Реферат на тему:

Оцінка вологої складової зенітної тропосферної затримки за даними
станції Мірний (Антарктичне узбережжя)

Визначення окремо сухої та вологої  складових індексу показника
заломлення повітря для радіохвиль проводиться за  формулами:

(2)

= P-e — атмосферний тиск сухого повітря, гПа; 

— абсолютна температура повітря, К;

 — парціальний тиск водяної пари, гПа; 

емпіричні коефіцієнти.

Першу складову, що практично не залежить від вмісту водяної пари в
атмосфері, називають сухою складовою індексу показника заломлення
повітря, а другу, залежну в першу чергу від парціального тиску водяної
пари – вологою складовою. Найбільш точно повна зенітна тропосферна
затримка та її складові можуть бути визначені інтегруванням вертикальних
профілів температури, тиску і вологості повітря, отриманих на пункті на
час спостережень:

, (3)

 — границі інтегрування.

на основі 62 зондувань атмосфери, що проводились 2 рази в день о 6 і 18
годині за місцевим середньо-сонячним часом на протязі січня 1959 року на
станції Мірний [4]. Зауважимо, що в даних зондування гранична висота
параметру вологості в різні дні є різною (див. табл.1).

В багатьох роботах, наприклад, [5,7 та ін.] підкреслюється, що на
границі тропосфери і тропопаузи величина парціального тиску водяної пари
спадає до нуля, а тому профіль вологості повітря для визначення вологої
складової зенітної тропосферної затримки рекомендується враховувати в
межах тропосфери до верхньої її границі. На цій основі і побудовані
практично всі аналітичні моделі для визначення вологої складової. Такий
підхід  відповідає дійсності в глобальному для середніх і низьких широт.
Так, наприклад, в стандартній моделі атмосфери СМА-81 тропосфера
поширюється до 11 км з постійним температурним градієнтом, рівним
6,5°С/км, а в тропопаузі і нижній частині стратосфери до висоти 20 км
встановлена ізотермія. В   полярних регіонах як сама стратифікація, так
і будова нижньої атмосфери суттєво відрізняється і вплив цих
особливостей на результати астрономогеодезичних вимірів досліджувався
нами в багатьох роботах, зокрема, [1,9].  На станції Мірний за
усередненими даними висота тропосфери у січні, як видно з таблиці 1,
становить лише 8,66 км (тропопауза, з її характерними особливостями для
середніх широт, проглядається тут дуже слабо), в позатропосферних шарах
9 – 12 і 12 – 20 км зростає з градієнтом, в середньому,  –2,2 і –0,6°
С/км, а парціальний тиск водяної пари збільшується від 0,03 гПа на
верхній границі тропосфери  до 0,15 гПа на границі 20 км.

Для оцінки вкладу вологості повітря у величину dw в різних шарах
атмосфери було підібрано і сформовано за даними зондування до 20 км і
вище 23 моделі для 6 години ранку і 17 моделей для 18 години вечора. В
таблиці 2 приведені усереднені за цими даними значення вологої складової
dw в наступних шарах атмосфери: до висоти 2 км, до середньої висоти
тропосфери Htrop,  до середньої висоти зондування відносної волості
повітря HU і повна величина вологої складової зенітної тропосферної
затримки  dw,total  у загальному шарі атмосфери  0,03 км ? HU.

Як видно, складова величини dw, що формується позатропосферними шарами
атмосфери складає в середньому біля 8 мм, а за окремими зондуваннями ця
величина може зростати вдвічі. Так, наприклад, 3 і 21 січня о 6 годині
при висоті зондування вологості, відповідно, до 27,54 і 29,00 км
позатропосферна частина вологої складової складає 15,8 і 16,4 мм, а  2
січня о 6 годині і 12 січня о 18 годині при висотах  зондування лише до
22,84 і 23 км  вона становить 15,4 і 14,4 мм. Отже, це є досить суттєва
величина, ігнорувати якою недопустимо при високоточних GPS вимірах, чи
інших відповідних радіовіддалемірних спостереженнях.

