Содержание к диссертации
Введение
1. Состояние вопроса 7
1.1. Влияние излучательной способности водной поверхности и излучения фона на результаты радиационных измерений ее температуры 8
1.2. Влияние слоя атмосферы на результаты ИК-измерений температуры поверхности 11
1.3. Термическая структура поверхностного слоя моря 15
2. Основные исходные выражения для оценки методических погрешностей ИК-измерений температуры подстилающей поверхности 21
3. Оценка влияния излучательной способности поверхности на результаты ИК-измерений ее температуры в спектральном диапазоне 8-12 мкм 28
4. Учет влияния промежуточного слоя атмосферы на результаты авиационных ИК-измерений температуры подстилающей поверхности 52
4.1. Анализ расчетных соотношений 52
4.2. Функция пропускания пограничного слоя атмосферы в окне прозрачности 8-12 мкм 57
4.3. Расчет поправок на влияние слоя атмосферы и оценка их надежности по экспериментальным данным 72
5. Возможности расчета параметров термической структуры поверхностного слоя моря 76
5.1. Основные результаты натурных измерений 78
5.2. О расчете величин разности температур поверхности и поверхностного слоя моря 98
6. Оценка надежности расчета температуры поверхностного слоя моря по данным авиатермических съемок в Баренцевом море 108
Заключение 118
Список использованных источников 122
Приложение 134
- Влияние излучательной способности водной поверхности и излучения фона на результаты радиационных измерений ее температуры
- Оценка влияния излучательной способности поверхности на результаты ИК-измерений ее температуры в спектральном диапазоне 8-12 мкм
- Функция пропускания пограничного слоя атмосферы в окне прозрачности 8-12 мкм
- О расчете величин разности температур поверхности и поверхностного слоя моря
Введение к работе
Информация о температуре поверхностного слоя моря широко используется для обеспечения рыбного промысла и судоходства, в гидрологических и ледовых прогнозах, а также в научных исследованиях, связанных с изучением взаимодействия океана и атмосферы, теплового баланса океанов, общей циркуляции атмосферы, климата и его изменений. Основным источником данных о температуре поверхностного слоя моря до недавнего времени были измерения, выполняемые на сети береговых и судовых гидрометеорологических станций, а также на торговых и рыболовецких судах с помощью контактных методов. Данные судовых измерений характеризуются большой пространственной и временной дискретностью и крайне неоднородным освещением акватории Мирового океана.
Необходимость непрерывного получения информации о температуре поверхностного слоя моря по всей акватории Мирового океана стимулирует развитие новых методов измерений. Одним из наиболее признанных в океанографической практике в настоящее время является радиационный метод, основанный на регистрации ИК-излучения водной поверхности в определенном спектральном диапазоне. Современные ИК-радиометры позволяют получать непрерывную информацию о температуре поверхности моря пока еще с недостаточно высокой точностью. Основные преимущества радиационного метода измерений заключаются в возможности использования авиационных и космических носителей ИК-аппаратуры, что позволяет получать информацию о распределении температуры поверхности моря на больших акваториях за малые промежутки времени.
Внедрение радиационного метода измерений в практику поставило ряд задач, связанных с методикой интерпретации информации, получаемой с помощью ИК-радиометров. Как известно, радиометры измеряют температуру очень тонкого верхнего слоя воды, толщина которого зависит от спектрального интервала, в котором производятся измерения, и составляет величины от десятков до сотен микрон. Ее принято называть температурой поверхности моря. Вследствие особенностей теплообмена вблизи границы раздела вода-воздух температура поверхности моря, как правило, отличается от температуры поверхностного слоя моря, измеряемой на глубине порядка десятков сантиметров, и между этими величинами нет однозначной связи. К основным задачам интерпретации данных ИК-измерений температуры поверхности моря следует отнести установление связи между информацией, получаемой с помощью ИК-измерений, и данными стандартных судовых измерений температуры поверхностного слоя моря, а также учет влияния слоя атмосферы между поверхностью воды и приемником излучения на результаты радиационных измерений. Последний вопрос особенно актуален при использовании ИК-радиометров на самолетах и метеорологических спутниках, когда влияние слоя атмосферы может оказаться весьма существенным.
