Лазерное зондирование атмосферы из космоса

Лазерное
зондирование
атмосферы
из космоса
Под редакцией
д-ра физ.-мат. наук
В. М. Захарова
Ленинград Гидрометеоиздат 1988
УДК 551.501:621.396.96
В. М. Захаров, О. К. Костко, Л. N. Барич,
Г. М. К рученицкий, В. С. Портасов
Рецензенты: д-р физ.-мат. наук В. В. Ф адеев
(физический ф акультет М Г У ),
канд. техн. н аук' В. А. С м еркалов (Институт прикладной гео­
физики имени академика Ф едорова Е. К.)
Рассматриваю тся основные возможности метеорологической лазерной
локации для исследования атмосферы с космических аппаратов. А нализиру­
ются экспериментальные данные измерений газов, аэрозоля, характеристик
облачности, метеопараметров с использованием лазерных методов.
Рассчитана на специалистов в области лазерных исследований атмо­
сферы, физиков, геофизиков, а так ж е на специалистов, работаю щих в см еж ­
ных областях науки и техники. Книга мож ет быть полезна студентам стар­
ших курсов и аспирантам университетов и технических институтов.
In the book by V. M. Zakharov, O. K. Kostko, L. N. Birich, G. M. Kruchenitsky, V. S. P o rtaso v «The laser ra d a r m easurem ents of the atm osphere from
spacecrafts» considered are the basic p o ten tials of m eteorological laser ra d a r
m easurem ents for the in v estig atio n of the atm osphere from spacecrafts. A n a­
lysed are experim ental d ata on gas, aerosol, characteristics of clouds, m eteoro­
logical param eters m easurem ents u sin g laser m ethods.
This book is m ean t for sp ecialists in the field of laser atm ospheric re­
search, physicists, geophysicists, as w ell as for experts en g ag ed in the related
fields of science and engineering. The book m ay be of use to senior stu d en ts
and p o st-g rad u ates of universities and technical institutes.
„ 1903040000-065 _
JI
17-88
069(02)-88
© Г и д р о м етео и зд ат,
ISBN 5—286—00050—9
1988
г.
П редисловие
Р азви тие космической техники стим улировало создан и е и
успеш ное использование космических м етеорологических си ­
стем в Советском С ою зе, СШ А, Японии, стран ах Зап адн ой
Европы. Приборы,! устан авли ваем ы е на искусственны х спутни­
ках Зем л и (И С З ), позволяю т получать сведения о состоянии
облачности, л едовой обстановке, тепловом реж им е, следить за
эволю цией циклонов, ф ронтальны х систем, зон конвергенции
и т. п. С путниковая инф орм ация используется для уточнения
данны х синоптических карт и особенн о эф ф ективно для про­
гноза погоды в рай он ах с редкой сетью м етеостанций, а так ж е
для сл еж ен и я за смещ ением тропических циклонов и для л е ­
довой разведки. П о оценкам [26], применение глобальной к ос­
мической метеорологической системы в различны х отр асля х
мирового хозяйства приведет к экономии д о 60 млрд. дол .
в год.
Перспективны м является использование м етеорологических
И С З дл я исследований радиационного балан са Зем ли , играю ­
щего н аибол ее сущ ественную роль в ф ормировании климата.
На изменения радиационного б ал ан са оказы ваю т влияние гло­
бальны е круговороты тепла и влаги, обусловленны е взаи м о­
действием атмосферы и М ирового океана, а так ж е облачность,
различного п рои схож ден ия аэр озол и и газовы е составляю щ ие,
которые поглощ аю т лучистые потоки тепла в различны х о б л а ­
стях спектра.
В связи с этим в последни е годы разр аботан ы методы , с о ­
зданы и создаю тся новые спутниковы е приборы, позволяю щ ие
получить инф орм ацию о тем п ературе поверхности океана, ко­
личестве и высоте верхней границы облаков (В Г О ), средней
относительной влаж ности верхней тропосф еры , векторе ск оро­
сти ветра (по дви ж ен и ю обл ач н ости ), общ ем в л агосодер ж ании атмосферы .
О пределение
перечисленны х парам етров
осущ ествляется
в основном с помощ ью различны х радиом етров, хотя р а зр а б а ­
тываются и др уги е типы аппаратуры (С ВЧ -сканеры , радиовы ­
сотом еры ). Указанны м вопросам посвящ ено больш ое количе­
ство научных публикаций и сообщ ений, а в последние годы и
обстоятельны х м онограф ий (например, м онограф ия К. Я. К он д­
ратьева и В. В. К озодер ова [6 3 ]).
С оверш енно очевидно, что для многих научных и п ри клад­
ных задач^ физики атм осферы , п рогноза погоды и климата, и с­
следований м асш табов воздействия человека на ок руж аю щ ую
ср еду и др . н еобходим ы бол ее полные и детальны е сведения
1*
3
П редисловие
о различны х характеристиках атмосферы . Д л я получения т а ­
ких сведений с И С З ц ел есообр азн о использовать и други е м е­
тоды и приборы, в том числе основанны е на активном зон ди ­
ровании атм осферы в различны х д и а п а зо н а х частот.