Проведемо аналіз декількох моделей атмосфери, які формують екстремальні
величини вологої складової dw в тих чи інших шарах атмосфери (табл.3 і
4).

Як видно з таблиці 3, поява екстремальних величин складової dw в тих чи
інших шарах атмосфери  пояснюється, в першу чергу, величиною відносної
вологості U,% при певній температурі і їх змінами в межах даного шару,
що наглядно характеризується «вагами» профілів парціального тиску
водяної пари і, насамперед, індексу показника заломлення повітря,
оскільки останній залежить і від розподілу температури з висотою
(табл.4). Методика аналізу впливу тих чи інших параметрів атмосфери за
«вагами» їх профілів детально висвітлена в роботі [2].   

Таблиця 1.

Висота тропосфери і верхня границя зондуванн (км) відносної вологості
повітря ( ст. Мірний,  січень)

Дата Висота тропосфери Верхня границя Зондування Дата Висота тропосфери
Верхня границя зондування

6 год. 18 год. 6 год. 18 год.

6 год. 18 год. 6 год. 18 год.

  1 8.27 8.60 25.00 26.00 18 8.23 8.00 23.00 13.16

  2 8.53 7.82 22.84 28.00 19 8.14 7.49 20.00 16.00

  3 7.96 8.45 27.54 24.12 20 8.35 8.64 21.00 21.35

  4 8.53 8.88 29.00 26.00 21 7.12 7.35 29.00 20.00

  5 8.20 8.09 25.00 18.32 22 6.63 7.00 23.00 22.00

  6 8.36 9.46 27.00 19.50 23 10.00 10.31 20.00 19.00

  7 9.83 9.38 20.00 20.00 24 9.56 9.42 20.00 17.00

  8 9.62 10.05 20.00 24.48 25 9.53 9.60 17.00 18.61

  9 9.41 8.83 23.00 27.00 26 10.55 9.94 20.69   9.00

10 8.42 7.94 22.38 25.10 27 9.47 8.34 28.00 24.00

11 7.90 7.84 27.00 24.46 28 8.31 7.85 15.93 20.00

12 8.65 8.25 23.00 23.00 29 8.93 9.63 21.00   9.94

13 8.20 7.94 20.00 20.64 30 9.11 9.00 16.00   3.00

14 7.76 8.45 16.00 18.30 31 9.78 10.10 13.37 19.47

15 8.46 8.22 17.70 16.26          

16 8.51 8.57 17.00 12.00 Середнє 8.68 8.65 21.50 19.27

17 8.64 8.65 16.00 11.60

8.66 20.38

Таблиця 2.

Вклад вологості повітря у величину dw (мм) в різних шарах атмосфери

Година Шари атмосфери

0,03 ? 2,0 2,0 ? Htrop Htrop ? HU 0,03 ? HU

dw Htrop dw HU dw dw,total

6 26,0 8,64 16,2 23,36 7,9 50,1

18 28,0 8,43 16,3 23,27 8,7 53,0

Так, максимальні величини dw в шарі атмосфери 0,03 – 2 км 1,10 і 12
січня викликані високою відносною вологістю, яка в перші дві дати
зростає з висотою, причому, 1 січня при відносно низькій приповерхневій
температурі повітря рівній -4° С, градієнт температури в нижньому 2 км
шарі є майже постійним і складає біля 2° С/км (тут додатній знак
температурного градієнта відповідає падінню температури з висотою), що
відповідно зменшує   падіння   парціального    тиску    водяної   пари  
порівняно  із  10 січня, де градієнт

Таблиця 3. Температура і відносна вологість повітря з екстремальними
величинами вологої складової зенітної тропосферної затримки

