СПОСОБ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВЕРТИКАЛЬНОГО ПРОФИЛЯ КОНЦЕНТРАЦИИ ГАЗОВ В АТМОСФЕРЕ

Изобретение относится к дистанционному измерению концентрации различных газов в атмосфере по электромагнитному просвечиванию атмосферы в полосе поглощения измеряемого газа, например, измерению высотного профиля водяного пара по радиопросвечиванию со спутника на поверхность Земли 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 регистрация 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.

Другим 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 влияние облаков и осадков на результаты измерений без точных данных о свойствах облаков и осадков.

Наиболее близким аналогом является спутниковый спектральный способ измерения влажности в стратосфере на основе эффекта Допплера [4]. При этом на спутнике устанавливается излучатель микроволнового излучения, работающий в окрестности линии поглощения измеряемого газа на одной или двух частотах, а на поверхности Земли - приемник, который регистрирует общее поглощение излучения, прошедшего атмосферу. Изменение частот излучения происходит за счет эффекта Допплера, вызванного движением спутника. При этом измеряется и сравнивается общее поглощение атмосферы на различных частотах.

Однако данный метод также имеет невысокую точность, поскольку не позволяет учесть влияние облаков и осадков на результаты измерений без точных данных о свойствах облаков и осадков.

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 измерения проводят на двух парах частот, расположенных на различных склонах линии поглощения измеряемого газа, которая соответствует заданной высоте, и используют линейную комбинацию ослаблений на этих частотах.

Качественно более высокая точность измерений возникает при использовании не внеатмосферных источников излучения (например, Солнца), а стабильных источников излучения, установленных на спутнике, или при просвечивании атмосферы путем отражения от спутника набора электромагнитных волн, излученных с Земли, и регистрации дважды прошедшего атмосферу излучения приемником на Земле.

На Фиг.1а представлена схема радиопросвечивания атмосферы со спутника на Землю, в которой на спутнике 1 устанавливается излучатель, испускающий заданный набор частот, а на Земле располагается приемная антенна 2. Высота орбиты спутника обозначена Н. На Фиг.1б представлена другая схема радиопросвечивания атмосферы по трассе Земля-спутник-Земля, в которой заданный набор частот излучается приемником-передатчиком 2 с Земли в сторону спутника 1, на котором установлен отражатель, часть излучения отражается в обратную сторону и регистрируется тем же приемником-передатчиком 2.

На фиг.2 показан качественный вид частотной зависимости ослабления излучения газами атмосферы α_ст(Н, v) для верхних, средних и нижних слоев атмосферы, кривые 1, 2 и 3 соответственно, а также частотная зависимость ослабления облаков и осадков - кривая 4. Графики выполнены в полулогарифмическом масштабе. Если условно разбить всю атмосферу на три слоя плюс облака и осадки, то можно считать, что общее дифференциальное поглощение всей атмосферы по траектории распространения излучения складывается из разницы коэффициентов поглощения на частотах vl, v2 на всех четырех графиках. Фигура 2 (совместно с примером на фиг.3) качественно объясняют, как линейная комбинация двух дифференциальных поглощений [α_ст(Н, v2)-α_ст(Н, v1)]+С·[α_ст(Н, v3)-α_ст(Н, v4)] на различных склонах линии поглощения измеряемого газа позволяет резко снизить вклад нижних слоев атмосферы, выделить вклад нужного среднего слоя, а также вычесть влияние облаков и осадков. Константа С выбирается исходя из условия наилучшей компенсации вклада нижних слоев. Из графиков видно, что для верхнего слоя, кривая 1, разница коэффициентов ослабления α_ст(Н, v2)-α_ст(Н, v1) мала, следовательно, данный слой в общее дифференциальное ослабление дает малый вклад. Наибольшее различие ослаблений возникает для нужного среднего слоя (кривая 2), а вклады нижнего слоя 3 и облачного слоя 4 - вычитаются при сложении дифференциальных ослаблений на различных склонах линии.

