Preguntas sobre el cálculo del espesor óptico
Las partículas de aerosol son un componente importante de la traza atmosférica en la atmósfera. El espesor óptico del aerosol también es un parámetro atmosférico importante requerido para la corrección atmosférica y también es el principal producto de datos del Ocean Water Color Satellite. Espesor óptico del aerosol El espesor cambia mucho en el espacio y el tiempo, por lo que es crucial cómo obtener con precisión el espesor óptico del aerosol requerido para la corrección atmosférica y la verificación de autenticidad de los productos de datos satelitales sobre la base de una breve descripción de las propiedades ópticas del aerosol, combinadas con las propiedades ópticas del aerosol. Resultados de junio de 2002. Los datos experimentales mensuales del HY-1 del Mar de China Meridional se utilizan para ilustrar la adquisición precisa del espesor óptico del aerosol en el sitio. La transmitancia promedio de la atmósfera.
(48)
El factor de calidad atmosférica relativa, considerando la atmósfera terrestre Después de los efectos de la curvatura y la refracción atmosférica, se escribe como
(49)
Y para un plano paralelo a la atmósfera sin refracción,
(50)
p>Defina la función de transmisión promedio de toda la región del espectro solar como
(51)
Entonces la radiancia descendente se escribe como
(52 )
Si se usa suma en lugar de integración, entonces hay
(53)
1.3 Características de la radiación de los aerosoles (arena y polvo) en la atmósfera
La radiación dispersa en la atmósfera es causada principalmente por partículas como moléculas y aerosoles (arena y polvo). dispersión de partículas grandes. La dispersión de partículas de aerosol está relacionada con el radio, la forma, el contenido y la radiación incidente de las partículas. Está relacionada con características como la longitud de onda. Si las partículas de aerosol son esféricas, se puede utilizar la teoría de Mie. . Los satélites miden la radiación dispersa de partículas de aerosol (arena y polvo), incluidas las características de dispersión de las partículas de aerosol relacionadas con las propiedades de las partículas. La radiación medida por los satélites se puede utilizar para inferir las propiedades ópticas del aerosol.
1.3.1 Espesor óptico del aerosol (arena y polvo)
El aerosol juega un papel importante en la dispersión de la luz solar Según Angstrom (1964), el espesor óptico de la lata de aerosol. expresarse como es
? (54)
La suma depende de la concentración de partículas y la distribución espectral, y el espesor óptico total del aerosol es la suma del espesor óptico de dispersión y la absorción. espesor óptico, es decir
(55)
El albedo único del aerosol
El cambio del albedo único con la longitud de onda en la fórmula es pequeño, desde la luz visible a la banda del espectro del infrarrojo cercano, su valor oscila entre 0,6 y 1,0.
El espesor óptico a la altura de la atmósfera es
(59)
donde
En la fórmula anterior está la elevación, tomada por Penndorf (1954)[14] da una altura de 0,97/1,4 desde el suelo a 5 km.
La visibilidad de las observaciones terrestres refleja directamente la concentración de aerosoles en la superficie del suelo. La relación entre visibilidad y coeficiente de absorción es
(60)
Cuando existe. es En el caso de la niebla, si W y N son el contenido de agua, la concentración y el radio promedio de las partículas de la niebla respectivamente, entonces aproximadamente
(61)
1.3.2 Fase de aerosol Funciones y factores de asimetría
1. Función de fase
Dado que la dispersión de la luz por partículas a menudo se distribuye anisotrópicamente en el espacio, para describir la anisotropía de la dispersión de la luz por partículas Para el espacio distribución angular, se introduce una función de fase, que es función del ángulo de dispersión. El llamado ángulo de dispersión es el ángulo entre la dirección de la luz incidente y la dirección de la luz dispersada. La función de fase también se puede expresar en términos de la dirección de la luz incidente () y la dirección de la luz dispersa (). Si la función de fase se divide, entonces =gif]Subir representa la relación de la dirección en la que se dispersa la radiación incidente [uploadFile/ea_200636144746.gif[/upload], por lo que la función de fase es un número adimensional. Además, la función de fase está normalizada, es decir, la función de fase de dispersión se define como
(62)
o como
(63)
Entre ellos, está el ángulo entre éste y la dirección, que se llama ángulo de dispersión. Por lo tanto tenemos =, y para los rayos del sol tenemos =.
