natgillin/translations-raw huggingface dataset:
As opposed to air temperature measured 1,5 - 2 m above the ground at standard meteorological gauging stations, the surface temperature must be measured at the very surface. 
Za razliku od temperature zraka koja se na standardnim meteorološkim postajama mjeri na visini 1,5 - 2 m iznad površine terena, temperatura površine se mjeri na samoj površini terena.
In this approach, the surface temperature is calculated using physical parameters that are directly derived from the bands of the chosen sensor. 
Procjena te veličine u ovom se pristupu temelji na poznavanju fizikalnih veličina direktno izvedivih iz informacija sadržanih u kanalima korištenog senzora.
The calculation procedure consists of two steps: 
Postupak se odvija u dva koraka:
Step 1: Brightness temperature is estimated for both TIR bands: 
Korak 1: proračun temperature na satelitu (eng. brightness temperature) za oba TIC kanala:
where C1 and C2 are the constants characteristic for the chosen sensor, νi is the central wave number of the band (c/m), and spectral radiance Li is a linear function of the 10-bit visible band count [11]. 
pri čemu su C1 i C2 konstante karakteristične za odabrani senzor, νi je središnja valna duljina kanala [c/m], a sijanje Li linearna funkcija 10-bitnog zapisa u kanalu [11].
Step 2: Surface temperature is estimated using the splitwindow technique, in this case the Coll's equation [12]: 
Korak 2: proračun temperature površine metodom odvojenih prozora (eng. split-window technique), u ovom slučaju Collovom jednadžbom, prema [12]:
where T4 and T5 represent brightness temperatures in bands 4 and 5, while ε4 is the emissivity in the band 4, and Δε is the difference in emissivity between the bands 4 and 5. 
gdje su T4 i T5 temperature na satelitu u kanalima 4 i 5, ε4 emisivnost u kanalu 4, a Δε razlika emisivnosti kanala 4 i 5.
The surface net radiation cannot be estimated if reflection characteristics of the surface are unknown. 
Da bi se odredio neto tok zračenja promatrane površine, nužno je poznavati njene reflektivne karakteristike.
Such characteristics can be described by the broadband surface albedo α0, a parameter referring to reflectance of the shortwave radiation in the wavelength interval 0,3 - 3 μm [13]: 
Te su karaktersitike opisane širokokanalnim površinskim albedom α0, veličinom koja se odnosi na refleksiju kratkovalnog zračenja u rasponu valnih duljina 0,3 - 3 μm [13]:
where αTOA is the planetary albedo (albedo at the top of the atmosphere) and αPR is the path radiance i.e. an average portion of the incoming solar radiation across all bands of the chosen sensor, back-scattered to the sensor before it reaches the earth's surface, with the value range of 0,025-0,4 [7] . 
gdje je αTOA planetarni albedo (albedo na vrhu atmosfere), a αPR prosječni udio ulaznog sunčevog zračenja kroz sve kanale odabranog senzora, a koje je reflektirano prema senzoru prije no što je stiglo do zemljine površine (eng. path radiance).
The planetary albedo is the sum of the narrowband reflectance (αi) multiplied by adequate weighting factors (wi) that are sensor dependent [14]: 
Vrijednosti αPR su u rasponu od 0,025 do 0,4 [7] dok je planetarni albedo (10) suma uskokanalnih refleksija (αi) pomnoženih s odgovarajućim težinskim koeficijentima (wi) koji pak ovise o odabranom senzoru prema [14]:
Soil heat flux (G0) 
Toplinski tok tla (G0)
The soil heat flux is the amount of energy passing through the soil in a unit of time. 
Toplinski tok tla je količina toplinske energije koja prolazi kroz tlo u jedinici vremena.
The main driver is solar radiation which heats up the surface, creating the temperature difference between the surface and upper layers of the soil profile. 
Djelovanjem sunčevog zračenja, koji je osnovni pokretač toplinskog toka tla, zagrijava se površina te nastaje razlika u temperaturi između površine i gornjih slojeva tla.
where lS is the proportionality factor i.e. thermal conductivity (W/mK) and the ratio ΔTs/Δz defines the vertical temperature gradient (K/m). 
gdje je lS faktor proporcionalnosti odnosno toplinska vodljivost [W/mK], a ΔTs/Δz vertikalni temperaturni gradijent [K/m].
