Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 11 Krzysztof Markowicz

Podobne prezentacje


Prezentacja na temat: "Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 11 Krzysztof Markowicz"— Zapis prezentacji:

1 Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 11 Krzysztof Markowicz

2 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.

3 3 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.

4 4 Wykres obrazuje obserwowane na górnej granicy atmosfery (TOA) promieniowanie długofalowe opuszczające atmosferę.

5 5 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 /cm, gdzie atmosfera pozbawiona chmur jest praktyczne transparentna z wyjątkiem pasma ozonu. Obszar ten jest używany do wyznaczania temperatury powierzchni ziemi oraz własności optycznych chmur.

6 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.

7 7 Temperatura powierzchni Ziemi: gdzie T b,1 T b,2 są temperaturami radiacyjnymi w pierwszym i drugim kanale, zaś opisuje różnice pomiędzy transmisja atmosferyczną kanału pierwszego oraz drugiego. pierwsze oszacowaniepoprawka atmosferyczna

8 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 kanałowy radiometr na NOAA-6 Od kanałowy radiometr na NOAA-11 Przyrządy satelitarne do SST

9 9 4 = m, 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 10 AVHRR- NLSST (non-linear SST) Algorytm opiera się o wzór gdzie SST guess jest pierwszym przybliżeniem zakładanym w pierwszej iteracji. Współczynniki a,b,c,d wyznacza się niezależnie dla dwóch reżimów: T b,4 - T b,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 współczynniki a i liczone są z dopasowania do wyników równania promieniowania transferu

11 11 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 12 Przykładowe wyniki pomiarów

13 13

14 14

15 15 Metody teledetekcjne pomiarów własności mikrofizycznych chmur Techniki mikrofalowe Mikrofale obejmują obszar GHz i dla znacznej części tego obszaru spektralnego chmury są przeźroczyste. Wyjątkiem jest silne pasmo absorpcyjne H 2 O 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. Masowy współczynnik ekstynkcji jest wiec równy masowemu współczynnikowi absorpcji wody k L.

16 16

17 17 Rozpatrzmy promieniowanie mikrofalowe w przybliżeniu Rayleigha Jeansa 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: L oznacza całkowita zawartość wody ciekłej chmury LWC Relacja ta pozwala wyznaczać całkowita zawartość wody ciekłej w chmurach. Parametr ten związany jest z między innymi z grubością geometryczną chmury

18 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.

19 19 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 20 Załóżmy chwilowo, że chmury nie rozpraszają promieniowania. Wówczas radiancja na górnej granicy atmosfery ma postać I s jest radiancja promieniowania oddolnego na wysokości podstawy chmury, * jest grubością optyczną chmury. Rozważmy rożne nachylenia temperatury radiacyjnej T b w oknie atmosferycznym. T b =T T 12 jest blisko zero dla czystego nieba oraz optycznie grubych chmur.

21 21 Teoretyczny wykres pokazuje, że różnica Tb=T T 12 osiąga maksimum dla małych kropel w temperaturze T 10.8 =270K

22 22 Obliczając grubość optyczną chmury mamy gdzie I obs jest mierzoną wartością na górnej granicy atmosfery, zaś I crl zastąpiono wartość I s (wartość radiancja na wysokości podstawy chmury) Problem z obliczeniem prawej strony równania wynika z trudnościami określenia temperatury T c zaś I cal może być wyznaczona z pomiarów czystego nieba sąsiadującego z obszarem pochmurnym. Definiuje się wielkość która zależy od rozmiaru kropel w chmurach.

23 23 Średnie zachmurzenie

24 24 Średnia grubość optyczna chmur

25 Algorytmy używane do detekcji chmur Chmury na zdjęciach satelitarnych: 1.mają wyższy współczynnik odbicia niż powierzchnia ziemi 2.niższą temperaturę niż powierzchnia ziemi 3.wykazują znaczną zmienność czasową przestrzenną współczynnika odbicia i temperatury Znacznym problemem w przypadku pikseli o szerokości rzędu kilku kilometrów w lub większym jest występowanie chmur konwekcyjnych, których rozmiary mogą być znacznie mniejsze niż wielkość piksela. Ponadto rzucanie przez chmury cieni na powierzchnie ziemi. 25

26 Definicja poziomów wiarygodności 26

27 Algorytm MSG - dzienny Tmax, Tmean, Tmin – średnie klimatologiczne (miesięczne) temp. powierzchni ziemi 27

28 Algorytm MSG - nocny 28

29 Algorytm dla detektora AVHRR 29

30 30

31 31

32 32

33 33


Pobierz ppt "Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 11 Krzysztof Markowicz"

Podobne prezentacje


Reklamy Google