遥感第九章高度计

1、遥感第九章高度计.遥感第九章高度计.16/16遥感第九章高度计.第九章高度计9.1高度计几何学（AltimeterGeometry）从卫星探测大海动力参数主要依赖微波传感器，此中高度计(Altimeter，ALT)最为成熟。ALT通过对海平面高度、有效波高、后向散射的丈量，可同时获取流、浪、潮、海面风速等重要动力参数。卫星高度计还可应用于地球构造和海疆重力场研究。最早的卫星高度计是装载在美国国家大海大气局的GEOS-3(1975-1978)和美国宇航局的高度计卫星SeaSAT-A(1978)。八十年月，美国海军发射的卫星Geosat(1985-1988)装载有高度计；该高度计丈量海表面高度的精

2、度可达到5厘米，当前此后续卫星GeosatFollow-On(1998/2)正在连续高度计丈量地球物理参数的使命。九十年月以来，美国宇航局与法国国家空间研究中心联合发射了高度计卫星TOPEX/POSEIDON(1992/8)；跟着雷达高度计和支持设施精度的提升以及校订工作的改良OPEX/POSEIDON丈量海表面高度的精度达到了4.3厘米。进入二十一世纪此后，美国宇航局与法国国家空间研究中心联合又发射了Jason-1(2001/12)，这是TOPEX/POSEIDON的第一颗后续卫星。上述卫星是特地的高度计卫星，其运行轨道恪守高度计的丈量需要。九十年月，欧洲空间局发射了兼备多种任务的环境卫星E

3、RS-1(1991)和ERS-2(1995)；其装载的雷达高度计也获取了大批数据。进入二十一世纪此后，欧洲空间局又发射了一颗环境卫星ENVISAT（2001/12），这是ERS-1/2的后续卫星。图9-1给出了高度计观测大海的表示图。德克萨斯大学网页给出了详尽的解说。卫星轨道大地水平面海平面海面地形（海面起伏）大地水平面起伏参照椭球面地球质心图9-1：高度计观察大海的表示图卫星高度(Range)卫星高度计由一台脉冲发射器、一台敏捷接收器和一台精准计时钟构成。脉冲发射器从海面上空向海面发射一系列极其狭小的雷达脉冲，接收器检测经海面反射的电磁波信号，再由计时钟精准测定发射和接收的时间间隔t，即可算

4、出由高度计质心到星下点刹时海面的距离，即卫星高度R。其计算公式表示为ct(9-1)R2式中c是光速。位势(Potential)UUgUa(9-2)式中Ug是固体地球、水和地球旋转产生的离心加快度（centrifugalacceleration）的重力势（potentialofgravity），Ua是大气产生的重力势。（注意，位势U还应包含一随时间变化的潮汐重量，这个重量可以精准的计算，但平常不可以明确的保存下来）。Ug与重力加快度g的关系是gUg(9-3)z地球等势面(Geop)和大地水平面(Geoid)地球等势面指在式(9-2)中U等于常数的随意等势面。大地水平面指与均匀海平面最凑近的地球重

5、力势的等势面,它反应了地球内部质量密度分布的不均匀特征。假如没有运动，大地水平面应和均匀海平面一致。4)参照椭球面(ReferenceEllipsoid)参照椭球是地球形状的一阶近似定义，在画图法顶用来代表地球的大小和形状。它是由双轴椭圆的旋转产生的，能够看作是半径为赤道半径6378.1363Km，扁率为1/298.257的椭球体。参照椭球面是对大地水平面的最光滑的近似。5)大地水平面高度(GeoidHeight)或大地水平面起伏(GeoidUndulation)大地水平面高度（又称大地水平面起伏）指大地水平面相对于参照椭球面的高度。因为地球质量分布不匀，其变化范围在104m和60m之间。我们

6、用hg表示大地水平面高度。海面动力高度(SeaSurfaceDynamicalHeight)或海面地形(SeaSurfaceTopography)海面动力高度（又称海面地形）指海面到大地水平面的高度。该高度是因为海水运动惹起的，其全世界均匀高低差为1.5m，含有洋流、潮汐和中尺度过程等大海动力学的信息。我们用hd表示海面地形。9.2高度计的主要观察对象9.2.1高度计对海面地形的观察海面地形hd可经过下式计算hdrRhgei(9-4)i式中r是卫星到参照椭球面的高度（Thedistancefromthesatellitecenterofmasstothereferenceellipsoidat

