Диференціальний спосіб визначення вертикального профілю концентрації газів в атмосфері

 

Винахід відноситься до дистанційного вимірювання висотного розподілу концентрації газів в атмосфері за власним тепловому випромінюванню в околі лінії поглинання вимірюваного газу. Наприклад, вимірювання вертикального профілю водяної пари за радіометричним вимірам, як з поверхні землі, так і зі супутника в смузі поглинання водяної пари.

Відомий спосіб визначення профілю концентрації озону на основі вимірювання форми лінії поглинання озону при реєстрації з супутника випромінювання Сонця під час заходу або сходу [1].

Недоліком даного способу є невисока точність вимірювань за припущення про моделі шарувато однорідного розподілу концентрації газу, що виконується не завжди. Іншим недоліком є усереднення по великій горизонтальній області

Іншим способом є реєстрації мікрохвильового випромінювання в лінії поглинання деякого газу і відновлення вертикального профілю концентрації даного газу за класифікацією яскравісної температури на різних частотах в околі лінії поглинання [2].

Недоліком даного способу є невисока точність вимірювань з-за сильного зміни (на 3-4 порядки) вимірюваної вели�льших відносних змін концентрації на малих висотах.

Найбільш близьким аналогом є радіометричний спектральний спосіб вимірювання вологості в стратосфері [3]. При цьому на землі або на супутнику встановлюється радіометр, що працює на різних частотах в околі лінії поглинання вимірюваного газу. Вимірюється радиояркостная температура, яка чутлива до профілю вимірюваного газу, проводиться її порівняння з розрахунковими значеннями, отриманими на основі апріорних або стандартних даних про вертикальні профілі температури, атмосферного тиску і концентрації вимірюваного газу, а, виходячи з відмінностей цих величин, обчислюється шуканий профіль вимірюваного газу.

Однак даний метод має невисоку точність, оскільки не дозволяє врахувати високо мінливий внесок хмар і опадів на результати вимірювань.

Технічний результат запропонованого способу полягає в підвищенні точності вимірювань і різкому зниженні впливу інших газів, хмар і опадів за рахунок того, що для отримання концентрації газу на заданій висоті радіометричні вимірювання проводять на двох парах частот, розташованих на різних схилах лінії поглинання вимірюваного газу, яка відповідає заданій висоті, і використовують різниця або лемого способу є підвищення точності за рахунок диференціального характеру вимірювань, при якому не вимагається абсолютна калібрування радіометра і віднімаються вклади всіх факторів (сторонніх газів, хмар, опадів, підстилаючої поверхні), у яких спектральна залежність поглинання в діапазоні вимірювань має нерезонансний характер.

На фіг.1 представлена схема радіометричних вимірювань з поверхні землі при спостереженні в зеніт. 1 - радіометр, проводить вимірювання на заданому наборі частот, 2 - хмари, 3 - атмосфера, 4 - випромінювання фону.

На фіг.2 показано радіометричні вимірювання в борту літального апарату - 1 супутника або під деяким кутом до вертикалі. При цьому підсумовуються сигнали, сформовані атмосферою 2, хмарами 3 і підстильною поверхнею 4.

На фіг.3 показаний якісний вигляд частотної залежності власного випромінювання Тя(ν), сформованого нижнім, середнім і верхнім шаром атмосфери, криві 1, 2, і 3, відповідно, частотна залежність власного випромінювання хмар і опадів - крива 4 і спектральна залежність випромінювання фону або підстилаючої поверхні 5. Графіки виконані в полулогарифмическом масштабі. Чим вище розташований шар вимірюваного газу, тим вже його смуга поглинання. При диференціальних радіометричних измерениѵренциальних сигналів ΔТя,i(,), зазначених на осі абсцис для всіх п'яти кривих. Аналогічно формується сигнал і на частотах ν3, ν4, розташованих на протилежному схилі лінії поглинання. На цих частотах диференціальні сигнали від нижнього шару атмосфери ΔТя,1(ν3,ν4,), хмар ΔТя,4(ν3,ν4) та фону (підстильної поверхні) ΔТя,5(ν3,ν4,) залишаються майже такими ж, як на частотах ν1, ν2, а сигнали від потрібного середнього шару ΔТя,2(ν3,ν4) і верхнього шару ΔТя,3(ν3,ν4) змінюють знак.

На фіг.4 представлені результати розрахунків за формулою (1) вкладу різних шарів атмосфери і хмар у радіометричний сигнал, проведених в околиці смуги поглинання водяної пари 22.235 ГГц. а) - диференціальний сигнал на частотах ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц, розташованих на низькочастотному схилі лінії поглинання, б) такий же сигнал на частотах ν3=22.24 і ν4=22.249, розташованих на високочастотному схилі, в) різниця диференціальних сигналів дозволяє відняти внески нижнього шару хмар, підстилаючої поверхні і подвоїти сигнал від нас цікавить середнього шару на висоті 40 км.

На фіг.5 показана висотна вибірковість ядер інтегральних рівнянь до водяної пари в околі лінії 22 ГГц. Криві 1-5 використовують nig.3 і фіг.4. Якщо умовно розбити всю атмосферу на три шари плюс хмари і опади, плюс фон або поверхня, що підстилає, то можна вважати, що загальний диференціальний радіометричний сигнал на частотах ν1, ν2 по траєкторії поширення випромінювання складається з диференціальних сигналів ΔТя,i(ν1,ν2,), зазначених на фіг.3 по осі абсцис для всіх п'яти кривих. З графіків видно, що для верхнього шару, крива 3, різниця ΔТя,3(ν1,ν2,), мала, отже, даний шар у загальний сигнал дає малий внесок. Найбільша відмінність ΔТя,2(ν1,ν2,), виникає потрібного для середнього шару (крива 2). Додатковий внесок у загальний сигнал дають хмари і опади ΔТя,4(ν1,ν2,), нижній шар атмосфери ΔТя,1(ν1,ν2,), і фон або подстилающая поверхню ΔТя,5(ν1,ν2,). Враховуючи логарифмічний характер графіка, ці вклади можуть бути порівнянними з сигналом ΔТя,2(ν1,ν2,), що маскує внесок цього шару.

