способ дистанционного определения осадки, толщины и высоты льда

Формула изобретения

1. Способ дистанционного определения осадки, толщины и высоты льда, включающий излучение излучающей антенной гидролокатора с подводного объекта в направлении поверхности водоема зондирующих сигналов, прием акустических эхосигналов, отраженных границей раздела вода/лед, и одновременное измерение с помощью гидростата абсолютного гидростатического давления p на гидролокатор, отличающийся тем, что в качестве гидролокатора используют интерферометр, приемные антенны которого имеют узкую в горизонтальной и широкую в вертикальной плоскостях характеристики направленности (ХН) и разнесены по вертикали на расстояние D, являющееся базой интерферометра, принимают эхосигналы обеими приемными антеннами в диапазоне углов, охватываемых их ХН, по интерференционной картине измеряют расстояния между нулевой линией, соответствующей середине базы интерферометра и серединой интерференционной полосы, соответствующей точкам отражения от нижней поверхности льда принятых эхосигналов, пропорциональные удалению этих точек отражения от середины базы интерферометра, с помощью масштабной линейки, определяя наклонные дальности r _i точек отражения эхосигнала до середины базы интерферометра, по формуле , где i=1, 2, 3 - номер интерференционной полосы, отсчитываемый от нулевой линии на интерференционной картине, соответствующей моменту излучения зондирующего сигнала, ₀ - длина волны принимаемого эхосигнала, определяют высоту z_i каждой i-й точки отражения от нижней поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей середину базы интерферометра, по формуле определяют горизонтальную дальность L_i от середины базы интерферометра до каждой i-й точки отражения, используя значения высоты z_i вычисляют значения осадки льда d_i в каждой i-й точке отражения от нижней поверхности льда и на соответствующей горизонтальной дальности L_i по формуле d_i=h₀-z_i, где h ₀ - глубина середины базы интерферометра относительно поверхности воды, вычисляют по формуле h₀=(p-p_atm)k ₁k₂,

где p_atm - атмосферное давление над поверхностью льда в точке нахождения объекта;

k₁ - поправка на среднюю по вертикальному разрезу плотность морской воды и k₂ - гравитационная поправка соответственно, вычисляют толщину льда H_i с помощью уравнения линейной регрессии вида H_i (см) = ad_i (см) + b (см),

где a и b - эмпирические коэффициенты регрессии, учитывающие сезонные изменения плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем, для каждого из трех основных сезонов годового цикла, в каждой i-й точке вычисляют высоту плавучего льда e _i относительно поверхности воды, как разность значений его толщины и осадки в точках поверхности по формуле e_i =(H_i-d_i) и, по полученным L_i , d_i и e_i, строят профили соответственно нижней и верхней поверхности озвученного участка плавучего льда в полосе обзора соответствующей диапазону углов, охватываемых характеристиками направленности интерферометра.

2. Способ по п.1, отличающийся тем, что излучающая антенна расположена в средней точке базы интерферометра.

3. Способ по п.1, отличающийся тем, что эмпирические коэффициенты регрессии определены для летнего сезона (16 июня-сентябрь) a=0,83, b=39,2, для осеннего сезона (октябрь-ноябрь) a=1,084, b=0,6 и зимнего сезона (декабрь - 15 июня) a=1,070, b=4,6.

Описание изобретения к патенту

Изобретение относится к области гидроакустики и предназначено для дистанционных акустических измерений морфометрических характеристик плавучих льдов из-под воды.

К основным морфометрическим характеристикам плавучих льдов относятся: осадка, толщина и высота льда, а также профиль рельефа нижней и верхней поверхностей ледяного покрова [1].

Известны способы дистанционного определения осадки и толщины льда, а также построения профиля рельефа его нижней поверхности с помощью гидроакустических средств, которые описаны, например, в [2, стр.133-158.].

Основными недостатками известных способов дистанционного определения осадки и толщины льда с помощью гидроакустических средств является:

Невозможность определения осадки, толщины и высоты ледяного покрова в полосе обзора над носителем гидроакустического средства и, как следствие этого, их малая производительность при исследовании ледяного покрова. Этот недостаток обусловлен тем, что известные способы, в принципе, позволяют оценивать морфометрические характеристики ледяного покрова в его сечении вертикальной плоскостью (профильные измерения), а не по его площади [2].

Низкая точность измерения толщины H_i плавучего ледяного покрова, а также невозможность измерения его высоты над поверхностью воды и построения профиля верхней поверхности ледяного покрова. Ошибки при оценке толщины льда возникают вследствие того, что упомянутый способ не учитывает высоту льда над поверхностью воды, которая зависит от плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем, имеющих ярко выраженные сезонные изменения.