К числу методов активного зондирования относится л а зе р ­
ная локация атм осферы , которая возникла в начале 60-х го­
дов и в дальнейш ем получила ш ирокое развитие. О публико­
ванные в последние годы м онограф ии В. Е. З уев а [43, 92],
В. М. З а х а р о в а и О. К- Костко [40, 66 ], зар убеж н ы х авторов
[76, 152] достаточно полно освещ аю т сам ы е различны е а с ­
пекты лазерн ы х исследований
атмосферы . П редставленны е
в этих м онограф иях и други х многочисленны х публикациях
результаты свидетельствую т об успеш ном использовании л а ­
зеров и лазерны х локаторов (лидаров) для изм ерений г а зо ­
вого и аэр озольн ого состава различны х слоев атмосферы , х а ­
рактеристик облаков, тум анов, терм одинам ических п ар ам ет­
ров, скорости и направления ветра и т. д. Практически все
перечисленны е изм ерения осущ ествлены с поверхности Зем ли,
но нет никаких принципиальных ограничений для проведения
аналогичны х экспериментов из космоса. Б олее того, в некото­
рых случаях, например при и сследовани ях верхних слоев ат­
мосферы , зон дирование из космоса м ож ет проводиться в л ю ­
бых усл ови ях и з-за отсутствия на тр ассе измерений облаков
ниж него яруса.
Р азви тие космической л азер н ой локации до п оследних лет
сдер ж и вал ось п р еж де всего техническими причинами. У ж е
первые расчеты, определивш ие возм ож ность использования
л азер ов на И С З с целью получения м етеорологической инф ор­
мации [65], показали, что для н адеж н ого детектирования сиг­
нала обратного рассеяния потенциал л и дара д ол ж ен быть
значительно увеличен. В свою очередь это приводит к боль­
шим
апертурам
оптических
антенн,
высокоэнергетичным
источникам излучения, росту потребляем ой мощ ности. К роме
того, космическая техника тр ебует высокой надеж н ости ф унк­
ционирования аппаратуры , соверш енной автом атизации сбора
и обработки данны х, устройств передачи и приема и нф орм а­
ции с И С З.
С оверш енствование систем лазерной локации и прогресс
космической техники позволяю т надеяться, что в ближ айш ие
годы начнутся первые эксперименты , а затем и опытная эк с­
плуатация лидаров в космических м етеорологических си сте­
мах. С остояние вопроса в к аж дой конкретной области исполь­
зования лидаров, установленны х на И С З , о б су ж д а ет ся в соот­
ветствую щ их р а зд е л а х глав п редлагаем ой книги.
Т ак как со времени публикации п оследних монограф ий по
лазерны м исследованиям атмосферы прош ло несколько лет,
4
П редисловие
авторы попытались представить последние, н аиболее су щ е­
ственные экспериментальны е результаты , полученные в С ССР
и за р убеж ом . В некоторых случаях было н еобходим о р а с­
смотреть и основные теоретические вопросы, связанны е с оп ­
р еделением различны х парам етров атмосферы с и спользова­
нием лазеров. П о мнению авторов, и зл ож ен и е эти х вопросов
позволяет детал ьн ее рассм отреть основную п роблем у — в оз­
м ож ность использования лидаров в космических м етеорологи­
ческих систем ах, очередность р азработки и создан и я спутни­
ковой аппаратуры , трудности, возникаю щ ие при этом, и пути
их преодоления. П о сути д ел а , все перечисленны е вопросы и
легли в основу книги, предназначенной не только для сп ец и а­
листов в области л азер н ого зондирования, но и для и ссл ед о ­
вателей см еж н ы х обл астей науки и техники.
П реди слови е и заклю чение книги написаны В. М. З а х а р о ­
вым и О. К. Костко, главы 1, 2 — В. М. Захаровы м и Л . Н. Биричем, главы 3, 6 — О. К. К остко
(п. 6.1.2 совм естно
с В. М. Захаровы м , п. 6.4 — с Г. М. К ручен иц к и м ), глава 4 —
О. К- Костко и Г. М. Крученицким, глава 5 — В. С. П ортасовым (п. 5.3 совм естно с О. К- К остк о).
Авторы
приносят глубокую
бл агодарн ость рецензентам
книги д -р у ф из.-мат. наук В. В. Ф адееву и канд. техн. наук
В. А. С м еркалову, внимательно прочитавш им рукопись и с д е ­
лавш им ценные зам ечания.
Вся техническая р абота по подготовке рукописи выполнена
Т. И. Д енисовой, которой авторы вы раж аю т искреннюю б л а ­
годарность.
/
Г л а в а 1. О б щ а я х а р а к т е р и с т и к а
и особенност и и сп о льзо ва н и я
дист анционны х м ет одов
и аппарат уры зо н д и р о ва н и я ат м осф еры
с ИСЗ
Больш ая часть сведений о состоянии зем ной атмосферы
с И С З получена с помощ ью пассивны х дистанционны х м ето­
дов, использую щ их данны е об электром агнитном излучении
атм осферы , либо взаим одействую щ его с ней излучения С олнца,
Луны , зв езд . Различны м методическим вопросам и р а зр а б о ­
танной бортовой ап паратуре посвящ ено больш ое число п убли­
каций, обобщ енны х в обзорны х р а б отах и м онограф иях [ 10 ,
22, 25, 27, 33, 52— 55, 58— 60, 63, 79, 85]. К раткое рассм отрение
основных, полученны х в этом направлении результатов приве­
ден о в п оследую щ и х р а зд е л а х главы. П убликация здесь таких
данны х представляется ц ел есообр азн ой для сравнения пассив­
ных спутниковы х м етодов и аппаратуры и критической оценки
возм ож ностей
лидарны х изм ерений парам етров атм осферы
с И С З.
В п. 1.4 рассм атриваю тся основные требования к точности
определения парам етров атмосферы и н еобходи м ом у простран­
ственно-врем енном у м асш табу измерений. Эти требования р а з­
работаны специалистам и дл я прогноза погоды и климата. З н а ­
ние таких требований н еобходи м о разработчи к ам бортовой
аппаратуры м етеорологического и геоф изического назначения.
В противном сл учае интеллектуальны е и материальны е з а ­
траты могут быть не оправданы , и создан н ая аппаратура лишь
п родем онстрирует свою работоспособность.