Дата Година Г р а н и ц і    ш а р і в   а т м о с ф е р и

0,03 0,03 ? 2,0 2,0 ? Htrop Htrop ? HU HU

t0 U0 t U dw Htr t U dw HU t U Dw dw

  1 18 -4.0 91  -9.7  96 38.8 8.60 -48.7 62 28.5 26.00 -37.4 41 10.9
78.2

  2   6 -5.8 95 -15.8  95 28.5 8.53 -55.2 94 16.1 22.84 -36.6 55 15.4
60.0

10   6 -1.6 94 -13.2 100 39.5 8.42 -45.4 63 26.9 22.38 -38.2 44   8.7
75.1

12 18  0.1 98 -12.7 96 39.6 8.25 -53.0 78 22.6 23.0 -35.8 67 14.4 76.6

21 6 -9.4 72 -13.9 71 22.0 7.12 -48.5 47 12.1 29.00 -31.5 47 16.4 50.5

21 18 -3.4 83 -14.5  20 15.6 7.35 -50.4 23 4.3 20.00 -38.8 11   2.3 22.2

L

N

P

j? hD

hD

hD

hD

jTH hD

hD

hD

hD

j« hD

hD

j hD

hD

hD

hD

N

~

hD

hD

hD

hD

jTH hD

hD

hD

hD

hD

hD

?v-„-”-c-?-?-A-O-a-?-o-u-. .

/

0

1

gdD

$a$gdD

gdD

hD

?

?

hD

hD

=

gdD

gdD

$a$gdD

Таблиця 4.

«Ваги» профілів температури повітря , парціального тиску водяної пари та
індексу показника заломлення УКХ в шарах атмосфери

Дата Година 0,03 ? 2,0 2,0 ? Htrop Htrop ? HU

?t ?e ?N ?t ?e ?N ?t ?t ?N

  1 18 -36 22.0 119.9 -251 6.2 37.0 -776 1.6 11.5

  2   6 -62 16.4 92.0 -308 3.4 21.6 -652 2.3 16.4

10   6 -38 23.3 126.2 -256 5.6 34.0 -653 1.4 9.8

12 18 -35 24.4 131.4 -280 4.9 29.6 -648 2.2 15.3

21   6 -63 11.8 66.8 -241 2.8 16.9 -892 2.5 17.2

21 18 -52 11.6 63.4 -245 0.9 5.6 -592 0.3 2.4

температури є близьким до 6°С/км, а з рівня 1 км наступає стан
насиченості. 12 січня максимальне dw обумовлене в цьому шарі, не
дивлячись на стрімкіше падіння температури з висотою (градієнт рівний
6,5°С/км), а, відповідно, і парціального тиску водяної пари, не лише
високою відносною вологістю, а й вищою приповерхневою температурою,
рівною 0,1°С.

В шарі атмосфери 2 км — Htrop  поява максимального значення dw 1 січня
викликана вищою температурою в шарі 2 – 4 км, а відповідно і парціальним
тиском водяної пари порівняно із 10 січня. В шарі Htrop ? HU максимальна
величина dw проявляється 2 і 21 січня о 6 годині. В першому випадку вона
обумовлена високою відносною вологістю. Так, в шарі Htrop – 16 км
відносна вологість постійна і становить 94%, що при зростанні
температури, від-55,2°С на нижній границі цього шару до –38,4°С на
верхній, обумовлює підвищення парціального тиску водяної пари від 0,03
до 0,20 гПа. В другому випадку максимальне значення dw досягається за
рахунок великої граничної висоти зондування відносної вологості HU=29
км.

Мінімальні величини dw, що проявляються у всіх шарах атмосфери 21 січня
о 18 годині, викликані стрімким падінням відносної вологості в
граничному шарі атмосфери. Так, на границі 1 км вона вже становить лише
30% і далі в межах тропосфери дещо більше 20%, а в позатропосферних
шарах поступово знижується до 11%.

В сучасному програмному забезпеченні обробки GPS вимірів представлено
цілий ряд аналітичних моделей для визначення складових зенітної
тропосферної затримки. Дослідниками цих питань особлива увага
приділяється визначенню вологої складової, оскільки на відміну від сухої
складової, що формується, в першу чергу, вертикальним профілем
атмосферного тиску і визначається до певної міри задовільно його
приземним значенням, волога складова найбільш залежна від вмісту
вологості в повітрі і його розподілу з висотою. Такий розподіл на
відміну від розподілу атмосферного тиску значно складніше змоделювати.

