СПОСОБ ДИСТАНЦИОННОГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОСАДКИ, ТОЛЩИНЫ И ВЫСОТЫ ЛЬДА
METHOD FOR REMOTE DETECTION OF SUBSIDENCE, THICKNESS AND HEIGHT OF ICE

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].
i
Низкая точность измерения толщины H 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;
<mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msub><mi>A</mi><mi>i</mi></msub></mrow></msub></mrow>
- вычисление по времени запаздывания эхо-сигнала кратчайшего расстояния
(i=1, 2, …n) между точкой отражения и горизонтальной плоскостью, в которой находится антенна эхолота;
<mrow><msub><mi>h</mi><mrow><msub><mi>A</mi><mi>i</mi></msub></mrow></msub></mrow>
- одновременное измерение с помощью гидростата глубины погружения
антенны эхолота;
i
<mrow><msub><mi>d</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>h</mi><mrow><msub><mi>A</mi><mi>i</mi></msub></mrow></msub><mo>−</mo><msub><mi>r</mi><mrow><msub><mi>A</mi><mi>i</mi></msub></mrow></msub></mrow>
- вычисление осадки льда d 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;
i
- построение профиля (сечения) нижней границы ледяного покрова с использованием последовательных значений осадки льда d при перемещении гидролокатора.
i
i
Полученные таким способом значения осадки льда d часто используются в качестве действительных значений толщины плавучего льда H. 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.
i
<mrow><msub><mi>z</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mi>i</mi></msub><mfrac><mrow><mi>i</mi><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac></mrow>
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 Θ, 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 точек отражения эхо-сигнала до середины базы интерферометра, обозначенной на фиг.1а точкой 0, по формуле
,
0
i
<mrow><msub><mi>L</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mi>i</mi></msub><msqrt><mrow><mn>1</mn><mo>−</mo><msup><mrow><mrow><mo>(</mo><mrow><mfrac><mrow><mi>i</mi><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow><mn>2</mn></msup></mrow></msqrt></mrow>
где i=1, 2, 3 … n - номер интерференционной полосы, отсчитываемый от нулевой линии на интерференционной картине, соответствующей моменту излучения зондирующего сигнала, λ - длина волны принимаемого эхо-сигнала, определяют высоту z каждой i-той точки отражения от нижней поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей середину базы интерферометра, по формуле
i
i
i
i
i
0
i
0
0
atm
1
2
atm
1
2
i
i
i
i
i
i
i
i
i
i
a
a
определяют горизонтальную дальность L от середины базы интерферометра 0 до каждой i-той точки отражения, используя значения высоты z вычисляют значения осадки льда d в каждой i-той точке отражения от нижней поверхности льда и на соответствующей горизонтальной дальности L по формуле d=h-z, где h - глубина середины базы интерферометра относительно поверхности воды, вычисляют по формуле h=(p-p)kk, где p - атмосферное давление над поверхностью льда в точке нахождения объекта, k, поправка на среднюю по вертикальному разрезу плотность морской воды ρ и k - гравитационная поправка соответственно, вычисляют толщину льда H с помощью уравнения линейной регрессии вида H (см) = d (см) + b (см), где  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 относительно поверхности воды, как разность значений его толщины и осадки в точках поверхности по формуле e=(H-d) и по полученным L, d и e 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.
a
a
a
Эмпирические коэффициенты регрессии могут быть определены для летнего сезона (16 июня - сентябрь) =0,83, b=39,2, для осеннего сезона (октябрь-ноябрь) =1,084, b=0,6 и зимнего сезона (декабрь - 15 июня) =1,070, b=4,6,
i
i
a
Среднеквадратическая ошибка расчета толщины льда по уравнению H (см) = d (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:
1
2
A, A - 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;
i
r - наклонная дальность от базы интерферометра до точки поверхности льда;
i
z - высота точки поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей через среднюю точку базы интерферометра;
0
h - глубина средней точки базы интерферометра относительно поверхности воды;
Θ - угол, отсчитываемый от оси ХН антенны в вертикальной плоскости;
i
θ - угол скольжения;
i
L - горизонтальная дальность от средней точки базы интерферометра до некоторой точки поверхности льда;
i
d - осадка льда;
i
H - толщина льда;
i
e - высота льда.
1
2
i
i
i
i
i
i
На фиг.1б представлена структурная схема, реализующая предлагаемый способ. Структурная схема содержит: излучающую антенну интерферометра A, приемные акустические антенны интерферометра A, A; 1 - генераторное устройство, 2 - приемоусилительные устройства, 3 - фазовый различитель, 4 - регистратор (индикатор), 5 - устройство определения номера i интерференционной полосы, 6 - вычислитель угла скольжения θ, 7 - вычислитель высоты z и горизонтальной дальности L, 8 - устройство вычисления осадки льда d, 9 - устройство вычисления толщины льда H, 10 - устройство вычисления высоты льда e, 11 - интерферометр, известный из [4].