На фіг.4а розраховані вклади в диференціальний сигнал в околиці смуги поглинання водяної пари 22.235 ГГц, від різних шарів атмосфери до яких доданий внесок хмар на висоті 3-5 км. Внесок фону або підстилаючої поверхні у графіку не показано, оскільки він має деяку постійну величину, що не залежить від � змінює знак на противоположенний, оскільки змінюється знак похідної, а вклади нижнього шару 1, 4 хмар і підстилаючої поверхні 5 знак не змінюють, фіг.4б. Тому різниця диференціальних сигналів на різних схилах лінії поглинання дозволяє вирахувати всі маскуючі фактори: нижній шар, хмари і опади, а також підстилаючої поверхню, при цьому подвоїти внесок нас цікавить середнього шару 2, фіг.4в. У деяких випадках доцільно проводити віднімання диференціальних сигналів з деяким коефіцієнтом, який враховує спектральну нелінійність того фактора, який потрібно максимально знизити. ΔТя,(ν1,ν2,)-З Тя,(ν3,ν4,).

Приклад визначення профілю концентрації газів до висоти 80 км за допомогою радіометра, встановленого на поверхні землі, фіг.1, наведений для водяної пари в смузі поглинання 22,235 ГГц. Відхилення вимірюваного диференціального сигналу радіометра ΔТя(ν2,ν1) від його розрахункового значення ΔТя ст(ν2,ν1), очікуваного для стандартної атмосфери, позначимо DifΔТя(ν2,ν1). Цю величину можна виразити співвідношенням:

де n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - відносне відхилення концентрації вимірюваного газу N(h) від стандартного про�йного коефіцієнта поглинання газу для стандартного профілю концентрації водяної пари на частотах ν2 і ν1, відповідно. Ваговою функцією або ядро інтегрального рівняння (1) є величина W(ν1,ν2,h)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)].

На фіг.4а представлений розрахунок залежності диференціального сигналу від висоти шару (ядро інтегрального рівняння) на низькочастотному схилі лінії поглинання при використанні частот ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц. На висотах 1-10 км до вкладу водяної пари додається внесок хмари, який знаходиться на висоті 3-4 км Похідна (нахил кривих на фіг.3), d(Tя)/dH, на цьому схилі лінії поглинання позитивна, тому диференціальний сигнал на всіх висотах має позитивні значення. При симетричному виборі частот ν3=22.24 і ν4=22.249 на високочастотному схилі лінії поглинання, фіг.3, похідна d(Tя)/dH змінює знак для шару 2 і шару 3, а інші шари, включаючи нижній шар атмосфери, шар хмар, знак не змінюють. В результаті отримуємо залежність диференціального сигналу від висоти, фіг.4б, в якій внесок шару 2 змінив знак, а вклади хмар і нижнього шару майже залишилися колишніми. Лінійна комбінація диференціальних сигналів, що складається з Тя,(ν1,ν2,)-0.95 ΔТя,(ν3,ν4,) дають результуюче ядро, представлене на фігурі 4в. Як вивствует внесок нижніх шарів атмосфери і хмар. Аналогічним чином відбувається віднімання впливу будь-яких інших чинників дають внесок в диференціальний радіометричний сигнал, якщо ваш інтервалі частот (ν1...ν4) спектральна характеристика цих механізмів послаблення не має резонансну форму, а плавно змінюється на використовуваному інтервалі. Зокрема, віднімаються власне випромінювання інших атмосферних газів, випромінювання опадів, фону або підстилаючої поверхні при зондуванні за схемою, представленої на фіг.2

Для отримання профілю концентрації шуканого газу по висоті слід використати весь набір частот, представлений у таблиці. При цьому кожна комбінація частот, у відповідності з фіг.5, отриманої для водяної пари, виділяє свою висоту. Наприклад, якщо реальний профіль водяної пари близький до стандартного і тільки на висотах 55-68 км має підвищену на 30% концентрацію щодо стандартного профілю, то лише 4-й набір частот з таблиці дасть позитивний сигнал по знаку, який складе величину на 30% більше, ніж у стандартного профілю. Інші набори частот на цю зміну не відреагують, т. к. їх ядра до цього діапазону частот не чутливі. Тому, інші набори частот дадуть нульове отклонени�зміни концентрації щодо стандартної атмосфери неважко обчислити і профіль абсолютної концентрації водяної пари на різних висотах.

Перевагою запропонованого методу є диференційний підхід до розв'язання оберненої задачі, що дозволяє знизити вимоги до точності абсолютних вимірювань, відмовитися від абсолютного калібрування приймачів, підвищити чутливість приладів до вимірюваним величинам.

Винахідницький рівень пропонованого технічного рішення підтверджується відмінною частиною формули винаходу.

Література

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

2. Горелік А.с Р., Князєв Ст. Л., Прозоровський А. Ю. Гранична чутливість спектрометричних вимірювань вологості в стратосфері і мезосфері в лінії поглинання водяної пари λ=1.35 див. Праці Всесоюзного симпозіуму по радіофізичний методів дослідження атмосфери. 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 Oceanic and Technology. 2010. V. 27, p.167-172.