При использовании дистанционны х методов зондирования
атмосферы с И С З н еобходи м о учитывать больш ую скорость
движ ения и конечную точность ориентации И С З в простран­
стве, детерм инированность траектории полета, влияние ок оло­
зем ного пространства на р а б о т у спутниковой аппаратуры . П о ­
этом у в данной главе приведены общ и е сведения об орби таль­
ном движ ении
И С З,
пространственно-врем енной
привязке
данны х зондирования, фоновом излучении в околозем ном про­
странстве. Отметим, что перечисленны м вопросам посвящ ено
много публикаций, однако здесь на них сл едует кратко остан о­
виться д л я лучш его восприятия п оследую щ его м атериала.
6
1.1. Элементы и типы орбит И СЗ
1.1. Элементы и типы, орбит ИСЗ
Д л я определения полож ения И С З в пространстве отн оси ­
тельно Зем л и используется понятие небесной сферы — в оо б р а ­
ж аем о й сферы произвольного р ади уса, центр которой совп а­
д а е т с центром Зем л и (рис. 1.1). П рям ая, п роходящ ая через
центр небесной сферы параллельно оси вращ ения Зем ли, н а­
зы вается осью мира. Больш ой круг, по котором у пересекается
плоскость, перпендикулярная оси мира, назы вается небесны м
экватором . Н а определенн ую таким о б р азом н ебесную сф еру
проектируется орбита И С З. В простейш ем случае невозм ущ ен ­
ного дви ж ен и я полагаю т, что на И С З дей ствует только сила
гравитационного притяж ения, сосредоточенн ая в центре Зем ли,
которая считается сф ерой. Т огда при движ ении И С З вокруг
Зем л и орбита в общ ем сл учае является эллипсом , один из ф о ­
кусов которого находится в центре небесной сферы . Точки
Рп
Ось мира
Рис. 1.1. Н ебесная сфера и элементы орбиты И С З [27].
7
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
пересечения фокальной оси с орбитой назы ваю тся апогеем А 0.
и перигеем По. П роекция орбиты на н ебесную сф ер у п редстав­
ляет собой круг, точки пересечения которого 8 и О с плоско­
стью экватора назы ваю тся узл ам и орбиты. Восходящ им узлом
орбиты считают точку Я , в которой И С З п ереходит из ю ж ­
ного полуш ария в северное. Н исходящ им узлом является про­
тивополож ная точка 13. Линия, соединяю щ ая точки
51 и и'1,,
назы вается линией апсид. П ол ож ен и е орбиты относительно
небесной сферы оп ределяется элем ентам и орбиты, которые н а­
зы ваю тся долготой восходящ его узл а О и наклонением о р ­
биты
Д ол гота О — угол, располож енны й в экваториальной
плоскости, отсчитывается от направления точки весеннего р ав­
ноденствия У д о линии узл ов £> у .
Угол I м еж д у плоскостями экватора и плоскостью орбиты
отсчитывается от плоскости экватора против часовой стрелки
для набл ю дател я, н аходящ егося в точке 52. У гловое п олож ен и е
перигея П 0 от восходящ его у зл а , оп ределяю щ ее ориентацию
эллипса в плоскости орбиты, зависит от склонения перигея бп,
ли бо углового расстояния ю (аргум ента перигея) и отсчитыва­
ется в направлении движ ения.
Р я д парам етров оп редел яет ф орму и геометрические р а з­
меры орбиты. Д л я эллиптической орбиты такими парам етрам и
являю тся величина больш ой полуоси а и эксцентриситет е,
для круговой — высота полета И С З.
П о величине наклонения £ орбиты делятся на экваториаль­
ные, наклонные и полярные. Э кваториальны е орбиты х а р ак ­
теризую тся наклонением ¿= 0. Д л я наклонных орбит ¿<90°,.
а для полярных ¿«*90°. П олярны е орбиты проектирую тся прак­
тически на всю поверхность Зем ли , наклонные — в п р едел ах
ш ирот Дф, равных наклонению орбит, т. е. А ф = ± £ . Э кватори­
альные орбиты всегда находятся в плоскости экватора.
В зависим ости от высоты орбиты И С З условно м ож н о п од­
разделить на низкие, средние и высокие. Низкими считаются
орбиты, высоты которы х л еж а т в п р едел ах 200— 500 км, с р е д ­
ними — в п р ед ел ах 500— 2000 км, высокими — около 36 000 км.
П ри невозм ущ енном движ ении орбиты И С З не долж ны и зм е­
няться в пространстве и времени. Д ви ж ен и е по реальным о р ­
битам оп ределяется дополнительны ми ф акторами.
Д л я И С З , н аходящ ихся на низких и ср едн и х орби тах,
кроме силы притяж ения, основное влияние оказы вает несф еричность Зем л и и сопротивление атмосферы . Зем ля п редстав­
ляет собой сл ож н ую ф игуру — геоид, которая в ряде случаев
м ож ет быть аппроксимирована эллипсоидом вращ ения. В о зм у ­
щения, вызываемые несферичностью геоида и сопротивлением
атмосферы , определяю т отклонение от невозм ущ енного д в и ж е ­
ния. П о д действием этих возмущ ений плоскость орбиты пово-
1.1. Элементы и типы орбит И СЗ
рачивается вокруг оси вращ ения Зем ли , причем узлы орбиты
перем ещ аю тся вдоль экватора. Это см ещ ение, н азы ваем ое пре­
цессией, зависит от наклонения и высоты орбиты. И спользуя
прецессию , м ож но обеспечить наблю дения на границе зем ны х
дня и ночи (сумеречны е ор би ты ), а так ж е наблю дения над
•определенными районам и Зем ли в одн о и то ж е время (сол ­
нечно-синхронны е орби ты ).