The ability of soil to transfer heat determines how fast the temperature will change during a day or a season [15] while the temperature gradient governs the heat flux and is dependent on vegetation cover (heating rate of the surface is determined by the light attenuation and formation of shadows at the very surface). 
Sposobnost tla da provodi toplinu određuje koliko će se brzo mijenjati njegova temperatura tijekom dana ili tijekom sezone [15] dok temperaturni gradijent upravlja toplinskim tokom i ovisi o vegetacijskom pokrovu (mjera zagrijavanja površine određena je prigušenjem svjetla i formiranjem sjena na samoj površini tla).
Although the soil heat flux cannot be mapped directly from satellite imagery, appropriate methods have been developed for measuring soil temperature and one or more 
Toplinski tok tla nije moguće kartirati direktno iz satelitskih snimki, no postoje metode koje uključuju mjerenje
thermal characteristics of the soil (thermal conductivity or thermal capacity), as well as the water content. 
temperature tla te jednu ili više termalnih karakteristika tla (toplinska vodljivost ili toplinski kapacitet) i količine vode.
However, such approaches cannot adequately describe the spatial and temporal variability of the soil heat flux, primarily due to pronounced dynamic thermal characteristics of the surface and complex interrelationship between annual, seasonal and diurnal solar radiation regimes. 
Međutim, tako određena veličina toplinskog toka tla ne može zadovoljavajuće opisati njenu prostornu i vremensku komponentu, u prvom redu zbog izrazito dinamičkih termalnih karakteristika površine te zbog složenih odnosa godišnjih, sezonskih i dnevnih režima sunčevog zračenja.
The third component of the energy balance equation, the sensible heat flux, is the most complex part in estimating evapotranspiration, and is very difficult to estimate. 
gdje je ρa gustoća zraka [kg/m3], cp specifična toplina zraka [1004 J/kgK] dok je rah aerodinamički otpor prijenosu topline [s/m].
Firstly, it is not possible to directly measure parameters that rah depends on and, secondly, the data necessary to estimate those parameters are usually unavailable. 
Proračun trećeg elementa energetske bilance, toka osjetilne topline H, najsloženiji je dio proračuna evapotranspiracije, ponajprije zbog nemogućnosti direktnog mjerenja veličina o kojima ovisi rah te nedostatka podataka o tim veličinama.
Therefore, the aerodynamic resistance to heat transport is estimated in an iteration process, as schematically shown in Figure 1. 
Stoga je aerodinamički otpor prijenosu topline određen iteracijskim postupkom, shematski prikazanim na slici 1.
Knowing the wind velocities u measured at the height z above the ground at the time of the satellite overpass, the roughness length for momentum is estimated as a function of vegetation height and displacement height [17]: 
Na temelju brzina vjetra u izmjerenih na visini z iznad tla na meteorološkim postajama na dan preleta satelita, određena je duljina hrapavosti za količinu gibanja u funkciji visine vegetacije i visine pomaka aktivne površine [17]:
Where g = 0,2, h0 is the vegetation height and d is the zero plane displacement (displacement height), i.e. an average level at which momentum is absorbed due to vegetation. 
gdje je g = 0,2, h0 je visina vegetacije, a d visina pomaka aktivne površine, odnosno srednji nivo na kojem se impuls apsorbira zbog postojanja vegetacije.
Raupach [18] connects d with vegetation cover defining it as a function of the leaf area index LAI. 
Raupach [18] dovodi u vezu d s vegetacijskim pokrovom definirajući ga u funkciji indeksa lisne površine LAI.
With known roughness length for momentum, and assuming neutral atmospheric conditions, it is possible to calculate the friction velocity at gauging stations, at z = 2 m above the ground: 
S poznatom duljinom hrapavosti za količinu gibanja može se, uz pretpostavku neutralnih atmosferskih uvjeta, izračunati brzina trenja na meteorološkim postajama, na visini z = 2 m iznad površine:
The blending height defines the height at which the surface roughness influence can be neglected. 
Visina zaslona strujanja (eng. blending height) jest visina na kojoj je utjecaj hrapavosti površine zanemariv.
In this case, it is 200 m above the ground (surface roughness is a part of the vegetation height that influences shear stress between the plant and the atmosphere and defines surface flux as well as the actual and potential evapotranspiration). 