Додаток 1

До винаходу: Диференціальний спосіб визначення вертикального профілю концентрації газів в атмосфері

Інтегральні рівняння при вимірах на окремих частотах

Розглянемо радіотеплові зм� центром на частоті ν, можна виразити співвідношенням:

де перший доданок описує внесок внеатмосферного випромінювання, а другий внесок атмосфери, Тф- фонова температура за рахунок позаатмосферних джерел, T(h) - вертикальний профіль термодинамічної температури, α(ν,h) і γ(ν, h) - профілі лінійного коефіцієнта поглинання і ослаблення на заданій частоті, відповідно, експоненціальний співмножник у другому слагаемом описує ослаблення сигналу, сформованого шаром (h,h+dh),.

На першому етапі розглянемо власне випромінювання атмосфери, припускаючи відсутність хмар і опадів. Для багатьох парникових газів розсіюванням на молекулах повітря в смугах поглинання шуканого газу можна знехтувати, тоді переважний вклад у послаблення дає поглинання, і в (1) можна провести заміну γ(ν,h)≈α(ν,h). Якщо щільність атмосфери невелика,

доцільно розглянути лінійне наближення ехр(-τ0)≈1-τ0. Оскільки лінійний коефіцієнт поглинання α(ν,h) пропорційний концентрації газу N(h), те його зручно представити у вигляді добутку α(ν,h)=a(ν,h)N(h), де величина a(ν,h) вже не залежить від концентрації газу. У цих припущеннях співвідношення ної частоті, a τ(ν,h) - поглинання в шарі (0-h).

При вирішенні обернених задач виду (2) широко використовуються методи статистичної регуляризації, які спираються на використання апріорної інформації про стандартні профілях температури Tст(h), тиску Pст(h) і концентрації вимірюваного газу Nст(h). В цьому випадку розраховується яскравості температура для стандартної атмосфери

а потім використовується відхилення вимірюваної яскравісної температури від її розрахункового значення. У першому наближенні, якщо розрахункові профілі враховують дані наземних значень тиску, температури і вологості, цілком можна в рівняннях (2) і (3) покласти, що T(h)=Tст(h), а(ν,h)=aст(ν,h)), τ(ν, h)=τст(ν,h). У цих припущеннях ми отримаємо:

Отримане рівняння є інтегральним рівнянням Фредгольма 1 роду, у якому невідомою величиною є відхилення концентрації шуканого газу від стандартного профілю ΔN(h)=N(h)-Nст(h), а залежність W(h)=Tст(h)aст(ν,h)[1-τст(ν,h)] є ваговою функцією або ядром інтегрального рівняння. Якість відновлення визначається вузькістю ядра інтегрального рівняння з висот�аксимума. На рис.1 зліва представлені нормовані по максимуму ядра інтегрального рівняння (4), у якому невідомою відновлюваної величиною є відхилення концентрації шуканого газу від стандартного профілю ΔN(h)=N(h)-Nст(h). Для розрахунків коефіцієнтів поглинання ми використовували формули, отримані Д. Крумом (Krum, 1965) і С. А. Жевакиним, А. П. Наумовим (Жевакін, Наумов, 1964). Для висот понад 60 км у формулах враховувалося доплеровське уширення лінії, виходячи їх співвідношення, наведеного в роботі {Krum, 1965). На перший погляд може здатися, що ядра мають хорошу вибірковість по висоті і цілком можуть використовуватися для рішення зворотної задачі. Але це не так. Недолік такого підходу полягає в тому, що концентрація шуканого газу по трасі вимірювань зазвичай змінюється на 3-6 порядків. Тому видиме зниження вагової функції на малій висоті нічого не говорить про якість відновлення, оскільки внесок цієї функції повинен бути помножений на величину порядку 103-106за рахунок високої концентрації газу на нижніх висотах.

Щоб виключити фактор сильного зміни концентрації з висотою слід шуканої величиною вибирати відносне відхилення кна вздовж траси вимірювань варіюється в єдиному масштабі можна порівняти з одиницею, тому інтегральні ядра в запропонованому способі наочно демонструвати чутливість методу до змін концентрації шуканого газу в атмосфері.

З рівняння (4) неважко отримати інтегральний вираз для відносного відхилення концентрації вимірюваного газу від стандартного профілю:

Тут αст(h,ν)=a(h,ν)Nст(h) - лінійний коефіцієнт поглинання для стандартної атмосфери, a n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - відносне відхилення вимірюваної концентрації від стандартної. На малюнку 2 праворуч показано, що при використанні рівняння (5) і пошуку відносного відхилення концентрації від стандартної атмосфери вибірковість ядер пропадає. На всіх частотах вимірювань внесок нижніх шарів відіграє основну роль і багаторазово перекриває вклади верхніх. Це означає, що використовувати рівняння (3) або (5) для відновлення профілю газу неможливо.

Диференціальний радіометричний метод вимірювання на двох частотах

Якість вирішення зворотного завдання кардинально поліпшується при використанні диференціального методу, в якому вимірюється різниця сигналів на двох близьких довжинах хвиль. Розглянемо ситуацію більш подсущественно менше різниці частот ν2-ν1. При цьому на приймачі реєструється диференціальний сигнал ΔТя(ν1,ν2)=Tя(ν2)-Тя(ν1). У тих же припущеннях про відсутність хмар і опадів і зневаги розсіюванням на молекулах повітря отримаємо:

де Δτ0(ν2,ν1)]=τ0(ν2)-τ0(ν1) - різниця загального поглинання атмосфери на заданій парі частот, залежність a(r,ν) пов'язана з лінійним коефіцієнтом поглинання α(r,ν) співвідношенням α(r,ν)=a(r,ν)N(r). Наведене рівняння, взагалі кажучи, нелінійне по відношенню до N(r), оскільки τ(ν,h) залежить від N(r). Розглянемо можливість його лінеаризації. Подинтегральное вираз зручно дещо видозмінити, розбивши на три складових:

Розглянемо масштаб кожного доданку для стандартної атмосфери. На рис.2 приведені типові висотні залежності для кожного з трьох доданків і результуюче ядро в цілому.