К ром е прецессии, под действием указанны х сил п рои схо­
дит вращ ение линии апсид, изм енение радиального р асстоя­
ния, п ериода обращ ения и наклонения орбиты. Вы раж ения
для элем ентов орбиты с учетом действия возм ущ аю щ их сил,
приведены, например, в монограф ии [26].
С высотой орбиты тесно связано время сущ ествования И С З.
Д л я низких и средн их орбит это время оп редел яется в основ­
ном тор м ож ением за счет сопротивления воздуха. Н а вы сотах,
достигаю щ их нескольких тысяч километров, основным возм у­
щающим ф актором является влияние Луны и С олнца. Во м но­
гих сл учаях этим влиянием м ож но пренебречь и считать, что
И С З постоянно обр ащ ается вокруг Зем ли.
Если период обращ ения И С З, н аходящ егося на круговой
экваториальной орбите, совп адает с периодом вращ ения Зем ли
вокруг своей оси, движ ущ ийся по такой орбите И С З остается
неподвижным для н абл ю дател я, находящ егося на Зем ле. Т а ­
кие орбиты назы ваю тся геостационарны ми и их высота с о ­
ставляет примерно 36 000 км. Н аклонением и высотой орбиты
оп ределяется периодичность о б зо р а Зем ли , связанная со см е­
щением проекции орбиты на поверхность относительно п ол о­
ж ения, соответствую щ его п реды дущ ем у витку. Это см ещ ение
зависит от угла, на который поворачивается Зем ля за один
оборот спутника.
Орбиты м етеоспутников долж ны удовлетворять ряду т р е­
бований: обеспечивать задан н ы е полосу, периодичность и д е ­
тальность обзор а зем ной поверхности, оп ределенн ое время
сущ ествования, оптимальны е условия функционирования у ст а ­
новленной аппаратуры дистанционного зондирования атм о­
сферы. Н а и б о л ее удобны м и для зондирования атмосферы
являются круговые или близкие к круговым орбиты. При дви ­
ж ении по таким орбитам обеспечивается и одинаковая перио­
дичность о бзор а поверхности, а так ж е упрощ ается обработка
и анализ спутниковой информации. Д л я получения детальной
информации из отдельны х районов, для отработки методик и
аппаратуры дистанционного зондирования атмосферы исполь­
зую тся И С З , функционирую щ ие на низких ор би тах с наклоне­
нием 50— 70°. К таким И С З относятся экспериментальны е
•спутники серии «К осм ос», орбитальны е космические станции
(О К С ), космические аппараты (К А ) м ногоразового действия.
9
Г л. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
Глобальны е наблю дения за парам етрам и атмосферы о су ­
щ ествляю тся на полярны х круговых орби тах, высоты которы х
л еж а т в п р ед ел ах 600— 1500 км. Н екоторы е типы эти х орбит
являю тся солнечно-синхронны ми л и бо сумеречными. С редние
орбиты использую тся для оперативны х И С З «М етеор», «Н им бус», «Тайрос» и др.
Д л я обеспечения наблю дений н ад всей территорией Зем ли
с низких и средних орбит, н еобходи м а систем а И С З, за п у ск а ­
емых таким о бр азом , чтобы плоскости орбит были смещены
по долготам восходящ их узлов. Д л я системы из дв ух оп ер а­
тивных И С З серии «М етеор» восходящ ие узлы орбит долж ны
отличаться на 90° по дол готе, дл я тр ех — на 60°. С увели че­
нием числа И С З возр астает частота о б зо р а и, следовательно,,
оперативность спутниковой информации.
С целью обеспечения непреры вного слеж ен и я за п арам ет­
рами атмосферы практически со всего зем ного ш ара, исполь­
зую тся
И С З , находящ и еся
на геостационарны х орби тах.
С помощ ью геостационарны х И С З обеспечивается больш ая
оперативность сбор а и преобразован и я м етеоинф ормации, син­
хронность получения данны х из районов Зем ли, удал ен ны х на
значительны е расстояния. Г еостационарны е И С З, кроме о б ­
зор а зем ной поверхности, использую тся для сбор а и передачи
инф ормации с оперативны х м етеоспутников, стационарны х и
подвиж ны х (самолеты , корабли и т. п.) м етеоплатф орм . В н а­
стоящ ее время функционирую т геостационарны е И С З типа
«М етеосат», ГОЕС и «Х имавари» [10, 27]. Д в а ам ериканских
спутника ГОЕС обеспечиваю т наблю дения всей территории
СШ А и прилегаю щ их к ней обл астей Тихого и Атлантического
океанов. Европейский спутник «М етеосат» расп олагается н а д
Гринвичским
м еридианом и позволяет осущ ествлять обзор
территории Европы, Б ли ж н его В остока и Африки. Японский
спутник «Х имавари» обеспечивает обзор пространства в пре­
д е л а х 140— 150° от точки «стояния» (140° в. д .) . В настоящ ее
в р е м я ' завер ш аю тся работы по создан и ю отечественного гео­
стационарного спутника [27].
1.2. П рост ранст венно-временная привязка
данны х зондирования
П ространственная или географ ическая привязка дан ны х
дистанционного зондирования состоит в определении п о л о ж е­
ния зон ди руем ого объ ем а атмосферы в систем е координат,
связанной с Зем лей . В рем енная привязка заклю чается в оп р е­
делении момента времени измерения.
При пространственной привязке и зображ ени й оп редел яю т
ш ироту фв и дол готу Яв точки визирования, которая обр а зу ет ся
10
1.2. Пространственно-временная п р и вя зк а
данны х зон ди рован и я
при пересечении оптической оси прибора, регистрирую щ его
и зо б р а ж ен и е, с поверхностью геоида.