Наиболее близким аналогом предлагаемого способа, выбранным в качестве прототипа, является способ описанный в [2, стр.133-135]. Этот способ определения осадки и толщины льда с подводного объекта (подводной лодки, подводного аппарата, притопленной буйковой станции) характеризуется следующими операциями:

- излучение в направлении поверхности водоема с помощью импульсного гидролокатора, в качестве которого используется эхолот, зондирующих сигналов и последующий прием акустических эхосигналов, отраженных (рассеянных) границей раздела вода/лед;

- вычисление по времени запаздывания эхо-сигнала кратчайшего расстояния (i=1, 2, n) между точкой отражения и горизонтальной плоскостью, в которой находится антенна эхолота;

- одновременное измерение с помощью гидростата глубины погружения антенны эхолота;

- вычисление осадки льда d_i в точке отражения зондирующего акустического сигнала, как разности между глубиной погружения антенны эхолота и кратчайшим расстоянием между точкой отражения (рассеяния) акустического эхо-сигнала и горизонтальной плоскостью, в которой находится антенна эхолота;

- построение профиля (сечения) нижней границы ледяного покрова с использованием последовательных значений осадки льда d_i при перемещении гидролокатора.

Полученные таким способом значения осадки льда d _i часто используются в качестве действительных значений толщины плавучего льда H_i. Однако практика показывает, что подобное приближение при оценке толщины льда может вызывать ошибки до 20% и более от значения измеряемой толщины льда, что делает некорректными сравнение результатов этих измерений с данными полученными другими измерительными устройствами.

Недостатком рассмотренного способа является отсутствие в нем операций, позволяющих за один цикл «излучение - прием» определить осадку, толщину и высоту плавучего льда в полосе обзора над подводным объектом, а также учитывать ошибки при оценке толщины льда, возникающие вследствие сезонных изменений плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем. Кроме того, по результатам одного цикла «излучение - прием» можно получить данные об осадке и толщине льда только в одной точке его поверхности, находяжейся над антенной эхолота.

Техническим результатом изобретения является обеспечение возможности измерения морфометрических характеристик (осадки, толщины и высоты) плавучих льдов из-под воды в широкой полосе обзора с повышенной точностью.

Для достижения указанного технического результата в способ определения осадки и толщины льда с подводного объекта, включающий излучение излучающей антенной гидролокатора с подводного объекта в направлении поверхности водоема зондирующих сигналов, прием акустических эхосигналов, отраженных границей раздела вода/лед и одновременное измерение с помощью гидростата абсолютного гидростатического давления p на гидролокатор введены новые признаки, а именно в качестве гидролокатора используют интерферометр, приемные антенны которого имеют узкую в горизонтальной и широкую в вертикальной плоскостях характеристики направленности (ХН) и разнесены по вертикали на расстояние D, являющееся базой интерферометра, принимают эхосигналы обеими приемными антеннами в диапазоне углов , охватываемых их ХН, по интерференционной картине измеряют расстояния между нулевой линией, соответствующей середине базы интерферометра и серединой интерференционной полосы, соответствующей точкам отражения от нижней поверхности льда принятых эхосигналов, пропорциональные удалению этих точек отражения от середины базы интерферометра, с помощью масштабной линейки, определяя наклонные дальности r_i точек отражения эхо-сигнала до середины базы интерферометра, обозначенной на фиг.1а точкой 0, по формуле ,

где i=1, 2, 3 n - номер интерференционной полосы, отсчитываемый от нулевой линии на интерференционной картине, соответствующей моменту излучения зондирующего сигнала, ₀ - длина волны принимаемого эхо-сигнала, определяют высоту z_i каждой i-той точки отражения от нижней поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей середину базы интерферометра, по формуле

определяют горизонтальную дальность L _i от середины базы интерферометра 0 до каждой i-той точки отражения, используя значения высоты z_i вычисляют значения осадки льда d_i в каждой i-той точке отражения от нижней поверхности льда и на соответствующей горизонтальной дальности L_i по формуле d_i=h₀ -z_i, где h₀ - глубина середины базы интерферометра относительно поверхности воды, вычисляют по формуле h₀ =(p-p_atm)k₁k₂, где p_atm - атмосферное давление над поверхностью льда в точке нахождения объекта, k₁, поправка на среднюю по вертикальному разрезу плотность морской воды и k₂ - гравитационная поправка соответственно, вычисляют толщину льда H_i с помощью уравнения линейной регрессии вида H_i (см) = ad_i (см) + b (см), где a и b - эмпирические коэффициенты регрессии, учитывающие сезонные изменения плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем, для каждого из трех основных сезонов годового цикла, в каждой i-той точке вычисляют высоту плавучего льда e_i относительно поверхности воды, как разность значений его толщины и осадки в точках поверхности по формуле e_i=(H_i-d_i) и по полученным L _i, d_i и e_i строят профили соответственно нижней и верхней поверхности озвученного участка плавучего льда в полосе обзора, соответствующей диапазону углов, охватываемых характеристиками направленности интерферометра.

