Fizyczne Podstawy Teledetekcji
Wykład 11
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
2
Metody teledetekcyjne używane w
pomiarach temperatury powierzchni ziemi
• Wykorzystując zjawisko emisji promieniowania elektromagnetycznego przez powierzchni ziemi i atmosferę można wyznaczać wiele wielkości:
temperaturę powierzchni ziemi ilość i rozkład pary wodnej
profil temperatury
zawartość wody ciekłej
• W dalszej części wykładu mowa będzie o
promieniowaniu długofalowym oraz mikrofalowym, dla których zaniedbywać będziemy procesy
rozpraszania w atmosferze.
Teledetekcja temperatury powierzchni ziemi SST
• Monitoring SST w skali całego globu jest szalenie istotny w aspekcie zmian klimatycznych
• Część danych o SST pochodzi z obserwacji In situ np. boi czy dryfterów. Jednak gęstości sieci
obserwacyjnej w rejonie oceanów pozostawia wiele do życzenia. Półkula południowa jest pod tym
względem ma najrzadszą sieć pomiarową.
• Stąd dynamiczny rozwój obserwacji satelitarnych SST w latach 70 oraz 80-tych.
Wykres obrazuje obserwowane na górnej granicy atmosfery 4
(TOA) promieniowanie długofalowe opuszczające atmosferę.
• Widoczny jest wpływ poszczególnych gazów atmosferycznych na kształt promieniowania
elektromagnetycznego, np. emisja w paśmie 9.6 m
(pasmo absorpcyjne ozonu) sprawia, że promieniowanie na TOA jest takie jak od ciała doskonale czarnego o
temperaturze około 250 K.
• Charakterystyczny pik w środku pasma 9.6 czy 15 m świadczy o wzroście temperatury z wysokością w
stratosferze.
• Ważnym z punktu widzenia teledetekcji jest obszar okna atmosferycznego 800-1000 1/cm, gdzie atmosfera
pozbawiona chmur jest praktyczne transparentna z wyjątkiem pasma ozonu. Obszar ten jest używany do wyznaczania temperatury powierzchni ziemi oraz
6
Metoda Split Window
• W metodzie tej wykorzystuje się informację z dwóch kanałów spektralnych.
• Dla jednego z nich transmisja atmosferyczna jest bliska jedności (promieniowanie bardzo słabo oddziaływuje z powietrzem)
• Dla drugiego transmisja jest znaczącą mniejsza
(promieniowanie emitowane przez powierzchnię ziemi jest znacząco osłabiane w atmosferze).
• Z pierwszego kanału mamy więc oszacowanie
temperatury powierzchni Ziemi z różnicy pomiędzy
pierwszym a drugim zaś poprawkę związaną z atmosferą.
Temperatura powierzchni Ziemi:
) (
) 1
(
1 2
1
T T
T
b,1 b,2
1 , b
s T T T
T
gdzie Tb,1 Tb,2 są temperaturami radiacyjnymi w pierwszym i drugim kanale, zaś
opisuje różnice pomiędzy transmisja atmosferyczną kanału pierwszego oraz drugiego.
pierwsze oszacowanie poprawka atmosferyczna
T1
T2
8
• W praktyce metoda ta jest jednak stosunkowo rzadko używana.
AHRR (Very High Resolution Radiometer) od polowy lat 70-tych na orbicie
AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer)
Od 1978 4 kanałowy radiometr na NOAA-6 Od 1988 5 kanałowy radiometr na NOAA-11
Przyrządy satelitarne do SST
5 4
4
T T
T
1
C )
T T
( aT
SST b,4 b,4 b,5
4=10.3-11.3 m, 5=11.5-12.5 m
Współczynniki a i b dobierane są empirycznie poprzez porównanie z pomiarami in-situ.
Porównanie SST mierzone z satelity oraz in-situ jest trudne ze względu na fakt, iż tak zdefiniowana temperatura powierzchni ziemi odnosi się do milimetrowej warstwy (skin temperature) zaś pomiary in-situ prowadzone są w zupełnie inny sposób i odnoszą się do znacznie grubszej warstwy.
Dla przyrządu AVHRR stosuje się empiryczne równanie analogiczne do powyższej metody (Multi-Channel SST)
10
AVHRR- NLSST (non-linear SST)
• Algorytm opiera się o wzór
1
cos ) 1
T T
( d SST
) T T
( c bT
a
SST b,4 b,4 b,5 guess b,4 b,5
gdzie SSTguess jest pierwszym przybliżeniem zakładanym w pierwszej iteracji. Współczynniki a,b,c,d wyznacza się
niezależnie dla dwóch reżimów: Tb,4 - Tb,5<0.7 oraz Tb,4 –Tb,5
>0.7
Inne przybliżenie stosowane dla przyrządu ASTR (Along Track Scanning Radiometer). Używane są następujące kanały spektralne: 1.6, 3.7, 10.8, 12.0 m
i
i, b i
o a T
a
SST współczynniki ai liczone są z
dopasowania do wyników równania promieniowania transferu
Problemy…
1) Chmury
Tylko dla obszarów pozbawionych chmur może być wyznaczana temperatura powierzchni ziemi.