Внедрение в отечественную практику радиационного метода измерений температуры подстилающей поверхности и разработка методических основ происходили в шестидесятые годы и тесно связаны с работами, выполненными в ГГО /19,20 и др./ и ЛО ГОИН /17,55 и др./. В настоящее время в подразделениях Госкомгидромета информация, получаемая с помощью авиационных ИК-измерений, широко используется в оперативном обслуживании народно-хозяйственных организаций. Обработка данных измерений при оперативных авиатермических съемках производится в соответствии с "Руководством по применению аэрометодов в океанографии" (Часть II. Наблюдения над температурой поверхности моря с помощью инфракрасного радиометра), /55/, изданном в 1971 году, в котором вопросы учета методических погрешностей измерений не отражены. Это приводит к существенному снижению качества информации, передаваемой потребителю.
Поскольку авиационные ИК-измерения температуры поверхности моря приобрели широкий масштаб, представляется необходимым проведение обобщающих исследований, связанных с интерпретацией данных авиатермических съемок и повышения их точности, с целью улучшения качества обслуживания народно-хозяйственных организаций этим видом информации. Исследование этих вопросов является основной целью настоящей работы, базирующейся на анализе и обобщении результатов теоретических и экспериментальных исследований, представленных в литературных источниках, а также данных натурных измерений, полученных автором.
Все работы проводились в рамках плановых НИР, выполненных в Мурманском филиале ДАНИИ при участии автора.
Влияние излучательной способности водной поверхности и излучения фона на результаты радиационных измерений ее температуры
Излучательная способность всех естественных поверхностей меньше единицы. Вследствие этого в процессе измерений в радиометр кроме собственного излучения поверхности попадает отраженная часть излучения фона, окружающего объект измерений. Суммарное излучение, регистрируемое прибором, может быть меньше, больше или равно излучению абсолютно черного тела при температуре, равной температуре поверхности, в зависимости от излучательной способности поверхности, ее температуры и эффективной температуры фона. При градуировке радиометров по абсолютно черному телу это становится источником погрешностей измерений, и в показания радиометра должна быть введена соответствующая поправка.
Наиболее обстоятельно и одним из первых этот вопрос рассмотрел Лоренц /97,98/. Им было показано, что величины поправок при градуировке по абсолютно черному телу зависят от излучательной способности поверхности, энергетической яркости излучения атмосферы и спектрального диапазона, в котором работает, прибор. Лоренцем рассчитаны величины поправок для безоблачной атмосферы, соответствующие спектральному диапазону 8-14 мкм (радиометр РРТ-4). Максимальные величины поправок по его расчетам достигают 0.9С при вертикальном визировании водной поверхности. При изменении угла визирования поправки возрастают, увеличиваясь приблизительно в 1.5 раза при угле 45 и удваиваясь при угле 60.
В работах Сондерса /106-108/ на основании данных натурных измерений представлены величины поправок для спектральных интервалов 8.25-12.35 мкм и 8.0-15.5 мкм. При ясном небе для обоих спектральных интервалов величины поправок близки и в случае вертикального визирования в зависимости от сезона изменяются от 0.4 до 0.75С. При углах визирования от 53 до 57 (что близко к данным Лоренца - 60) эти величины удваиваются. Отмечается, что при облачности нижнего яруса поправки пренебрежимо малы. К сожалению, в работах Сондерса условия, для которых производились расчеты, представлены не полностью, что не позволяет провести их корректное сравнение с расчетами Лоренца.
