Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере



Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере
Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере

 


Владельцы патента RU 2557335:

Стерлядкин Виктор Вячеславович (RU)

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для определения вертикального профиля концентрации различных газов в атмосфере. Сущность: измеряют собственное излучение атмосферы и фона на некотором наборе частот в окрестности линии поглощения измеряемого газа. Вычисляют расчетные значения собственного излучения атмосферы и фона на основе априорных или стандартных данных о вертикальном профиле температуры, атмосферного давления, концентрации измеряемого газа, излучения фона. Рассчитывают отклонение профиля измеряемого газа от стандартного по различию между измеряемыми и расчетными значениями собственного излучения на выбранном наборе частот. Для получения сведений о концентрации измеряемого газа на заданной высоте измеряют разность собственного излучения (дифференциальный сигнал) на первой паре частот, расположенных на низкочастотном склоне линии поглощения измеряемого газа, которая соответствует заданной высоте. Измеряют такую же разность на второй паре частот, расположенных на высокочастотном склоне той же линии. По отклонению линейной комбинации разностных (дифференциальных) сигналов от ее расчетного значения для стандартных атмосферы и фона вычисляют концентрацию газа на заданной высоте. Технический результат: повышение точности измерений. 5 ил., 2 табл.

 

Изобретение относится к дистанционному измерению высотного распределения концентрации газов в атмосфере по собственному тепловому излучению в окрестности линии поглощения измеряемого газа. Например, измерению вертикального профиля водяного пара по радиометрическим измерениям, как с поверхности земли, так и со спутника в полосе поглощения водяного пара.

Известен способ определения профиля концентрации озона на основе измерения формы линии поглощения озона при регистрации со спутника излучения Солнца во время заката или восхода [1].

Недостатком данного способа является невысокая точность измерений из-за предположения о модели слоисто однородного распределения концентрации газа, что выполняется не всегда. Другим недостатком является усреднение по большой горизонтальной области

Другим способом является регистрации микроволнового излучения в линии поглощения некоторого газа и восстановление вертикального профиля концентрации данного газа по различию яркостной температуры на различных частотах в окрестности линии поглощения [2].

Недостатком данного способа является невысокая точность измерений из-за сильного изменения (на 3-4 порядка) измеряемой величины с высотой, что приводит к маскировке даже сильных изменений концентрации на больших высотах на фоне небольших относительных изменений концентрации на малых высотах.

Наиболее близким аналогом является радиометрический спектральный способ измерения влажности в стратосфере [3]. При этом на земле или на спутнике устанавливается радиометр, работающий на различных частотах в окрестности линии поглощения измеряемого газа. Измеряется радиояркостная температура, которая чувствительна к профилю измеряемого газа, проводится ее сравнение с расчетными значениями, полученными на основе априорных или стандартных данных о вертикальных профилях температуры, атмосферного давления и концентрации измеряемого газа, а, исходя из различий этих величин, вычисляется искомый профиль измеряемого газа.

Однако данный метод имеет невысокую точность, поскольку не позволяет учесть высоко изменчивый вклад облаков и осадков на результаты измерений.

Технический результат предложенного способа заключается в повышении точности измерений и резком снижении влияния других газов, облаков и осадков за счет того, что для получения концентрации газа на заданной высоте радиометрические измерения проводят на двух парах частот, расположенных на различных склонах линии поглощения измеряемого газа, которая соответствует заданной высоте, и используют разность или линейную комбинацию дифференциальных радиометрических сигналов на этих частотах.

Достоинством предлагаемого способа является повышение точности за счет дифференциального характера измерений, при котором не требуется абсолютная калибровка радиометра и вычитаются вклады всех факторов (сторонних газов, облаков, осадков, подстилающей поверхности), у которых спектральная зависимость поглощения в диапазоне измерений имеет нерезонансный характер.

На фиг.1 представлена схема радиометрических измерений с поверхности земли при наблюдении в зенит. 1 - радиометр, проводящий измерения на заданном наборе частот, 2 - облака, 3 - атмосфера, 4 - излучение фона.

На фиг.2 показаны радиометрические измерения в борта летательного аппарата - 1 или спутника под некоторым углом к вертикали. При этом суммируются сигналы, сформированные атмосферой 2, облаками 3 и подстилающей поверхностью 4.

На фиг.3 показан качественный вид частотной зависимости собственного излучения Тя(ν), сформированного нижним, средним и верхним слоем атмосферы, кривые 1, 2, и 3, соответственно, частотная зависимость собственного излучения облаков и осадков - кривая 4 и спектральная зависимость излучения фона или подстилающей поверхности 5. Графики выполнены в полулогарифмическом масштабе. Чем выше расположен слой измеряемого газа, тем уже его полоса поглощения. При дифференциальных радиометрических измерениях на частотах ν1, ν2 условно можно считать, что полный сигнал радиометра ΔТя(ν1,ν2,) складывается из дифференциальных сигналов ΔТя,i(,), отмеченных на оси абсцисс для всех пяти кривых. Аналогично формируется сигнал и на частотах ν3, ν4, расположенных на противоположном склоне линии поглощения. На этих частотах дифференциальные сигналы от нижнего слоя атмосферы ΔТя,1(ν3,ν4,), облаков ΔТя,4(ν3,ν4) и фона (подстилающей поверхности) ΔТя,5(ν3,ν4,) остаются почти такими же, как на частотах ν1, ν2, а сигналы от нужного среднего слоя ΔТя,2(ν3,ν4) и верхнего слоя ΔТя,3(ν3,ν4) изменяют знак.

На фиг.4 представлены результаты расчетов по формуле (1) вклада различных слоев атмосферы и облаков в радиометрический сигнал, проведенных в окрестности полосы поглощения водяного пара 22.235 ГГц. а) - дифференциальный сигнал на частотах ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц, расположенных на низкочастотном склоне линии поглощения, б) такой же сигнал на частотах ν3=22.24 и ν4=22.249, расположенных на высокочастотном склоне, в) разность дифференциальных сигналов позволяет вычесть вклады нижнего слоя, облаков, подстилающей поверхности и удвоить сигнал от интересующего нас среднего слоя на высоте 40 км.