В качестве системы координат, связанной с Зем лей , обычно
вы бирают абсолю тную геоцентрическую систем у, часто н азы ­
ваем ую Гринвичской. Ц ентр этой системы совп адает с цент­
ром эллип сои да, аппроксимирую щ его геоид (рис. 1.2). Ось
0 2 г направлена вдоль оси вращ ения Зем ли в сторону С евер­
ного полю са, ось О Х г —-в точку весеннего равноденствия у,
а ось ОУг — доп ол н я ет си стем у д о правой. Н аправление в и зи ­
рования оп редел яется в систем е конструктивных осей И С З,
центр которой совп адает с его центром масс.
О риентация конструктивных осей в пространстве оп р едел я ­
ется относительно так назы ваемой подвиж ной системы коор­
ди нат. Н ач ал о подвиж ной системы так ж е сов п адает с центром
масс космического корабля Р к, ось Р КУ0 расп олагается по р а ­
ди усу-вектор у ОРк и направлена от центра геоцентрической
системы Р КХ ГУГ1 Т, ось РНХ 0 направлена в сторон у движ ения
И С З , а ось Рк2 о дополняет систем у д о правой. Углы тан гаж а,
крена и рыскания 0 , у , ар учитывают повороты конструктивной
системы координат соответственно вокруг осей Р к2 0, Р КХ0,
Р к¥о подвиж ной системы. П ол ож ител ьное направление углов
•9, у , о]з отсчитывается против часовой стрелки.
Рис.
1.2. Пространственная
привязка
зондируемого
метеообъекта
с И СЗ.
11
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
О пределение широты фв и долготы Кв точки визирования
сводится к определению координат точки пересечения луча
визирования с поверхностью эллипсоида. Связь направляю щ их
косинусов с', й', I' в геоцентрической систем е координат с н а­
правляю щ ими косинусам и с, с1, I луча в систем е конструктив­
ных осей И С З записы вается [26] в виде
(
\
d'
= \Л\\В I
(1.1)
Vi
VV )
где | В | — матрица п ер ехода от системы конструктивных осей
к подвиж ной орбитальной систем е,
\В\
cos я]) cos 0 ;
eos ip sin 0 ;
— cos y sin 0 +
eos 7 eos 0 +
sin y sin
eos 0 ;
+ s i n 7 s in if)s in 0 ;
eos 7 sin г|; eos 0 +
eos 7 sin i¡) sin 0 —
+ sin 7 sin 0 ;
— sin7cos0;
— s in ip
sin 7 cosip
( 1.2 )
eos 7 eos tj;
С помощ ью матрицы \A\ осущ ествляется п ереход от п од­
вижной системы координат к абсолю тной геоцентрической.
Элементы |Л | могут быть вы ражены [26] через ш ироту B s и
дол готу L s подспутниковой точки и азим ут A v вектора а б с о ­
лю тной скорости И С З следую щ им образом :
А ц = — sin A v sin L s— cos A 0 sin B s cos L s,
A 12 = cos A v sin L s— sin A v sin B s cos Ls,
A 13 = cosBs cos Ls,
A 2 i = sin A a cos L s-— cos A v sin B s sin L s,
A 22 = ■— cos A v cos L s— sin A 0 sin L s sin B s,
A 2S = cos B s sin L s,
A si = cos B s cos A v,
A 32 = s i n A aco sB s,
Л 33 =■--sin B s.
12
(1.3)
1.2. П рост ранственно-временная п р и вя зк а
данны х зон ди рован и я
Д л я круговых орбит элементы матрицы |Л | могут быть опре­
делены через элементы орбиты:
А п = eos Q eos со — sin Q eos i sin со,
А п — — eos Q cos со'— sin Q eos i cos со
i l l Sjq
i l l tí,
,
^ i133 —= ---b
— sin
Q bsin
i4 21 = sinQ coscD + cos Q cos i sin со,
Л 22 = •— sin Q cosoo 4 -cos Í2 c o st cos со,
A 23 = cos Q sin i,
yl31 = sinco sin I,
Л 32 = cos со sin i,
Л 33=
(1.4)
— COSÍ.
Вы раж ения для направляю щ их косинусов в конструктивной
систем е координат определяю тся законом сканирования, ис­
пользуемы м в спутниковой аппаратуре.
Н аи б о л ее распространенны м является равном ерное скани­
рование в плоскости Р кУ02 о, перпендикулярной к н апр авле­
нию полета И С З. П ол ож ител ьное направление угла сканиро­
вания к отсчитывается от оси Р КУ0 к Р к2 0 против часовой
стрелки. С редн ее направление луча визирования совп адает
с направлением оси Р к2 0. П ри таком сп особе сканирования
направляю щ ие косинусы вы раж аю тся соотнош ениями:
с — 0 , d = s i n /г, l — *—cosk.
(1.5)
Координаты X, У, I точки пересечения находятся совм е­
стным реш ением уравнения эллип сои да и прямой, имею щ ей
за д а н н о е направление с', й', V и п роходящ ей через задан н ую
точку Х 3, У8,
— центр тяж ести И С З:
X 2+ Y 2
aX — X:
Y — Y,
Z — Z,
c'
d'
V
( 1.6)
При аппроксимации Зем ли ш аром ради уса К для нулевых
углов ориентации координаты точки визирования г о п р едел я ­
ются следую щ им и соотнош ениями:
Фг = arcsin (cos a sin B s - f sin a cos B s sin A v),
(1.7)
( 1.8)
(1.9)
13
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
Д л я круговой орбиты
В $= а г с э т ( э т а/ э т ¿),
г
гч
I
/
ССЙ
Ы
\
,
( 1.10)
,
= £20 + агссоэ ( ---------- ) + ш3г,
V эт В$ )
( 1. 11)
где и — средняя угловая скорость движ ения И С З, ю3 — угл о­
вая скорость вращ ения Зем ли; О 0 — долгота восходящ его узла.
