Применение активно-пассивного зондирования для исследования профиля водности облаков

Размещено на http://www.allbest.ru/

32

ІSSN 0485-8972 Радиотехника. 2013. Вып. 174

ПРИМЕНЕНИЕ Активно-пассивноГО зондированиЯ ДЛЯ ИССЛЕДОВАНИЯ ПРОФИЛЯ ВОДНОСТИ ОБЛАКОВ

Е.Н. БЕЛОВ, канд. техн. наук О.А. ВОЙТОВИЧ, канд. техн. наук,

В.А. КАБАНОВ, канд. физ.-мат. наук, А.М. ЛИНКОВА,

канд. физ.-мат. наук, Г.А. РУДНЕВ, Т.А. ТКАЧЕВА,

Г.И. ХЛОПОВ, д-р техн. наук, С.И. ХОМЕНКО, канд. техн. наук

Введение

Исследование влагозапаса облаков имеет важное значение для изучения физических процессов в атмосфере [1] и при решении многих практических задач метеорологии, в том числе для оценки эффективности активного воздействия на облака [2] и предотвращения обледенения самолетов [3]. При этом дистанционные методы зондирования играют решающую роль, так как позволяют оперативно осуществлять мониторинг на больших площадях.

Вначале для этого использовалось радиолокационное зондирование [4] на основе корреляционного соотношения между отражаемостью и водозапасом облака в виде , - константы, которые определяются экспериментально. Однако, как позже выяснилось [5], приведенные константы и результаты зондирования определяются микроструктурными параметрами облака (видом распределения частиц по размерам), которые в значительной мере зависят от региона, происхождения дождя и ряда других факторов, что не позволяет однозначно судить о водности облака. Действительно, отражаемость частиц облака в сантиметровом диапазоне пропорциональна , в то время как водность - , в связи с чем, отражаемость определяется, в основном, крупными каплями, а водность - общим содержанием воды.

В то же время, радиояркостная температура облака зависит от интегрального ослабления электромагнитной волны, которая также пропорциональна 3-й степени радиуса частиц. Поэтому значительное количество работ посвящено исследованию возможностей пассивного зондирования с использованием радиометров в различных диапазонах радиоволн [6, 7]. При этом основное внимание уделялось проблеме разделения вклада атмосферы и облаков в общую яркостную температуру, которую удается решить только в ряде специальных случаев [8]. Кроме того, пассивное зондирование не позволяет определить границы облака и не дает возможность измерить профиль его водности, что принципиально важно не только для изучения физических процессов в атмосфере [1], но также для применения технологии активного воздействия на облака [2] и безопасности полетов [3].

В этой связи, значительный интерес представляют методы активно-пассивного зондирования [9 - 12], основанные на совместном использовании радара и радиометра. В этой области исследований продолжается поиск новых методов, которые могли бы обеспечить устойчивые оценки при минимальных аппаратурных затратах. Поэтому настоящая работа посвящена исследованию одного из возможных подходов к проблеме восстановления профиля водности облаков с помощью активно-пассивного зондирования.

Восстановление высотного профиля водности облаков

Излучательные характеристики метеорологических объектов описываются с помощью интегро-дифференциального уравнения переноса [13], решение которого в общем виде пока не получено. Поэтому значительный интерес представляют различные приближенные методы [14] и, в частности, метод “чистого поглощения”, который дает наилучшие результаты для облаков без осадков, когда рассеянием электромагнитных волн на частицах можно пренебречь. Кроме того, в рассматриваемом случае вклад космического излучения также можно не учитывать, что позволяет записать выражение для яркостной температуры нисходящего излучения (радиометр направлен вверх - рис.1) в виде [11]:

, (1)

где - зенитный угол, - вертикальный профиль коэффициента поглощения, - вертикальный профиль термодинамической температуры, z - вертикальная координата (рис.1).