7、thealtimetersub-satellitepoint），R是卫星丈量高度，hg是大地水平面高度，ei是第i个偏差（Thei-therror）。很多动力学过程都对海面地形有影响。该影响固然很小（大概为1m），可是包含了大海动力学的全部信息：潮汐对陆地和大海都产生作用。地球固体潮的振幅大概是20cm，而大浪潮汐的振幅平常是1m左右。在浅海中，潮汐的振幅不太确立，可能有几十米。在大部分深海中，潮汐振幅的精度是10-20cm。2)海流和海面风使海平面远离大地水平面。激烈的海流运动在100km范围内使海表面高度变化大概1m；强盛的海风沿着海岸线吹，能够将浅海海水向着海岸积聚几十米的高度。在深海中

8、，海风的影响很小。大气压的变化能够惹起海面几厘米的变化，两者变化的位相相反。2典型的海面地形见表9-1。表9-1：典型的海面地形现象典型海面表现变化周期说明130cm/100km(每西界限流（墨西哥湾一百千米宽的边几日到几年地点变化，25%输运变化流，黑潮）界流有130cm的高度差)大尺度环流50cm/300km一年到几年25%可能变化东界限流30cm/100km几日到几年100%可能变化，可能方向颠倒中尺度涡25cm/100km100天100%变化涡旋100cm/100km几周祥几年100%成长和衰减变化赤道流30cm/5000km几个月到几年100%变化潮汐100cm/5000km几小时到

9、几年用H表示海表面高度（SSH：SeaSurfaceHeight），指海面到参照椭球面的高度，我们获取HrRhdhgei(9-5)i式中r是已知的，R可从式(9-1)求得，所以可由上式计算获取H。海面地形异样（TopographyAnomaly）H被定义为海表面与均匀海表面的高度差，也称为海表面异样（SSA：SeaSurfaceAnomaly），它可由下式计算HHH(hdhd)(hghg)(eiei)i(9-6)(hdhd)(eiei)(hdhd)i式中表示各物理量的字母之上加一横杠分别代表其若干年的均匀值。图9-2显示了SSA的高度计观察图像。如式(9-6)所示，SSA由海表面高度减去均匀海

10、表面和潮汐的影响获取，这里均匀海表面由4年均匀获取，潮汐的影响由“UTCSR”模式3.0版本除去。图9.2观察的精准度（在波长大于800km，周期大于20时节）是3到4cm.图9-2：海表面异样的高度计观察图像(引自/sst/sla.html)39.2.2高度计对表面流的观察使用地转均衡和流体静力学均衡的假定，能够获取表面流的一个较好近似。在大洋中，设在直角坐标系(x,y,z)下，x方向指向东，y方向指向北，z方向垂直向上。在水平面(x,y)上，海流速度重量(u,v)与压强p的关系以下：1pfvx1pfu(9-7)y0pgz式中g是重力加快度，是海水的密度，f是科氏参数(Coriolispar

11、ameter)，它表示为f2sin(9-8)-5-1是地球自转角速度，是地理纬度。式中=7.27210rads依据流体静力学均衡方程ppagdzpag(z)(9-9)z与式(9-7)联合获取v(x,z)g1pdzvs(x)fzx(9-10)g1pdzu(y,z)us(y)fzy式中u(y,z)和v(x,z)是随意深度的地转流的x和y方向的重量，us(y)和vs(x)是表面地转流的x和y方向重量。图9-3(a,b,c)是高度计在不一样日期所观察到的湾流。图9-3(a)：高度计2003年7月27日观察到的湾流4图9-3(b)：高度计2003年7月20日观察到的湾流图9-3(c)：高度计2003年7

12、月13日观察到的湾流引自（）高度计丈量的海面斜率与海面流的地转速度(us,vs)有以下关系：gvsfx(9-11)usgfy上式表示依据卫星高度计丈量的海面地形如何与表面洋流直接有关。大概检查就会发现，北纬43度（这里f=410-1s-1）存在流速为1ms-1的一股海流，有关的海面斜率为10-5，即沿海流1Km的距离海面倾斜高度约为1cm。大洋环流的流速为几厘米每秒，其斜率更小,1km的距离海面倾斜高度小于1mm。这正是这样高精准度的大地水平面丈量需要采纳卫星高度丈量技术的原由。很清楚，这些典型的地转斜率大大小于大地水平面的斜率。9.2.3高度计对大地水平面(Geoid)的观察1预备知识：球调