З рис.2 випливає, що другий доданок в подинтегральном рівнянні багато менше, ніж перше і третє, тому ним можна знехтувати і рівняння (6) можна лінеаризувати по вимірюваній величині N(h):

У даному співвідношенні величина [1-τ(ν,h)] прак�становлення концентрації шуканого газу N(r), то, на перший погляд, ми маємо прекрасні ядра з високою вибірковістю. На рис.3 ліворуч показана типова форма ядер інтегрального рівняння (8), розрахована для смуги водяної пари 22,235 ГГц при диференціальних вимірах на двох частотах ν1=22,221 ГГц і ν2=22,23 ГГц. Однак, як і в першому прикладі, в рівнянні (8) є прихований підступ. Підступ полягає в тому, що ядро рівняння (8) говорить про той внесок, який дають диференціальний сигнал однакове число молекул, що знаходяться на різних висотах. Так, 1000 молекул на висоті 40 км дають більший внесок в сигнал, ніж 1000 молекул на висоті 1 км. Але масштаби змін на висоті 1 км на 10000 вище, ніж на 40 км, тому може виявитися, що 1% зміна концентрації газу у землі перекриє 100% зміна концентрації газу на 40 км. В цьому випадку завдання вирішити не вдасться, які б методи регуляризації не застосовувалися. Для коректної оцінки точності розв'язання оберненої задачі слід звернутися до відносного відхилення виміряних величин від їх же значень, отриманих для стандартної атмосфери. Знайдемо вигляд інтегральних рівнянь для відносної зміни концентрації водяної пари.

За аналогією з попереднім прикладом введемо розрах�ої величини ΔТя(ν2,ν1) від стандартної. Цю величину позначимо DifΔТя(ν2,ν1)

Враховуючи, що фонове випромінювання віднімається, і використовуючи ті ж припущення, що T(h)=Tст(h), α(ν,h)=aст(ν,h)), t(ν,h)=τст(ν,h), отримаємо:

де n(h)=[N(h)-Nст(h)]/Nст(h) - відносне відхилення концентрації вимірюваного газу від стандартного профілю, величини αст(ν2,h)=a(ν2,h)Nст(h) і αст(ν1,h)=а(ν1,h)Nст(h) - залежність лінійного коефіцієнта поглинання газу для стандартного профілю концентрації водяної пари на частотах ν2 і ν1, відповідно. Ваговою функцією або ядро інтегрального рівняння (1) є величина W(ν1,ν2,h)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)].

Тепер ми можемо оцінити справжню вибірковість диференціальних вимірювань, оскільки відносна зміна концентрації, функція n(r), має однаковий масштаб змін на всіх висотах. На малюнку 3 праворуч представлена (нормована на максимум) форма ядра інтегрального рівняння (9) для тих же частот ν1=22,221 ГГц і ν2=22,23 ГГц, що і ядро, представлене зліва на рис.3. З малюнка видно, що поряд з максимумом на 40 км ядро має високу �меншим висот, чим на рис. 3 зліва. Це пов'язано з тим, що ядро рівняння (9) враховує падіння концентрації водяної пари з висотою.

Особливістю ядер інтегрального рівняння (9) є їх знакозмінний характер, який можна ефективно використовувати при вирішенні оберненої задачі. Далі ми розглянемо можливості поліпшення вибірковості ядер і зниження вкладів нижніх шарів з дуже високими концентраціями вимірюваного газу. Запропонований нижче різницево-диференціальний метод дозволяє не тільки зменшити внесок нижніх шарів, але і практично прибрати вклади хмар та опадів, а також позбутися від впливу інших атмосферних газів.

Різницево-диференціальний метод, що використовує різниця диференціальних радіометричних сигналів на двох схилах лінії поглинання

При якісному розгляді питання про властивості ядра інтегрального рівняння (9) у першу чергу слід мати на увазі, що у виразі для ядра:

основна мінливість з висотою формується різницею лінійних поглинань [αст(ν2,h)-(αст(ν1,h)], у той час як температура Tст(n) і величина [1-τст(ν1,h)] змінюються по висоті відносно слабо. З цієї причини аналіз властивос�р інтегральних рівнянь в диференціальному методі перед нами постало наступне питання. А на якому схилі лінії поглинання краще вибирати пари частот? Адже, з першого погляду, форма лінії поглинання на великих висотах майже симетрична, і вибірковість повинна бути майже однакова при виборі пари частот на обох схилах лінії поглинання. Насправді, лінія поглинання не симетрична, що обумовлено впливом інших ліній водяної пари, внеском хмар, опадів та інших газів атмосфери. Це властивість можна використовувати для істотного зниження впливу факторів, що викликають асиметрію.