На фиг.5 показана высотная избирательность ядер интегрального уравнения к водяному пару в окрестности линии 22 ГГц. Кривые 1-5 используют набор частот, представленных в таблице 1.

Рассмотрим физический принцип предложенного способа на основе фиг.3 и фиг.4. Если условно разбить всю атмосферу на три слоя плюс облака и осадки, плюс фон или подстилающая поверхность, то можно считать, что общий дифференциальный радиометрический сигнал на частотах ν1, ν2 по траектории распространения излучения складывается из дифференциальных сигналов ΔТя,i(ν1,ν2,), отмеченных на фиг.3 по оси абсцисс для всех пяти кривых. Из графиков видно, что для верхнего слоя, кривая 3, разница ΔТя,3(ν1,ν2,), мала, следовательно, данный слой в общий сигнал дает малый вклад. Наибольшее различие ΔТя,2(ν1,ν2,), возникает для нужного среднего слоя (кривая 2). Дополнительный вклад в общий сигнал дают облака и осадки ΔТя,4(ν1,ν2,), нижний слой атмосферы ΔТя,1(ν1,ν2,), и фон или подстилающая поверхность ΔТя,5(ν1,ν2,). Учитывая логарифмический характер графика, эти вклады могут быть сравнимыми с сигналом ΔТя,2(ν1,ν2,), что маскирует вклад этого слоя.

На фиг.4а рассчитаны вклады в дифференциальный сигнал в окрестности полосы поглощения водяного пара 22.235 ГГц, от различных слоев атмосферы к которым добавлен вклад облаков на высоте 3-5 км. Вклад фона или подстилающей поверхности в графике не показан, т.к. он имеет некоторую постоянную величину, не зависящую от высоты.

При выборе двух частот ν3, ν4 на другом склоне линии поглощения, фиг.3, вклад слоя 2 ΔТя,2(ν3,ν4,), меняет знак на противоположенный, поскольку изменяется знак производной, а вклады нижнего слоя 1, облаков 4 и подстилающей поверхности 5 знак не изменяют, фиг.4б. Поэтому разность дифференциальных сигналов на различных склонах линии поглощения позволяет вычесть все маскирующие факторы: нижний слой, облака и осадки, а также подстилающую поверхность, при этом удвоить вклад интересующего нас среднего слоя 2, фиг.4в. В некоторых случаях целесообразно проводить вычитание дифференциальных сигналов с некоторым коэффициентом С, который учитывает спектральную нелинейность того фактора, который требуется максимально снизить. ΔТя,(ν1,ν2,)-С ΔТя,(ν3,ν4,).

Пример определения профиля концентрации газов до высоты 80 км с помощью радиометра, установленного на поверхности земли, фиг.1, приведен для водяного пара в полосе поглощения 22,235 ГГц. Отклонение измеряемого дифференциального сигнала радиометра ΔТя(ν2,ν1) от его расчетного значения ΔТя ст(ν2,ν1), ожидаемого для стандартной атмосферы, обозначим DifΔТя(ν2,ν1). Эту величину можно выразить соотношением:

где n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - относительное отклонение концентрации измеряемого газа N(h) от стандартного профиля Nст(h), величины αст(ν2,h)=α(ν2,h)Nст(h) и αст(ν1,h)=а(ν1,h)Nст(h) - зависимости линейного коэффициента поглощения газа для стандартного профиля концентрации водяного пара на частотах ν2 и ν1, соответственно. Весовой функцией или ядром интегрального уравнения (1) является величина W(ν1,ν2,h)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)].

На фиг.4а представлен расчет зависимости дифференциального сигнала от высоты слоя (ядро интегрального уравнения) на низкочастотном склоне линии поглощения при использовании частот ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц. На высотах 1-10 км к вкладу водяного пара добавляется вклад облака, который находится на высоте 3-4 км. Производная (наклон кривых на фиг.3), d(Тя)/dH, на этом склоне линии поглощения положительна, поэтому дифференциальный сигнал на всех высотах имеет положительные значения. При симметричном выборе частот ν3=22.24 и ν4=22.249 на высокочастотном склоне линии поглощения, фиг.3, производная d(Тя)/dH изменяет знак для слоя 2 и слоя 3, а остальные слои, включая нижний слой атмосферы, слой облаков, знак не изменяют. В результате получаем зависимость дифференциального сигнала от высоты, фиг.4б, в которой вклад слоя 2 изменил знак, а вклады облаков и нижнего слоя почти остались прежними. Линейная комбинация дифференциальных сигналов, состоящая из ΔТя,(ν1,ν2,)-0.95 ΔТя,(ν3,ν4,) дают результирующее ядро, представленное на фигуре 4в. Как видно, это ядро имеет четко выраженную максимальную чувствительность на высоте 41 километра и практически не чувствует вклад нижних слоев атмосферы и облаков. Аналогичным образом происходит вычитание влияния любых других факторов дающих вклад в дифференциальный радиометрический сигнал, если на используемом интервале частот (ν1…ν4) спектральная характеристика этих механизмов ослабления не имеет резонансную форму, а плавно изменяется на используемом интервале. В частности, вычитаются собственное излучение других атмосферных газов, излучение осадков, фона или подстилающей поверхности при зондировании по схеме, представленной на фиг.2

Для получения профиля концентрации искомого газа по высоте следует использовать весь набор частот, представленный в таблице. При этом каждая комбинация частот, в соответствии с фиг.5, полученной для водяного пара, выделяет свою высоту. Например, если реальный профиль водяного пара близок к стандартному и только на высотах 55-68 км имеет повышенную на 30% концентрацию относительно стандартного профиля, то лишь 4-й набор частот из таблицы даст сигнал положительный по знаку, который составит величину на 30% больше, чем у стандартного профиля. Остальные наборы частот на это изменение не отреагируют, т.к. их ядра к этому диапазону частот не чувствительны. Поэтому, остальные наборы частот дадут нулевое отклонение от стандарта, что будет свидетельствовать о стандартном профиле на остальной части атмосферы. По величине изменения концентрации относительно стандартной атмосферы нетрудно вычислить и профиль абсолютной концентрации водяного пара на различных высотах.