1
1
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 - расстояние от нулевой линии до первой интерференционной полосы, соответствующее наклонной дальности r 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.
1
2
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 и А. 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.
1
2
Прием эхо-сигналов производится двумя разнесенными в вертикальной плоскости приемными акустическими антеннами А и А. Первыми к антеннам приходят эхосигналы от наиболее близких точек поверхности льда, затем от все более удаленных точек облученной полосы нижней поверхности льда.
i
0
0
1
2
0
Если разность хода l, зависящая от базы интерферометра D и θ, равна целому числу длин волн λ принимаемого эхо-сигнала, т.е. l=iλ, где i=1, 2, 3, …, то при сложении напряжений эхосигналов, снимаемых с выходов антенн А и А, суммарный сигнал будет равен сумме напряжений этих сигналов. Если l=(2i-1)λ/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.
0
0
Каждая интерференционная полоса на интерференционной картине имеет свой номер, равный целому числу i длин волн λ, характеризующих разность хода l=iλ. 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.
i
i
Интерференционные полосы удалены от нулевой линии (начала отсчета наклонной дальности), соответствующей моменту излучения интерферометром зондирующего сигнала, на расстояния x, пропорциональные соответствующим наклонным дальностям r до точек поверхности.
Измеряются эти дальности с помощью масштабной линейки. Измерения проводятся от нулевой линии интерференционной картины.
i
i
Наклонная дальность r до точки пересечения поверхности льда с осью i-ого интерференционного лепестка связана с высотой z этой точки поверхности льда относительно горизонтальной плоскости, проходящей через среднюю точку базы интерферометра соотношением
<mrow><msub><mi>z</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mi>i</mi></msub><mi>sin</mi><msub><mi>θ</mi><mi>i</mi></msub><mo>.</mo><mtext>                                              (1)</mtext></mrow>
В свою очередь из фиг.1а следует, что
<mrow><mi>sin</mi><msub><mi>θ</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><mfrac><mi>l</mi><mi>D</mi></mfrac><mo>=</mo><mfrac><mrow><mi>i</mi><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac><mo>.</mo><mtext>                                        (2)</mtext></mrow>
Объединяя (1) и (2) получим
<mrow><msub><mi>z</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mi>i</mi></msub><mfrac><mrow><mi>i</mi><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac><mo>.</mo><mtext>                                             (3)</mtext></mrow>
i
Горизонтальная дальность L от средней точки базы интерферометра до некоторой точки поверхности льда может быть определена по формуле
<mrow><msub><mi>L</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mi>i</mi></msub><msqrt><mrow><mn>1</mn><mo>−</mo><msup><mrow><mrow><mo>(</mo><mrow><mfrac><mrow><mi>i</mi><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow><mn>2</mn></msup></mrow></msqrt><mo>.</mo><mtext>                                 (4)</mtext></mrow>
i
i
i
<mrow><mfrac><mrow><msub><mi>λ</mi><mn>0</mn></msub></mrow><mi>D</mi></mfrac></mrow>
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 и, по известному для данного интерферометра соотношению
, выполнить расчеты по определению высот z и горизонтальных дальностей L, используя выражения (3) и (4).
i
i
i
Используя значения высот z вычисляются значения осадки льда d в соответствующих точках нижней поверхности льда и на соответствующих горизонтальных дальностях L по формуле
<mrow><msub><mi>d</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><msub><mi>h</mi><mn>0</mn></msub><mo>−</mo><msub><mi>z</mi><mi>i</mi></msub><mo>.</mo><mtext>                                  (5)</mtext></mrow>
0
0
atm
1
2
atm
1
2
i
i
где h - глубина середины базы интерферометра относительно поверхности воды, вычисляют по формуле h=(р-p)kk, где p - атмосферное давление над поверхностью льда в точке нахождения объекта, k - поправка на среднюю по вертикальному разрезу плотность морской воды ρ и k - гравитационная поправка соответственно. По значениям осадки льда d вычисляется толщина льда H с помощью уравнения линейной регрессии вида
<mrow><msub><mi>H</mi><mi>i</mi></msub><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mrow><mi>с</mi><mi>м</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mi>a</mi><msub><mi>d</mi><mi>i</mi></msub><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mrow><mi>с</mi><mi>м</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>+</mo><mi>b</mi><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mrow><mi>с</mi><mi>м</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>,</mo><mtext>                                     (7)</mtext></mrow>
a
a
a
a
где  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) =0,83, b=39,2, для осеннего сезона (октябрь-ноябрь) =1,084, b=0,6 и зимнего сезона (декабрь - 15 июня) =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
<mrow><msub><mi>e</mi><mi>i</mi></msub><mo>=</mo><mrow><mo>(</mo><mrow><msub><mi>H</mi><mi>i</mi></msub><mo>−</mo><msub><mi>d</mi><mi>i</mi></msub></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>.</mo><mtext>                                                               (8)</mtext></mrow>
i
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, 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.