Рис. 1 Схема дистанционного зондирования

Учитывая стратифицированный характер облачности, рассмотрим трехслойную модель среды, где коэффициент поглощения принимает различные значения, в зависимости от высоты соответствующего слоя

(2)

где - поглощение в атмосфере, - поглощение в облачности, - высота нижней границы облачности, - высота верхней границы облачности, - максимальная высота, которая принимается для расчетов поглощения в атмосфере (обычно =10 - 12 км [15]).

Высотный профиль поглощения в атмосфере определяется в основном суммарным затуханием водяного пара и кислорода , которые, в свою очередь, соответствуют широко распространенной модели [16]

, (3)

где =2,1 км - характеристическая высота для водяного пара, =5,3 км - характеристическая высота для кислорода, и - значения коэффициентов поглощения для водяного пара и кислорода на поверхности Земли соответственно. Выражения для указанных коэффициентов поглощения приводятся в работах [17, 19] для стандартной атмосферы, использование которых позволило вычислить следующие значения:

- ;

- ; (4)

- ;

- .

Высотный профиль коэффициента поглощения в облаках с достаточной для практики точностью может быть вычислен в рэлеевском приближении, которое справедливо при выполнении условия , где - комплексный коэффициент преломления воды, - комплексная диэлектрическая проницаемость, - рабочая длина волны. В этом случае эффектами рассеяния можно пренебречь, а выражение для поглощения имеет вид [17]

, (5)

где - водность облака, - функция распределения частиц облака по размерам.

Как показывают экспериментальные исследования [18], усредненный высотный профиль водности в облаках хорошо описывается моделью в виде Бета-распределения

, г/м³, (6)

где - высота над основанием облака, нормированная на толщину облака , - нормированная высота, на которой водность максимальна, - максимальное значение профиля водности. По данным работы [18] среднее значение параметра для кучевых
облаков отличается значительной устойчивостью , в то время как другие параметры характеризуются достаточно большим разбросом значений и .

Другой, широко используемой характеристикой, является водозапас

, кг/м², (7)

который показывает содержание воды в вертикальном столбе с площадью основания 1 м² и высотой, равной мощности облака .

В соответствии с (2), выражение для радиояркостной температуры (1) распадается на три интеграла:

(8)

причем, как показывает анализ, вклад в радиояркостную температуру каждого из интегралов в (8) далеко не одинаков.

На рис. 2 приведен пример вычисления высотного профиля коэффициента поглощения в диапазонах см (рис.2, а) и см (рис. 2, б) в облаке мощностью км с водозапасом 1 кг/м² (сплошная кривая 1), а также для стандартной атмосферы в кислороде (штриховая кривая 2) и водяном паре (пунктир 3). Как видно, поглощение в облаке почти на два порядка превышает поглощение в атмосферных газах, в связи с чем, вкладом атмосферных газов, в первом приближении, можно пренебречь.

Рис. 2 Коэффициент поглощения облака (кривая 1), кислорода и водяного пара в чистой атмосфере (кривые 2, 3)

При этом оказывается, что яркостная температура облаков с одинаковым водозапасом практически не зависит от вида высотного профиля их водности, как показано на рис. 3, где приведена зависимость яркостной температуры облака мощностью в диапазонах см (рис. 3, а) и см (рис. 3, б), сплошная кривая - равномерный профиль (РП), , пунктир - неравномерный профиль (НП), , и .

а) б)

Рис. 3 Зависимость яркостной температуры облака от его водозапаса в диапазоне см (а) и см (б)

Следует также отметить, что в миллиметровом диапазоне, в отличие от сантиметрового, быстро наступает насыщение яркостной температуры, в связи с чем, для измерения водозапаса (водности) облаков предпочтительно использовать диапазон длин волн .

Кроме того, зависимость яркостной температуры от водозапаса также слабо зависит от мощности облака, как показано на рис. 4, где приведена зависимость яркостной температуры облака с равномерным высотным профилем водности () в диапазонах см (рис. 4, а) и см (рис. 4, б) (сплошная кривая - мощность облака , штриховая кривая - , пунктир ).