Достоинством предложенного метода является дифференциальный подход к решению обратной задачи, позволяющий снизить требования к точности абсолютных измерений, отказаться от абсолютной калибровки приемников, повысить чувствительность приборов к измеряемым величинам.

Изобретательский уровень предлагаемого технического решения подтверждается отличительной частью формулы изобретения.

Литература

1. Krueger A.J., Guenther В., Fleig A.J. et al. Satellite ozone measurements // Phil. Trans. Roy. Soc. London. - 1980. - V.A296. - №1. - P.191-204.

2. Горелик А.Г., Князев Л.В., Прозоровский А.Ю. Предельная чувствительность спектрометрических измерений влажности в стратосфере и мезосфере в линии поглощения водяного пара λ=1.35 см. Труды Всесоюзного симпозиума по радиофизическим методам исследования атмосферы. Л-д. Гидрометеоиздат. 1977, с.223-228.

3. Haefele A., Kampfer N. Tropospheric Water Vapor Profiles Retrieved from Pressure-Broadened Emission Spectra at 22 GHz. J. // Atmospheric and Oceanic Technology. 2010. V.27, p.167-172.

Приложение 1

К изобретению: Дифференциальный способ определения вертикального профиля концентрации газов в атмосфере

Интегральные уравнения при измерениях на отдельных частотах

Рассмотрим радиотепловые измерения, проводимые с поверхности земли в зенит. Яркостная температура, регистрируемая в узкой полосе приема с центром на частоте ν, можно выразить соотношением:

где первое слагаемое описывает вклад внеатмосферного излучения, а второй - вклад атмосферы, Тф - фоновая температура за счет внеатмосферных источников, T(h) - вертикальный профиль термодинамической температуры, α(ν,h) и γ(ν, h) - профили линейного коэффициента поглощения и ослабления на заданной частоте, соответственно, экспоненциальный сомножитель во втором слагаемом описывает ослабления сигнала, сформированного слоем (h,h+dh),.

На первом этапе рассмотрим собственное излучение атмосферы, предполагая отсутствие облаков и осадков. Для многих парниковых газов рассеянием на молекулах воздуха в полосах поглощения искомого газа можно пренебречь, тогда подавляющий вклад в ослабление дает поглощение, и в (1) можно провести замену γ(ν,h)≈α(ν,h). Если плотность атмосферы невелика,

то целесообразно рассмотреть линейное приближение ехр(-τ0)≈1-τ0. Поскольку линейный коэффициент поглощения α(ν,h) пропорционален концентрации газа N(h), то его удобно представить в виде произведения α(ν,h)=a(ν,h)N(h), где величина a(ν,h) уже не зависит от концентрации газа. В этих предположениях соотношение (1) приобретает вид:

где τ0(ν) - полное поглощение атмосферы на заданной частоте, a τ(ν,h) - поглощение в слое (0-h).

При решении обратных задач вида (2) широко используются методы статистической регуляризации, которые опираются на использование априорной информации о стандартных профилях температуры Tст(h), давления Pст(h) и концентрации измеряемого газа Nст(h). В этом случае рассчитывается яркостная температура для стандартной атмосферы

а затем используется отклонение измеряемой яркостной температуры от ее расчетного значения. В первом приближении, если расчетные профили учитывают данные наземных значений давления, температуры и влажности, вполне можно в уравнениях (2) и (3) положить, что T(h)=Tст(h), а(ν,h)=aст(ν,h)), τ(ν, h)=τст(ν,h). В этих предположениях мы получим:

Полученное уравнение является интегральным уравнением Фредгольма 1 рода, в котором неизвестной величиной является отклонение концентрации искомого газа от стандартного профиля ΔN(h)=N(h)-Nст(h), а зависимость W(h)=Tст(h)aст(ν,h)[1-τст(ν,h)] является весовой функцией или ядром интегрального уравнения. Качество восстановления определяется узостью ядра интегрального уравнения по высоте: чем уже максимум весовой функции (ядра), тем надежней регистрируется концентрация искомого газа в области максимума. На рис.1 слева представлены нормированные по максимуму ядра интегрального уравнения (4), в котором неизвестной восстанавливаемой величиной является отклонение концентрации искомого газа от стандартного профиля ΔN(h)=N(h)-Nст(h). Для расчетов коэффициентов поглощения мы использовали формулы, полученные Д. Крумом (Krum, 1965) и С.А. Жевакиным, А.П. Наумовым (Жевакин, Наумов, 1964). Для высот свыше 60 км в формулах учитывалось доплеровское уширение линии, исходя их соотношения, приведенного в работе {Krum, 1965). На первый взгляд может показаться, что ядра имеют хорошую избирательность по высоте и могут вполне использоваться для решения обратной задачи. Но это не так. Недостаток такого подхода заключается в том, что концентрация искомого газа по трассе измерений обычно изменяется на 3-6 порядков. Поэтому видимое снижение весовой функции на малой высоте ничего не говорит о качестве восстановления, поскольку вклад этой функции должен быть умножен на величину порядка 103-106 за счет высокой концентрации газа на нижних высотах.

Чтобы исключить фактор сильного изменения концентрации с высотой следует искомой величиной выбирать относительное отклонение концентрации измеряемого газа от стандартного профиля, а именно, n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h). Данная величина вдоль трассы измерений варьируется в едином масштабе сравнимом с единицей, поэтому интегральные ядра в предложенном способе будут наглядно демонстрировать чувствительность метода к изменениям концентрации искомого газа в атмосфере.

Из уравнения (4) нетрудно получить интегральное выражение для относительного отклонения концентрации измеряемого газа от стандартного профиля:

Здесь αст(h,ν)=a(h,ν)Nст(h) - линейный коэффициент поглощения для стандартной атмосферы, a n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - относительное отклонение измеряемой концентрации от стандартной. На рисунке 2 справа показано, что при использовании уравнения (5) и поиске относительного отклонения концентрации от стандартной атмосферы избирательность ядер пропадает. На всех частотах измерений вклад нижних слоев играет основную роль и многократно перекрывает вклады верхних. Это означает, что использовать уравнения (3) или (5) для восстановления профиля газа невозможно.