Хинцпетером /91/ выполнены расчеты величин поправок в спектральном интервале 7.5-13.0 мкм для тропических условий при различных углах визирования. Согласно этим расчетам величины поправок при безоблачном небе изменяются от 0.8 С при визировании поверхности близком к вертикали до ЮС при угле визирования 75 градусов. При облачности с нижней границей на уровне 1000 м эти величины составляют 0.1 и 1.4 С соответственно.
В работах /86,95/ приведены некоторые результаты натурных измерений зависимости величин поправок от угла визирования для спектральных интервалов 8-13 мкм /85/ и 8-14 мкм /95/. Отмечается хорошее согласие с результатами работ Лоренца, Сондерса и Хинцпетера.
В отечественной практике авиационных ИК-измерений радиометры, как правило, градуируются по излучению водной поверхности. Принято считать /31 и др./, что в этом случае рассматриваемую поправку вводить нерадо. Кроме этого заключения, справедливого только в частном случае, автору не известны работы, рассматривающие влияние излучательной способности поверхности на результаты ИК-измерений ее температуры при градуировке радиометров по излучению водной поверхности.
Итак, при градуировке радиометров по модели абсолютно черного тела в ИК-измерения температуры поверхности вносится погрешность, величина которой зависит от спектрального диапазона измерений, излучательной способности поверхности и излучения фона. Для водной поверхности в случае вертикального визирования, что соответствует авиационным измерениям, величины поправок в используемых для измерений спектральных диапазонах достигают 0.7-0.9С. Данные различных авторов находятся в хорошем согласии. Вопрос о наличии погрешностей измерений в случае градуировки радиометров по излучению водной поверхности нуждается в дополнительном рассмотрении. Необходимо также рассмотреть возможности оперативного учета этих погрешностей при авиационных ИК-измерениях температуры поверхности моря. 1.2. Влияние слоя атмосферы на результаты ИК-измерений температуры поверхности В спектральном диапазоне 8-12 мкм отдельные компоненты атмосферы поглощают, рассеивают, а также сами являются источником дополнительного излучения, воспринимаемого радиометром. Это является источником второй методической погрешности измерений, величина которой определяется толщиной и состоянием промежуточного слоя атмосферы. Согласно современным представлениям /2,13,16,44/, ослабление излучения в области 8-12 мкм определяется следующими факторами: -непрерывным (континуальным) поглощением водяного пара; - аэрозольным ослаблением, включающим рассеяние излучения на частицах грубодисперсного аэрозоля и поглощение субмикронными частицами; - селективным поглощением слабыми линиями водяного пара и некоторых малых компонентов атмосферы.
Оценка влияния излучательной способности поверхности на результаты ИК-измерений ее температуры в спектральном диапазоне 8-12 мкм
Анализ профилей, представленных выражениями (I.I) и (1.2), позволяет прежде всего отметить их значительную близость. Они характеризуются большими градиентами температуры в верхнем слое толщиной порядка сантиметра, ниже которого распределение температуры квазиоднородно. Профили не имеют чисто линейного участка, однако в области, прилегающей к границе раздела вода-воздух % Д , они с высокой точностью могут считаться линейными.