Kao takva, usvojena je visina od 200 m iznad tla (površinska hrapavost je dio visine vegetacije koji utječe na posmično naprezanje između biljke i atmosfere te određuje površinski tok te stvarnu i potencijalnu evapotranspiraciju).
At that height, the wind velocity is assumed to be constant for the whole region, and is calculated as a function of friction velocity and roughness length for the momentum: 
Brzina vjetra se na toj visini određuje u ovisnosti o brzini trenja i duljini hrapavosti za količinu gibanja te je pretpostavljena konstantnom za cijelo analizirano područje:
Initial values of aerodynamic resistance to heat transport are determined in every pixel of the analyzed area, assuming neutral stability [8, 19, 20]: 
Početne vrijednosti aerodinamičkog otpora prijenosu topline u svakoj točki promatrane površine, određuju se za uvjete neutralne stabilnosti [8, 19, 20]:
where z1 is the height above d of the vegetation (z1 ≈ 0,1 m), z2 is the height below the surface layer (z2 ≈ 2 m), u* denotes the friction velocity (m/s), and k stands for the von Karman's constant (0,41). 
gdje je z1 visina iznad d vegetacije (z1 ≈ 0,1 m), z2 visina ispod visine površinskog graničnog sloja (z2 ≈ 2 m), u* je brzina trenja [m/s], a k von Karmanova konstanta (0,41).
To estimate the temperature difference between the surface and the air for the analyzed area, dT = T0 - Ta the function dT = T0 - Ta must be defined. 
Da bi se odredila razlika u temperaturama površine i zraka za cijelo analizirano područje dT = T0 - Ta, potrebno je definirati funkciju dT = f(T0).
The procedure starts by defining two boundary conditions: the known sensible heat flux at extremely wet ("cold" pixel) and extremely dry spot i.e. pixel ("hot" pixel). 
Postupak započinje s dva rubna uvjeta: poznavanje osjetilne topline u ekstremno vlažnoj (tzv. "hladni" piksel) i ekstremno suhoj točki područja (tzv. "vrući" piksel).
The "cold" pixel usually represents an open water surface where H ≈ 0, i.e. all available energy is used in the evaporation process, and hence Rn - G0 = lET. 
Za "hladni" piksel se najčešće odabire piksel koji predstavlja vodenu površinu u kojoj je H ≈ 0 odnosno sva dostupna energija se utroši na isparavanje pa je Rn - G0 = lET.
If open water surfaces can not be detected, the most accurate choice is a well irrigated pixel characterized with dense vegetation, albedo in the range of 0,22 - 0,24, high NDVI and low surface temperature. 
Nije li moguće odabrati vodenu površinu, odabire se dobro navodnjena točka prekrivena gustom vegetacijom, s površinskim albedom u rasponu 0,22 - 0,24 te visokim NDVI-jem i niskom temperaturom površine.
If H ≈ 0, according to equation (13), the temperature difference between the surface and the air is equal to zero: dTHL = T0HLTaHL =0. 
Ako je H ≈ 0, prema jednadžbi (13), razlika između temperature površine i temperature zraka jednaka je nuli tj. dTHL = T0HL-TaHL =0.
As opposed to "cold" pixel, lET ≈ 0 and H = Rn - G0. can be assumed for "hot" pixel. 
Za razliku od "hladnog" piksela, "vrući" piksel je točka u kojoj je lET ≈ 0 pa je H = Rn - G0.
The surface temperature is at maximum value, while the NDVI and albedo are very low. 
Temperatura površine je maksimalna, a NDVI i albedo poprimaju vrlo niske vrijednosti.
Since the values of Rn, G0 and rah are already known from previous steps (equations (2), (12) and (17)), temperature differences between the surface and the air are calculated by inversing the equation (13). 
Vrijednosti Rn, G0 i rah u tom su pikselu već poznate iz prethodnih koraka (jednadžbe (2), (12) i (17)) pa se razlika temperature površine i temperature zraka izračunava inverznom jednadžbom (13).