Дифференциальный радиометрический метод измерения на двух частотах

Качество решения обратной задачи кардинально улучшается при использовании дифференциального метода, в котором измеряется разность сигналов на двух близких длинах волн. Рассмотрим ситуацию более подробно. Пусть радиометр проводит измерения на заданной паре частот ν1 и ν2, с некоторой шириной полосы, которая существенно меньше разности частот ν2-ν1. При этом на приемнике регистрируется дифференциальный сигнал ΔТя(ν1,ν2)=Тя(ν2)-Тя(ν1). В тех же предположениях об отсутствии облаков и осадков и пренебрежения рассеянием на молекулах воздуха получим:

где Δτ0(ν2,ν1)]=τ0(ν2)-τ0(ν1) - разность общего поглощения атмосферы на заданной паре частот, зависимость a(r,ν) связана с линейным коэффициентом поглощения α(r,ν) соотношением α(r,ν)=a(r,ν)N(r). Приведенное уравнение, вообще говоря, нелинейное по отношению к N(r), поскольку τ(ν,h) зависит от N(r). Рассмотрим возможность его линеаризации. Подынтегральное выражение удобно несколько видоизменить, разбив на три слагаемых:

Рассмотрим масштаб каждого слагаемого для стандартной атмосферы. На рис.2 приведены типичные высотные зависимости для каждого из трех слагаемых и результирующее ядро в целом.

Из рис.2 следует, что второе слагаемое в подынтегральном уравнении много меньше, чем первое и третье, поэтому им можно пренебречь и уравнение (6) можно линеаризовать по измеряемой величине N(h):

В данном соотношении величина [1-τ(ν,h)] практически постоянна и почти не зависит от N(h). Если принять уравнение Фредгольма в форме (8) за основу и проводить восстановление концентрации искомого газа N(r), то, на первый взгляд, мы имеем прекрасные ядра с высокой избирательностью. На рис.3 слева показана типичная форма ядер интегрального уравнения (8), рассчитанная для полосы водяного пара 22,235 ГГц при дифференциальных измерениях на двух частотах ν1=22,221 ГГц и ν2=22,23 ГГц. Однако, как и в первом примере, в уравнении (8) имеется скрытый подвох. Подвох заключается в том, что ядро уравнения (8) говорит о том вкладе, который дают в дифференциальный сигнал одинаковое число молекул, находящихся на разных высотах. Да, 1000 молекул на высоте 40 км дают больший вклад в сигнал, чем 1000 молекул на высоте 1 км. Но масштабы изменений на высоте 1 км в 10000 выше, чем на 40 км, поэтому может оказаться, что 1% изменение концентрации газа у земли перекроет 100% изменение концентрации газа на 40 км. В этом случае задачу решить не удастся, какие бы методы регуляризации не применялись. Для корректной оценки точности решения обратной задачи следует обратиться к относительному отклонению измеренных величин от их же значений, полученных для стандартной атмосферы. Найдем вид интегральных уравнений для относительного изменения концентрации водяного пара.

По аналогии с предыдущим примером введем расчетное значение ΔТя ст(ν2,ν1), ожидаемое для стандартной атмосферы, и вычислим отклонение измеряемой величины ΔТя(ν2,ν1) от стандартной. Эту величину обозначим DifΔТя(ν2,ν1)

Учитывая, что фоновое излучение вычитается, и используя те же предположения, что T(h)=Tст(h), α(ν,h)=a(ν,h)), t(ν,h)=τст(ν,h), получим:

где n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - относительное отклонение концентрации измеряемого газа от стандартного профиля, величины αст(ν2,h)=a(ν2,h)Nст(h) и αст(ν1,h)=а(ν1,h)Nст(h) - зависимости линейного коэффициента поглощения газа для стандартного профиля концентрации водяного пара на частотах ν2 и ν1, соответственно. Весовой функцией или ядром интегрального уравнения (1) является величина W(ν1,ν2,h)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)].

Теперь мы можем оценить истинную избирательность дифференциальных измерений, поскольку относительное изменение концентрации, функция n(r), имеет одинаковый масштаб изменений на всех высотах. На рисунке 3 справа представлена (нормированная на максимум) форма ядра интегрального уравнения (9) для тех же частот ν1=22,221 ГГц и ν2=22,23 ГГц, что и ядро, представленное слева на рис.3. Из рисунка видно, что наряду с максимумом на 40 км ядро имеет высокую чувствительность и к слою на высотах 0-6 км. Отметим, что истинное положение максимума на рис.3 справа смещено к меньшим высотам, чем на рис 3 слева. Это связано с тем, что ядро уравнения (9) учитывает падение концентрации водяного пара с высотой.

Особенностью ядер интегрального уравнения (9) является их знакопеременный характер, который можно эффективно использовать при решении обратной задачи. Далее мы рассмотрим возможности улучшения избирательности ядер и снижения вкладов нижних слоев с очень высокими концентрациями измеряемого газа. Предложенный ниже разностно-дифференциальный метод позволяет не только уменьшить вклад нижних слоев, но и практически убрать вклады облаков и осадков, а также избавиться от влияния других атмосферных газов.

Разностно-дифференциальный метод, использующий разность дифференциальных радиометрических сигналов на двух склонах линии поглощения

При качественном рассмотрении вопроса о свойствах ядра интегрального уравнения (9) в первую очередь следует иметь в виду, что в выражении для ядра:

основная изменчивость с высотой формируется разностью линейных поглощений [αст(ν2,h)-(αст(ν1,h)], в то время как температура Tст(n) и величина [1-τст(ν1,h)] изменяются по высоте относительно слабо. По этой причине анализ свойств ядра следует рассматривать как анализ свойств величины [αст(ν2,h)-αст(ν1,h)].