(64)
El límite de integración se define como la integración de todo el espacio. Para la dispersión isotrópica, la función de fase se escribe como
(65)
2. Factor de asimetría
Para expresar la simetría entre la retrodispersión y la dispersión directa, al estudiar el problema de dispersión se introduce el factor de asimetría, que se define como el promedio ponderado del coseno del ángulo de dispersión, escrito como
(66)
En general, existe
(67)
El factor de asimetría para una fuerte dispersión hacia adelante es cercano a +1 , mientras que para el factor de asimetría de retrodispersión fuerte es -1. El factor de asimetría también se puede escribir como
(68)
Para el caso de isotropía, la función de fase es]=1, entonces el factor de asimetría es
(69)
Aquí, dado que la distribución de la radiación isotrópica dispersada es la misma en todas las direcciones, el factor de simetría para la dispersión isotrópica es 0. Como se puede ver en lo anterior, el factor de asimetría se utiliza para describir la proporción de dispersión hacia adelante y hacia atrás. Para la atmósfera real, generalmente se considera que la atmósfera es uniforme en la dirección horizontal y la diferencia se refleja hacia arriba y hacia arriba. La radiación descendente es diferente, por lo que el factor de asimetría se utiliza para expresar la aproximación de los flujos radiantes ascendentes y descendentes, es decir, la aproximación de dos flujos. La radiación recibida por los satélites es esencialmente retrodispersada por moléculas y aerosoles atmosféricos.
3. Varias funciones de fase y factores de asimetría útiles
(1) Para la dispersión de Rayleigh, la función de fase para la dispersión de Rayleigh es
(70 )
Sustituyendo la función de fase de dispersión, se define según el factor de asimetría y se escribe como
(71)
(2) Para dispersión de metros de nubes y aerosoles La fase La función se aproxima mediante la función de Henyey-Greenstein
(72)
Esta función se obtiene ajustando un parámetro a la función de fase real y no es muy estricta. Si se expresa en expansión en serie como
(73)
Es decir, la función de fase de Henyey – Greenstein tiene la capacidad de describir la dispersión directa g=1, la dispersión isotrópica g=0 y la características de la retrodispersión g = -1, por lo que la combinación lineal es
(74)
donde b representa la parte hacia atrás de la dispersión, (1- b) representa la parte delantera de la dispersión hacia la parte.
(3) Expresión de la función de fase de dispersión total
Si la distribución del espectro de partículas de aerosol es constante en la dirección vertical, entonces la dispersión total después de considerar la dispersión molecular y la dispersión de partículas entre las Capas de aire z1 y z2 La función de fase de La función de fase, PHGl (cosQ) es la función de fase de Henyey – Greenstein de las partículas de aerosol.
(4) Aproximación delta de la función de fase
Cuando las partículas dispersantes son muy grandes, la radiación dispersada aparece principalmente en la dirección de propagación con solo un pequeño ángulo de cono hacia adelante. tiempo, la función de fase El primer término se puede representar mediante una función y los términos restantes se pueden representar mediante polinomios de Legendre, entonces la función de fase se escribe como
(76)
donde f (0? f? 1) es un número adimensional determinado ajustando la función de fase real. Si f = 0, solo hay polinomios de Legendre.