The resulting values enable defining the 
Dobivene
Schematic overview for calculating sensible heat flux H 
Shematski prikaz proračuna osjetilne topline H
linear function dT (Figure 2), which is then applied to the whole analyzed area, i.e. to every pixel. 
vrijednosti razlike temperatura omogućuju definiranje linearne funkcije dT (slika 2.) koja se može primijeniti na cijelo analizirano područje te tako odrediti razlike temperatura u svakom pikselu.
Temperature difference between the surface and the air 
Razlika temperatura između površine i zraka
The equation (13) determines the sensible heat flux and the Monin-Obukhov length, which represents the ratio between the turbulence generated mechanically and thermally [21]: 
Jednadžbom (13) određena je osjetilna toplina te MoninObukhovljeva duljina koja predstavlja omjer između mehanički i termički generirane turbulencije [21]:
with ρ as the air density[kg/m3], cp is the specific heat of the air [1004 J/kgK], u* is the friction velocity [m/s], T0 is the surface temperature [K], g is the gravitational acceleration [9,81 m/s2] and H is the sensible heat flux [W/m2]. 
gdje je ρ gustoća zraka [kg/m3], cp je specifična toplina zraka (1004 J/kgK], u* brzina trenja [m/s], T0 temperatura površine [K], g je gravitacijsko ubrzanje [9,81 m/s2], a H tok osjetilne topline [W/m2].
In neutral conditions, the Monin-Obukhov length equals zero (L=0). 
Za neutralne uvjete, veličina Monin-Obukhovljeve duljine jednaka je nuli (L=0).
Latent heat flux (lET) 
Latentni toplinski tok (lET)
It must be emphasized that the estimated latent heat flux represents the instantaneous value i.e. the value at the time of the satellite overpass. 
Treba napomenuti da je ovdje riječ o trenutačnoj vrijednosti, tj. vrijednosti latentnog toplinskog toka u trenutku preleta satelita.
Accordingly, the instantaneous ET can be calculated by dividing the latent heat flux by the latent heat of vaporization l. 
Shodno tome, trenutačna ET dobivena je dijeljenjem latentnog toplinskog toka s latentnom toplinom isparavanja l.
Actual daily evapotranspiration (ET24h) 
Efektivna dnevna evapotranspiracija (ET24h)
To estimate the actual daily evapotranspiration, its diurnal variation must be known, which is similar to variation of other energy balance components [9]. 
Za izračun efektivne dnevne evapotranspiracije potrebno je poznavati varijaciju te veličine tijekom dana, a ta je varijacija vrlo slična varijaciji drugih komponenata energetske bilance [9].
n h 
TRENUTACNO n h
where ρw is the density of water (ρw = 1000 kg/m3). 
Veličina ρw je gustoća vode (ρw = 1000 kg/m3).
The latent heat of vaporization l expresses the energy needed to change the unit mass of water from liquid into water vapour under constant pressure and at constant temperature. 
Latentna toplina isparavanja l izražava energiju potrebnu za promjenu jedinične mase vode iz tekućeg u plinovito stanje pod konstantnim tlakom i pri konstantnoj temperaturi.
It is temperature dependent and hence its value will change as the temperature changes: at higher temperatures less energy is needed to evaporate water. 
Ovisi o temperaturi pa će se i njena vrijednost mijenjati s promjenom temperature: na višim će temperaturama biti potrebno manje energije za promjenu agregatnog stanja vode nego na nižim.
On the other hand, the variation of l with respect to the temperature is small enough to be neglected and its values can be assumed constant and equal to 2,47 MJ/kg [8], which corresponds to air temperature of app. 20°C. 
Međutim, kako je varijacija l vrlo mala, može se usvojiti pretpostavka konstantne vrijednosti od 2,47 MJ/kg [8] što odgovara latentnoj toplini isparavanja na temperaturi zraka od 20°C.
3. Research area 
3. Područje istraživanja
The actual daily evapotranspiration was estimated at the Croatian part of the Istrian Peninsula (Figure 3. 
Procjena efektivne dnevne evapotranspiracije provedena je za područje hrvatskog dijela istarskog poluotoka (slika 3.
Although relatively small, the Istrian Peninsula is very heterogeneous. 
Iako se radi o relativno malom području, istarski je poluotok izrazito heterogen.
The Mediterranean climate prevails in coastal parts where summers are hot and dry while winters are moderately cold and wet. 