Наилучший результат получается, если излучающая антенна расположена в средней точке базы интерферометра.

Эмпирические коэффициенты регрессии могут быть определены для летнего сезона (16 июня - сентябрь) a=0,83, b=39,2, для осеннего сезона (октябрь-ноябрь) a=1,084, b=0,6 и зимнего сезона (декабрь - 15 июня) a=1,070, b=4,6,

Среднеквадратическая ошибка расчета толщины льда по уравнению H_i (см) = ad_i (см) + b (см) для зимнего периода не превышает 3 см при толщине льда 350 см (относительная ошибка 0,85%). В осенний и летний периоды значение коэффициента корреляции между толщиной и осадкой льда уменьшается до 0,91, а среднеквадратическая ошибка возрастает до 4-5 см [3]. Указанные ошибки измерения существенно меньше, чем у прототипа.

Сущность способа поясняется фиг.1 и фиг.2.

На фиг.1а дана схема, поясняющая способ, где в проекции на вертикальную плоскость изображены:

A₁, A₂ - приемные акустические антенны интерферометра;

D - база интерферометра;

0 - средняя точка базы интерферометра;

l - геометрическая разность хода эхо-сигнала от некоторой точки поверхности льда М до антенн интерферометра;

r _i - наклонная дальность от базы интерферометра до точки поверхности льда;

z_i - высота точки поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей через среднюю точку базы интерферометра;

h ₀ - глубина средней точки базы интерферометра относительно поверхности воды;

- угол, отсчитываемый от оси ХН антенны в вертикальной плоскости;

_i - угол скольжения;

L_i - горизонтальная дальность от средней точки базы интерферометра до некоторой точки поверхности льда;

d_i - осадка льда;

H_i - толщина льда;

e_i - высота льда.

На фиг.1б представлена структурная схема, реализующая предлагаемый способ. Структурная схема содержит: излучающую антенну интерферометра A, приемные акустические антенны интерферометра A₁ , A₂; 1 - генераторное устройство, 2 - приемоусилительные устройства, 3 - фазовый различитель, 4 - регистратор (индикатор), 5 - устройство определения номера i интерференционной полосы, 6 - вычислитель угла скольжения _i, 7 - вычислитель высоты z_i и горизонтальной дальности L_i, 8 - устройство вычисления осадки льда d_i, 9 - устройство вычисления толщины льда H_i , 10 - устройство вычисления высоты льда e_i, 11 - интерферометр, известный из [4].

На фиг.2 представлен вид интерференционной картины на выходе интерферометра, где 1 - нулевая линия (начало отсчета наклонной дальности), соответствующая моменту излучения интерферометром зондирующего сигнала, x ₁ - расстояние от нулевой линии до первой интерференционной полосы, соответствующее наклонной дальности r₁ до точки поверхности льда.

Способ характеризуется следующими операциями:

В некоторый момент времени излучающая антенна интерферометра излучает в сторону поверхности воды акустический импульсный зондирующий радиосигнал. Поскольку оси характеристик направленности (ХН) антенн интерферометра в горизонтальной плоскости перпендикулярны диаметральной плоскости его носителя, происходит облучение нижней поверхности льда акустической энергией в направлении перпендикулярном линии курса носителя. Вследствие узкой в горизонтальной и широкой в вертикальной плоскостях ХН излучающей антенны интерферометра облучается узкая в горизонтальной и широкая в вертикальной плоскостях полоса нижней поверхности льда.

После излучения зондирующего сигнала интерферометр переходит в режим приема рассеянных нижней поверхностью ледяного покрова эхосигналов. Прием эхо-сигналов производится двумя разнесенными в вертикальной плоскости приемными акустическими антеннами А ₁ и А₂. Первыми к антеннам приходят эхосигналы от наиболее близких точек поверхности льда, затем от все более удаленных точек облученной полосы нижней поверхности льда.

После приема эхо-сигнала от наиболее удаленной точки облученной полосы нижней поверхности льда режим приема заканчивается. Для получения профиля ледовой поверхности за пределами угла, охватываемого ХН антенн интерферометра в горизонтальной плоскости, подводный объект может быть перемещен, после чего интерферометр излучает в сторону поверхности воды очередной акустический импульсный зондирующий радиосигнал. По мере движения носителя интерферометра по линии курса облучаются новые, примыкающие друг к другу полосы нижней поверхности льда, эхосигналы от которых принимаются антеннами интерферометра.

Прием эхо-сигналов производится двумя разнесенными в вертикальной плоскости приемными акустическими антеннами А₁ и А₂. Первыми к антеннам приходят эхосигналы от наиболее близких точек поверхности льда, затем от все более удаленных точек облученной полосы нижней поверхности льда.