П о полученным в геоцентрических к оорди натах значениям
широты фв и долготы Кв точки визирования производится п е­
р еход к картограф ическим координатам . Л инейная погреш ­
ность пространственной привязки, соответствую щ ая угловой
погреш ности определения широты и долготы точки ви зи рова­
ния, м ож ет изменяться в ш ироких п р едел ах — от 1 д о 30 км
и более.
Д л я пространственной привязки трехм ерны х полей м етео­
парам етров атмосферы необходим о, кроме широты и долготы ,
определять высоту Я ° зон ди руем ого объем а. Вы сота Я °
обычно отсчитывается от средн его уровня морской поверхно­
сти (поверхности г е о и д а ). М етодика высотной привязки д а н ­
ных дистанционного зондирования атмосферы с И С З зависит
от используем ы х м етодов. Н аи больш ее распространение в н а­
стоящ ее время получили спутниковые методы пассивного д и ­
станционного зондирования (см. п. 1.5).
В одних м етодах пассивного зондирования высотная при­
вязка основана на спектральной зависимости регистрируемого
излучения от высоты зон ди руем ого о бъ ем а атмосферы . Точ­
ность восстановления высотных профилей м етеопарам етров
при этом невелика и в лучш ем случае составляет несколько
километров. В ряде др уги х пассивны х м етодов точность вы­
сотной привязки результатов зависит от погреш ностей оп р еде­
ления высоты полета, ориентации и стабилизации И С З , по­
греш ности определения зенитны х углов С олнца и направления
визирования. Д ости гнутая точность определения высоты зо н ­
ди руем ы х м етеообразован и й составляет около 1 км.
С л едует отметить, что вопросы высотной привязки данны х
дистанционного
зондирования разр аботан ы
недостаточно.
Практически отсутствую т оценки точности определения вы­
соты м етеообразован и й при использовании радиолокационны х
и лазерн ы х методов зондирования атмосферы с И С З. Один из
возм ож ны х способов высотной привязки данны х л азерн ого
зондирования атмосферы п редл ож ен в работе [17]. П олагая,
что геоид аппроксимируется эллипсоидом вращ ения, а орбита
И С З круговая, высота м етеообъекта (точка С}° на рис. 1.2)
над поверхностью эллипсоида оп ределяется из соотнош ения
Н° = 00° сое ф0/соэ В 0— п0,2
14
( 1. 12)
1.2. Прост ранственно-временная п ри вязка
0 Q 0 вы раж ается через координаты точки
систем е следую щ им образом :
данны х зон ди рован и я
Q0 в
абсолю тной
OQ0 = р° = V ( X ? ) 2 + ( F r° ) 2 + (Z ° ) 2 .
(1.13)
В той ж е систем е координат дл я ср° справедливо вы раж ение
Ф°
= arcsin (Z °/p°).
(1-14)
Д л я геоида, аппроксимированного эллипсоидом вращ ения, и з­
вестна величина nQ2, назы ваем ая радиусом кривизны первого
вертикала:
nQ2 = N (В °) » 6378,245 (км) + 21,346 sin 2 В 0 (км) +
+ 0,108 sin 4 В 0 (км),
а связь В 0 и ф° оп ределяется
приближ енны м
(1.15)
соотнош ением
В 0 « arctg (1,006738 tg ф<>).
И сп ользуя ( 1 . 1 6 ) м ож н о вы разить s i n 5 ° и c o s j B 0,
щие в формулы ( 1 . 1 2 ) и ( 1 . 1 5 ) , через э т ф ° и с о э ф 0:
s i n ß ° i » 1 ,0 0 6 7 sin ф °— 0 ,0 0 6 8 0 6 sin3 ф°,
cos В 0 « cos ф°(1 — 0,006707 sin 2 ф° - f 0 ,2 2 8 -10~4 sin 4 ф°).
(1.16)
входя ­
(1-17)
(1.18)
Таким о бр азом , высота Н° м ож ет быть вы раж ена через
геоцентрические координаты Х г°, Уг°, Z r°.
Геоцентрические координаты точки Q 0 определяю тся через
координаты Х к°, Ук°, Z K° той ж е точки в систем е конструктив­
ных осей И С З следую щ им образом :
Х°г
а
х°
Y? =
b + \ с\
Y°K
z°r
с
К оординаты а, Ь, с оп ределяю тся через элементы матрицы
| А | (см. ф орм улу (1 .4 )) и расстояние р° от центра геоцентри­
ческой системы д о И С З , следую щ им обр азом [27]:
а = = Л 12 рс, Ъ = Л 22рс, с = Л 32рс.
(1.20)
П ри аппроксимации геоида эллипсоидом вращ ения сп р а­
ведливо сл едую щ ее приближ енное вы раж ение для рс [15]:
рс « 6378,245 (км) — 21,489 sin 2 B s + 0,107 sin 4 B s + Я с,
(1.21)
гд е B s и Я с — геоцентрические ш ирота и высота И С З.
15
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
М атрица
( 1 .2 2 )
|С | = | Л | | В | ,
где элементы матриц |Л | и | 5 | определяю тся ф ормулам и
(1.2) и (1 .4 ).
П ри сканировании в плоскости PY qZ 0 в систем е конструк­
тивных осей И С З координаты
Хк = 0, FK = / s i n £ , Z° = — / c o s /г,
(1.23)
где / — расстояние PQ° от И С З д о зон ди руем ого м етеообъ ­
екта Q 0.
