ИССЛЕДОВАНИЕ ЗЕМЛИ ИЗ КОСМОСА, 2012, № 1, с. 65-76
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ^^^^^^^^ ЗЕМЛИ ИЗ КОСМОСА
ОСОБЕННОСТИ ОБРАТНОГО РАССЕЯНИЯ ПРИ МНОГОЧАСТОТНОМ НАДИРНОМ ЗОНДИРОВАНИИ МОРСКОЙ ПОВЕРХНОСТИ
© 2012 г. В. Ю. Караев*, М. Б. Каневский, Е. М. Мешков
Институт прикладной физики РАН, Нижний Новгород *Е-таИ: volody@hydro.appl.sci-nnov.ru Поступила в редакцию 07.07.2011 г.
В приближении метода Кирхгофа и двухмасштабной модели рассеивающей поверхности рассматривается обратное рассеяние электромагнитных волн сантиметрового диапазона при надирном зондировании морской поверхности. В предположении заданной модели спектра волнения строится модель эффективного коэффициента отражения, и вычисляются коэффициенты для Ки (0.021 м), С (0.055 м) и 8 (0.09 м) диапазонов. Численно исследуется зависимость сечения обратного рассеяния от скорости ветра, длины ветрового разгона, высоты волн зыби; показана близость численных оценок и экспериментальных данных. Для двухчастотных измерений рассматривается зависимость разности двух сечений от скорости ветра или от одного из сечений обратного рассеяния и показано, что численная модель впервые позволяет описать наблюдаемое в экспериментах немонотонное поведение разностного сечения для пар: Ки и С, Ки и Разработанная модель эффективного коэффициента отражения позволила в численном эксперименте предсказать поведение разностного сечения новой пары частот (С и 8), для которой пока не производились натурные измерения.
Ключевые слова: вертикальное зондирование, сечение обратного рассеяния, эффективный коэффициент отражения, модель спектра волнения, разностное сечение
ВВЕДЕНИЕ
Для описания обратного рассеяния электромагнитных волн сантиметрового диапазона взволнованной водной поверхностью было введено понятие двухмасштабной модели поверхности (Фукс, 1966; Bass et al., 1968), в соответствии с которой непрерывный спектр волнения делится на крупномасштабное волнение и мелкую рябь.
При малых углах падения обратное рассеяния называется квазизеркальным и происходит на участках волнового профиля, сформированного крупными волнами, ориентированных перпендикулярно падающему излучению. Влияние мелкой ряби в данном случае сводится к появлению диффузного рассеяния во все стороны, что приводит к ослаблению мощности отраженного сигнала. Чтобы учесть этот эффект, вместо коэффициента Френеля вводится понятие эффективного коэффициента отражения Яэфф.
Разработанная теоретическая модель хорошо, качественно описывает наблюдаемые в экспериментах эффекты. Некоторые сложности возникают при количественном сравнении, т.к. существуют только единичные измерения эффективного коэффициента отражения, например (Masuko et al., 1986), а известные теоретические модели эффективного коэффициента отражения не позволяют объяснить наблюдаемые в экспериментах эффекты.
Интересным тестовым инструментом для проверки модели обратного рассеяния является радиоальтиметр. Современные радиоальтиметры — двухчастотные радиолокационные (РЛ) системы, работающие при надирном зондировании и предназначенные для измерения среднего уровня Мирового океана.
Первый двухчастотный радиоальтиметр был установлен на спутнике Topex/Poseidon. Помимо основой частоты Ки-диапазона (0.021 м) использовалась дополнительная частота С-диапазона (0.055 м). Применение в радиоальтиметре второй частоты позволяет при обработке корректировать ионосферную задержку для основной частоты и, следовательно, повысить точность измерений.
Однако в процессе эксплуатации двухчастот-ных радиоальтиметров были выявлены дополнительные возможности двухчастотной РЛ-систе-мы, в частности, использование двух частот позволяет обнаруживать области дождя и оценивать его интенсивность; см. например (РиагИу е! а1., 1996). Эти области обнаруживаются благодаря разнице в ослаблении электромагнитных волн разной длины при распространении в дожде. Известно, что дождь приводит к большим ошибкам при восстановлении скорости ветра, и поэтому идентификация областей дождя позволяет удалять эти области из обработки.
2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 Скорость ветра, м/с
8 10 12 14 16 18 20 Сечение обратного рассеяния, Ku
Рис. 1. Зависимость разностного сечения АаКиС от скорости ветра (а) и от сечения обратного рассеяния Ки-диапазона по данным Торех (б).
а
0
Как известно, по сечению обратного рассеяния в Ku-диапазоне a0Ku определяют скорость приповерхностного ветра, например, (Brown et al., 1981; Freilich, Challenor, 1994; Witter, Chel-ton, 1991; Karaev et al., 2002; Gourrion et al., 2002; Караев и др., 2006), и поэтому привлечение второй частоты для повышения точности восстановления скорости приповерхностного ветра представляется естественным и этот вопрос исследовался, например, в (Elfouhaily et al., 1998). Авторами был обнаружен интересный эффект, связанный с разной зависимостью сечений обратного рассеяния на разных частотах от скорости ветра.
