3.3.2. Розсіювання Мі (аерозольне розсіювання)

Розсіювання Мі (аерозольне розсіювання) – відбувається в тому випадку, коли розміри розсіюючих комплексів більші або рівні довжинам хвиль сонячного випромінювання (r λ). Інтенсивність аерозольного розсіювання описується законом Шулейкіна-Мі:

,

де – інтенсивність аерозольного розсіювання;

β – коефіцієнт пропорційності, що залежить від природної будови речовини, що розсіює;

ε (0 < ε < 4) – число, яке залежить від розміру розсіючих частинок;

λ – довжина хвилі.

При аерозольному розсіюванні інтенсивність потоку, що поширюється від джерела розсіювання, залежатиме від розміру частинки. При збільшенні розміру частинки збільшуватиметься частка енергії в потоці розсіяної радіації, спрямованої прямо за напрямком падіння променів.

Аерозольне розсіювання переважає в нижньому, трикілометровому шарі тропосфери і виникає в декількох спектральних діапазонах: від ближнього ультрафіолетового до ближнього інфрачервоного.

У дистанційному зондуванні розсіяння Мі зазвичай проявляється як загальне погіршення багатоспектральних зображень у всьому інфрачервоному й світловому діапазонах при наявності в атмосфері густого туману.

Неселективне розсіювання виникає у випадках, коли розмір частинок істотно перевищує довжину хвилі випромінювання. Неселективне розсіювання не залежить від довжини хвилі і найбільш виразно проявляється при наявності хмар, що містять водяні каплі. Оскільки випромінювання з різною довжиною хвиль розсіюється однаково, то хмари або сніг виглядають білими. В умовах суцільної хмарності, випромінювання в оптичному діапазоні не проникає через атмосферу.

Для забезпечення можливості отримання зображення прийнятної якості, необхідно застосовувати системи відповідних фільтрів на приймачах дистанційного зондування з тим, щоб виключити або звести до мінімуму ефекти розсіювання.

Інтенсивність розсіювання сонячного світла в близькому інфрачервоному діапазоні є незначною. При нормальній, ясній атмосфері розсіювання не має істотного впливу. Слабка задимленість приповерхнього шару атмосфери також не здійснює істотного впливу на випромінювання близького ІЧ-діапазону, якщо розміри твердих часток диму не перевищують 1 мкм. Туман і хмари, навпаки, дуже сильно розсіюють ІЧ-випромінювання в цьому інтервалі довжин хвиль (0,75–1,1 мкм), оскільки розміри водяних капель мають розмір близько 4 мкм.

Поряд з вищеописаними процесами селективного розсіювання в атмосфері ЕМХ певної довжини (або частоти) відбувається інше, більш повне розсіювання світла в димі, тумані й хмарах, якщо розмір часток на його шляху приблизно на порядок перевищує довжину світлової хвилі. Частки таких розмірів однаково розсіюють ЕМХ будь-якої довжини, чому й видадуться хмари білими, хоча каплі води в них фарбування не мають [130].

3.4. Вплив хмарності на здійснення дистанційного зондування

При плануванні ДЗЗ потрібно враховувати просторово-часові закономірності поширення хмарності протягом доби і року. Треба пам’ятати, що на практиці отримати для досліджень потрібний знімок на певну територію для певного часу року – задача досить складна, перед усім через хмарність, яку недаремно називають ахіллесовою п’ятою космічного зондування в свіловому діапазоні. Навіть пройшовши скрізь безхмарну атмосферу, ЕМВ зазнає рефракції і ослаблення.

Атмосферна рефракція (заломлення променів) пов’язане зі зміною коефіцієнта переломлення в різних шарах атмосфери, що зумовлене їх різною щільністю, температурою, вологістю. Проявляється в позірному зміщенні або зміні форми віддалених об'єктів. Внаслідок рефракції атмосфери спостерігач бачить предмети не на напрямі їх дійсного положення, а в напрямі дотичної до променів у точці спостереження (рис. 3.15).

Рис. 3.15. Переломлення променя світла, що надходить від небесного світила

Вихідний промінь від світила S₂ проходячи земну атмосферу, переломлюється у кожному її шарі і викривляється, внаслідок чого спостерігачеві промінь видасться начебто таким, що вийшов з точки , що лежить вище. Світило S₁ вже зайшло за горизонт, але завдяки рефракції спостерігач ще бачить його.

Розрізняють астрономічну атмосферну рефракцію – заломлення променів від небесних світил, внаслідок чого світила здаються розміщеними вище за їхнє дійсне положення на небі, та наземну (геодезичну) рефракцію атмосфери – заломлення променів, що поширюються від земних предметів або від предметів, розташованих в атмосфері.

Вплив рефракції – заломлення напрямку променів – становить декілька кутових секунд і повинно враховуватись при точних фотограмметричних вимірах знімків.

За статистичними даними, в кожний момент часу хмарність закриває близько 60-65% земної поверхні, іноді досягаючи позначки 75%, хоча над кожною її точкою хмари зазвичай зберігаються не більше 5 діб. Частка покриття хмарами Світового океану становить не менше 70%. При цьому, навіть малопотужні хмари блокують зйомку в оптичному діапазоні.

У південній півкулі кількість хмарного покриву більше чим у північній, при цьому в обох півкулях, як над сушею, так і над океаном, має місце річний хід з максимумом у літній час і мінімумом у зимній. Найбільші відмінності між різними даними спостережень проявляються в регіонах з високими альбедо підстилаючої поверхні. В таких районах можуть бути застосовані тільки активні методи ДЗЗ, засновані на мікрохвильовому випромінюванні, оскільки, тільки радіохвилі довжиною понад 2 см безперешкодно проходять через хмарний покрив. На поширення ЕМХ з довжиною понад 2 см не впливають ні хмари, ні туман, ні дощ².

Відбитий від поверхні Землі сигнал повертається й приймається антеною радара. За допомогою комп’ютера ці сигнали можуть бути перетворені в радіолокаційне зображення місцевості, декілька відмінне від звичайних аерофотознімків, але такі, що з великим ступенем точності передають рельєф місцевості, оскільки довгохвильові імпульси радарних систем практично без викривлень проходять через атмосферу.

Мова йде про радарні системи бокового обстеження (РБО). Одна або дві антени радара посилають монохроматичні хвилі довжиною 0,86–100 см поперек напрямку польоту літака відповідно в одну або дві сторони від напрямку польоту (рис. 3.16).

Рис. 3.15. Схема бокового обстеження за допомогою літакової РЛС

Інтенсивність розсіювання сонячного випромінювання також, як й інтенсивність його поглинання, зростає з довжиною шляху променя в атмосфері. Цим визначається освітленість поверхні Землі, яка залежить від положення Сонця відносно площі екватора і в першу чергу від висоти Сонця над горизонтом. Положення, або стояння Сонця визначає спектр і інтенсивність потоку сонячної радіації, який відбивається і поглинається елементами ландшафту.

1 Товщина атмосфери – приблизно 2000–3000 км від поверхні Землі. Сумарна маса повітря в атмосфері – (5,1–5,3)×10¹⁸ кг. З них маса сухого повітря складає 5,1352 ±0,0003×10¹⁸ кг, загальна маса водяних парів в середньому дорівнює 1,27×10¹⁶ кг.

2 Треба відзначити, що на радіосигнали, що приймаються в цьому діапазоні, впливають різного роду різні завади, перед усім штучного походження.

77