На рис.4 розраховані криві для диференціальної яскравісної температури стандартної атмосфери в околиці смуги поглинання водяної пари 22.235 ГГц, і показано, як використання лінійної комбінації двох пар частот на різних схилах лінії поглинання дозволяє різко знизити вплив нижніх шарів на ядра, одержувані для верхніх шарів атмосфери. Перша крива - ядро інтегрального рівняння (9) або диференціальна яскравості температура для стандартної атмосфери Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)] на частотах ν1=22.221 ГГц, ν2=22.23 ГГц. На даній кривій видно значний внесок нижніх шарів у загальну площу під кривою. Крива 2 - диференціальна яскравості т� Друга пара частот симетрична відносно центру лінії поглинання. Внесок верхніх шарів для цього схилу лінії має той же знак, що і на першому ядрі, в той час як корисний сигнал на 40 км має протилежний порівняно з першим ядром знак. (Це пов'язано зі зміною знаку похідної при переході на інший схил лінії поглинання). Крива 3 - різниця першого і другого графіка подвоює внесок на необхідному 40 км ділянці висот і взаємно віднімає вклади нижнього шару газу. Якщо на першому та другому графіках внесок нижніх висот в сигнал (площа під кривою на ділянці висот 0-8 км) перевищує внесок необхідного шару 35-45 км майже в 1,5 рази, то на третьому графіку вдається виділити внесок цікавить нас шару майже в чистому вигляді.

Висока вибірковість ядер з висот не єдина перевага запропонованого методу. Лінійна комбінація диференціальної яскравісної температури на різних схилах лінії дозволяє відняти внески хмар та опадів, а також вплив інших газів атмосфери. Розглянемо цей механізм більш докладно.

Як ми вже відзначали, основна мінливість ядра радіометричного рівняння з висотою зумовлена різницею лінійного поглинання на двох частотах. На рис.5 показаний якісний вигляд частотної зависимости3, відповідно. Чим вище розглянутий шар газу, тим вже ширина спектральної лінії поглинання. Крива 4 демонструє частотну залежність поглинання для хмар і опадів. Графіки виконані в полулогарифмическом масштабі. Умовно можна вважати, що загальна диференціальна яскравості температура всієї атмосфери на траєкторії поширення складається з різниці коефіцієнтів поглинання αст(h,ν2)-αст(h,ν1) всіх чотири кривих. З графіка видно, що найбільша різниця коефіцієнтів поглинання на частотах ν2 і ν1, (показані пунктиром зліва від максимуму) виникає шару 2, який ми і хочемо виділити. Вклади же верхнього шару атмосфери (крива 1) і нижнього шару (крива 3) мають невелику різницю на цих частотах, хоча нижній шар 3, якщо врахувати логарифмічний масштаб графіка, може створити певну різницю поглинань. Певну різницю на ν2 і ν1 також мають хмари, внесок яких показаний кривий 4.

Перейдемо тепер до частот ν3 і ν4, розташованих симетрично щодо центру на правому схилі лінії поглинання. Зауважимо, що якщо αст(Н,ν4) віднімати αст(Н,ν3), то ця різниця на потрібному шарі 2, змінить знак, �я диференціальні сигнали на різних схилах лінії поглинання, ми подвоїмо корисний сигнал, і віднімемо сигнали від нижнього шару хмар, опадів та інших газів атмосфери.

Якщо б на інтервалі частот ν1 і ν4 внесок нижнього шару 3 і 4 опадів мав би постійне значення або лінійну залежність від частоти, то при такому відніманні їх вплив на результуюче ядро повністю компенсувалося. У дійсності є певна нелінійність у кривих 3 і 4, тому компенсація при простому відніманні диференціальних сигналів буде не повною. Залежно від поставленого завдання, можна врахувати найбільш небажану нелінійність за рахунок віднімання диференціальних сигналів з деякими З ваговим коефіцієнтом, а саме взяти лінійну комбінацію DifΔТя(ν2,ν1)-C DifΔTя(ν4,ν3), яка має 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 правильному підборі коефіцієнта внесок небажаного фактора можна обнулити, правда при цьому внесок іншого нелінійного фактора може трохи збільшитися. Враховуючи, що на висотах 30-80 км крива поглинання водяної пари має яскраво виражений резонансний характер, а всі інші фактори, що впливають на послаблення, вим є досить ефективним інструментом придушення небажаних вкладів. На рис.4 показані результати придушення вкладу нижніх шарів атмосфери, але настільки ж ефективно будуть відніматися і вклади хмар, опадів, інших атмосферних газів, у яких в області вимірювань немає резонансних ліній.

В результаті процедури підбору частот для задачі відновлення профілю водяної пари при радіометричних вимірах в околі лінії поглинання 22,235 ГГц були отримані ядра інтегрального рівняння (9), представлені на рисунках 6 і 7. Ядра являють собою ненормовані та нормовані на максимальне значення залежності W(h,ν1,ν2)=Tст(h)[αст(ν2,h)-αст(ν1,h)][1-τст(ν1,h)], які описують внесок різних висот у вимірювану величину n(Н) (відносне, % відхилення концентрації водяної пари від стандартної атмосфери) при радіометричних вимірювань в надир.. Значення частот для кожної кривої наведені в таблиці. Вагові функції 4-8 використовують лінійну комбінацію двох ядер на різних схилах лінії поглинання вимірюваного газу, тому для цих кривих дані 4 частоти, - по дві на кожному схилі лінії поглинання.

Зазначимо, що форма лінії поглинання водяної пари на частоті 22,235 ГГц має ту особливість, що н�ие ядра для шару 0-8 км з полушириной близько 4 км, і непогані ядра для висот 30-85 км з полушириной близько 15 км. З цієї причини ми представили окремо на рис.6 три ядра для нижнього шару, а на малюнку 7 ядра для верхніх шарів атмосфери.. В таблиці 1 наведені значення частот, які відповідають кожної кривої на рис.6 і рис.7, а для кривих 4-11 наведені значення частот на двох схилах лінії поглинання. В останній колонці таблиці дані висотний діапазон усереднення для кожної вагової функції і висота, на якій досягається максимум вагової функції. Розрахунки виконані для поширення випромінювання по вертикалі, в зеніт. При похилому поширенні якісний характер всіх залежностей не зміниться.