В некоторых условиях распределение температуры в приповерх-ностном слое моря может существенно отличаться от представленного выше. К этим условиям относятся случаи положительных величин суммарного потока тепла у поверхности, когда температура поверхности может быть выше, чем в прилегающих слоях воды /26/, наличия поверхностных и внутримассовых загрязнений, нарушающих естественный теплообмен в системе океан-атмосфера /74.75/, интенсивного солнечного прогрева в штилевую погоду /59/, а также рас-преснения приповерхностного слоя воды, создающего устойчивую плотностную стратификацию в поверхностном слое моря. Однако повторяемость таких условий мала, и их можно отнести к аномальным. В задаче интерпретации данных ИК-измерений температуры поверхности моря наибольший интерес представляет зависимость разности температур поверхности и поверхностного слоя моря от определяющих параметров. Количественный анализ процессов обмена в поверхностном слое моря с учетом основных факторов позволил авторам работ /14,49,63/ записать уравнение теплового баланса для этого слоя в виде: где Н - глубина измерений температуры поверхностного слоя моря; 7\_- среднее значение коэффициента теплопроводности в слое 0-Н; а - суммарный поток тепла на границе раздела. Близкое к приведенному выражению соотношение получил Хассе /89/. С учетом коротковолновой солнечной радиации оно имеет вид: где Сн,Сн - эмпирические коэффициенты; U - скорость ветра на уровне стандартных судовых измерений; Q - поглощенная слоем солнечная радиация. Сондерс /НО/, используя аналогию с процессами у гладкой стены, для условий без коротковолновой солнечной радиации получил следующее выражение: где х - эмпирический коэффициент; /- кинематическая вязкость води; Т - напряжение трения в воде; Р - плотность воды. Связь между перепадом температур в поверхностном слое воды и определяющими параметрами в режиме свободной конвекции, согласно работам /26,27,94/, имеет вид: где А - эмпирический коэффициент; ср - теплоемкость воды при постоянном давлении; а - ускорение свободного падения; d - объемный коэффициент расширения воды; Р - плотность воды.
Данные измерений профиля температуры в поверхностном слое воды немногочисленны. Первые измерения в натурных условиях с помощью термогирлянд /17,53/ подтвердили существование значительных градиентов температуры вблизи поверхности раздела. Зондирование поверхностного слоя моря с помощью тонкой аппаратуры /71/ позволило получить аналитическое выражение для профиля в условиях вынужденной конвекции (1.5). Лабораторные измерения в условиях свободной и вынужденной конвекции /26,27/ показали, что все профили имеют линейный участок, причем при свободной конвекции он сравнительно мал, а при вынужденной значительно больше. Толщина охлажденного слоя убывает с ростом турбулентности, в то же время доля линейного участка растет. Рост толщины слоя молекулярной теплопроводности (линейный участок профиля) наблюдается только при переходе от свободной конвекции к слабому ветру, а затем толщина убывает до значений около 0.5-0.7 мм. В работе /94/ по данным лабораторных измерений показано, что в режиме свободной конвекции профиль температуры удовлетворительно описывается выражением (I.I).
Наибольшее количество информации имеется о величинах перепадов температуры воды вблизи границы раздела. Анализ данных позволяет сделать вывод о том, что холодаая пленка в естественных условиях является устойчивым образованием, сохраняющимся при скоростях ветра по крайней мере до 10 м-с" . На гребнях обрушивающихся волн она может разрушаться, но затем быстро восстанавливается. По оценке Мак-Алистера /86/ характерное время для восстановления пленки составляет около 12 с. Величины перепадов температур в естественных условиях могут достигать нескольких градусов /93/. Сведения о суточной изменчивости температуры поверхности и поверхностного слоя моря противоречивы. Так, по данным работы /83/, средняя амплитуда суточных колебаний температуры поверхности в экваториальной области составила 0.34С при амплитуде суточного хода температуры поверхностного слоя моря 0.18 -0.24С. Близкие результаты приведены в работе /91/. В то же время, по данным работ /18,72/ средняя амплитуда суточного хода температуры поверхности в 3-4 раза превышает аналогичную характеристику температуры поверхностного слоя моря, составляя величины порядка 0.5 - 1.6С.
Функция пропускания пограничного слоя атмосферы в окне прозрачности 8-12 мкм
Следует еще раз отметить, что анализ материалов наблюдений в условиях суши, проведенный в работе /40/, показал очень слабую корреляцию между излучением ясного неба в диапазоне 8-12 мкм и характеристиками приземного слоя атмосферы. В то же время в этой работе отмечается наличие связи между излучением и влаго-содержанием атмосферы для условий безоблачного неба. Наличие такой связи отмечено также в работе /32/, где по данным измерений в условиях средней полосы европейской территории СССР получено соответствующее уравнение регрессии.