, отриманими чисельним інтегруванням за даними аерологічного зондування,
і відповідними складовими, обчисленими за аналітичними моделями
Saastamoinen, Hopfield, Ifadis  та Baby. Як видно, місячний хід величин 
?dw із різних аналітичних моделей має практично однакові міждобові
зміни, так як в основу кожної аналітичної моделі покладено стандартні
атмосфери,  або усереднені сезонні, чи багаторічнірічні дані
аерологічного зондування, отримані переважно в Західній Європі, чи в
Північній Америці, тобто в середніх широтах північної півкулі.

Абсолютно такий же характер змін мають і величини  ?dw, отримані з
використанням моделей Askne and Nordius, Berman(TMOD) i Chao. Опис
вказаних аналітичних моделей запозичений переважно із роботи [6] і
інтерпретований  в роботах [1,3,8]. Модифікація емпіричних коефіцієнтів
в цих моделях дозволяє звести різниці величин ?dw між ними практично до
нуля і отримати для кожного графіка одну ломану криву. Для порівняння і
оцінки міждобових змін величин вологої складової dw вертикальні профілі
вологості були приведені у всіх датах до єдиної висоти H=20 км над
рівнем моря. Саме на основі таких даних і побудовані графіки на рисунках
1 і 2.

Зауважимо, що міждобовий хід величин ?dw у вечірній період має більший
розмах, викликаний, в першу чергу, особливістю вертикального розподілу
вологості 1 і 21 січня, а в загальному величини ?dw за всіма
аналітичними моделями зміщені порівняно з ранковим періодом вниз по
вертикальній осі, тобто в сторону від’ємних значень, що наглядно
представляється також за усередненими даними, наведеними в таблиці 5. Це
викликано насамперед іншою стратифікацією граничного шару атмосфери, а
саме, у вечірній період середньомісячний вертикальний градієнт
температури у нижньому кілометровому шарі є близьким до нормального і
складає 6,4°С/км, а в ранковий період лише  2,9°С/км, що обумовлено
частішою появою приземних і припіднятих інверсій температури повітря.
Детальніше результати цих досліджень приведені в роботі [3].

Таблиця 5.

Середньомісячні величини  ?dw за різними аналітичними моделями (cтанція
Мірний, січень)

Година Аналітичні моделі

Saasta-moinen Ifadis Baby Askne & Nordius Berman (TMOD) Chao Hopfiеld

6 13.6 8.2 15.1 9.6 5.1 17.2 2.5

18 4.7 -0.2 8.4 -0.5 -6.3 7.3 -7.5

Ddw (6h) — Ddw(18h) 8.9 8.4 6.7 10.1 11.4 9.9 10.0

На завершення, вважаємо за необхідне відмітити наступне. Характер і
оцінка вологої складової зенітної тропосферної затримки, виведені за
даними січня-місяця станції Мірний, будуть репрезентативними і для
багатьох інших станцій Антарктичного узбережжя в літній період, зокрема
і для української станції Академік Вернадський, оскільки всі вони
розмішені на висотах, що не перевищують декілька десятків метрів над
рівнем моря і знаходяться в діапазоні широт  -65° ??-70°.

Література

Заблоцький Ф.Д.  До визначення зенітної тропосферної затримки у GPS
вимірах. «Геодезія, картографія і аерофотознімання»// Міжвід.
наук.-техн. Зб., Львів, вип.60, 2000, с.33-38.   2. Заблоцький Ф.Д.
Паляниця Б.Б. Оцінка впливу нижньої атмосфери на лазерні і радіотехнічні
супутникові виміри. «Геодезія, картографія і аерофотознімання», Міжвід.
наук.-техн. зб., Львів, вип.60, 2000, с.39-46.  

Заблоцький Ф.Д. МоделІ атмосфери для визначення тропосферної затримки в
полярних регіонах // Зб. Наукових праць «Сучасні досягнення геодезичної
науки та виробництва», вид-во «Ліга-прес», Львів, 2001, с.

Труды Советской антарктической экспедиции, т.33. Четвертая
континентальна экспедиция 1959 г. Материалы набдюдений// Изд-во «Морской
транспорт», Л., 1963, 726 с

Похожие записи