И спользуя формулы (1.12) — (1.22) после преобразований
получаем сл едую щ и е вы ражения дл я Я ° и <р°:
Н° « (1 + 6,71 • 10—3 sin 3 ф0*—2 ,2 8 - 10_6 sin 4 ф°) х
X V ( Р С— -DaiO2 + ? №
+ D l ) — N (ф°),
(1.24)
Ф° = arcsin [(Рс ~ p 2i¿) sin 1 sin со - f ¿ (D u sin i eos 0) + D S1 eos ¿)] _
V(P^ D
2ll f + l2(ü 2n + £>§,)
(1.25)
Д л я коэфф ициентов Du, D 21 , D 3i получены вы ражения:
D u — cos k (•— sin ярcos 0 + cos яр sin 7 sin 0) +
+ sin k (cos яр sin ярcos 7 + sin 7 sin яр),
i = cos k (cos 7 cos 0 + sin 7 sin яр sin 0 ) +
-|- sin k (cos 7 sin яр sin 0 *— sin 7 cos яр),
D 31 = cos k sin 7 cos 0 + sin k cos 7 cos яр.
(1.26)
В
тех случаях, когда высота полета И С З Я с *с:1000 км и
углы
сканирования ^ ^ 6 0 ° , ф орм улу (1.24) м ож но з а п и с а т ь
в приближ енном виде:
Я 0 « ( 1 + 6 , 7 1 - 1 0 -3 sin 3 B s— 2,28• IO- 5 sin 4 B s) X
X
í2 ( D H + D3.)
я с— ш 2
pC---Г>211
+
42.978Í sin B s (Dn sin i eos ш + D 31 eos i)
pe _
16
u 21[
(1.27)
1.2. Пространственно-временная п р и вя зк а
данны х зон ди рован и я
П ри м алы х угл а х ориентации ( 0 ~ ' 1| з ~ ' у ^ 2 о) и k = 0° вы ра­
ж ен и е (1.27) с точностью д о м алы х углов четвертого порядка
м ож ет быть п р еобр азован о следую щ им образом :
Н° « (1 + 6 ,7 1 • 10- 3 sin 2 В , — 2 ,2 8 -1 0 -5 sin 4 B s) X
X [Я с— I (1 — f ! 2 — 62/2 + 7il)0)] +
12 (т|)2 + Y2 4 - 2уфв)
+
рс — I (1 — уЧ2 — е а/2 +
,
6)
1
42,978 sin B s[ [(г|) + 7 6 ) sin i cos ю + у cos г]
I
Б ез
р с ----/ ( 1 ----Т2/2 — 02/2 + уф0)
учета конечной
точности ориентации
И 98~)
'
вы раж ение для
Н° в подспутниковы х точках (k = 0) принимает вид:
Н° я* (Hc— l) (1 + 6 ,7 1 • 10-® sin 2 B s-— 2,28 • 10^ 6 sin 4 B s).
(1.29)
В сл учае ориентации И С З по направлению географ ической
(м естной) вертикали, дл я определения координат Х°,
ТУ,
Z 0' тр ебуется дополнительно повернуть систем у конструктив­
ных осей координат на угол А вокруг оси PKZ 0. Угол А оп р е­
дел я ется из соотнош ения (1.15):
А = Б с— B s = arctg (1,006738 tg B s)— B s.
(1.30)
С л едует отметить, что разность м еж д у географ ической В с
и геоцентрической B s ш иротами м ала (около 1'). Эту разницу
тр ебуется учитывать при сравнимы х с ней точностях ори ента­
ции И С З. При ориентации И С З по направлению географ и че­
ской вертикали для измерений в подспутниковы х точках п ол у­
чаем очевидное вы раж ение
Я ° = Я ° — I.
(1.31)
Д л я временной привязки необходим о определить время н а ­
чала регистрации и зобр аж ен и й либо сигналов, поступаю щ их
на вход аппаратуры дистанционного зондирования. Врем енная
привязка обеспечивается системой единого времени, вы раба­
тывающ ей серию электрических сигналов, стабильны х по ч а­
стоте и точности установки номинального значения. Точность
системы единого времени оценивается значением относительной
нестабильности частоты, усредненны м за период наблю дения.
Время начала регистрации м ож ет определяться по отн ош е­
нию к времени пролета И С З задан н ого географ ического
пункта, л и бо оп ределенной широты Зем ли.
17
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
1.3. Фоновое излучение
О дной из причин ограничения чувствительности а п п ар а­
туры дистанционного зондирования является ф оновое и злуч е­
ние, которое приводит к сниж ению контраста и зобр аж ен и й ,
ош ибкам изм ерений интенсивности излучения атмосферы и по­
верхностей.
И сточниками фонового излучения м огут быть Солнце,.
Л ун а, звезды , зондируем ы е объекты (например, о б л а к а ), св е­
чение ночного неба и т. п. О бщ ей характеристикой фоновогоизлучения различны х источников является его аддитивность и
широкий частотный спектр.
В о многих сл учаях ф оновое излучение м ож ет быть аппрок­
симировано законом П ланка, т. е. п редставлено как излучение
абсолю тно черного тела с тем пературой Г5. С огласно этом у
зак он у спектральная интенсивность № (X) излучения единичной
площ адки в пол усф еру в спектральном ди ап азон е от % доЯ + М для неполяризированного излучения имеет вид:
№(%) АХ = 2тсс2!гАХ/Хь [ехр Цгс/МгТ,— 1)],
(1.32)
где с — скорость света, к и к — постоянные П ланка и Б ольц ­
мана.
Основным источником фонового излучения на освещ енной
стороне Зем ли является С олнце, излучение которого м ож ет
быть аппроксимировано излучением верного тела с тем п ер ату­
рой 6000 КФ оновое излучение, отр аж ен н ое от облаков и поверхностей,
оп ределяется их ал ьбедо А
(отнош ением полусф ерических
потоков отр аж ен ной и падаю щ ей радиации) и угловой хар ак те­
ристикой рассеяния.
