WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

загрузка...
   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 || 3 | 4 |

HDO = (R / R0 -1) 1000, R = NHDO NH 2O, R0 = 3.106910-4 (2) где R, R0 – распространённости изотопомера HDO в образце и в океанической воде; NH2O, NHDO – концентрации молекул воды основного изотопомера и HDO. До недавнего времени изучение изотопного состава атмосферной воды производилось только посредством масс-спектрометрического анализа выпадающих осадков. Экспериментальные данные об изотопном составе атмосферного водяного пара в значительной степени проясняют качественное и количественное описание процессов испарения, конденсации и переиспарения воды в моделях общей циркуляции.

Плотность радиационного потока в атмосфере зависит от вертикальных профилей температуры, давления, концентраций поглощающих ИК–излучение газов. В приближении локального термодинамического равновесия уравнение распространения теплового излучения в безоблачной слабоаэрозольной атмосфере имеет вид [8]:

dW = -KvW dz + K B dz, (3) где – волновое число, W – спектральная плотность яркости излучения, dz – толщина атмосферного слоя, K – коэффициент поглощения компонентами атмосферы, B – функция Планка для излучения чёрного тела. Для сферической слоистой атмосферы решение (3) для уходящего с Земли излучения Wup принимает вид:

HH secdh, Wup = ( B (Ts ) + (1 - )Wdown)P + B exp- secdh K K 0 h Hh Wdown = K B exp- K secdh secdh, (4) 0 H = K secdh, P = exp(- ), где, Ts – излучательная способность и температура поверхности, H – верхняя граница атмосферы, Wdown – спектральная плотность яркости излучения атмосферы вниз, (h) – зенитный угол наблюдений или угол сканирования;, P – оптическая толщина и функция пропускания атмосферы. Поток теплового излучения атмосферы, направленный к поверхности (противоизлучение) рассчитывается интегрированием Wdown по ИК–диапазону волновых чисел и по телесному углу верхней полусферы:

rad F = (5) W dd, Несмотря на малый относительный вклад метана в общую постоянную составляющую потока Frad, его парниковый потенциал больше, чем потенциал двуокиси углерода, поэтому вклад метана в переменную составляющую парникового эффекта значителен, и определение его современного содержания и мониторинг накопления в атмосфере является актуальной задачей [9].

Задача определения параметров атмосферы из функционалов излучения (4), называемая обратной в теории переноса излучения, в общем случае является некорректной. Для ее адекватного решения привлекается дополнительная информация, используются методы регуляризации [10]. В случае анализа спектров высокого разрешения вычислительные трудности обусловлены большой размерностью обратной задачи: в пространстве измерений – число спектральных каналов, в пространстве решений – число узлов высотной сетки, умноженное на число восстанавливаемых вертикальных профилей. При анализе спектров высокого разрешения обратная задача становится существенно переопределенной – размерность пространства измерений в 10–100 раз и более может превышать размерность пространства решений.

Во второй главе описана методика определения вертикальных профилей температуры, концентрации водяного пара и отношения HDO/H2O из спектров яркости уходящего теплового излучения, измеряемых с высоким спектральным разрешением современными сенсорами спутникового базирования. При решении обратной задачи используются: метод ортогональных разложений для сжатия спектральной информации и уменьшения размерности искомого вектора; метод наименьших квадратов. Апробация методики проводится на спектрах спутникового сенсора IMG, в результате впервые получено широтно-высотное распределение вертикальных профилей отношения HDO/H2O над Тихим океаном. Также описана методика определения вертикальных профилей отношения HDO/H2O из ИК спектров пропускания атмосферы теплового диапазона, приведены результаты по обработке данных наземного спектрометра FTIR, расположенного на Аляске.

Сенсор IMG (Interferometric Monitor for Greenhouse Gases) измерял спектральную плотность яркости излучения в диапазоне длин волн 3.3–16.6 мкм (600– 3030 см-1) с разрешением около 0.1 см-1 и имел шумовой эквивалент яркости в пределах 0.020–0.035 мкВт/см2см-1ср. Несмотря на относительно короткое время его функционирования с ноября 1996 по июль 1997, данные, полученные прибором IMG со спутника ADEOS, имеют большую научную и практическую ценность. Геометрия наблюдения атмосферы сенсором IMG – в надир. Ввиду практического отсутствия данных об относительном содержании HDO в атмосфере над океаном, объектом исследования в данной работе был район Тихого океана (60 Ю.Ш.–60 С.Ш., 130–170 З.Д.). Из всех спектров IMG, полученных за период его функционирования, были отобраны спектры, измеренные над этим районом в условиях чистого неба. Методика определения «безоблачных» спектров над водной поверхностью была основана на анализе спектральной зависимости яркостной температуры в окнах прозрачности атмосферы в интервале 830– 1200 см-1. Для отобранных таким образом дневных спектров IMG проводился дополнительный скрининг облачности по данным сенсора изображения в видимой области OCTS (Ocean Color Temperature Scanner) c борта того же спутника. Всего в выборку попали 1022 спектра.