На фиг.3 рассчитаны кривые для дифференциального поглощения 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. Кривая 1 - дифференциальное поглощение [α_ст(Н, v2)-α_ст(Н, v1)] на частотах v1=22.221 ГГц, v2=22.23 ГГц. На данной кривой виден значительный вклад нижних слоев в площадь под кривой. Кривая 2 - дифференциальное поглощение [α_ст(Н, v3)-α_ст(Н, v4)] на другом склоне линии при v3=22.24 и v4=22.249. Вклад нижних слоев имеет противоположный знак. Кривая 3 - линейная комбинация первого и второго графика почти удваивает вклад на требуемом участке высот и взаимно вычитает вклады нижнего слоя газа. Аналогично вычитаются вклады облаков и осадков. В результате получаем четкий максимум на требуемом участке высот.

Пример определения профиля концентрации газов до высоты 90 км приведен для водяного пара в полосе поглощения 22,235 ГГц. Если на спутнике на заданной паре частот v1 и v2 излучается монохроматическое излучение с известной интенсивностью I₀₁ и I₀₂, то на приемнике, установленном на поверхности Земли, будет регистрироваться сигналы интенсивностью I₁ и I₂ в соответствии с формулами

где α(r, v1,) и α(r, v2) - профили линейного коэффициента ослабления сигналов по трассе распространения излучения на частотах v1 и v2 соответственно, а интегрирование проводится по всей длине трассы. Регистрируется величины I₁ и I₂, по которым вычисляется общее ослабление атмосферы τ(v1), τ(v2), которое ввиду относительно слабого рассеяния на данных частотах, определяется профилем линейного коэффициента поглощения излучения α(r, v) на заданных частотах vl и v2

При регистрации дифференциального пропускания атмосферы на двух частотах регистрируется разность Δτ(v1, v2), равная логарифму отношения интенсивностей сигналов I₁ и I₂ на соответствующих частотах v1 и v2 (при одинаковых значениях излучаемой интенсивности I₀₁ и I₀₂)

Поскольку линейный коэффициент поглощения α(r, v) пропорционален концентрации искомого газа N(r) [2], то удобно выразить α(r, v) в виде произведения N(r) и некоторого сомножителя α(г, v), который от концентрации N(r) не зависит, но зависит от профилей температуры T(r) и атмосферного давления Р(г). То есть α(r, v)=α(r, v) N(r). В этом случае соотношение (3) можно выразить более наглядно:

Полученное уравнение является интегральным уравнением Фредгольма 1 рода, в котором неизвестной величиной является концентрации искомого газа N(r), а выражение в скобках является весовой функцией или ядром интегрального уравнения. Недостаток такого подхода заключается в том, что концентрация искомого газа по трассе измерений обычно изменяется на 3-4 порядка. Поэтому видимое снижение весовой функции на малой высоте ничего не говорит о качестве восстановления, поскольку вклад этой функции на этих высотах должен быть умножен на величину порядка 10 000z за счет высокой концентрации газа на нижних высотах.

Более продуктивно использовать априорные (стандартные, накопленные ранее или известные из независимых измерений) данные о профилях температуры Т(r), атмосферного давления Р(r) и концентрации измеряемого газа N_ст(r), а искомой величиной выбрать относительное отклонение концентрации измеряемого газа от априорного или стандартного профиля, а именно величина n(r)=[N(r)-N_ст(r)]/N_ст(r). Данная величина вдоль трассы измерений варьируется на величину, сравнимую с единицей, поэтому интегральные ядра в предложенном способе будут наглядно демонстрировать чувствительность метода к изменениям концентрации искомого газа в атмосфере. Кроме того, априорные данные более точно рассчитывают коэффициенты в интегральных уравнениях, что повышает точность решения задачи.