При расчете ядер интегральных уравнений в дифференциальном методе перед нами встал следующий вопрос. А на каком склоне линии поглощения лучше выбирать пары частот? Ведь, с первого взгляда, форма линии поглощения на больших высотах почти симметрична, и избирательность должна быть почти одинакова при выборе пары частот на обоих склонах линии поглощения. В действительности, линия поглощения не симметрична, что обусловлено влиянием других линий водяного пара, вкладом облаков, осадков и других газов атмосферы. Это свойство можно использовать для существенного снижения влияния факторов, вызывающих асимметрию.

На рис.4 рассчитаны кривые для дифференциальной яркостной температуры стандартной атмосферы в окрестности полосы поглощения водяного пара 22.235 ГГц, и показан пример, как использование линейной комбинации двух пар частот на разных склонах линии поглощения позволяет резко снизить влияние нижних слоев на ядра, получаемые для верхних слоев атмосферы. Первая кривая - ядро интегрального уравнения (9) или дифференциальная яркостная температура для стандартной атмосферы Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)] на частотах ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц. На данной кривой виден значительный вклад нижних слоев в общую площадь под кривой. Кривая 2 - дифференциальная яркостная температура Tст(h)[αст(ν4,h)-αст(ν3,h)][1-τст(ν3,h)] на другом склоне линии при ν3=22.24 и ν4=22.249. Вторая пара частот симметрична относительно центра линии поглощения. Вклад верхних слоев для этого склона линии имеет тот же знак, что и на первом ядре, в то время как полезный сигнал на 40 км имеет противоположный по сравнению с первым ядром знак. (Это связано с изменением знака производной при переходе на другой склон линии поглощения). Кривая 3 - разность первого и второго графика удваивает вклад на требуемом 40 км участке высот и взаимно вычитает вклады нижнего слоя газа. Если на первом и втором графиках вклад нижних высот в сигнал (площадь под кривой на участке высот 0-8 км) превышает вклад требуемого слоя 35-45 км почти в 1,5 раза, то на третьем графике удается выделить вклад интересующего нас слоя почти в чистом виде.

Высокая избирательность ядер по высотам не единственное достоинство предлагаемого метода. Линейная комбинация дифференциальной яркостной температуры на разных склонах линии позволяет вычесть вклады облаков и осадков, а также влияние других газов атмосферы. Рассмотрим этот механизм более подробно.

Как мы уже отмечали, основная изменчивость ядра радиометрического уравнения с высотой обусловлена разностью линейного поглощения на двух частотах. На рис.5 показан качественный вид частотной зависимости поглощения излучения водяным паром αст(r,ν) для верхних, средних и нижних слоев атмосферы, кривые 1, 2, и 3, соответственно. Чем выше рассматриваемый слой газа, тем уже ширина спектральной линии поглощения. Кривая 4 демонстрирует частотную зависимость поглощения для облаков и осадков. Графики выполнены в полулогарифмическом масштабе. Условно можно считать, что общее дифференциальная яркостная температура всей атмосферы по траектории распространения складывается из разности коэффициентов поглощения αст(h,ν2)-αст(h,ν1) всех четыре кривых. Из графика видно, что наибольшая разница коэффициентов поглощения на частотах ν2 и ν1, (показанных пунктиром слева от максимума) возникает для слоя 2, который мы и хотим выделить. Вклады же верхнего слоя атмосферы (кривая 1) и нижнего слоя (кривая 3) имеют небольшую разницу на этих частотах, хотя нижний слой 3, если учесть логарифмический масштаб графика, может создать определенную разность поглощений. Определенную разницу на ν2 и ν1 также имеют облака, вклад которых показан кривой 4.

Перейдем теперь к частотам ν3 и ν4, расположенным симметрично относительно центра на правом склоне линии поглощения. Заметим, что если из αст(Н,ν4) вычитать αст(Н,ν3), то данная разница на нужном слое 2, поменяет знак, в то время как эта разница для нижнего слоя 3 и осадков 4 останется положительной (смотри рис.4). В результате, вычитая дифференциальные сигналы на разных склонах линии поглощения, мы удвоим полезный сигнал, и вычтем сигналы от нижнего слоя, облаков, осадков и других газов атмосферы.

Если бы на интервале частот ν1 и ν4 вклад нижнего слоя 3 и осадков 4 имел бы постоянное значение или линейную зависимость от частоты, то при таком вычитании их влияние на результирующее ядро полностью бы компенсировалось. В действительности имеется определенная нелинейность у кривых 3 и 4, поэтому компенсация при простом вычитании дифференциальных сигналов будет не полной. В зависимости от поставленной задачи, можно учесть наиболее нежелательную нелинейность за счет вычитания дифференциальных сигналов с некоторым весовым коэффициентом С, а именно взять линейную комбинацию DifΔТя(ν2,ν1)-C DifΔTя(ν4,ν3), которая имеет ядро Wdifdif(ν1,ν2,ν3,ν4)=(Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)]-CTст(h)[αст(ν4,h)-αст(ν3,h)][1-τст(ν3,h)]. При правильном подборе коэффициента С вклад нежелательного фактора можно обнулить, правда при этом вклад другого нелинейного фактора может слегка увеличиться. Учитывая, что на высотах 30-80 км кривая поглощения водяного пара имеет ярко выраженный резонансный характер, а все прочие факторы, влияющие на ослабление, изменяются плавно, предложенная методика вычитания дифференциальных сигналов на двух склонах линии поглощения является весьма эффективным инструментом подавления нежелательных вкладов. На рис.4 показаны результаты подавления вклада нижних слоев атмосферы, но столь же эффективно будут вычитаться и вклады облаков, осадков, других атмосферных газов, у которых в области измерений нет резонансных линий.

В результате процедуры подбора частот для задачи восстановления профиля водяного пара при радиометрических измерениях в окрестности линии поглощения 22,235 ГГц были получены ядра интегрального уравнения (9), представленные на рисунках 6 и 7. Ядра представляют собой ненормированные и нормированные на максимальное значение зависимости W(h,ν1,ν2)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)], которые описывают вклад различных высот в измеряемую величину n(Н) (относительное в % отклонение концентрации водяного пара от стандартной атмосферы) при радиометрических измерений в надир.. Значения частот для каждой кривой приведены в таблице. Весовые функции 4-8 используют линейную комбинацию двух ядер на различных склонах линии поглощения измеряемого газа, поэтому для этих кривых даны 4 частоты, - по две на каждом склоне линии поглощения.