Величина HDO зависит от концентраций изотопомеров воды H2O и HDO (2). Для определения концентраций этих газов из ИК спектров обязательным шагом является определение поверхностной температуры и вертикального профиля температуры. Для восстановления профилей HDO сначала решались задачи восстановления поверхностной температуры, вертикальных профилей температуры и концентрации водяного пара. Остальные параметры, участвующие при вычислении яркости в надир (4) (давление, концентрации всех газов кроме H2O) дополнялись из стандартной модели атмосферы. Излучательная способность поверхности соответствовала океану.

Для восстановления температуры (поверхности и вертикального профиля) использовались интервалы: 817–822, 680–685, 714–717, 723–727, 760–765 см-1, для восстановления профилей концентрации водяного пара основного изотопомера и HDO использовался интервал 1190–1220 см-1, содержащий линии поглощения этих газов. В работе применялся метод наименьших квадратов – подгонка измеренного и расчетного спектров в выбранных спектральных интервалах при варьировании параметров, которые нужно определить. Использовалась целевая функция вида:

m obs J(x) = [ /Wicalc(x)-Wicalc(x)/Wiobs], (6) W i i=где Wiobs, Wicalc – измеренный и расчётный спектры; m – число спектральных каналов; x – искомый параметр. Минимизация (6) проводилась методом сопряжённых градиентов по алгоритму Флетчера-Ривза.

На рис. 1 представлены наборы весовых функций прямой модели, определяемых как:

Aij = Wicalc x, (7) j где xj – восстанавливаемый параметр в j-ом узле высотной сетки. Положение максимума i-ой весовой функции показывает, на какой высоте изменение параметра дает максимальный вклад в изменение спектра в i-ом канале.

Набор весовых функций температуры достаточно равномерно и плотно покрывает весь высотный интервал и восстановление профиля температуры не вызывает особых трудностей. Для решения обратной задачи по определению профилей атмосферных параметров и одновременного уменьшения ее размерности в работе использовался метод главных компонент (МГК), согласно которому искомый вектор можно представить в виде разложения по собственным векторам масштабированной ковариационной матрицы:

l € € x = Vi, x = Sx1/ 2(x - mx ), GVk = kVk, c i i=(8) M - ij i i G = Sx Sx1, S = (x - mx )(xkj - mxj ), i, j = 1..n, x k l - k =€ где x – масштабированный искомый вектор; Sx – ковариационная матрица ошибок x; mx, Sx – средний вектор и выборочная ковариационная матрица, рассчитанные по набору векторов x, известных заранее; M – число векторов в наборе; ck – коэффициенты разложения или ГК; k, Vk – набор собственных значений и векторов обобщённой ковариационной матрицы G; l – число ГК, используемых в разложении; n – размерность x. Ограничивая ряд (8) несколькими первыми членами и сводя задачу к нахождению коэффициентов разложения, можно понизить размерность задачи, что эквивалентно поиску решения на множестве гладких функций.

нормированные весовые функции Рис. 1. Наборы прореженных нормированных весовых функций прямой модели: a) температуры в интервалах 680–685, 714–717, 723–727, 760–765 см-1; b) концентрации водяного пара основного изотопомера и c) изотопомера HDO в интервале 1190–1220 см-1.

Согласно работе [11], использование матрицы G вместо Sx в (8) дает удобный критерий выбора достаточного числа ГК, используемых в разложении:

n n-1 k 1, (9) k =l +при этом величина k интерпретируется как отношение дисперсии ГК к дисперсии шума в направлении соответствующего собственного вектора Vk, то есть отношение «сигнал – шум».

В качестве априорной информации для построения выборочных ковариационных матриц в данной работе были использованы данные модели общей циркуляции атмосферы NASA GISS ModelE [4], учитывающей изотопное разделение воды. Они представляют собой глобальный пространственно временной набор высота, км метеорологических состояний атмосферы, каждое из них включает: поверхностное давление, профили температуры, концентрации водяного пара и HDO. Пространственное покрытие земного шара выполнено с шагом 40 по широте и 50 по долготе, то есть одномоментное покрытие планеты описывается набором из ~3300 точек на географической сетке. Временное покрытие выполнено с шагом часа, и годовой набор глобальных состояний насчитывает ~2800 засечек. Формирование априорных наборов атмосферных параметров сводится к выборке из полного набора модельных данных только тех, которые соответствуют исследуемому географическому району и времени измерения спектров.