Оцінка можливості вимірювання профілю водяної пари з поверхні землі в смузі 22 ГГц

Для оцінки можливості проведення радіометричних вимірювань концентрації водяної пари до висоти 80 км з поверхні землі потрібно оцінити ширину смуги прийому, яка є допустимою для кожної заданої висоти зондування. З рис.5 слід, що смуга прийому радіометра в диференціальному методі не може бути занадто великою, оскільки при цьому буде розмиватися і втрачається вибірковість диференціальних вимірювань. З іншого боку поС урахуванням смуги вимірювань приймача інтегральне рівняння прийме наступний вигляд:

де, у порівнянні з рівнянням (9), проводиться інтегрування сигналу в смузі прийому Δν.

Виходячи з форми лінії поглинання і проведених оцінок рівняння (10), можна прийняти, що оптимальна ширина прийому становить приблизно одну третю частину від різниці частот диференціальних вимірах. Чим нижче висота зондування, тим ширше смуга прийому, тим вище очікувана різниця яскравісних температур ΔТя(ν2,ν1), вище рівень сигналу і легше проводити диференціальні вимірювання. В якості прикладу проведемо оцінку можливості проведення радіометричних вимірювань для верхніх шарів, наприклад для висоти 54 км, (ядро 8 на рис.7). З форми ядра випливає, що очікуваний рівень сигналу (інтеграл під кривою) буде складати ΔТя(ν2,ν1)=2*10-2К. Оптимальна ширина смуги приймача на даній висоті складе Δν=0,3*106Гц. При оцінці шумовий температури всього радіометра в Тш=103До, накопичення сигналу Δτ має скласти: Δτ=(1/Δν)(Тш/ΔТя)2=7,5*103з, тобто близько 2 годин.

Очевидно, що для нижчих верств час накопичення сигналу можна зменшити. Аналогічна оцінка, проведена для вимірювань висоти 5 км, дає поло�приймача Тш=103До, і вимогу до відношення сигнал/шум=5, потребує накопичення сигналу протягом 1 ц.

Для отримання даних про профіль водяної пари на висотах понад 50 км потрібно, ймовірно, знизити шумову температуру приймального тракту радіометра, наприклад, використовувати охолоджувальні системи, оскільки збільшення часу накопичення сигналу понад 2 годин представляється недоцільним.

Література

Жевакін С. А., Наумов А. П. Поглинання сантиметрових і міліметрових радіохвиль атмосферними парами води. // Радіотехніка та електроніка, 1964, т. 9, №8, с. 1327-1337.

Стерлядкин Ст. Ст., Косів А. С. Визначення вертикального профілю концентрації водяної пари в атмосфері до 80 км за радиопросвечиванию траси супутник-земля. // Дослідження Землі з космосу. №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.

Спосіб визначення концентрації газів в атмосфері, заснований на вимірі власного випромінювання атмосфери і фону на деякому наборі частот, в околі лінії поглинання вимірюваного газу, обчисленні розрахункових значень власного випромінювання атмосфери і фону на основі апріорних або стандучения фону, розрахунку відхилення профілю вимірюваного газу від стандартного по відмінності між вимірюваними та розрахунковими значеннями власного випромінювання на вибраному наборі частот, який відрізняється тим, що для отримання концентрації вимірюваного газу на заданій висоті вимірюють різниця власного випромінювання (диференціальний сигнал) на першій парі частот, розташованих на низькочастотному схилі лінії поглинання вимірюваного газу, яка відповідає задано ної висоті, вимірюють таку ж різницю на другій парі частот, розташованих на високочастотному схилі тієї ж лінії, а по відхиленню лінійної комбінації різницевих (диференціальних) сигналів від її розрахункового значення для стандартних атмосфери і фону обчислюють концентрацію газу на заданій висоті.



 

Схожі патенти:

Спосіб визначення та побудови просторового розподілу океанографічних характеристик і система визначення і побудови просторового розподілу океанографічних характеристик

Винахід може бути використаний для визначення океанографічних характеристик і виявлення їх просторового розподілу. Сутність: система включає подспутниковие (судові) та супутникові засоби вимірювань океанографічних характеристик. Подспутниковие засоби вимірювань представлені чотирма наборами вимірювальних датчиків і комплексних вимірювальних пристроїв, перший (1) з яких розміщений на носовій частині судна, що знаходиться під водою, другий (2) - на носовій частині судна, що знаходиться над водою, третій (3) - на борту судна, четвертий (17) - на носії (18), виконаному у вигляді зонда, зчленованого з якорно-буйрепним пристроєм (19). Перший (1) набір складається з датчиків температури, електропровідності і тиску морської води, концентрації кисню, показника розсіювання світла у воді, пристрої (12) огорожі забортної морської води, багатопроменевого ехолота, гідролокатора бічного огляду. Другий (2) набір складається з датчиків температури, вологості і тиску атмосферного повітря, напрямку і швидкості приводного вітру, вимірювача флюоресценції фітопланктону і розчиненої (жовтого) органічної речовини, вимірювача радіаційної температури морської поверхні, вимірювача варто вимірювача спектрального показника ослаблення світла морської води, вимірювача флуоресценції хлорофілу фітопланктону і розчиненої (жовтого) органічної речовини, вимірювача концентрації хлорофілу і розчиненого (жовтого) органічної речовини, вимірювача концентрації каротиноїдів, феофитина, вуглецю. Четвертий набір (17) складається з вимірників вертикальних профілів розчиненого метану, вмісту нітратів альфа-, бета - і гамма-радіоактивності, зональної та меридіональної компонент швидкості течії, швидкості звуку в морській воді. Супутникові засоби вимірювань включають лидар, що містить лазер червоного і зеленого діапазонів, пристрій (6) визначення координат судна, пристрій (8) визначення координат променя сканування водної поверхні штучним супутником Землі. Показання підсупутникових засобів вимірювань використовують при коригуванні супутникових даних у пристрої (11) корекції супутникової інформації та зберігання океанографічних даних. Технічний результат: підвищення достовірності при визначенні океанографічних характеристик і виявленні їх просторового розподілу. 2 н. п. ф-ли, 1 іл.