Por lo general, la radiación depende poco del azimut. Al resolver la ecuación de transferencia de radiación promediada azimutalmente, la expresión general para la función de fase escalar promediada azimutalmente es
(77)
<. p> La función de fase con un fuerte pico directo para la isotropía se expresa como(78)
1.4. Observaciones por satélite y propiedades ópticas de los coloides en aerosol
(. 1) La relación entre el contenido de aerosoles y las observaciones satelitales
Ya en 1975, Griggs, Carlson y Wendling (1977) calcularon la reflexión vertical del sol sobre la superficie del océano mediante cálculos teóricos de transferencia radiativa. La radiación aumenta casi linealmente con el espesor óptico del aerosol, y su valor cambia entre 0,1. El aumento depende de la longitud de onda tomada por el satélite, el ángulo cenital solar, la distribución espectral y el índice de refracción del aerosol (limitado a la superficie del océano). ) La razón principal para la detección de partículas de aerosol arriba es que la superficie del océano es aproximadamente un cuerpo negro uniforme y estable en las bandas visibles e infrarrojas cercanas, mientras que la superficie del suelo es un cuerpo gris (la Figura 2 muestra la radiación medida por). el satélite Land-2 en diferentes bandas espectrales La relación entre la tasa y el contenido de aerosol (N en la figura representa el espesor óptico de 0,213 en una longitud de onda de 0,55 micrones se puede ver que en la banda de luz visible hasta el infrarrojo cercano). , cuanto más corta es la longitud de onda, mayor es la pendiente de la curva de ajuste y, a la inversa, cuanto más larga es la longitud de onda, menor es la pendiente de la curva de ajuste.
Es decir, en lugares con longitudes de onda cortas, pequeños cambios en el contenido de aerosoles pueden provocar grandes cambios en la radiación de observación por satélite (es decir, las longitudes de onda cortas son más sensibles a los aerosoles).
(2) Comparación del espesor óptico del aerosol obtenido a partir de mediciones satelitales y terrestres
La Figura 3 muestra el espesor óptico del aerosol medido por satélites y el espesor óptico del aerosol observado desde tierra en función de la longitud de onda Se puede observar que los dos están muy cerca; también se puede observar que a medida que aumenta la longitud de onda, el espesor óptico disminuye.
(3) El efecto de la reflectividad del suelo sobre el espesor óptico de los aerosoles obtenidos por satélite
La Figura 4 muestra el efecto de la reflectividad del suelo sobre el espesor óptico de los aerosoles obtenidos por satélite obtenido por Griggs (1983) Como puede verse en la figura, cuando aumenta la reflectividad de la superficie, la radiación medida por los satélites se vuelve cada vez más insensible al contenido de aerosoles. Por lo tanto, generalmente se dice que las mediciones satelitales de aerosoles sobre el océano son más efectivas, mientras que habrá errores importantes en tierra
(4) Cambios en la transmitancia de aerosoles con la longitud de onda
Generalmente En términos generales, en la banda del infrarrojo cercano, la absorción del aerosol es muy pequeña y su transmitancia aumenta relativamente suavemente con el cambio de longitud de onda, a diferencia del vapor de agua, que cambia drásticamente. La transmitancia de aerosol es superior a 0,8 y el cambio con las estaciones también es pequeño. La Figura 5 muestra el cálculo de la transmitancia de aerosoles en verano e invierno en latitudes medias utilizando LOWTRAN-7.
2. Diseño e implementación del algoritmo
Basado en el algoritmo anterior y en base a las características de las partículas de arena y polvo, diseñamos un método de cálculo para el espesor óptico y el contenido de arena de la arena. y clima de polvo Los pasos principales son los siguientes:
1. Calcular el espesor óptico basándose en datos satelitales sin considerar el efecto de transmisión de superficie.
2. las condiciones de la superficie;
p>
3. Calcular el contenido de arena en función del espesor óptico obtenido.
2.1 Cálculo del espesor óptico sin considerar la superficie del suelo
La función de reflexión derivada de la dispersión primaria obtenida de la ecuación (22) es
(79) p>
El espesor óptico del aerosol (polvo) es
(80)
¿dónde ? m 0 = cos q 0, q 0 es el cenit solar? ángulo, ? m = cosqs, qs es el ángulo cenital de observación del satélite. p (q) es la función de fase,
(81)
donde ?Q es el ángulo de dispersión y el ángulo entre la luz incidente y la dirección de dispersión es
( 82)
¿Dónde?Y =f -f0
R (m, m0, y) es la reflectividad direccional observada por satélite. gl ? es el factor de asimetría, que normalmente se toma como 0,87 para la dispersión directa y -0,87 para la retrodispersión. ? w 0 es el albedo único, que es 0,96 y el promedio es 0,86.
