完整word版,卫星测高技术的原理及应用

1、卫星测高技术的原理及应用摘要： 卫星测高技术是空间大地测量中的一个关键的新技术，自其产生以来，得到了迅速的发展，并在大地测量学、地球物理学、海洋学中得到了广泛应用。本文主要介绍了卫星测高技术的产生、原理和应用， 并在最后对自己的学习收获进行了简单的总结。1 引言卫星测高的概念是在 1969 年 Williamstown 召开的固体地球和海洋物理大会上由美国著名大地测量学者考拉首次提出的。 它以卫星为载体， 借助空间、电子和微波、激光等高新技术来量测全球海面高。 20 世纪 80 年代以来，计算机技术和空间技术高速发展， 地球科学在宏观和微观的研究上进入了一个迅速发展和深入探索的时期。 在此期间

2、， 地球科学各分支学科出现了大量新的学科生长点，提出了许多新学科、 新概念、新技术。卫星测高学在这种形势下随着卫星遥感遥测技术的应用发展起来， 它利用卫星上装载的微波雷达测高仪， 辐射计和合成孔径雷达等仪器， 实时测量卫星到海面的距离、 有效波高和后向散射系数， 并通过数据处理和分析，来研究大地测量学、地球物理学和海洋学方面的问题。自 1969 年考拉提出卫星测高构想， 1970 年美国宇航局（ NASA ）发射天空实验室卫星（ Skylab）进行首次卫星雷达海洋测高实验以来， 30 多年间国际上先后陆续发射了多代测高卫星，主要有 :美国 NASA 等部门发射的地球卫星GeosO3（ 1975

3、 年），海洋卫星 Seasat（1978 年），大地测量卫星 Geosat（1985 年）;欧洲空间局（ ESA）发射的遥感卫星 ERSO1（1991 年）和 ERSO2（ 1995 年） ; NASA 和法国空间局（ CNES）合作发射的海面地形实验 /海神卫星 Topex/Poseidon（ T/P， 1992 年）。卫星遥感技术经历了改进和完善的过程，技术和性能已趋成熟，测高精度已提高了三个数量级。卫星测高技术经过几十年的发展，其技术和性能日趋成熟，测高精度、分辨率有了很大的提升， 应用范围也扩展到全球区域的覆盖。 它可以在全球范围内全天候地多次重复、 准确地提供海洋、 冰面等表面高度的

4、观测值， 改变了人类对地球特别是海洋的认识和观测方式， 使我们有能力并且系统地进行与之有关的各种研究。目前，卫星测高已成为全球气候观测系统 GCOS 和全球大地测量观测系统GGOS 的一个重要组成部分。2 卫星测高的基本原理卫星测高仪是一种星载的微波雷达，它通常由发射机、接收机、时间系统和数据采集系统组成。 卫星测高技术就是利用这种测高仪来实现其功能。它的基本原理是：利用星载微波雷达测高仪， 通过测定微波从卫星到地球海洋表面再反射回来所经过的时间来确定卫星至海面星下点的高度，根据已知的卫星轨道和各种改正来确定某种稳态意义上或一定时间尺度平均意义上的海面相对于一个参考椭球的大地高或海洋大地水准面

5、高。卫星作为一个运动平台，其上的雷达测距仪沿垂线方向向地面发射微波脉冲，并接受从地面 （海面）反射回来的信号卫星上的计时系统同时记录雷达信号往返传播时间 t已知光速值 c，则雷达天线相位中心到瞬时海面的垂直距离ha 为：hact2卫星发射雷达波束到达海面的波迹半径约为35 公里。因此，测高仪测得的距离 ha 相当于卫星天线相位中心到这个半径为35 公里圆形面积内海面的平均距离。卫星测高的基本观测方程为：rrp422 (Nhihs )ha r rp(1)esin8r式中，e 为椭球第一偏心率； ha 为卫星相对瞬时海面的高度；r为卫星的地心距 （由卫星的位置取得） ； r p 为卫星星下点 （卫

6、星在平均地球椭球面的投影点）P 的地心距； hi 为瞬时海面和似静海面之间的差距；hs 为似静海面至大地水准面间的差距；为地理纬度；N 为大地水准面高；其相对关系如图1 所示。图 1 卫星测高几何原理图由于测高卫星在运行和工作过程中时刻受着各种客观因素的影响，其观测值不可避免的存在误差， 因此要使用观测值， 必须先对其进行相应的各种地球物理改正以消除误差源的影响。 这些改正包括仪器校正、 海面状况改正、 电离层效应改正以及周期性海面影响改正等。只有经过改正之后的 ha 才有意义。卫星至所选定的平均椭球面之间的距离 （即大地高）h 可以根据卫星的精密轨道数据得出，当精确求得 ha 后可确定海面高

