer idaresi (NOAA) ya bağlı ulusal çevre tahmin merkezi (NCEP) tarafından sağlanan atmosferik profillerden yararlanmaktadır. Web Tabanlı programda girdi parametreleri; Landat verisinin alındığı tarih ve saat bilgileri ve noktasal bazda yüzey bilgileri (yükseklik,basınç, sıcaklık, bağıl nem)dir. Programdan elde edilen aşağı ve yukarı yöndeki ışınım ve geçirgenlik değerleri ve bunlara ilişkin grafikler Çizelge 4.9 ve Şekil 4.10 da gösterilmiştir. Detaylı profil bilgileri Ek-D de verilmiştir. Çizelge 4.9 : Atmosferik düzeltme programından elde edilen parametreler. Yukarı doğru ışınım (Effective bandpass upwelling radiance) 1.65 Aşağı doğru ışın (Effective bandpass downwelling radiance) 2.70 Geçirgenlik katsayısı (Band average atmospheric transmission ) 0.79 Şekil 4.10 : Atmosferik düzeltme programından elde edilen profil bilgilerine ilişkin grafikler (a) basınç, (b) atmosfer sıcaklığı, (c) bağıl nem oranı. Elde edilen bu parametreler yardımıyla ERDAS uzaktan algılama yazılımının Modeller modülü yardımıyla Işınımsal transfer denklemine ait model oluşturulmuş ve yüzey sıcaklıkları elde edilmiştir. Oluşturulan modeller (Ek- E(a)) da verilmiştir. Elde edilen yeryüzü sıcaklıkları görüntüsü şu şekildedir (Şekil 4.11). 50

75 Şekil 4.11 : Işınımsal transfer yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası Qin yöntemiyle yüzey sıcaklıklarının hesaplanması Qin yöntemi ile bilgi Bölüm 4.2.1de ayrıntılı olarak verilmiştir. Bu yöntem uygulanırken iki tür (hem ravisonde rasatlarından elde edilen noktasal bazdaki su toplam su buharı değeri, hemde MODIS toplam su buharı değeri verisi kullanılmıştır. Her iki parametre için ERDAS yazılımının Modeller modülü yardımıyla ayrı ayrı modeller oluşturulmuş ve yüzey sıcaklıkları hesaplanmıştır. Qin yöntemi için oluşturulan modeller (Ek- E(b)(c)) dedir. Farklı iki meteorolojik parametre ile hesaplanan yüzey sıcaklıkları görüntüsü şu şekildedir (Şekil 4.12), (Şekil 4.13). Şekil 4.12 : Qin tek kanal yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası (Ravisonde). 51

76 Şekil 4.13 : Qin tek kanal yöntemi ile elde edilen yeryüzü sıcaklık haritası (MODIS). 4.6 Sonuçların analizi Tek kanal yöntemleri ile elde edilen yüzey sıcaklık görüntülerinin analizinde, Bölüm de belirtilen MODIS MOD11 L2 yeryüzü sıcaklık görüntüleri kullanılmıştır. MOD11, 1km lik mekansal çözünürlüğe sahip sinüsoidal projeksiyonda, Amerikan Havacılık ve Uzay Dairesi tarafından dağıtımı yapılan yeryüzü sıcaklık görüntüleridir. Çalışmada kullanılan, Landsat ile eş-zamanlı elde edilmiş MOD11 uydu görüntüsü ENVI görüntü işleme yazılımı yardımıyla sinüsoidal projeksiyondan, Landsat ısıl bantlarıyla aynı projeksiyon ve datumda olacak şekilde UTM projeksiyonunda WGS84 datumuna yeniden projeksiyonlanmış ve çalışma bölgesi sınırları olan İstanbula ait vektörel dosya yardımıyla kesilmiş ve En yakın komşuluk yöntemiyle yeniden örneklenmiştir. Analizi yapılacak hesaplanmış sıcaklık görüntüleri ise şu şekildedir; i. Işınımsal transfer denklemi yöntemiyle, web tabanlı atmosferik simülasyon programından elde edilen meteorolojik veriler yardımıyla hesaplanan yeryüzü sıcaklıkları ii. Qin tek kanal yöntemi ile ravisonde rasatlarından elde edilen meteorolojik veriler yardımıyla hesaplanan yeryüzü sıcaklıkları iii. Qin tek kanal yöntemi ile MODIS MOD05 toplam atmosferik su buharı görüntüleri yardımıyla hesaplanan yeryüzü sıcaklıkları 52

77 Yeniden projeksiyon edilmiş, MODIS MOD11 sıcaklık görüntüsünü Şekil 4.14 te görülmektedir. Şekil 4.14 : MODIS MOD11 yeryüzü sıcaklık görüntüsü (UTM/WGS84). Yukarıda ifade edilen Landsat ısıl bandıyla hesaplanmış yüzey sıcaklık görüntüleri 120m lik mekansal çözünürlüğe sahiptir. Bu görüntülerden elde edilen değerlerin, 1km lik mekansal çözünürlüğe sahip olan MOD11 verisi ile karşılaştırılabilmesi ve sonuçlarının analizi için herbir görüntü, ERDAS görüntü işleme yazılımı yardımı ile MOD11 görüntüsü ile aynı mekansal çözünürlüğe getirilmiş ve yeniden örneklenmiştir. Yeniden örneklenen sıcaklık verileir üzerinde tüm görüntülerde ortak ve homojen olarak rasgele dağılmış 439 adet kontrol noktası seçilmiştir. Kontrol noktalarına ilişkin veriler (Ek-F) de verilmiştir. Seçilen kontrol noktalarının coğrafi dağılımını gösteren grafik Şekil 4.15 te görülmektedir. Şekil 4.15 : Sıcaklık değerlerinin analizi için seçilen kontrol noktalarının coğrafi dağılımı. Seçilen bu noktalar yardımıyla, herbir kontrol noktasındaki, Işınımsal transfer denklemi ve atmosferik simulasyon programı ile elde edilen yüzey sıcaklıkları, Qin tek kanal yöntemi ve ravisonde rasatları yardımıyla elde edilen yüzey sıcaklıkları ve 53