а б

Рис. 4 Яркостная температура облака с равномерным профилем водности в зависимости от его водозапаса для см (а) и см (б), (сплошная кривая -, штрих - , пунктир )

Слабая зависимость яркостной температуры облака от его профиля водности и мощности связана с тем, что температура определяется, прежде всего, интегральным поглощением в среде, независимо от того, каким способом это достигается - за счет толщины облака или его профиля. В этой связи можно рекомендовать простое соотношение в диапазоне см в виде , которое позволяет вычислить водозапас облака по измеренной яркостной температуре.

В то же время необходимо отметить, что радиояркостная температура облака существенно зависит от вида вертикального профиля водности и его толщины. На рис. 5 приведена зависимость яркостной температуры облака мощностью с водозапасом 1 кг/м² в диапазонах см (рис. 5, а) и см (рис. 5, б) от параметра (максимум профиля водности). При этом сплошная кривая соответствует равномерному профилю (РП), , а пунктир - неравномерному профилю (НП), , и .

а б

Рис. 5 Зависимость яркостной температуры облака мощностью для см (а) и см (б) от параметра , сплошная кривая - равномерный профиль (РП), пунктир - неравномерный профиль (НП)

На рис. 6 приведены аналогичные зависимости яркостной температуры облака с водозапасом 1 кг/м² и равномерным высотным профилем водности в диапазонах см (рис. 6, а) и см (рис. 6, б) от параметра (сплошная кривая - , штриховая кривая - , а пунктир - ).

Приведенные данные получены при использовании приближения, когда поглощение в облаках существенно больше поглощения в атмосферных газах, поэтому представляет интерес оценить их вклад в полную яркостную температуру и яркостный контраст, используя выражения (2) - (5).

а б

Рис. 6 Яркостная температура облака с равномерным профилем водности в зависимости от параметра для см (а) и см (б), (сплошная кривая -, штрих - , пунктир )

На рис. 7 приведены результаты вычислений яркостной температуры системы “облако+атмосфера” в зависимости от водозапаса облака для моделей высотного профиля (6) и стандартной атмосферы (3), (4) в диапазоне см (сплошная кривая - мощность облака , штриховая кривая - , пунктир ).

Рис. 7 Яркостная температура системы “облако+атмосфера” в зависимости от водозапаса облака для см (сплошная кривая - мощность облака , штриховая - , пунктир )

Поглощение в атмосферных газах приводит к появлению начальной яркостной температуры при нулевой водности облака и изменению угла наклона кривой (рис. 7). В результате аппроксимирующая зависимость незначительно отличается от ранее приведенной для тех же условий (рис. 4, б) и соответствует максимальной погрешности определения водозапаса не более 10 % при значении яркостной температуры .

Таким образом, приведенные данные подтверждают целесообразность использования зависимости яркостной температуры облака от его водозапаса на первом этапе активно-пассивного зондирования. В этом случае проведенные измерения водозапаса позволяют восстановить высотный профиль водности облака, используя выражение для модели высотного профиля водности (6), (7)

, (9)

где мощность облака вычисляется с помощью радиолокационных измерений на втором этапе зондирования как разность верхней и нижней границ облака (R_1,2 - наклонная дальность до верхней и нижней границ облака соответственно).

Для удобства на рис. 8 приведена зависимость нормированного значения максимальной водности высотного профиля от мощности облака, которая позволяет быстро определить максимальное значение высотного профиля водности для параметров модели профиля (, , ), рекомендованных в работе [18].

Рис. 8 Нормированное значение максимальной водности высотного профиля в виде Бета-распределения

Экспериментальные исследования

Экспериментальные исследования проводились с помощью разработанного комплекса активно-пассивного зондирования в диапазоне см, который включает в себя модернизированный метеорадар типа МРЛ-1 [20, 21] и радиометр (рис. 9).