13、解函数睁开5假定h(,)是一个球表面的实函数，此中是纬度，是经度，则h(,)能够睁开成一系列的球调解函数以下：lh(,)ClmYlm(,)(9-12)l0ml式中Ylm(,)是阶数为l，次数为m的球调解函数，Clm是球调解函数系数，它表示为Clm142d(sin)h(,)Ylm(,)*d(9-13)00式中Ylm(,)*是Ylm(,)的复共轭函数。球调解函数睁开能够用来精准地模拟大地水平面。2高度计对大地水平面的观察大地丈量的基本任务是确立大地水平面与重力异样。卫星高度计最先的成就就是丈量地球形状及大地水平面，从而计算全世界重力场。ERS-1卫星168天重复周期的运行就是为大地水平面丈量而设计

14、，它供给了亘古未有的空间采样分辨率，168天周期运行15个月，获得了大批难得资料。高度计观察的最大的地球物理信号是大地水平面的起伏惹起的。即使没有海表面流的信息，只需知道大浪潮汐，高度计仍能够绘出精度是0.5m的大地水平面图，该精度远比其余丈量方法供给的精度要高。经过使用大国内部密度场的信息，能够把精度增添到10cm。在大地水平面上，尺度不一样，供给的地球信息也不一样。在几百公里或更小的尺度内，主假如海底深度差异惹起的大地水平面起伏。在几十公里的尺度内，大海山脉和次大海山脉能够惹起大地水平面1-10m的起伏。对于大于几百公里的尺度，板块下沉产生的浮力抵消了惹起海深变化的其余因素的作用。在几千公

15、里的范围内，大地水平面的起伏与地球内部惹起大陆漂移的运动有关。大地水平面的观察精度对于高度计对其余物理量的观察精度有很大的影响。比方，高度计丈量海流的精准度就与之有亲近的关系。因为连续的海流惹起海面变化，并且这类变化不简单从大地水平面的资猜中消去，所以我们需要独立的大地水平面。大地水平面的大尺度变化受卫星轨道的影响，所以能够经过追踪卫星来对其进行丈量。而大地水平面（测定重量的大地水平面）的小尺度变化来自于局地重力的影响，局地重力的丈量花销昂贵，只好在一小部分地区进行，已有的资料大多集中在西北大西洋。在典型的海盆地区，上述两种方法测定的大地水平面的总偏差是10-20cm。在更小的地区偏差更大，在

16、几百公里的尺度上，特别是在缺乏观察的地区可达1-5m。图9-4：相对于低阶大地水平面的均匀海表面(引自http:/www.deos.tudelft.nl/altim/atlas/)6能够用高阶或低阶的大地水平面来描绘均匀海表面。图9-4显示了相对于低阶大地水平面的平均海表面。这张图是由三个卫星(GEOSAT，ERS-1和TOPEX/Poseidon)采集的高度计数据合成计算获取的，轨道偏差由交织极小值法除去。图9-5显示了赤道太平洋的海表面异样随时间的演化，它在必定程度上显示了2002年与1997年ElNino现象相差悬殊。在1997年，海表面上涨第一发生在海盆东部，接着又发生在中部。而在20

17、02年，海表面上涨倒是第一发生在赤道太平洋中部，此后才在东部发生。图9-5：赤道太平洋的海表面异样（引自）9.2.4高度计对有效波高(SWH：SignificantWaveHeight)的观察高度计丈量有效波高（SWH）的原理如图9-6和9-7所示。接收功率CD12mSWH0.5mSWH2AB05101520t图9-6：雷达脉冲抵达时刻表示图7上图中，B、A分别是由安静海面（0.5mSWH）和粗拙海面（2mSWH）的波峰处反射的雷达脉冲抵达卫星接收器的时刻，C、D分别是由上述两种海面的波谷处反射的雷达脉冲抵达卫星接收器的时刻。t02ht02图9-7：高度计的有效波高丈量原理表示图2hc(9-1

18、4)ch2卫星高度计丈量的有效波高数据主要应用在两个方面：一是将其同化到海浪数值预告模式中，提供合理的初始场，并改良和检验预告模式；二是用卫星高度计有效波高数据进行全世界的或地区的浪场特色分析，如波侯、极端波因素和浪场时空构造等。9.2.5高度计对风速的观察1镜面散射理论依据镜面散射理论，高度计接收每个海面细小面元反射的电磁波。相对于这些海面细小面元，雷达波束的入射角i=0。运用物理光学和电磁场的方程，Barrick(1968)推导得出0(,U10)sec4(0)f(x,y)(9-15)式中(0)是垂直入射的菲涅耳反射率，是入射角，f(U10是海面x,y)是海面斜率的概率密度函数，上10m处的