Отметим, что форма линии поглощения водяного пара на частоте 22,235 ГГц имеет ту особенность, что не удается получить ядра, которые имели бы четкий максимум в интервале высот 8-25 км. Удается лишь получить хорошие ядра для слоя 0-8 км с полушириной около 4 км, и неплохие ядра для высот 30-85 км с полушириной около 15 км. По этой причине мы представили отдельно на рис.6 три ядра для нижнего слоя, а на рисунке 7 ядра для верхних слоев атмосферы.. В таблице 1 приведены значения частот, которые соответствуют каждой кривой на рис.6 и рис.7, а для кривых 4-11 приведены значения частот на двух склонах линии поглощения. В последней колонке таблицы даны высотный диапазон усреднения для каждой весовой функции и высота, на которой достигается максимум весовой функции. Расчеты выполнены для распространения излучения по вертикали, в зенит. При наклонном распространении качественный характер всех зависимостей не изменится.

Оценка возможности измерения профиля водяного пара с поверхности земли в полосе 22 ГГц

Для оценки возможности проведения радиометрических измерений концентрации водяного пара до высоты 80 км с поверхности земли требуется оценить ширину полосы приема, которая является допустимой для каждой заданной высоты зондирования. Из рис.5 следует, что полоса приема радиометра в дифференциальном методе не может быть слишком большой, поскольку при этом будет размываться и теряется избирательность дифференциальных измерений. С другой стороны полоса приема не должна быть слишком узкой, поскольку в этом случае снижается чувствительность измерений.

С учетом полосы измерений приемника интегральное уравнение примет следующий вид:

где, по сравнению с уравнением (9), проводится интегрирование сигнала в полосе приема Δν.

Исходя из формы линии поглощения и проведенных оценок уравнения (10), можно принять, что оптимальная ширина приема составляет примерно одну третью часть от разницы частот в дифференциальных измерениях. Чем ниже высота зондирования, тем шире полоса приема, тем выше ожидаемая разница яркостных температур ΔТя(ν2,ν1), выше уровень сигнала и легче проводить дифференциальные измерения. В качестве примера проведем оценку возможности проведения радиометрических измерений для верхних слоев, например для высоты 54 км, (ядро 8 на рис.7). Из формы ядра следует, что ожидаемый уровень сигнала (интеграл под кривой) будет составлять ΔТя(ν2,ν1)=2*10-2 К. Оптимальная ширина полосы приемника на данной высоте составит Δν=0,3*106 Гц. При оценке шумовой температуры всего радиометра в Тш=103 К, накопление сигнала Δτ должно составить: Δτ=(1/Δν)(Тш/ΔТя)2=7,5*103 с, то есть около 2 часов.

Очевидно, что для более низких слоев время накопления сигнала можно уменьшить. Аналогичная оценка, проведенная для высоты измерений 5 км, дает полосу Δν=1,5*108 Гц, уровень дифференциального сигнала ΔТя(ν2,ν1)=1 К, что при той же шумовой температуре приемника Тш=103 К, и требовании к отношению сигнал/шум=5, потребует накопления сигнала в течении 1 с.

Для получения данных о профиле водяного пара на высотах свыше 50 км требуется, вероятно, понизить шумовую температуру приемного тракта радиометра, например, использовать охлаждаемые системы, поскольку увеличение времени накопления сигнала свыше 2 часов представляется нецелесообразным.

Литература

Жевакин С.А., Наумов А.П. Поглощение сантиметровых и миллиметровых радиоволн атмосферными парами воды. // Радиотехника и электроника, 1964, т.9, №8, с.1327-1337.

Стерлядкин В.В., Косов А.С. Определение вертикального профиля концентрации водяного пара в атмосфере до 80 км по радиопросвечиванию трассы спутник-земля. // Исследование Земли из космоса. №3, 2014.

Krum D.L. Stratospheric thermal emission and absorption near the 22.235 Gc/s (1.35 cm) rotational line of water vapor. // Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, 1965, v.27, pp.217-238.

Способ определения концентрации газов в атмосфере, основанный на измерении собственного излучения атмосферы и фона на некотором наборе частот в окрестности линии поглощения измеряемого газа, вычислении расчетных значений собственного излучения атмосферы и фона на основе априорных или стандартных данных о вертикальном профиле температуры, атмосферного давления, концентрации измеряемого газа, излучения фона, расчете отклонения профиля измеряемого газа от стандартного по различию между измеряемыми и расчетными значениями собственного излучения на выбранном наборе частот, отличающийся тем, что для получения концентрации измеряемого газа на заданной высоте измеряют разность собственного излучения (дифференциальный сигнал) на первой паре частот, расположенных на низкочастотном склоне линии поглощения измеряемого газа, которая соответствует задан ной высоте, измеряют такую же разность на второй паре частот, расположенных на высокочастотном склоне той же линии, а по отклонению линейной комбинации разностных (дифференциальных) сигналов от ее расчетного значения для стандартных атмосферы и фона вычисляют концентрацию газа на заданной высоте.



 

Похожие патенты:

Изобретение может быть использовано для определения океанографических характеристик и выявления их пространственного распределения. Сущность: система включает подспутниковые (судовые) и спутниковые средства измерений океанографических характеристик.

Изобретение относится к области воздушного радиационного мониторинга. Сущность: получают изображения участков в диапазоне видимых длин волн, а также в диапазоне длин волн флуоресценции атмосферного азота под воздействием ионизирующих излучений с помощью матричных фоточувствительных детекторов.

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для определения высот изотерм в мощных конвективных облаках. Сущность: измеряют наименьшую радиационную температуру () теплового излучения, уходящего от верхних участков облачного покрова, а также температуру воздуха у поверхности Земли, соответствующую этому же району.

Изобретение относится к экологическим системам сбора и обработки информации и может быть использовано для диагностики состояния атмосферы промышленного региона.