Для проведения модельных расчетов спектров яркости и пропускания использовались выражения (4), рассчитываемые в ПО FIRE-ARMS [6]. Для вычисления коэффициентов поглощения в этой программе используется метод «line-byline», спектроскопическая база данных HITRAN-2004 [12], модель континуума MT_CKD для водяного пара [13].

Процедура определения вертикального профиля HDO из спектров IMG состояла из следующих этапов:

1) Формирование начального состояния атмосферы: из подготовленного набора атмосферных состояний выбираются ближайшие по координатам и времени к обрабатываемому спектру, и проводится их аппроксимация. Результатом являются профили температуры, концентрации водяного пара и HDO.

2) Начальная оценка профиля водяного пара: из интервала 1190–1220 см-выбраны узкие спектральные интервалы, в окрестностях центров линий H2O, и восстанавливается профиль воды путём его варьирования из начального состояния как целого (т.е. варьирования множителя, на который умножается начальный профиль).

3) Определение температуры поверхности и выбор начального приближения: проводится восстановление температуры поверхности в интервале 817–см-1. Затем производится повторное формирование начального состояния – из набора атмосферных состояний выбираются ближайшие по температуре (в приземном слое) к найденной температуре поверхности и проводится их усреднение.

4) Уточнение профиля температуры: с использованием спектральных интервалов, содержащих линии CO2, производится восстановление профиля температуры.

5) Восстановление профиля водяного пара основного изотопомера и HDO в интервале 1190–1220 см-1 и расчет относительного содержания дейтерия в целом по атмосферному столбу:

-H H HDO* = NH O (h) HDO(h)dh NH O (h)dh. (10) 2 0 Эта величина достаточно информативна и удобна для представления горизонтального распределения относительного содержания дейтерия в атмосфере.

Определение всех искомых вертикальных профилей происходило единообразно – подгонка измеренного и модельного спектров (в соответствующих интервалах) путём минимизации целевой функции (6) в координатах ГК. По этой схеме была обработана вся серия спектров IMG с целью получения широтного распределения относительного содержания дейтерия в вертикальных профилях водяного пара и в целом по атмосферному столбу (рис. 2).

широта широта Рис. 2. Широтное распределение вертикального профиля HDO (слева) и величины HDO* (справа) в атмосфере, полученное в результате усреднения по долготе данных обработки спектров IMG/ADEOS, измеренных над районом Тихого океана (65 Ю.Ш.–65 С.Ш., 130–170 З.Д.) в период с ноября 1996 по июль 1997. Пунктиром проведены данные модели общей циркуляции атмосферы для этого региона и рассматриваемых сезонов.

Полученные значения HDO качественно и, в пределах погрешности, количественно повторяют изолинии данных модели NASA GISS ModelE (рис. 2, слева). Интегральная величина HDO* (рис. 2, справа) согласуется с модельными данными в пределах погрешности метода.

Оценка ошибки методики производилась по схеме замкнутых модельных экспериментов:

1) из априорного набора была сделана выборка профилей атмосферных параметров, для них рассчитаны фрагменты IMG – подобных спектров и добавлен случайный шум, распределённый по нормальному закону около нулевого среднего и с дисперсией, соответствующей измеренным спектрам IMG;

2) получившиеся спектры были обработаны по описанной методике, затем производилось сравнение восстановленных профилей и начальных.

В результате получены оценки среднеквадратичных ошибок определения вертикальных профилей температуры, концентрации водяного пара и HDO (рис.

3). Средняя ошибка для величины HDO* составила не более 20‰.

Для сравнения атмосферных параметров, получаемых по описанной методике, с прямыми метеорологическими наблюдениями использовалось одно зондовое измерение с близкими пространственными и временными координатами (29.01.1997, 19.72 Ю.Ш., 155.07 З.Д., 00:00 UTC) к координатам измеренного спектра IMG (28.01.1997, 20.46 Ю.Ш., 154.58 З.Д., 21:14 UTC). На рис. 4 показаны вертикальные профили температуры и концентрации водяного пара, полученные зондом и из обработки соответствующего измеренного спектра IMG.

Зондовые значения температуры слегка завышены в нижней тропосфере - это может объясняться тем, что спектр IMG был измерен утром, а зондовые измерения проводились над данной областью днем, примерно на три часа позже. Отклонение профилей концентрации водяного пара составляет около 10% на участке высота, км HDO*, ‰ нижней тропосферы. Выше 15 км отклонение составляет более 40%, однако концентрация водяного пара на этих высотах очень низка.

T, K NH2O, ppm HDO, ‰ Рис. 3. Среднеквадратичные ошибки методики определения вертикальных профилей температуры (a), концентрации водяного пара (b), относительного содержания дейтерия (c), полученные по схеме замкнутых модельных экспериментов.

Pages:     | 1 || 3 | 4 |






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»