19、风速。利用高斯公式，海面斜率的概率密度函数可表示为：11f(x,y)exp(2uc222xy)(9-16)22uc式中和分别是迎风和侧风的斜率重量，2和2分别是迎风和侧风的均方斜率(MSS)重量。当入xyuc射角等于零时，单位面积雷达后向散射截面可表示为：00(,U10)(0)(9-17)2uc且n2121r(9-18)(0)1)2n1(r8依据Wu(1994)和Valenzuela(1978)的理论，(9-17)和真切丈量存在差异，需要一个校准因子：0(,U10)a(0)(9-19)2uc校准因子a的值是0.62(Wu,1994)。Liu等(2000)给出了MSS和U10之间的关系：222u

20、c21.0222(9-20)u1.9g3w20.9212c1.9g3w式中g是重力波（波长大于33cm的波涛）的均方斜率，它可表示为20.01030.0092lnU10(9-21)gw是重力毛细波（波长介于33cm和2/k的波涛,此中k是波数）的均方斜率，它可表示为20.000012U2.1k21)(9-22)w10ln(1042.52应用式(9-17)或(9-19)到高度计时要注意，式(9-20)中的指海面上那些波长大于雷达波长的波涛的均方斜率。图9-8显示了在六个不一样波段的海表面波涛的均方斜率。图中三角形代表可见光照相机能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于0.1mm），交织符号代表Ka

21、波段微波雷达（高度计和散射计）能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于0.86cm），正方形代表Ku波段微波雷达能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于2.05cm），加号代表X波段微波雷达能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于3.0cm），菱形代表C波段微波雷达能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于5.5cm），星号代表P波段微波雷达能探测的海表面波涛的均方斜率（波长小于33cm）。虚线代表由式(9-20)获取的计算值，失散符号代表由观察数据(Cox和Munk,1954)以及重力毛细波谱(Liu,1996)计算获取的均方斜率。图9-8：相对于六个不一样波段的海表面波涛的均方斜率经验算法9预计风速

22、的经验算法有以下几种：(1)Brown等人(1981)的GEOS-3(13.9GHz)；(2)Witter和Chelton(1991)的GEOSAT(13.5GHz)；Chelton和McCabe(1985)；Goldhirsh和Dobson(1985)；Chelton和Wentz(1986)；Chelton和Wentz(1991)。下边以Brown等人(1981)的GEOS-3(13.9GHz)为例，详尽介绍这类预计风速的经验算法。背景：单位面积雷达后向散射截面(0)0(9-23)AlnW(U10)B2)由式(9-23)得AlnW(U10)B(0)(9-24)0高度计的测得的0以分贝为单位：

23、0(dB)10log100(0)(9-25)在13.9GHz波段上，(0)=0.62和10log10(0)=-2.1，所以AlnW(U10)B(0)102.10(dB)/10(9-26)0风速预计运算W(U10)exp(SB)/A(9-27)且S100(dB)2.1/10(9-28)式中A和B的值与0(dB)的范围有关：当0(dB)10.9dB时，A0.01595(9-29a)B0.017215当10.12dB0(dB)10.9dB时，A0.039893(9-29b)B0.031996当0(dB)10.12dB时，A0.080074(9-29c)B0.124651最后，W(U10)和U10的关

24、系是：10W(U10)forW(U10)16m/sU105(9-30)anW(U10)nforW(U10)16m/sn1式中a12.087799a20.3649928a34.062421102(9-31)a41.904952103a53.288189105图9-9显示了Liu等(2000)发展的高度计风速算法的物理模型与Brown(1981)、Witter和Chelton(1991)的经验模型的比较。图9.7显示了单位面积雷达后向散射截面随风速变化的曲线。实线和虚线代表0由Liu等(2000)发展的高度计风速算法，实线对应于13.5GHz的微波雷达，虚线对应于13.9GHz的微波雷达。加号代表