Изобретение относится к области построения доплеровских лидаров и лазерных доплеровских измерителей скорости, предназначенных для измерения скорости ветра и выявления турбулентных процессов в атмосфере.

Изобретение относится к области экологии и может быть использовано для контроля качества воздуха на объектах с искусственной средой обитания человека, например для контроля качества воздуха промышленных городов.

Изобретение относится к гидрохимии болот и может быть использовано для измерения фоновых концентраций веществ в болотных водах. Сущность: выделяют однородные участки болота на основе анализа глубин торфяной залежи и болотных фитоценозов.

Изобретение относится к устройствам цифровых вычислений и обработки данных в области техники предупреждения аварийных ситуаций. Технический результат заключается в расширении арсенала систем контроля безопасности объектов и в повышении надежности и расширении функциональных возможностей интегрированной системы мониторинга для предупреждения возможного возникновения нештатной (аварийной) ситуации, с использованием интегрированной оценки комплексной безопасности опасного производственного объекта (КОБО ОПО), формируемой программным путем.

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для оценки интегральной влажности атмосферы над океаном. Сущность: получают значения радиояркостных температур по пяти радиометрическим каналам, имеющим частоты 10,65 ГГц, 18,7 ГГц, 36,5ГГц горизонтальной поляризации и 23,8 ГГц вертикальной и горизонтальной поляризаций.

Изобретение относится к области экологии и предназначено для мониторинга загрязнения природной среды от техногенного точечного источника аэрозольно-пылевых загрязнений.

Изобретение может быть использовано для определения океанографических характеристик и выявления их пространственного распределения. Сущность: система включает подспутниковые (судовые) и спутниковые средства измерений океанографических характеристик. Подспутниковые средства измерений представлены пятью наборами измерительных датчиков и комплексных измерительных устройств, первый (1) из которых размещен на носовой части судна, находящейся под водой, второй (2) - на носовой части судна, находящейся над водой, третий (3) - на борту судна, четвертый (18) - на дрейфующих буях, а пятый (19) - на спускаемых за борт зондах. Первый (1) набор состоит из датчиков температуры, электропроводности и давления морской воды, концентрации кислорода, показателя рассеяния света в воде, устройства (12) забора забортной морской воды. Второй (2) набор состоит из датчиков температуры, влажности и давления атмосферного воздуха, направления и скорости приводного ветра, измерителя флюоресценции фитопланктона и растворенного (желтого) органического вещества, измерителя (радиометра) радиационной температуры морской поверхности и измерителя спектральных яркости неба, яркости моря и облученности морской поверхности солнечным излучением. Третий (3) набор состоит из измерителя спектрального показателя ослабления света морской воды, измерителя флюоресценции хлорофилла фитопланктона и растворенного (желтого) органического вещества, измерителя концентрации хлорофилла и растворенного (желтого) органического вещества, измерителя концентрации каротиноидов, феофитина, углерода. Четвертый (18) набор состоит из датчиков измерения температуры воздуха, скорости и направления ветра, атмосферного давления, электропроводности воды, температуры воды в поверхностном слое, гидростатического давления, высоты, скорости, периода и направления морских волн. Пятый (19) набор состоит из устройств измерения составляющих вектора подводных течений, скорости распространения звука, температуры, относительной электропроводности, гидростатического давления, концентрации растворенного кислорода, показателя ионов водорода, пороговой чувствительности концентрации сульфидов на двенадцати горизонтах до глубины 250 м. Спутниковые средства измерений включают устройство (6) определения координат судна и устройство (8) определения координат луча сканирования водной поверхности искусственным спутником Земли. Показания подспутниковых средств измерений используют при корректировке спутниковых данных в устройстве (11) корректировки спутниковой информации и хранения океанографических данных. Технический результат: повышение информативности и достоверности при определении океанографических характеристик и выявлении их пространственного распределения. 2 н.п. ф-лы, 1 ил.
Изобретение относится к дистанционным способам радиационных исследований и может быть использовано для выявления радиационных загрязнений поверхности Земли. Сущность: на основе анализа излучений в инфракрасном диапазоне частот 8-14 мкм создают карты распределения латентного тепла в атмосфере. Создают карты распределения оценочных поправок к химическому потенциалу паров воды в атмосфере на основе излучений, полученных в сантиметровом и миллиметровом диапазонах спектра. Сравнивают данные по аномалиям к фону латентного тепла и аномалиям к фону оценочных поправок к химическому потенциалу паров воды. Места совпадения аномальных зон по обеим картам выделяют как места радиационных загрязнений. Технический результат: повышение точности обнаружения мест локальных радиоактивных загрязнений. 3 з.п. ф-лы.

Изобретение относится к метеорологическому приборостроению и может быть использовано для предупреждения экипажа воздушного суда (ВС) о слепящем воздействии низко расположенного над горизонтом солнца при посадке. Технический результат - расширение функциональных возможностей. Для этого система содержит датчик яркости фона 1, анализирующий блок 2 и информационный блок 3. При этом телесный угол приемного устройства датчика яркости фона 1 строго соответствует оптимальному сектору обзора командира воздушного судна при посадке 8; ориентация центральной оптической оси датчика яркости 1 строго соответствует направлению взгляда командира ВС на заключительном этапе снижения и посадки на обеспечиваемую взлетно-посадочную полосу (ВПП) 4 с заданным курсом; анализирующий блок 2 обеспечивает сопоставление значения измеренной яркости с верхним предельным значением яркости наблюдаемой поверхности при нормальной операторской деятельности; информационный блок 3 обеспечивает доведение до экипажей ВС и органов обслуживания воздушного движения информации об ограниченной до «нулевой» посадочной видимости в направлении посадочного курса вследствие слепящего воздействия солнца. 1 ил.

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для определения высот изотерм в мощных конвективных облаках. Сущность: измеряют наименьшую радиационную температуру теплового излучения, уходящего от верхних участков облачного покрова, температуру воздуха у поверхности Земли, соответствующую этому же району, приземное атмосферное давление и высоту нижней границы облачности. По результатам измерений рассчитывают температуру воздуха от верхней до нижней границы конвективного облака с заданной дискретностью. Сравнивают рассчитанное значение температуры со значением температуры искомой изотермы. Если , то за высоту изотермы принимают высоту расположения облачного воздуха на данном шаге. Технический результат: возможность определения высоты любой изотермы в конвективной облачности, а также возможность применения способа для различных районов и сезонов без уточнения эмпирических коэффициентов.