Za obalni je pojas karakteristična sredozemna klima s vrućim i suhim ljetnim mjesecima te prohladnom i vlažnom zimom.
As the distance from the coast and the altitude increase, weather conditions gradually change into moderate continental: warm and wet summers and cold winters. 
S porastom udaljenosti od obale i porastom nadmorskih visina mijenjaju se i klimatske karakteristike te poprimaju odlike umjereno kontinentalne klime: ljeta postaju topla i vlažna, a zime oštre.
Average annual air temperatures in the coastal area exceed 15°C and decrease towards the mainland down to the minimum of 6-7°C at the Učka and Ćićarija mountain ranges [26]. 
U priobalnom području srednje višegodišnje temperature premašuju 15°C i opadaju prema unutrašnjosti do 6-7°C na području Učke i Ćićarije [26].
Lower altitudes and a monotonous relief are found in the west and south, where air temperatures are, on an average, significantly higher compared to the rest of Istria, and the vertical gradient is not so pronounced (Figure 3. 
U zapadnom i južnom dijelu poluotoka, gdje su nadmorske visine niže, a reljef slabije razvijen, temperature zraka su u prosjeku znatno više od ostatka Istre, a vertikalni gradijent slabije izražen (slika 3.
It consists of 5 bands, each covering a specific interval in EMS. 
satelitska snimka snimljena 5. kolovoza 1998. u 13:55 sati (slika 4.).
Along with the image, meteorological data were also collected at 11 selected meteorological 
Sastoji se od 5 kanala i svaki od njih pokriva određeni spektralni interval u EMS-u.
gauging stations, where the following measurements were made at the time of the satellite overpass: air temperature, relative air humidity, insolation and wind velocity (Figure 5). 
Osim snimke prikupljeni su i relevantni meteorološki podaci izmjereni na dan preleta satelita na 11 odabranih meteoroloških postaja: temp. zraka, rel. vlažnost zraka, insolacija i brzina vjetra (slika 5.).
Using equations (3) and (4), K↓ and L ↓ were calculated for each meteorological station (table 1).. 
Primjenom jednadžbi (3) i (4) izračunane su vrijednosti K↓ i L ↓ za sve odabrane meteorološke postaje (tablica 1).
Figure 3. a) Analyzed area; b) spatial distribution of average annual air temperatures in the period of 1961-1990. 
Slika 3. a) Analizirano područje; b) prostorna raspodjela srednje višedogišnje temperature zraka za razdoblje 1961.-1990.
NOAA AVHRR satellite image taken on 5th August 1998 at 13:55 h: a) band 1 (0,58 - 0,68 μm); b) band 2 (0,725 - 1,10 μm); c) band 3 (3,55 - 3,93 μm); d) band 4 (10,30 - 11,30 μm); e) band 5 (11,50 - 12,50 μm) 
NOAA AVHRR snimka snimljena 5. kolovoza 1998.: a) kanal 1 (0,58 - 0,68 μm); b) kanal 2 (0,725 - 1,10 μm); c) kanal 3 (3,55 - 3,93 μm); d) kanal 4 (10,30 - 11,30 μm); e) kanal 5 (11,50 - 12,50 μm)
Meteorological gauging stations selected in the analyzed are 
Odabrane meteorološke postaje na analiziranom području
Stations 
Postaja
Instantaneous incoming shortwave K↓ and longwave L↓ radiation 
Trenutačno silazno kratkovalno K↓ i dugovalno L↓ zračenje
τsw: one-way atmospheric transmittance (τsw= 0,75+2∙10-5∙z); εa: atmospheric emissivity (εa= 0,85 ∙ (-ln τsw)0,09) 
τsw: jednosmjerna transmisija atmosfere (τsw= 0,75+2∙10-5∙z); εa: atmosferska emisivnost (εa= 0,85 ∙ (-ln τsw)0,09)
Spatial variations of instantaneous incoming shortwave and longwave radiation are very small over the analyzed area (K↓ = 779,60 - 785,54 W/m2; L↓ = 343,04 - 353,13 W/m2) and can be assumed to be constant and equal to their average value (K↓ = 781,29 W/m2 and L↓ = 349,58 W/m2). 