Спосіб виявлення небезпечного радіоактивного забруднення місцевості

Винахід відноситься до галузі повітряного радіаційного моніторингу. Сутність: отримують зображення ділянок в діапазоні видимих довжин хвиль, а також у діапазоні довжин хвиль флуоресценції атмосферного азоту під впливом іонізуючих випромінювань за допомогою матричних фоточутливих детекторів. По зображеннях ділянок незабрудненій місцевості визначають відношення контрасту сусідніх елементів зображення видимого діапазону спектру та аналогічного контрасту зображення в діапазоні флуоресценції азоту. У процесі моніторингу постійно визначають значення даного відношення контрастів для всіх елементів одержуваних зображень. Якщо отримана величина відрізняється від значення, визначеного для ділянки незабрудненій місцевості, то ділянки місцевості, зображення з яких реєструвалося розглянутими елементами матричних фоточутливих детекторів, вважають радіоактивно забрудненими. Технічний результат: підвищення достовірності результатів моніторингу. 2 іл.

Спосіб визначення висот ізотерм в конвективних хмарах

Винахід відноситься до області метеорології і може бути використане для визначення висот ізотерм в потужних конвективних хмарах. Сутність: вимірюють найменшу радіаційну температуру () теплового випромінювання, що йде від верхніх ділянок хмарного покриву, а також температуру повітря у поверхні Землі, що відповідає цьому ж району. Порівнюють значення температури зі значенням температури () шуканої ізотерми. Якщо , то додатково вимірюють приземної атмосферний тиск і визначають температуру точки роси. З використанням одержаних даних розраховують температуру () повітря в конвективному хмарі за висот з заданою дискретністю. Порівнюють розраховане значення температури зі значенням шуканої температури ізотерми. Якщо , то за висоту ізотерми приймають висоту розташування хмарного повітря на даному кроці. Технічний результат: можливість визначення висоти будь ізотерми в конвективної хмарності, а також можливість застосування способу для різних районів і сезонів без уточнення емпіричних коефіцієнтів.

Система екологічного моніторингу атмосферного повітря промислового регіону

Винахід відноситься до екологічних систем збору і обробки інформації і може бути використане для діагностики стану атмосфери промислового регіону. Суть винаходу полягає в тому, що в систему екологічного моніторингу атмосферного повітря промислового регіону введені система супутникового зв'язку, що є резервним каналом передачі даних, при цьому її вхід з'єднаний з виходами трьох джерел збору даних: швидкодіючими газовими датчиками екологічного контролю стану атмосфери, системою GPS, 2-ю групою датчиків екологічного контролю стану довкілля; система забезпечення інформаційної безпеки, другий центр обробки та порівняння даних, з'єднаний з другим входом центрального диспетчерського пункту, і блок аналізу алгоритму обробки і порівняння даних, причому входи системи забезпечення інформаційної безпеки з'єднані відповідно з виходами центру моделювання, мобільної телефонної системи, першої групи датчиків екологічного контролю стану середовища та з апаратурою міської телефонної мережі, а вихід - з першими входами першого і другого центрів обробки і порівняння даних, другі входи яких з'єднані з виходь виходами першого і другого центрів обробки і порівняння даних. Технічний результат - підвищення надійності функціонування системи екологічного моніторингу атмосферного повітря промислового регіону. 9 іл.

Спосіб визначення швидкості і напрямку вітру і некогерентне доплерівського лидар

Винахід відноситься до області побудови доплерівських лидаров і лазерних доплерівських вимірювачів швидкості, призначених для вимірювання швидкості вітру і виявлення турбулентних процесів в атмосфері. Спосіб полягає в модуляції зондувального променя з допомогою гармонійної функції, детектуванні відбитого або розсіяного світла фотодетектором і виділення основної гармоніки продетектированного сигналу, яку порівнюють з модулюючим сигналом шляхом їх перемножування в радіочастотному перемножителе. Формують комплексний сигнал різницевої (нової допплерівської) частоти, пропорційною швидкості, яка підлягає вимірюванню. Винахід дозволяє підвищити просторове дозвіл, стабільність і надійність вимірювань, збільшити дальність зондування досліджуваної зони, а також спростити оптичну схему. 2 н. і 2 з.п. ф-ли, 3 іл.

Система моніторингу якості повітря на об'єктах з штучним середовищем проживання людини

Винахід відноситься до області екології і може бути використане для контролю якості повітря на об'єктах з штучним середовищем проживання людини, наприклад для контролю якості повітря промислових міст. Сутність: система містить блок (1) приймання транзакцій з датчиків екологічного контролю стану повітря, блок (2) ідентифікації датчиків екологічного контролю стану повітря, перший (3), другої (4) і третій (5) блоки пам'яті, блок (6) підрахунку кількості надійшли транзакцій, перший (7) і другий (8) компаратори, перший (9) і другий (10) блоки адресації записів вхідних транзакцій датчиків екологічного контролю стану повітря. Технічний результат: підвищення швидкодії системи шляхом виключення витрат часу на виявлення екстремальних екологічних ситуацій, що вимагають негайної реакції. 6 іл.