Рис. 9 Радиофизический комплекс для активно-пассивного зондирования

зондирование физический влагозапас облако

Радар и радиометр располагаются рядом на подготовленной позиции, а компьютеризированная система управления положением антенн обеспечивает совпадение электрических осей радара и радиометра при сканировании по углу места и азимуту.

Радар представляет собой некогерентный импульсный радар, построенный по традиционной схеме, которая доработана путем использования персонального компьютера для регистрации и обработки отраженных сигналов, управления положением антенны и режимом излучения передающего устройства. Кроме того, приемное устройство доработано путем замены входного усилителя на основе ЛБВ на более стабильный и малошумящий транзисторный усилитель со значением шум-фактора ? 4 дБ, а параметры радара приведены в табл. 1.

Таблица 1

Параметры активного канала

Радиометр собран по модуляционной схеме с некоторыми особенностями в части входных элементов и калибровки, причем обработка сигналов (выделение модуляционной частоты, синхронное детектирование, масштабирование и калибровка) осуществляется в ПК в реальном времени.

В рассматриваемом случае наиболее целесообразным оказалось использование внешней калибровки, которая позволяет максимально учесть влияние всех факторов на результаты измерений. Поэтому в работе применяется согласованная нагрузка с известной термодинамической температурой и излучение ясного неба. В рабочем режиме модулятор переключает вход малошумящего усилителя (МШУ) между антенной и согласованной нагрузкой, температура которой контролируется специальным цифровым термометром, датчик которого вмонтирован в корпус нагрузки. Температура ясного неба вычисляется согласно работе [19] с достаточной для практики точностью с учетом затухания на “крыльях” спектра поглощения водяного пара и кислорода (3), (4). В результате экспериментально измеренные параметры радиометра сведены в табл. 2.

Важной характеристикой активно-пассивного комплекса является переходное затухание между активным и пассивным каналами, которое должно быть не менее 140 дБ [12]. В рассматриваемом случае это требование выполняется с запасом благодаря пространственному разнесению антенн радара и радиометра.

Таблица 2

Параметры пассивного канала

В летний период было проведено несколько опытов с развитой кучевой облачностью, пример радиолокационного изображение которой приведен на рис. 10 в системе координат “Высота-Дальность”.

Рис. 10 Радиолокационное изображение облачности “Высота-Дальность”

В табл. 3 приведены результаты измерений радиояркостной температуры, радиояркостного контраста кучево-дождевых облаков и значения их водозапаса.

Таблица 3

Результаты экспериментальных исследований

При этом параметры высотного профиля восстанавливались с помощью выражений, представленных ниже:

, (10)

, г/м³,

, г/м³,

, км.

На рис. 11 построены высотные профили водности, восстановленные с помощью выражений (10):

Рис. 11 Профиль водности кучево-дождевых облаков, восстановленный по результатам экспериментов (табл. 3)

Как видно, водозапас облаков сложным образом зависит от параметров зондирования, что еще раз подтверждает необходимость проведения подобных измерений как в интересах исследований в области физики атмосферы, так и для решения практических задач, связанных, например, с проблемой искусственных осадков, которая имеет большое значение для засушливых регионов Украины.

В результате проведенных исследований можно сделать следующие выводы:

1. Поглощение в кучево-дождевых облаках почти на два порядка превышает поглощение в атмосферных газах, а пренебрежение их вкладом приводит к ошибкам определения водозапаса ? 10%.

2. Яркостная температура облака определяется, в основном, его водозапасом и слабо зависит от вида высотного профиля водности и мощности облака.

3. Предложен и исследован метод восстановления профиля водности кучево-дождевых облако с помощью активно-пассивного зондирования.

4. Создан активно-пассивный комплекс дистанционного зондирования в диапазоне 3 см и проведены предварительные измерения высотного профиля водности кучево-дождевых облаков.

Список литературы

1. Матвеев Л.Т. Физика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 2000. 780 с.