Изобретение относится к способам специализированного гидрометеорологического прогнозирования и может быть использовано для прогнозирования температуры рельса. Сущность: с помощью мезомасштабной модели WRF моделируют изменения гидрометеорологических параметров. Для этого в качестве фонового прогноза берут прогностические поля метеопараметров, полученные в результате работы глобальной модели общей циркуляции атмосферы и океана NCEP. Формируют начальные и граничные условия. После этого производят их уточнение по данным от метеорологического радиолокатора и специализированных станций. В результате получают прогностические значения гидрометеорологических параметров (потока приходящей коротковолновой радиации SWDOWN, потока приходящей длинноволновой радиации GLW, значения турбулентного потока тепла HFX). По данным от специализированных метеорологических станций, расположенных вдоль железнодорожной магистрали, и прогностическим значениям гидрометеорологических параметров прогнозируют температуру рельса. Технический результат: повышение качества гидрометеорологического прогнозирования. 1 ил.

Изобретение относится к области океанологии и может быть использовано для получения полей температуры океана в оперативном режиме. Заявлен способ оценки температуры поверхности океана по измерениям спутниковых микроволновых радиометров путем получения значений радиояркостных температур (Тя) по радиометрическим каналам и вычисления значения температуры поверхности океана (Ts) с использованием зависимости, учитывающей значение радиояркостных температур и коэффициентов настроенной Нейронной Сети. Используются четыре радиометрических канала, которые имеют следующие частоты и поляризационные режимы: υ1=6.9 ГГц горизонтальной поляризации, υ2=6.9 ГГц вертикальной поляризации, υ3=10.65 ГГц горизонтальной поляризации и υ4=10.65 ГГц вертикальной поляризации. Моделируется ослабление излучения слоем осадков до 30 мм/ч, что позволяет получать оценки температуры поверхности океана в широком диапазоне состояний океана и атмосферы для всего диапазона температур океана в условиях, включающих наличие мощной облачности и осадков до 30 мм/ч. Технический результат - повышение точности и достоверности получаемых данных.

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для оценки интегральной влажности атмосферы над океаном. Сущность: получают значения радиояркостных температур по четырем радиометрическим каналам, имеющим частоты 18,7 ГГц и 36,5ГГц горизонтальной поляризации и 23,8 ГГц вертикальной и горизонтальной поляризаций. Вычисляют значения интегральной влажности с использованием зависимости, учитывающей значения радиояркостной температуры и коэффициентов настроенной Нейронной Сети. При этом численные значения упомянутых коэффициентов настроенной Нейронной Сети получают математическим моделированием уходящего излучения системы Океан - Атмосфера и проведением численного эксперимента с использованием Нейронных Сетей в качестве оператора решения обратной задачи с последующей настройкой способа на совмещенных в пространстве и во времени глобальных спутниковых и наземных измерениях. Технический результат: повышение точности оценки, расширение диапазона условий применения.

Изобретение относится к области дистанционного мониторинга природной среды и касается способа определения объема выбросов в атмосферу от природных пожаров. Способ включает синхронную съемку поверхности установленными на космическом носителе цифровой видеокамерой и гиперспектрометром, выделение методами пространственного дифференцирования функции яркости видеоизображения контура пожара, калибровку яркости пикселей внутри контура, расчет по измерениям гиперспектрометра концентрации вредных выбросов от пожара по эталонному затуханию дважды прошедшего атмосферу светового луча в полосе поглощения кислорода 761…767 нм и его затуханию в видимом диапазоне. Объем выбросов определяется из соотношения V=mΣ·S·H·A, где mΣ - средняя концентрация вредных выбросов от пожара, S - площадь контура пожара, Н - высота источника выбросов (древостоя), А - метеорологический коэффициент высотной температурной стратификации атмосферы. Технический результат заключается в обеспечении возможности количественного определения объема выбросов. 8 ил., 1 табл.

Изобретение относится к области физики атмосферы и атмосферного электричества и может быть использовано для обнаружения когерентных турбулентных структур приземной атмосферы и определения их пространственно-временных масштабов. Сущность: проводят синхронную регистрацию сигналов аэроэлектрических турбулентных пульсаций в нескольких точках, разнесенных в линию на фиксированные расстояния, с заданным временным разрешением над земной поверхностью на фиксированной высоте. Измеряют горизонтальную скорость воздушного потока с последующим определением ее среднего значения за время измерения. Строят усредненную структурную функцию аэроэлектрических турбулентных пульсаций и кривую ее аппроксимации. Выявляют когерентные турбулентные структуры приземной атмосферы по наличию уровня постоянных значений структурной функции. Измеряют временной интервал регистрации сигналов аэроэлектрических турбулентных пульсаций, соответствующих когерентным турбулентным структурам приземной атмосферы. Определяют высоту когерентных турбулентных структур приземной атмосферы по горизонтальной координате точки пересечения уровня постоянных значений и кривой аппроксимации усредненной структурной функции. Определяют ширину когерентных турбулентных структур приземной атмосферы как произведение среднего значения горизонтальной скорости воздушного потока на временной интервал регистрации сигналов аэроэлектрических турбулентных пульсаций. Технический результат: повышение точности определения когерентных турбулентных структур атмосферного пограничного слоя. 3 ил.

Изобретение относится к области океанографии и может быть использовано для определения характеристик поверхностных морских течений. Сущность: двухполяризационные радиолокационные изображения трансформируют в два новых изображения, которые несут информацию о спектре коротких Брэгговских волн и обрушений ветровых волн. Посредством совместной обработки полученных изображений определяют величину дивергенции течений, а также ее продольный и поперечный размеры. Технический результат: возможность определения характеристик поверхностных морских течений в любой точке Мирового океана при любых освещенности и облачности.
Наверх