Спосіб вимірювання фонових концентрацій речовин у болотних водах

Винахід відноситься до гідрохімії боліт і може бути використано для вимірювання фонових концентрацій речовин у болотних водах. Сутність: виділяють однорідні ділянки болота на основі аналізу глибин торф'яної поклади і болотних фітоценозів. Вимірюють фонову концентрацію речовини в болотних водах як верхня межа середнього геометричного для однорідної ділянки болота. Визначають допустиму концентрацію речовини в болотній воді на основі порівняння двох вибірок в умовно фоновому та порушеному станах для такого рівня антропогенного впливу на водний об'єкт, при якому його стан істотно не змінюється. Технічний результат: вимірювання фонових концентрацій речовин у болотних водах. 2 з.п. ф-ли, 4 табл., 2 іл.

Інформаційно-управляюча система комплексного контролю безпеки небезпечного виробничого об'єкта

Винахід відноситься до пристроїв цифрових обчислень і обробки даних в області техніки попередження аварійних ситуацій. Технічний результат полягає в розширенні арсеналу систем контролю безпеки об'єктів і в підвищенні надійності та розширення функціональних можливостей інтегрованої системи моніторингу для запобігання можливого виникнення нештатної (аварійної) ситуації, з використанням інтегрованої оцінки комплексної безпеки небезпечного виробничого об'єкта (КОБО ОПН), що формується програмним шляхом. Інформаційно-управляюча система комплексного контролю безпеки небезпечного виробничого об'єкта містить засоби отримання натурних даних технологічного процесу та екологічної обстановки, які включають датчики 1 концентрації парів рідкого речовини в повітрі, датчики 2 рівня і втрат на обладнанні передачі небезпечних речовин на ділянках 3, датчики 1 концентрації парів у повітрі, датчики 2 рівня і втрат, датчики температури, розміщені на ділянках 4 зберігання небезпечних речовин, апаратуру 23 керування насосом, сполучені з пультом 22 екстреного реагування ділянки 4, датчики 1 концентрації парів рідкого речовини у пові�ках 6, програмовані комутатори 7, до входів яких підключені датчики 1, 2, а виходи через маршрутизатори 8 первинної інформації пов'язані з візуальними табло 9 даних технологічного процесу та екологічної обстановки і з локальними технологічними мережами 10 ділянок 4 зберігання, кожна з яких забезпечена автоматизованим робочим місцем 11 майстра, кожна з мереж 10 ділянок через маршрутизатор 12 ділянки підключена до єдиної технологічної мережі 13 підприємства, пов'язаної через видеоконцентратор 14 з відеокамерами 5, і через маршрутизатор 15 - з адміністративної мережею 16, до якої підключені АРМ 24 майстра цеху, АРМ 25 служб цеху, сервер 18 бази даних, і через центральний маршрутизатор 19 - до інформаційно-аналітичному центру 20 для комплексної оцінки безпеки виробництва, а також чергово-диспетчерської служби підприємства 21, виконаним з можливістю різнорівневих локальних і централізованих керуючих впливів з одночасним інформуванням диспетчерської 26 територіальних служб контролю надзвичайних ситуацій. 5 з.п. ф-ли, 3 іл.

Спосіб поліпшеної оцінки інтегральної вологості атмосфери над океаном за вимірюваннями супутникових мікрохвильових радіометрів

Винахід відноситься до області метеорології і може бути використане для оцінки інтегральної вологості атмосфери над океаном. Сутність: отримують значення радиояркостних температур по п'яти радіометричним каналах, що мають частоти 10,65 ГГц, 18,7 ГГц, 36,5 ГГц горизонтальної поляризації і 23,8 ГГц вертикальної і горизонтальної поляризацій. Обчислюють значення інтегральної вологості з використанням залежності, що враховує значення радиояркостной температури та коефіцієнтів налаштованої Нейронної Мережі. При цьому чисельні значення зазначених коефіцієнтів налаштованої Нейронної Мережі отримують математичним моделюванням минаючого випромінювання системи Океан-Атмосфера та проведенням чисельного експерименту з використанням Нейронних Мереж в якості оператора рішення зворотної задачі подальшого настроювання способу на суміщених в просторі і в часі глобальних супутникових і наземних вимірах. Технічний результат: підвищення точності оцінки, розширення діапазону умов застосування.

Спосіб моніторингу забруднення природних середовищ техногенним джерелом

Винахід відноситься до області екології і призначене для моніторингу забруднення природного середовища від техногенного точкового джерела аерозольно-пилових забруднень. Спосіб включає вибір сукупності речовин, для яких буде проводитися моніторинг місцевості навколо точкового джерела, визначення маршруту пробовідбору сезонного напрямом вітру і побудова карти ізоліній забруднень за отриманими даними. Вибирають вектор переважного сезонного напрямку вітру. На цьому векторі проводять відбір проб для кожного забруднювача в двох точках r1 і r2, віддалених від точкового джерела на відстанях в інтервалі від 5 висот джерела (h) до 15 висот джерела. Обчислюють коефіцієнти У=ln(q1/q2·exp(C·((1/r2)-(1/r1))))/ln(r1/r2) і А=q1/(r1B)·exp(-C/r1), де q1 і q2 - концентрації забруднювача в точках пробовідбору r1 і r2, С=30·h. Обчислюють одновимірний профіль концентрації забруднювача у напрямку переважаючого вітру за формулою F(R,А,В)=A·RB·exp(-C/R), де R - поточне відстань від джерела, і перехід до площинної картині розподілу забруднювача на місцевості відбувається шляхом множення питомої концентрації F(R,A,B) на транспоновану функцію троянди вітрів G(φ+180°), відому з метеоспостережень для даного регіону в точкового джерела. 3 іл., 1 табл., 1 пр.
Up!