Prostorne varijacije trenutačnog kratkovalnog i dugovalnog silaznog zračenja vrlo su male nad analiziranim područjem (K↓= 779,60 - 785,54 W/m2; L↓ = 343,04 - 353,13 W/m2) pa je valjana pretpostavka da su oba zračenja konstantna i jednaka njihovoj srednjoj vrijednosti (K↓ = 781,29 W/m2, tj. L↓ = 349,58 W/m2).
Vegetation indices NDVI and LAI are higher in the north and north-east parts of Istria (Figures 6. 
Vegetacijski indeks NDVI viši je u sjevernom i sjeveroistočnom dijelu Istre (slika 6.
The broadband emissivity (Figure 6. 
Širokokanalna emisivnost (slika 6.
c) will increase as the NDVI increases: higher values are characteristic for the central peninsula as well as the north and north-east. 
c) rast će s porastom vrijednosti NDVI-ja pa su tako više vrijednosti karakteristične za unutrašnjost poluotoka, posebno na njegovom sjeveru i sjeveroistoku.
The surface temperature (Figure 7) is a function of thermal characteristics of the surface, which are, among other factors, dependent on vegetation cover. 
Temperatura površine (slika 7.) u funkciji je termalnih karakteristika površine koje su, između ostalog, uvjetovane i vegetacijskim pokrovom.
Higher surface temperatures are detected in areas with no or with very scarce and dry vegetation that predominate in coastal parts of the peninsula, i.e. in areas with low NDVI and LAI values (Figure 6. 
Više temperature karakteristične su za područja bez vegetacije ili s vrlo oskudnom i suhom vegetacijom kakvu nalazimo u priobalnom području poluotoka, tj. područja s niskim vrijednostima NDVI-ja i LAI-ja (slika 6.
a and Figure 6. 
a i slika 6.
b), while lower temperatures are present in the north, which is covered with dense vegetation. 
b) dok su niže temperature površine procijenjene za sjeveroistočni dio Istre prekriven gustom šumskom vegetacijom.
smaller portion of that energy is used to heat-up the surface and hence surface temperatures are lower. 
troše velike količine dostupne energije, a tek se manji iskoristi za zagrijavanje površine te je temperatura površine niža.
Using the equation (5), maximum values of instantaneous outgoing longwave radiation L↑ are calculated for the west and south coast of the analyzed area (Figure 8) where surface temperatures are the highest. 
Primjenom jednadžbe (5), maksimalne vrijednosti trenutačnog uzlaznog dugovalnog zračenja L↑ dobivene su u priobalju zapadne Istre (slika 8.) gdje su i temperature najviše te na južnom dijelu poluotoka.
The decrease in L↑ is proportional to the decrease in surface temperatures. 
Snižavanjem temperature površine snižavat će se i L↑.
The instantaneous net radiation of the analyzed area is determined using equation (2) (Figure 9). 
Jednadžbom (2) na svakom je pikselu određen trenutačni neto tok zračenja analizirane površine (slika 9.).
With known instantaneous net radiation, the equation (12) is used to calculate a portion of the net radiation related to the soil heat flux i.e. spatial distribution of G0 (Figure 10). 
S poznatim trenutačnim neto tokom zračenja, jednadžbom (12) je definiran udio toplinskog toka tla u neto toku zračenja, odnosno prostorna raspodjela G0 (slika 10.).
Maximum values of G0 are registered in the coastal area, especially in the west and south. 
Vrijednosti G0 su najviše u priobalnom području i posebno se to odnosi na zapadnu i južnu obalu Istre.
Sparse vegetation cover in those parts results in an increased energy flux that passes through the soil. 
Udio vegetacijskog pokrova tu je najmanji što pogoduje povećanju količine toplinske energije koja prolazi kroz tlo.
Denser and healthier vegetation (higher NDVI values) contributes to the light attenuation on the surface and reduces the soil heat flux. 
Gušća i zdravija vegetacija (više vrijednosti NDVI-ja) doprinosi prigušenju svjetla na samoj površini tla pa tako umanjuje toplinski tok tla.
Depending on the value of L, the friction velocity is calculated and adjusted using stability correction functions [27] before estimating the aerodynamic resistance to heat transfer (Figure 1). 
Ovisno o veličini L izračunana je brzina trenja korigirana korekcijskim funkcijama stabilnosti [27] i naposlijetku sam aerodinamički otpor prijenosu topline (slika 1.).