2) Długofalowe zmiany w atmosferze np. aerozol stratosferyczny po wybuchu wulkanu
12
Przykładowe wyniki pomiarów
14
Metody teledetekcjne pomiarów własności mikrofizycznych chmur
Techniki mikrofalowe
• Mikrofale obejmują obszar 3-183 GHz i dla znacznej części tego obszaru spektralnego chmury są
przeźroczyste.
• Wyjątkiem jest silne pasmo absorpcyjne H2O około częstości 180 GHz oraz 20 GHz.
• Przyjmując, że długość fali mikrofalowej wynosi około 3 mm zauważmy, że jest ona znacznie większa od typowej kropli chmurowej (10 m). Obliczony na tej podstawie
parametr wielkości wynosi około 0.02 co oznacza, że możemy posługiwać się teorią rozpraszania Rayleigha, zaś zważywszy na małą koncentracje kropel
chmurowych efekt rozpraszania może być w pierwszym przybliżeniu pominięty.
16
• Rozpatrzmy promieniowanie mikrofalowe w przybliżeniu Rayleigh’a Jeans’a na poziomie Ziemi emitowane przez atmosferę
• Załóżmy, że atmosfera pozbawiona chmur jest zupełnie przezroczysta dla tego promieniowania, zaś obszar
atmosfery pokryty jest chmurami o średniej temperaturze T
• Temperatura radiacyjna wynosi:
) e
1 ( T T
)]
L ( 1
[ T
Tb T kLL
L oznacza całkowita zawartość wody ciekłej chmury LWC Relacja ta pozwala wyznaczać całkowita zawartość wody
18
• W rzeczywistości atmosfera nie jest idealnie przeźroczysta. Nawet jeśli odejmiemy pasma absorpcyjne tlenu (60 oraz 118 GHz) redukcja
promieniowania w atmosferze pozbawionej pary wodnej wynosi kilka procent.
• Ponadto zmiany grubości optycznej atmosfery związane ze zmianą ciśnienia atmosferycznego mogą sięgać do 5%.
• Głównym problem jest jednak para wodna ze względu na jej dużą zmienność czasowa i przestrzenna.
• Mimo tego transmisja zenitalna dla częstości mniejszych od 40GHz jest większa niż 60% co umożliwia
wykrywanie chmur.
Metody teledetekcyjne wyznaczania własności optycznych chmur w dalekiej podczerwieni
• Teledetekcja chmur jest ciągle bardzo słabo
rozwinięta ze względu na skomplikowanych charakter oddziaływania produktów kondensacji z
promieniowaniem.
• W obszarze długofalowym nie możemy już
zaniedbywać efektów rozpraszania. Chmury w tym obszarze spektralnym najefektywniej badać jest w obszarze okna atmosferycznego.
• Emisja promieniowanie długofalowego w przestrzeń kosmiczna (OLR) zwiększa się ze wzrostem grubości optycznej chmury gdyż chmury najgrubsze optycznie są z reguły chmurami niskimi.
20
• Załóżmy chwilowo, że chmury nie rozpraszają
promieniowania. Wówczas radiancja na górnej granicy atmosfery ma postać
) e
1 )(
T ( B e
I )
, 0 (
I s */ c */
Is jest radiancja promieniowania oddolnego na wysokości podstawy chmury, * jest grubością optyczną chmury.
Rozważmy rożne nachylenia temperatury radiacyjnej Tb w oknie atmosferycznym.
Tb=T10.8-T12 jest blisko zero dla czystego nieba oraz optycznie grubych chmur.
• Teoretyczny wykres pokazuje ze różnica Tb=T10.8-T12 osiąga
maksimum dla małych kropel w temperaturze T10.8=270K
22
• Obliczając grubość optyczną chmury mamy
• gdzie Iobs jest mierzoną wartością na górnej granicy atmosfery, zaś Ical zastąpiono wartość Is (wartość radiancja na wysokości podstawy chmury)
• Problem z obliczeniem prawej strony równania wynika z trudnościami określenia temperatury Tc zaś Ical może być wyznaczona z pomiarów czystego nieba sąsiadującego z obszarem pochmurnym.
• Definiuje się wielkość
) T ( B I
) T ( B ln I
s clr
c
* obs
* 8 . 10
* 6 . 12
która zależy od rozmiaru kropel w chmurach.
Średnie zachmurzenie
24
Średnia grubość optyczna chmur