La función de la fase atmosférica total se expresa como
pa(q) = (83)
donde p(q) es la función de la fase viscosa del aerosol, pm (q) = 0,75 (1+cos2q), x es la relación entre la dispersión molecular y el espesor óptico de la dispersión del aerosol.
2.2 Cálculo del espesor óptico después de considerar la superficie terrestre
①Expresión de la radiación recibida por el satélite después de considerar la superficie terrestre
El llamado método de acumulación utiliza un método intuitivo método geométrico. Si se conocen las propiedades de reflexión y transmisión de dos capas de gas adyacentes, al calcular las múltiples reflexiones de rayos entre las dos capas de gas, se pueden obtener las propiedades de reflexión y transmisión de las dos capas de gas combinadas en una sola capa de gas. . Cuando las dos capas de gas tienen el mismo espesor óptico, el método de acumulación se denomina método de duplicación.
Como se muestra en la Figura 5, la radiación atmosférica que incide en la parte superior de la atmósfera es, Ra y Ta son la función de reflexión y la función de transmisión (transmisión directa + difusa) de la atmósfera, Rg es la función de reflexión. del suelo; luego llega al satélite La reflexión de la Radiación
Ahora solo se considera una dispersión de la superficie terrestre, y solo se toman los dos primeros términos en (84) La radiación recibida por el satélite. es
(85)
La fórmula Medio T? (transmisión total descendente) es la transmitancia total descendente La transmitancia total es la suma de la transmitancia directa y la transmitancia difusa, escrita como
(86)
T? (transmisión difusa) es transmisión difusa hacia arriba. Generalmente, existe
(87)
Considerando que las moléculas fuente de dispersión atmosférica y los aerosoles son fuentes de dispersión independientes y separadas entre sí, existe
RA = Ra,r( dispersión molecular) + Ra, a (dispersión de aerosoles) (88)
En condiciones climáticas de tormenta de arena, Ra, r (dispersión molecular) << Ra, a (dispersión de aerosoles), entonces
RA @ Ra, a (dispersión de aerosoles)
Luego están
R (mediciones satelitales del cielo de arena y polvo) = Ra, a (dispersión de aerosoles) + T ? (transmisión total) T? (transmisión difusa) Rg (primera reflexión desde la superficie del suelo)
= T? 2Rg (primera reflexión desde la superficie del suelo) + Ra, a (dispersión de aerosol) (89)
En la fórmula, si el valor mínimo de las observaciones satelitales en días despejados de la historia se selecciona y se considera como Rg, se determina por el valor de radiación de las observaciones terrestres en condiciones climáticas arenosas y polvorientas.
El espesor óptico en este momento es
(90)
2.3 Calcular el contenido de arena a partir del espesor óptico
M = 0,18 fd w 0 ta (g ×m-2) (0,47 micras) (91)
M = 0,04fd w 0 ta (g ×m-2) (0,61 micras) (92)
En la fórmula, fd se toma como
f = 1,43(1 - r . h .)0,7 0,4 ? r h ? < 0.4
2.4 Diagrama de flujo de cálculo
La Figura 7 muestra el proceso de cálculo de todo el método:
Figura 7: Diagrama de flujo de cálculo del espesor óptico y contenido de arena en clima de arena y polvo
3. Análisis de resultados experimentales
3.1 Resultados experimentales
Utilizamos este método para estimar los datos de monitoreo de arena y polvo en 13: 00 el 6 de abril de 2002, y obtuvo el espesor óptico y el contenido de arena del polvo en ese momento.
Se comparó con los datos de la estación terrestre y las imágenes de monitoreo satelital (Figuras 8-11). Los resultados muestran que el espesor óptico del polvo y el contenido de arena calculados por este algoritmo son básicamente consistentes con los resultados de la observación terrestre y los resultados del monitoreo satelital. El mayor espesor óptico en la Figura 10 y el mayor contenido de arena en la Figura 11 es el área con el clima de arena y polvo más fuerte en las observaciones terrestres. Cabe señalar que los datos terrestres que utilizamos para la verificación son posteriores a las observaciones satelitales, y las ópticas. El espesor de la arena y el polvo no es completamente equivalente a la visibilidad terrestre, por lo que existen ligeras diferencias entre las observaciones terrestres y los resultados calculados a partir de datos satelitales. Además, debido al número limitado de estaciones de medición terrestres, que no pueden cubrir todas las áreas de observación por satélite, algunas áreas con mucha arena y polvo en el mapa resultante no tienen los valores de medición terrestre correspondientes. Esto también refleja las ventajas de los satélites meteorológicos en el monitoreo de arena. y el clima de polvo. Puede reflejar de manera integral y objetiva el impacto real del clima desastroso.