7、 h0：?= ? - ?03 卫星测高的误差来源及改正由于测高仪发射的脉冲信号在经过海洋表面反射返回接收机之前， 受到多种因素的影响，根据误差来源不同， 将误差分为三类，即卫星轨道误差、环境误差、仪器误差。3.1 卫星轨道误差引起轨道误差的主要误差源可以分为四类：地球重力场模型、 大气传播延迟、光压、跟踪站坐标误差。1.重力场模型对于真实的地球外空间的测高卫星， 由于所有的星体都并非均匀密度分布的球体，通常为扁球体加上各种形变， 由此产生的引力位将不同于球形引力位。 为了精确地确定重力对卫星轨道的影响， 需要用一个很高阶次的球谐展开函数来描述摄动的周期性特征。2.大气传播延迟轨道高度处的大气影

8、响是用空气密度的经验公式与已知的卫星形状和定向来计算的，这与实际的大气影响有差异。3.光压当卫星受到太阳照射， 则卫星表面吸收或者反射光子从而产生一个微小作用力，与其他的非保守力摄动不同，这个力称为太阳辐射压力， 是由卫星的质量和其表面积决定的。由于地球受到太阳辐射，除了自身吸收一部分热量外，地面或海洋面将反射一部分太阳能量返回太空， 同时由于地球自身的热辐射， 卫星将受到地球光辐射压力（来自太阳的反射）和红外辐射压力。4.跟踪站坐标误差不能准确确定跟踪站相对于地球中心的位置是这种误差最主要来源。SLR 可以准确确定跟踪站坐标相对于地球中心的位置。此外，卫星轨道误差还受固体潮汐、海洋潮汐等因素

9、的影响。3.2 环境误差1.电磁偏差雷达测高仪量测的是卫星至海面的距离，这个值是相对于反射海面的平均值。由于海面波谷反射脉冲的能力优于波峰，造成回波功率的重心偏离于平均海面而趋向于波谷，此偏移称之为电磁偏差或海况偏差。这种改正是由于平均海面与平均散射面之间存在高度差产生的。2.电离层折射误差当测高卫星信号穿过电离层时，会产生折射效应，其结果对传播信号产生时延。电离层的折射率与大气电子密度成正比，与通过的电磁波频率平方成反比。电离层的电子密度随太阳及其它天体的辐射强度、季节、时间以及地理位置等因素的变化而变化， 其中太阳黑子活动强度的强弱对其影响最大。电离层改正可用双频微波仪器直间量测得到。T/

10、P 卫星采用双频微波进行电离层改正。3.对流层影响电波信号通过大气层时，由于大气折射率的变化，传播路径会产生弯曲。由于对流层中的物质分布在时间和空间上具有较大的随机性，因而使得对流层折射延迟亦具有较大的随机性。 通常将对流层折射影响分为由干燥汽体和水蒸汽产生的影响共同组成的。4.逆气压改正大气压的变化将引起海面变化，而且是逆压的，即气压增高，海面降低，反之亦然。它们之间的关系假设为： 海面上的气压变化为1mPa时，海面高的变化为 1cm。3.3 仪器误差1.跟踪系统偏差这种误差是由回波信号波形中离散采样点的校准偏差引起的。这种回波信号波形使用机载跟踪算法，该算法假设测高仪的高度（匀速）成线形变

11、化。而实际情况并非如此， 当测高仪的高度有一个加速度时，如测高仪经过一个窄的海沟上空时，必须补偿一个相应的高度误差。2.波形样本放大校准偏差由接收信号的放大程度是随着监视表面的剖面变化而变化引起的。 一种自动放大控制器用于信号衰减校正， 但回波信号强度的快速变化将使得跟踪脉冲的上升边位置的回路产生错误，从而导致了这一校正误差。3.平均脉冲形状的不确定性与时间标志偏差用于计算平均回波的脉冲是随机变化的，且不确定的，返回脉冲形状的偏差就是因此而产生的。 平均后所剩的残差导致的量测产生噪声微波仪部件的老化导致的测量误差长期的钟漂也将导致的测量误差钟漂可以将测高仪上的钟同一些参考钟比较得到。由于仪器老

12、化而导致的高度测量偏差可利用测高仪内部校正模式采取补差。此外，仪器偏差还包括定点误差天线采集模式偏差等。3.4 卫星测高误差改正公式由上所述，卫星测高观测值客观上受着众多因素的影响，必须对其进行改正，才能实际中得到应用。综合上述各项误差的影响，精确的海面高计算公式为：h0h(hahsghihahEMbiasht)其中，h 为卫星质心到参考椭球面的距离，ha 为卫星相对瞬时海面的高度，h0 为计算的海面高， hsg为质心改正， hi为仪器改正， ha为大气传播改正，包括电离层延迟改正和对流层延迟改正，hEMbias 为电磁偏差改正，ht为潮汐改正，包括固体潮和海洋潮汐， 为残余的误差。4 卫星测