С увеличением скорости ветра происходит уменьшение сечения обратного рассеяния в обоих диапазонах. Однако для разностного сечения, введенного следующим образом: AaKuC = a0C - а0Ku, — наблюдается немонотонный вид зависимости. При увеличении скорости ветра сначала происходит уменьшение разностного сечения, а потом его рост.
Иллюстрация этого эффекта показана на рис. 1а. Скорость ветра была измерена морскими буями. Так как информация о скорости ветра обычно недоступна при измерении со спутника, то при построении рис. 1б скорость ветра была заменена сечением обратного рассеяния для Ku- диапазона.
Авторы (Elfouhaily et al., 1998) предположили, что этот эффект связан с поверхностными волнами в диапазоне 0.02—0.16 м. Именно сантиметровый диапазон длин волн определяет взаимодействие атмосферы и океана и наиболее сильно кор-
релирует с ветровым потоком над морской поверхностью. Поэтому они разработали регрессионный алгоритм, который позволил оценить скорость трения и* по разностному сечению.
Алгоритм вычислял скорость трения, используя на входе два параметра: сечения обратного рассеяния на двух частотах. Сравнение с одноча-стотными алгоритмами показало, что они обладают примерно одинаковой точностью (ЕИоиЬаПу ега1.9 1998).
Отметим, что все известные алгоритмы являются регрессионными и получены путем совместной обработки РЛ- и буйковых данных без привлечения теоретических моделей. Известные теоретические модели не могут объяснить ряд наблюдаемых в экспериментах закономерностей.
Это связано не с самой моделью обратного рассеяния, а с особенностью ее применения для сантиметрового диапазона длин волн. Деление спектра волнения на крупномасштабную и мелкомасштабную составляющие выполняется в соответствии со следующим критерием (Басс, Фукс, 1972):
1
cos 0,
(1)
где к — волновое число падающего излучения; а — радиус кривизны поверхности в точке отражения; 9 — локальный угол падения. Отражение от неровной поверхности можно рассматривать в приближении касательной плоскости, если локальные радиусы кривизны поверхности превышают длину волны излучения. Однако среди исследова-
телеи нет единого мнения относительно количественного определения этоИ границы, а между тем выбор граничного волнового числа существенно влияет на результат.
Решением проблемы могло бы стать прямое измерение дисперсии наклонов крупномасштабного волнения известными РЛ-методами, например (Караев и др., 2003; 2004), и определение зависимости граничного волнового числа от скорости приповерхностного ветра экспериментальным путем. Пока такие эксперименты не проведены.
В данноИ работе рассматривается альтернативный подход, использующий имеющиеся РЛ-дан-ные (сечение обратного рассеяния) и данные буев о скорости ветра и высоте значительного волнения в точке измерения.
В основе подхода лежит предположение, что модель спектра волнения делится на крупномасштабную и мелкомасштабную составляющие. По модели спектра волнения вычисляется дисперсия наклонов крупномасштабного волнения, которая используется для оценки сечения обратного рассеяния. Даже если деление спектра прошло не совсем корректно, погрешности будут скорректированы при дальнейшей обработке и войдут в эффективный коэффициент отражения. Результаты сравнения теоретических оценок сечения обратного рассеяния с измеренными значениями используются для вычисления эффективного коэффициента отражения и построения его зависимости от дисперсии высот мелкой ряби.
СЕЧЕНИЕ ОБРАТНОГО РАССЕЯНИЯ
Рассмотрим случай надирного зондирования, соответствующий радиоальтиметрическим измерениям. Как известно, в области малых углов падения обратное рассеяние является квазизеркальным и происходит на участках волнового профиля, ориентированных перпендикулярно падающему излучению. В общем случае сечение обратного рассеяния для вертикального зондирования дается следующей формулой (Басс, Фукс, 1972; \aienzue-1а, 1978):
а о =
эфф|
2.
4
2 2 ' y
(2)
2 2
где и — дисперсии наклонов крупномасштабного волнения вдоль осей X и У; Яэфф — эффективный коэффициент отражения, который вводится вместо коэффициента Френеля, чтобы учесть влияние мелкой ряби на мощность отраженного сигнала.
При использовании двухмасштабной модели рассеивающей поверхности предполагается, что существует граничное волновое число кь, которое делит спектр волнения на крупномасштабную и
мелкомасштабную составляющие относительно длины волны падающего излучения.
Из формулы (2) видно, что сечение обратного рассеяния зависит как от скорости локального приповерхностного ветра, генерирующего мелкую рябь (через эффективный коэффициент отражения), так и от крупномасштабного волнения (через дисперсию наклонов). Зависимость сечения обратного рассеяния от двух переменных и является одной из основных причин неточности при восстановлении скорости ветра по сечению обратного рассеяния при радиоальтиметрических измерениях.
В отличие от скаттерометров, работающих при средних углах падения, радиолокаторы, работающие при малых углах падения, способны "разделить" вклады крупномасштабного и мелкомасштабного волнения и, следовательно, могут восстановить эффективный коэффициент отражения, зависящий от интенсивности мелкой ряб
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.