Для стандартной атмосферы уравнение (4) приобретает вид:

Из уравнений (4) и (5) нетрудно получить выражение для отклонения измеряемой величины Δτ(v1, v2) от стандартной Δτ_ст(v1, v2). Эту величину обозначим Dif τ(v1, v2)

Difτ(v1, v2)=Δτ(v1, v2)-Δτ_ст(v1, v2)=∫[a(r, v2)-a(r, v1)]N_ст(r)][N(r)-N_ст(r)]/N_ст(r)dr,

Учитывая, что n(r)=[N(r)-N_ст(r)]/N_ст(r) - относительное отклонение концентрации измеряемого газа от стандартного профиля, получим интегральное уравнение для измерения величины n(r):

где величины α_ст(r, v2)=а(r, v2)N_ст(r) и α_ст(r, v1))=а(r, v1)]N_ст(r) - зависимости линейного коэффициента поглощения газа для стандартного профиля концентрации вдоль трассы на частотах v2 и v1 соответственно. Весовой функцией или ядром интегрального уравнения в данном случае является величина W(r, v1, v2)=α_ст(r, v2)-α_ст(r, v1).

Для получения Difτ(v1, v2) через измеряемые величины интенсивности, прошедшего излучения, используется соотношение:

где I₁(v1)/I₂(v2)- отношение измеренных интенсивностей прошедшего излучения на приемнике, при условии равенства излучаемых интенсивностей передатчика I₁₀(v1)/I₂₀(v2), а величина (I₁(v1)/I₂(v2))_ст - расчетное отношение интенсивностей для стандартного профиля измеряемого газа. Использование априорных данных о профилях температуры Т(r), атмосферного давления Р(r) и концентрации измеряемого газа N_ст(r) позволяет более точно рассчитывать коэффициенты в интегральных уравнениях, что повышает точность решения задачи.

Использование линейной комбинации дифференциальных поглощений на двух склонах линии поглощения позволяет повысить точность измерений, улучшить форму ядер (весовых функций) и, самое главное, резко снизить влияние облаков, осадков и других газов. Рассмотрим этот способ более подробно на примере линии поглощения водяного пара γ=22,235 ГГц.

Конкретный пример эффективности использования линейной комбинации дифференциальных поглощений объясняет фигура 3. Если использовать одну пару частот v1, v2 на низкочастотном слое линии поглощения (см. также фигуру 2), то ядро интегрального уравнения (6) имеет вид, показанный кривой 1 на фигуре 3. По форме этого ядра видно, что кроме максимума на высоте 41 километр, подынтегральная весовая функция имеет высокую чувствительность к водяному пару и у земли, в слое 0…5 километров. Однако аналогичная пара частот v3, v4 на другом склоне линии поглощения (см. фиг.2) формирует почти такой же максимум в ядре на 41 километре, но в слое 0...5 километров ядро становится отрицательным (кривая 2 на фиг.4), почти симметрично повторяя по форме кривую 1. Линейная комбинация дифференциальных поглощений, состоящая из Difτ(v1, v2)+0.95·Difτ(v3, v4), дают результирующее ядро, представленное кривой 3 на фигуре 4. Как видно, это ядро имеет четко выраженную максимальную чувствительность на 41 километре и практически не чувствует вклад нижних слоев атмосферы. Аналогичным образом происходит вычитание влияния любых других механизмов ослабления излучения (рассеяние и поглощение облаками, осадками, другими газами), если на используемом интервале частот (v1…v4) спектральная характеристика этих механизмов ослабления не имеет резонансную форму, а плавно изменяется на используемом интервале.

По величине изменения концентрации относительно априорного профиля нетрудно вычислить и профиль абсолютной концентрации водяного пара на различных высотах:

N(r)=n(r)N_ст(r)+N_ст(r)].

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. Rodgers C.D. Inverse Methods for Atmospheric Soundings: Theory and Practice. 2000. 253 pp.

4. Хачатрян Ж.Б. Спутниковый спектрометрический метод определения влажности в стратосфере, использующий эффект Допплера. Zeitschrift fur Meteorologie, Band 38, Heft 4. (1988). 206-211.