13、高技术的应用4.1 大地测量学确定地球形状及其外部重力场是大地测量学的基本任务之一。 海洋占地球表面积的 71%，全球重力场的确定在很大程度上取决了海洋重力场的确定。 卫星测高是确定海洋重力场精细结构的最经济有效的手段。 利用卫星测高数据可确定高分辨率的大地水准面， 继而精密确定地球形状， 使其实现全球高程基准统一成为可能。利用卫星测高数据可间接或直接确定海洋重力场的其他参考量， 如重力异常、垂线偏差等，这些成果使得大地测量在实现其基本任务和科学目标的进程中有了突破性进展。1.测高数据剖面计算垂线偏差的方法根据卫星测高观测量计算卫星测高交叉点处的垂线偏差，大地水准面沿升弧和降弧对时间的导数分别

14、为：&N aN &N &N ataa&NdN &N &N dtdd卫星轨道近似正圆时，有：&&ad&&ad可得大地水准面分别在经度方向和纬度方向上的导数：N1&&2 &( NaNd )N1&&( NaNd )2 &由此，垂线偏差的子午圈分量和卯酉圈分量分别为：1NR1NR cos2. 测高数据反演海洋重力异常的方法早起时候，人们忽略海面地形的影响， 将测高平均海面高看作大地水准面高，利用逆 Stokes公式反演重力异常。 目前的计算过程趋于精细， 利用波数相关滤波方法

15、、方向敏感滤波方法等， 力求排除测高数据中的各种非静态信号和海面地形影响，以求得到比较纯净的测高大地水准面“观测值 ”。再用逆 Stokes 公式求解重力异常随后，最小二乘配置法也被用来计算海洋重力异常，通常用于局部海域的计算。3. 测高数据计算海洋大地水准面的数学模型由测高数据确定大地水准面的方法有很多：如简单求解法，即简单地从平均海面中扣除海面地形模型的影响， 从而得到大地水准面， 这种方法求得地大地水准面精度较低；纯几何求解法，从卫星测高的几何观测模型出发，利用海面高、大地水准面高与卫星高 （卫星至参考椭球的距离） 的几何关系来求解大地水准面整体求解法，它是从卫星轨道的力学模型和运动方程

16、出发， 同时求解大地水准面、稳态海面地形和卫星的轨道误差。 更为实用的方法是逆 Stokes 方法、垂线偏差法和最小二乘配置法。4.2 地球物理学利用测高数据可反演海底地形构造与深部地球物理特征。 海洋大地水准面短波起伏可提供有关海底矿藏信息。 海底地壳密度和海水密度的显著反差仅反映在海洋大地水准面的短波起伏中， 由滤去长波的海洋大地水准面或由顾及了潮汐和大气压力影响的平均海面可以检测出海底地形。 测高重力异常可以反映研究区域板块相互作用的特点， 其高频成分可以刻画各海盆的构造特征。 测高空间重力异常也可勾勒陆架构造及盆地分布， 反演 Moho 面埋深，再从均衡重力异常 /大地水准面起伏推算小

17、尺度地幔流应力场。利用地球物理方法可反演海底地球深部结构、研究地幔对流及板块运动等。卫星测高数据可应用于研究海洋地壳构造。 高精度高分辨率重力异常在深部地质与地球物理研究方面，利用重力异常配合海洋地球物理数据资料，如地震体波、面波成像，及磁力异常的综合解释等， 通过调和系数法来研究地壳与岩石圈的厚度与挠曲。4.3 海洋学卫星测高在海洋学中的应用主要包括： 海洋自身的研究和气候与海洋运动的相互影响。大洋环流由海水的水平压力梯度所引起， 表现为海平面高相对于大地水准面的倾斜和起伏。 稳态海面地形形成地转流， 决定稳态平均洋流。 由卫星测高能确定海面地形， 这对于研究海洋环流特别有用。 利用测高数据

18、建立海潮模型是卫星测高的另一重要应用。4.4 全球环境变化与监测利用卫星测高可进行海面波浪分析和预报，还可反演估计海面风速场。卫星测高已成为监测全球海洋海况的重要技术。 卫星测高技术可以用来监测海平面变化，也可以用来测定冰面高改变和冰盖质量均衡。 卫星测高数据可以研究大气效应、海洋气象学以及海洋的环境特征对气候的影响及其相互作用。 卫星测高是监测海洋动力现象的一种极为重要的工具，同时也是海 -气模型预测中非常重要的数据源，可为全球性灾害的海洋现象，例如厄尔尼诺、拉尼娜、北大西洋涛动或太平洋十年涛动等预报提供分析依据。5 个人学习总结卫星测高技术是空间大地测量学中正在快速发展的一种新技术，它以空间测绘、电子、激光等技术为基础，多种高新科技结合的产物，在大地