Por lo tanto, el algoritmo de este documento puede calcular rápida y eficazmente la importante información cuantitativa necesaria para el monitoreo del proceso de polvo: espesor óptico y contenido de arena, lo que proporciona una base para una mayor prevención y reducción de arena.
Figura 8: Mapa de observación del suelo a las 14:00 horas del 6 de abril de 2002
Figura 10: Mapa de espesor óptico de arena y polvo a las 13:00 horas del 6 de abril de 2002
Figura 11: Mapa de concentración de polvo a las 13:00 del 6 de abril de 2002
3.2 Discusión
Debido a la falta de datos y otras razones, nuestro algoritmo todavía tiene algunas deficiencias En primer lugar, debido a la falta de datos de observación terrestre de alta densidad, algunas condiciones iniciales requeridas por el algoritmo no se pueden satisfacer completamente, tomando como ejemplo la corrección de la radiación de la superficie, para reflejar bien la penetración de la superficie. obtenga los siguientes tres datos:
1) Al mismo tiempo, el valor de radiación de la superficie del cielo despejado en el área de polvo
2) El valor de radiación directa del suelo; observación en condiciones climáticas de polvo;
3) Valores de radiación dispersa de observaciones terrestres en condiciones climáticas de polvo;
Para el primer elemento de datos, dado que los datos de polvo y cielo despejado en el No se puede obtener la misma área al mismo tiempo, solo podemos confiar en fechas cercanas. Los valores de radiación recibidos por los satélites en momentos similares se reemplazan. En esos momentos, es difícil encontrar una superficie completamente despejada en un día. Solo obtenga los valores de la superficie del cielo despejado superponiendo datos de varios días. Esto se ve afectado por las diferencias en la iluminación solar y las posiciones de los satélites, debe haber desviaciones en los datos obtenidos.
El segundo y tercer dato requieren que las estaciones de medición terrestres deben estar equipadas con instrumentos de medición como radiómetros solares y fotómetros solares, y contar con estos dos elementos de observación, pero la mayoría de las estaciones de medición terrestres actuales no cuentan con estas observaciones. Proyecto, los datos son difíciles de recopilar. En los cálculos reales, obtenemos estos valores mediante la inversión de los datos de observación del satélite, y las desviaciones son inevitables.
Además, el clima de arena y polvo es un tipo de aerosol relativamente especial, que es algo diferente de los aerosoles comunes en términos de tamaño de partículas y composición química. Su cálculo cuantitativo aún está en estudio en el país y en el extranjero. En esta etapa, no existe un algoritmo maduro como referencia y faltan datos medidos sobre la cantidad de arena y polvo sincrónicos, lo que dificulta la verificación. Estos deben optimizarse y mejorarse en futuras operaciones de seguimiento.
Afortunadamente, la Administración Meteorológica de China ha lanzado un proyecto de construcción de un sistema de monitoreo de tormentas de arena. Una vez completada la primera fase de construcción, se agregarán docenas de estaciones de medición terrestres de arena y polvo en la región norte para obtener lo necesario. información para la corrección de la superficie. Varios valores de radiación del suelo mejorarán en gran medida la precisión de los cálculos cuantitativos. Al mismo tiempo, con el lanzamiento y la aplicación de satélites de alta resolución como EOS/MODIS y satélites geoestacionarios multicanal como FY-2C, la precisión temporal y espacial de los cálculos cuantitativos de arena y polvo dará un salto cualitativo, y ¡Nuestros productos de análisis cuantitativo definitivamente serán más avanzados y mucho mejores!