Наличие данных аэрологических измерений в 39 рейсе НИСП "Пассат" позволило оценить надежность этой связи для морских условий. Для этой цели у нас имелось около 50 случаев измерений при общей облачности не более трех баллов. Коэффициент корреляции между энергетической яркостью излучения атмосферы из зенита и ее общим влагосодержанием оказался высоким ( t = 0.87). Уравнение регрессии имеет вид: где к/ выражено в см. Однако ошибка уравнения регрессии оказа-лась равной 1.7 Вт-м-ср , что значительно выше, чем в случае свя зи с влажностью приводного воздуха. Коэффициенты уравнения регрессии оказались существенно отличающимися от приведенных в работе /32/.
На основании уравнений регрессии типа (3.3) и (3.6) может быть произведена оценка излучения абсолютно сухой атмосферы.Для этого достаточно принять е = О или vJ = 0. Приведенные здесь выражения дают значения этой величины 5.9 Вт-м-ср и 6.2 Вт-м-ср соответственно. По данным о связи между излучением и влажностью с НЙСП "Пассат" эта величина оказалась равной 5.8 Вт-м"-ср . Близость этих величин представляется очень интересной, поскольку они получены по данным измерений в различных районах Мирового океана. Интересно также отметить, что вклад излучения абсолютно сухой атмосферы, которое в диапазоне 8-12 мкм в основном опре-деляется озоном и аэрозолем, в общее излучение безоблачной атмосферы составляет в средних условиях около 50%. В то же время изменчивость этой величины сравнительно мала, что определяет наличие приведенных выше удовлетворительных связей между излучением атмосферы и характеристиками ее приводного слоя.
Итак, при наличии данных о температуре или влажности приводного воздуха с помощью выражений (3.3) - (3.5) мы можем с определенной точностью рассчитать величину энергетической яркости излучения морской атмосферы из зенита в спектральном диапазоне 8-12 мкм для случаев ясного неба и сплошной облачности нижнего яруса. Теперь мы располагаем всей информацией, необходимой для оценки величин поправок при измерении температуры поверхности моря в соответствии с выражениями (3.1) и (3.2).
Таким образом, для оперативного определения величин поправок достаточно информации о двух первичных параметрах: температуре поверхности моря, измеренной радиометром (Тр) и температуре или влажности приводного воздуха. При авиационных ИК-измерени-ях температуры поверхности моря мы располагаем данными измерений радиационной температуры Тр, которая после учета влияния промежуточного слоя атмосферы будет равна Тр, и температуре (или влажности) на высоте полета. Необходимые для расчета поправок значения параметров приводного слоя могут быть приближенно получены с использованием климатической информации о вертикальных градиентах этих величин в районе измерений. Возникающие при этом погрешности будут ниже оценены на основании результатов расчетов йТ\ по данным о температуре приводного воздуха и температуре поверхности, измеренной радиометром.
Результаты расчетов для случаев градуировки радиометров по абсолютно черному телу и по излучению водной поверхности приведены в табл. 3.1 и 3.2. Анализ этих результатов позволяет сделать следующие выводы: - при ясном небе в условиях нейтральной стратификации приводного слоя атмосферы поправки достигают величин порядка 0.5 -0.7С; для неустойчивой стратификации эти величины несколько выше, а при инверсии несколько ниже; - поправкам присуща региональность (или сезонный ход), определяемая зависимостью от температуры поверхности и температуры приводного воздуха; для высоких широт величины поправок при градуировке радиометров по излучению водной поверхности больше, чем в случае градуировки по абсолютно черному телу, для тропиков наоборот, и в средних широтах эти величины практически одинаковы; - в случае облачности нижнего яруса при градуировке по абсолютно черному телу для близкой к нейтральной стратификации поправки не превышают 0.1С, в то время как при градуировке по излучению водной поверхности они достигают 0.3С; зависимость от стратификации приводного слоя атмосферы в этом случае анало Величины поправок на влияние излучательной способности поверхности и отраженной фоновой радиации /С/ при ИК-измерениях температуры поверхности моря для случаев ясного неба(числитель) и сплошной облачности нижнего яруса (знаменатель).