25、Brown(1981)的经验模型，菱形代表Witter和Chelton(1991)的经验模型。图9-9：单位面积雷达后向散射截面随风速变化的曲线0高度计对大尺度大海环流的观察高度计的偏差对于精准的高度计丈量，偏差的根源有很多方面。主要的偏差根源有以下几种：轨道在轨道半径上的偏差；b)在轨迹地点上的偏差：轨迹偏差的修正包含交织(Cross-Over)法和共线(Collinear)法；时钟的偏差（等价于轨迹的偏差）。坐标系存在很多坐标系：用来追踪卫星地点的网状坐标系；11用来表示大地水平面的坐标系；经过观察恒星体而定义的惯性参照坐标系；用来确立日照长度和南北极地点的恒星坐标系。这些坐标系没有一致的

26、标准，它们的差异在1到2m之间。主要影响因素有：两极运动(10m)，地球的角速度（在赤道上一点每毫秒挪动46cm）变化，潮汐(20cm)，陆地变形(2cm)，大陆漂移(10cm)。3)电离层折射率的实部n与电磁波在介质中的速度的关系为：c(9-32)nv式中c是电磁波在真空中的速度，v是电磁波在电离层中的速度。由式(9-1)，电磁波从c到v的变化将影响从卫星到海面的距离R的计算。电离层折射率的实部n可由下式计算N(9-33)n122f式中N是单位体积自由电子的数量，3-2是常数，f是电磁波频次(Hz)。从卫星到海面的距=80.5m?s离R的偏差是：h(n1)dz(9-34)0假如Ndz的变化范

27、围是从1016到1018电子数/m2，则频次为13GHz的高度计的偏差是：00.2cmh20cm(9-35)大气层气体Bean和Dutton(1966)指出，大气的折射率能够近似表示为(n1)106A(pBe)(9-36)TT式中A=0.776K/Pa，B=4810K，p是大气压强，单位Pa(帕斯卡，巴斯加，100Pa=1毫巴)；T是温度，单位是K(开尔文)；e是空气中水汽惹起的压强，单位也是Pa。由式(9-16)计算获取的(n-1)106精确到0.5，温度的范围是-50到40，对应的电磁波频次合用范围小于100GHz。假如在式(9-34)和(9-36)中使用以下标准值：表面大气压ps(1.0

28、13105Pa)，空气温度T(290K)，和水汽w（此中1kgm2w5kgm2是单位面积水柱体内总含水量），那么h2.31m(空气)(9-37)6cmh30cm(水汽)这两项分别称为干和湿对流层偏差。海浪波谷处反射的高度计雷达信号要比在波峰处反射的多，所以返回能量的中值点对应于均匀海平面倾向波谷侧。这以致高度计所测海表面高度偏低。雨雨汲取来自海面的反射。校准使用激光测距仪校准卫星高度。仪器偏差海面地形信息提取12海面地形能够近似为：hhg(9-38)式中h是高度计丈量的海表面高度，hg是大地水平面高度。表面地转流产生的大海地形能够用一个低阶睁开的球调解函数表示为：Ll(i,i)ZlmYlm(i

29、,i),i1,2,N(9-39)l0ml式中系数Zlm在N(L+1)2时用最小二乘法预计出来。表面的地转流表面的地转流能够用球调解函数睁开的计算出来：ug和vg.(9-40)fxfy对于风应力流，我们用式(9-40)计算同一轨迹的微分，而用(9-38)获取。对于不考虑地区差其余稳固地转流，(9-40)的微分计算无需限制在同一轨道长进行，此中经过(9-39)获取。9.3卫星和高度计表9-2列出了载有高度计的卫星的名称及其有关信息。表9-2轨道分辨率卫星周期策划者频次高度范围波高(GHz)(Km)(m)Skylab1973/05-NASA13.904351.01-2m1974/02GEOS-319

30、75/04-NASA13.908450.5025%1978/12(4-10m)SEASAT1978/07NASA13.508000.1010%1998/10(1-20m)GEOSAT1985/05-US13.508000.1010%1989/09NAVY(1-20m)ERS-11991/07-ESA5.37850.1010%(1-20m)ERS-21995/04ESA5.37850.100.13mTOPEX1992/08NASA/5.3&13000.030.13m/POSEIDONCNES13.6Jason-12001/12NASA/4.2cmCNESENVIRSATESA注：CNES-法国国

31、家空间研究中心NationalCenterforSpaceStudies,France9.4高度计地面轨迹和数据产品高度计地面轨迹轨迹模式：海平面丈量和取样都要用到高度计地面轨迹模式。13倾角i图9-10：倾角i倾角i决定了高度计能够取样的最大纬度：当i90,当i90,maxmaxi(9-41)180i对于Geosat和Seasat卫星轨道，i=108，所以卫星能够在大海中取样的纬度范围是72N72S。由于ERS-1/2卫星轨道i=98，所以取样范围是82N82S。因为TOPEX/POSEIDON卫星轨道i=66，所以取样范围是66N66S。3)二次接见轨迹或重复轨迹(完整重复使命-ERM)因