2. Абшаев М.Т., Абшаев А.М., Малкарова А.М., Мизиева Ж.Ю. Радиолокационные исследования водосодержания кучево-дождевых облаков // Изв.РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т.45, №6. С. 782-788.

3. Баранов А.М. Облака и безопасность полетов. Л.: Гидрометеоиздат, 1973.

4. Степаненко В. Д. Радиолокация и метеорология / В. Д. Степаненко. Л.: Гидрометеоиздат, 1966. 327 с.

5. Башаринов А.Е., Кутуза Б.Г. Исследование радиоизлучения и поглощения облачной атмосферы в миллиметровом и сантиметровом диапазонах волн // Труды ГГО. 1968. Вып. 222. С. 83-99.

6. Горелик А.Г., Калашников В.В., Райкова Л.С., Фролов Ю.А. Радиотепловые измерения влажности атмосферы и интегральной водности облаков // Физика атмосферы и океана. 1973. Т.9, №9. С. 928-935.

7. Горелик А.Г., Калашников В.В., Фролов Ю.А. Определение общего влагосодержания атмосферы по собственному радиоизлучению // Труды ГГО. 1972. Вып. 103. С. 5?19.

8. Щукин Г.Г., Бобылев Л.П., Ильин Я.К. и др. Комплексно активно-пассивное радиолокационное зондирование облачности // Труды ГГО. 1978. Вып. 411. С. 3-12.

9. Щукин Г.Г., Алибегова Ж.Д., Бобылев Л.П. и др. Об использовании модельных представлений и эмпирических данных в задаче пассивно-активного радиолокационного зондирования облаков и осадков // Труды ГГО. 1982. Вып. 451. С. 7-18.

10. Щукин Г.Г., Бобылев Л.П., Ильин Я.К. и др. Методические вопросы и некоторые результаты зондирования конвективных облаков с помощью пассивно-активной радиолокационной станции // Труды ГГО. 1985. Вып. 490. С. 80-92.

11. Булкин В.В., Костров В.В., Фалин В.В. и др. Методы и устройства пассивно-активной радиолокации в структуре управления воздушным движением // Электромагнитные волны и электронные системы. 2002. №1, т.7. С. 60-68.

12. Шифрин К.С. Тепловое излучение капель воды в микроволновой области / Шифрин К.С., Черняк М.М. // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1974. Т.10, №10. С. 1107?1110.

13. Рабинович Ю.Н. Оценка приближенных методов решения уравнения переноса микроволнового излучения в осадках / Ю.Н. Рабинович, М.М. Черняк // Труды ГГО. 1976. Вып. 371. С. 43?65.

14. Жевакин С.А., Троицкий В.С., Цейтлин Н.М. Радиоизлучение атмосферы и исследование поглощения сантиметровых радиоволн // Изв. Вузов. Радиофизика. 1957. Т.1, №2. С. 19-26.

15. Войт Ф.Я., Мазин И.И. Водность кучевых облаков // Физика атмосферы и океана. 1979. Т.8, №11. С. 1166-1176.

16. Зражевский Ю.А. Методика расчета поглощения в атмосферных парах воды в миллиметровом и субмиллиметровом диапазонах // Радиотехника и электроника. 1976. Т.21, вып. 5. С. 951-957.

17. Ye.N. Belov, O.A. Voytovich, T.A. Makulina, G.A. Rudnev, G.I. Khlopov, S.I. Khomenko. Software and hardware complex for investigation of meteorological radar echo // Telecommunications and radioengineering. 2010. vol.69, №17. Р. 1517-1527.

18. S. Joseph Munchak. Retrieval of Raindrop Size Distribution from Simulated Dual-Frequency Radar Measurements // J. Appl. Meteor. and Climatology, vol. 47, January 2008, p. 223-239.

19. C.D. Rodgers. Inverse Methods for Atmospheric Sounding: Theory and Practice. World Scientific Publishing Co. Ltd., 2000.

Размещено на Allbest.ru