Если разность хода l, зависящая от базы интерферометра D и _i, равна целому числу длин волн ₀ принимаемого эхо-сигнала, т.е. l=i ₀, где i=1, 2, 3, , то при сложении напряжений эхосигналов, снимаемых с выходов антенн А₁ и А₂, суммарный сигнал будет равен сумме напряжений этих сигналов. Если l=(2i-1) ₀/2, то суммарный сигнал будет равен их разности. Указанный эффект обусловлен интерференцией эхо-сигнала от точки поверхности льда, принятого разнесенными по вертикали антеннами интерферометра

В процессе приема и суммирования эхосигналов, приходящих от все более удаленных точек облученной полосы поверхности льда, на его выходе интерферометра будет наблюдаться интерференционная картина, которая будучи зарегистрированной на яркостном регистраторе (индикаторе) с прямоугольной растровой разверткой в координатах «путевая дальность» - «наклонная дальность», будет представлять собой чередующиеся темные и светлые полосы (интерференционные полосы), как это показано на фиг.2.

Каждая интерференционная полоса на интерференционной картине имеет свой номер, равный целому числу i длин волн ₀, характеризующих разность хода l=i ₀. Иными словами i - это номер интерференционной полосы на интерференционной картине или номер интерференционного лепестка в ХН антенны интерферометра, ось одного из которых (i-ого) изображена на фиг.1а.

Интерференционные полосы удалены от нулевой линии (начала отсчета наклонной дальности), соответствующей моменту излучения интерферометром зондирующего сигнала, на расстояния x_i, пропорциональные соответствующим наклонным дальностям r_i до точек поверхности.

Измеряются эти дальности с помощью масштабной линейки. Измерения проводятся от нулевой линии интерференционной картины.

Наклонная дальность r_i до точки пересечения поверхности льда с осью i-ого интерференционного лепестка связана с высотой z_i этой точки поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей через среднюю точку базы интерферометра соотношением

В свою очередь из фиг.1а следует, что

Объединяя (1) и (2) получим

Горизонтальная дальность L_i от средней точки базы интерферометра до некоторой точки поверхности льда может быть определена по формуле

Таким образом, интерференционная картина однозначно связана с рельефом нижней поверхности льда и может быть использована при определении высот и горизонтальных дальностей в широкой полосе обзора. Для этого необходимо определить номера интерференционных полос i, измерить наклонные дальности r _i и, по известному для данного интерферометра соотношению , выполнить расчеты по определению высот z_i и горизонтальных дальностей L_i, используя выражения (3) и (4).

Используя значения высот z_i вычисляются значения осадки льда d_i в соответствующих точках нижней поверхности льда и на соответствующих горизонтальных дальностях L_i по формуле

где h₀ - глубина середины базы интерферометра относительно поверхности воды, вычисляют по формуле h₀=(р-p_atm)k₁k₂, где p_atm - атмосферное давление над поверхностью льда в точке нахождения объекта, k₁ - поправка на среднюю по вертикальному разрезу плотность морской воды и k₂ - гравитационная поправка соответственно. По значениям осадки льда d_i вычисляется толщина льда H_i с помощью уравнения линейной регрессии вида

где a и b - эмпирические коэффициенты регрессии, учитывающие сезонные изменения плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем, для каждого из трех основных сезонов годового цикла могут быть определены как - для летнего сезона (16 июня - сентябрь) a=0,83, b=39,2, для осеннего сезона (октябрь-ноябрь) a=1,084, b=0,6 и зимнего сезона (декабрь - 15 июня) a=1,070, b=4,6 [3].

Вычисляется высота плавучего льда е, относительно поверхности воды, как разность каждой пары значений его толщины и осадки в точках поверхности по формуле

В результате описанным выше способом можно определить морфометрические характеристики плавучего ледяного покрова (осадку, толщину, высоту, профили нижней и верхней поверхности) не только в широкой полосе обзора над носителем, характеризуемой значением L_i, но и по площади поверхности льда с высокой точностью, обусловленной исключением ошибок в оценке толщины льда, возникающих вследствие сезонных изменений плотности плавучего льда и высоты снежного покрова на нем.

Источники информации

1. Бородачев В.Е., Гаврило В.П., Казанский М.М. Словарь морских ледовых терминов. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. - 138 с.

2. Богородский А.В., Островский Д.Б. Гидроакустические навигационные и поисково-обследовательские средства. С-Пб.: Издательство СПб ГЭТУ «ЛЭТИ», 2009. 242 с.

3. Миронов Е.У., Сенько Е.П. О взаимосвязи толщины и осадки льда // Труды ААНИИ. - 1995. Т.435. - С.47-54.

4. Барась С.Т. Исследование и разработка гидролокационного интерферометра для картографической съемки дна в широкой полосе обзора. Дис канд. техн. наук / ОКБ «Риф». Г.Бельцы, 1981. - 210 с.