О расчете величин разности температур поверхности и поверхностного слоя моря
Функция пропускания какого-либо поглотителя для малого диапазона длин волн ДсД.рассчитывается по формуле: где л - монохроматическая оптическая толщина атмосферы, связанная с данной поглощающей компонентой. Если в рассматриваемом спектральном диапазоне накладываются действия различных поглотителей, то при некоторых условиях общая функция пропускания есть произведение функций пропускания каждого из поглотителей. Это выполняется, в частности, для достаточно узких спектральных интервалов, где коэффициент поглощения достаточно слабо зависит от частоты.
Авиационные измерения температуры поверхности производятся, как правило, с высот в пределах пограничного слоя атмосферы. Принятой в практике авиатермических съемок морей СССР высотой измерений, например, является высота 200 м. Основными факторами, ослабляющими ИК-излучение вблизи окна прозрачности 8-12 мкм в пограничном слое, являются поглощение в континууме водяного пара и аэрозольное ослабление, определяемое, в основном, поглощением ИК-радиации мелкодисперсной фракцией аэрозоля. Следовательно, общая функция пропускания пограничного слоя атмосферы в окне 8-12 мкм равна произведению аэрозольной функции пропускания и функции пропускания континуума водяного пара. Соотношение вкладов этих двух факторов в общее ослабление ИК-радиации зависит от метеорологических условий измерений, спектрального диапазона и толщины слоя атмосферы, поэтому функция пропускания может быть определена не по какому-либо одному параметру, а только по комплексу параметров, определяющих оптическую ситуацию. В этот комплекс входят профили давления, температуры и влажности, метеорологическая дальность видимости, тип дымки. В оперативной практике в настоящее время получение полной информации об этих параметрах невозможно, что определяет необходимость использования моделей атмосферы, позволяющих с удовлетворительной точностью рассчитывать функцию пропускания на основании данных лишь о некоторых параметрах, характеризующих оптическую ситуацию.
Большое количество имеющихся в литературе сведений о величинах ковффициентов ослабления, определяющих функцию пропускания атмосферы в диапазоне 8-12 мкм, и их зависимость от состояния атмосферы, а также отсутствие единого мнения по этому вопросу определило необходимость оценки относительной надежности этих зведений. С этой целью по данным работ /3,I6,34j39,48,70,79,82, 34,103,113,114/ были рассчитаны функции пропускания слоя 0-200 м ітмосферн в диапазоне 8-12 мкм, определяемые поглощением водяным іаром и аэрозолем. Использование высокой корреляции между темпе-затурой и влажностью в приводном слое атмосферы позволило при расчете функции пропускания водяного пара для стандартных профилей давления, температуры и влажности представить ее в зависимости от одного параметра - температуры приводного воздуха. Аэрозольные функции пропускания, в соответствии с данными указанных выше работ, рассчитывались в зависимости от относительной влажности и метеорологической дальности видимости. При их расчете распределение аэрозоля в слое 0-200 м принималось однородным.
Результаты расчетов функций пропускания водяного пара представлены на рис.4.2. Как следует из рисунка, данные различных авторов качественно удовлетворительно согласуются между собой, что облегчает проблему выбора. Для последующих расчетов предпочтение было отдано методике, представленной в работах /2-4/, как удовлетворительно согласующейся с данными лабораторных и натурных измерений, а также наиболее полно учитывающей зависимость ослабления ИК-радиации водяным паром в диапазоне 8-12 мкм от определяющих параметров функция пропускания водяного пара рассчитывалась на основании выражения (4.10). Учет спектральной зависимости оптической толщины производился в соответствии с выражением.