32、为各样原由，卫星高度计需要一个完整重复的轨道。与一个周期所转的圈数N有关的二次访问周期T是TNtr(9-42)式中tr是转一圈所用的时间。二次接见周期还与在某一纬度上两个相邻轨迹间的距离x有关，它可由下式表示2REcos(9-43)xN式中是纬度，RE是地球半径。对于ERS1/2，T=35天，tr=100.5分钟，N=501。对于TOPEX/POSEIDON，T=10天，tr=111.0分钟，N=127。对于GEOSAT任务的第二阶段，T=17天，tr=100.3分钟，N=244。非重复轨迹(GEOSAT任务的第一阶段)从1985年5月到1986年9月，GEOSAT卫星使用非重复轨迹测得的数据

33、来进行它的大地水平丈量任务。这些数据可用来丈量大地水平面和重力异样，但不可以用来丈量大海的变化。2TOPEX/Poseidon卫星高度计轨道(引自/topex/www/ql_index.html)图9.11显示了TOPEX/Poseidon卫星高度计的地面轨迹。T/P卫星高度计的地面轨迹的图片每十天重复一次，轨迹可抵达南北纬66o。每隔十天，该卫星高度计大概在海面上取样多达400，000点。图9-11(a)：TOPEX/Poseidon卫星高度计8小时的地面轨迹14图9-11(b)：TOPEX/Poseidon卫星高度计24小时的地面轨迹图9-11(c)：TOPEX/Poseidon卫星高度计

34、3天的地面轨迹数据产品欧洲空间局（ESA：EuropeanSpaceAgency）遥感卫星ERS-1和ERS-2供给了几乎贯串20世纪90年月的全世界高度计数据。ERS-1自1991年11月运行至1996年6月,ERS-2自1995年6月开始采集数据，供给了与ERS-1交迭1年的数据。ESA的Envisat创立于2002年3月。对于ERS的全部其余数据产品，请参照。美国宇航局喷气推动实验室（JPL）实验室物理大海学数据发散现行档案中心（PODAAC）的一个高度计产品的网页地点是/tpssa/doc/ssa_manual.html#SSA；该网页介绍了PODAAC/JPL/NASA制作的SSA产

35、品数据集的用户参照手册。该SSA数据产品是由TOPEX/POSEIDONMGDRB（B级地球物理数据记录）导出，数据依据10天重复循环（CYCLE）存放，每个CYCLE内包含一个头文件和254个PASS文件，每个PASS对应着卫星在地球南北纬66.06度之间的一条路径的信息。计算时所使用的SSH数据已经经过校订；包含对大气效应（ionosphere,wetanddrytroposphere）、表面条件（electromagneticbias）和其余因素（oceantides,poletide,andinversebarometer）的校订。均匀海表面高度（MSSH）场数据由DEOS-3、Sea

36、SAT以及15个月的TOPEX/Poseidon的高度计资料导出。对于高度计的其余数据产品及数据办理，请参照以下网页：GeosatAltimeterPATHFINDERData；ERS-1AltimeterPATHFINDERData；TOPEXAltimeterPATHFINDERData；CenterforSpaceResearch；NOAALaboratoryforSatelliteAltimetry9.5高度计丈量的应用全世界大海热容量异样的预计能够用下边的方程计算热容量异样H：HCp(9-44)h式中是海水密度，Cp是海水的比热，是均匀热膨胀系数，h是大海地形异样。地区性大海中尺度变

37、化15使用经验正交函数(EOF)和子波变换两种高级统计分析方法。3黑潮的输运预计4高度计数据同化(DataAssimilation)使用同时同地的观察值（卫星观察或常例观察）对在数值模式中对时间步长（t）向前或向后积分计算获取的物理量（比方波面高度、水温、海流等）进行同步校订，再把校订的值投入模式对下一步时刻连续计算。这个不停频频的过程叫数据同化，其目的是尽可能经过使用观察数据除去数值模式与真切之间的系统偏离，以改良预告结果。常用的同化方法有张弛法、陪伴法等。此中陪伴法还可用于对模式的某些参数做出最小偏差预计，以优化模式参数。9.6参照文件和习题(References&Questions)参照文件Persp