Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 11

1. Fizyczne Podstawy TeledetekcjiWykład 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.

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

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 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 własności optycznych chmur.

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

8. W praktyce metoda ta jest jednak stosunkowo rzadko używana. Przyrządy satelitarne do SST 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

9. Dla przyrządu AVHRR stosuje się empiryczne równanie analogiczne do powyższej metody (Multi-Channel SST) 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.

10. AVHRR- NLSST (non-linear SST) • Algorytm opiera się o wzór 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 współczynniki ai liczone są z dopasowania do wyników równania promieniowania transferu

11. Problemy… • 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

15. 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. • Masowy współczynnik ekstynkcji jest wiec równy masowemu współczynnikowi absorpcji wody kL.

17. 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: L oznacza całkowita zawartość wody ciekłej chmury LWC Relacja ta pozwala wyznaczać całkowita zawartość wody cieplej w chmurach. Parametr ten związany jest z między innymi z gruboscią geometryczną chmury

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. 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 Isjest 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.

21. 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 Icalzastąpiono wartość Is(wartość radiancja na wysokości podstawy chmury) • Problem z obliczeniem prawej strony równania wynika z trudnościami określenia temperatury Tc zaś Icalmoże być wyznaczona z pomiarów czystego nieba sąsiadującego z obszarem pochmurnym. • Definiuje się wielkość która zależy od rozmiaru kropel w chmurach.

23. Średnie zachmurzenie

24. Średnia grubość optyczna chmur