Д л я облаков угловые характеристики рассеяния и аль­
бедо зависят от совокупности оптических (показатели погло­
щения, рассеяния и индикатриса р ассеяния) и геом етрических
(толщ ина и количество облак ов) параметров. К настоящ ем у
времени выполнен больш ой объ ем экспериментальны х и т еор е­
тических работ по исследованию геометрических и оптических
характеристик облаков, обобщ енны х в ряде монограф ий [36,
81, 97] и Авиационно-климатическом атл асе [1].
О тсутствие либо наличие облачности изм еняет количествен­
ные характеристики основных эф ф ектов взаим одействия и зл у­
чения Солнца с атм осф ерой (табл. 1.1).
О пределение потоков уходящ его солнечного излучения для
перечисленны х в табл. 1 .1 форм взаим одействия основано на
реш ении уравнения переноса с учетом многократного р а ссея ­
ния при задан н ы х оптических характеристиках аэрозоля и о б ­
лачности. П рактически реш енной считается задач а расчета
18
1.3. Ф оновое излучение
Таблица 1.1. Основные формы взаимодействия солнечного излучения
с атмосферой в различных спектральных интервалах [97]
С п е к тр а л ь н ы й и н т е р в а л , мкм
С остояние
атм осф еры
0 ,2 5 - 0 ,4
(У Ф -и зл у ч ен и е )
0,4— 0,75
(в и д и м о е и з л у ч е н и е )
О тсутствие
облачности
Рэлеевское р ас­
сеяние, поглоще­
ние озоном
Облачность
Рэлеевское рас­
сеяние, поглоще­
ние озоном, р ас­
сеяние в облаках
Рэлеевское и аэро­
зольное рассеяние,
поглощение аэро­
золем
Рассеяние в обла­
ках, поглощение
аэрозолем
0,75— 4,0
(б л и ж н е е И К -и зл у ч е н и е )
Поглощение
кислоро­
дом, водяным паром, ос­
лабление аэрозолем
Рассеяние в облаках,
поглощение
водяным
паром
и
облачными
частицами
ухо д я щ его излучения в У Ф -ди ап азон е дл я безоблач н ой атм о­
сферы . П ри р асч етах излучения, рассеянного и поглощ енного
атмосферны м аэр озол ем , использую тся различны е м одели а э ­
р озол я , общ им недостатком которы х является недостаточная
статистическая обеспеченность.
Н аи б о л ее полно исследованы оптические характеристики
сл о и стообр азн ой облачности ниж него и средн его ярусов, для
которой
п р едл ож ен а эксперим ентальная м одель «среднего»
.слоистообразного
обл ак а. Д остаточн о п одробн о оптическая
м одель сл ои стообразн ой облачности описана в монограф ии
[97], хотя представленная м одель д ал ек о не полностью стати ­
стически обоснована.
В предполож ен ии , что поверхность Зем ли полностью по­
глощ ает излучение (а л ьбедо Зем л и Л = 0 ), «истинное» альбедо
среднего облак а составляет 0,72 при вы сотах Солнца
рав­
ных 15— 50°. Д л я средн ей сл ои стообразн ой облачности ум ень­
ш ение высоты на к аж ды е 10 ° приводит к увеличению ал ьбедо
на 3 %. Такая зависим ость сохран яется до углов /г©, равных
10— 12°. П ри дальнейш ем уменьш ении /г© происходит некото­
рое ум еньш ение ал ьбедо, связан ное с затем нением отдельны х
участков верхней поверхности облачности.
Угловые характеристики отр аж ен ного от облаков солнеч­
ного излучения м ало исследованы . О сновные трудности р а с­
чета индикатрис рассеяния связаны с ограниченным объем ом
данны х о вертикальных проф илях концентрации, микрострук­
тур е и ф азовом составе облачны х частиц, в особенности для
облаков верхнего яруса и вертикального развития, состоящ их
из кристаллов или см еси капель с кристаллами. П оэтом у р а с­
четы угловых характеристик ограничиваю тся рассм отрением
случая одн ородн ого капельного облак а. П ример такого р а с­
чета приведен в м онограф ии [92]. Расчеты угловой зависимо19
Гл. 1. Дистанционные методы и аппарат ура зон ди рован и я атмосферы с ИСЗ'
сти производились м етодом М он те-К арло для м одели слоисто­
образн ой облачности С 1 в зависимости от балльности и х а ­
рактерных разм еров отдельны х облаков. О тм ечается, что от­
р аж ен н ое излучение практически не зависит от балльности во
всем д и ап азон е углов визирования й и сл або зависит от р а з­
меров отдельны х облаков в п р едел ах к, равных 0— 60°. Н а о с­
новании полученных в р аботе [92] зависим остей п редставля­
ется обоснованны м дл я расчета фонового излучения доп ущ е­
ние, что отр аж ен и е от слои стообразн ой облачности подчи­
няется зак он у Л ам бер та, т. е. интенсивность
рассеянногоизлучения не зависит от зенитны х и азим утальны х углов
источника и приемника излучения.
Попытка построить м одель углового распределения ярко­
сти несплош ной облачности ниж него и среднего ярусов на ос­
нове проведенны х с сам олета изм ерений интенсивности у х о д я ­
щ его солнечного излучения, предпринята в работе [118]. О со ­
бенностью данной м одели является анизотропия рассеяния
н азад, появляю щ аяся при вы сотах Солнца, составляющих.
10— 20°. П о мнению авторов анизотропия м ож ет быть о б у с ­
ловлена отраж ен ием солнечной радиации от боковых поверх­
ностей отдельны х облаков.
Результаты расчета средних, минимальных и м аксим аль­
ных радиационны х потоков, отраж енны х от сплош ной обл ач ­
ности, приведены в работе [98]. З д есь вычисления проведены
для разны х зенитны х углов Солнца. При расчетах п олагалось,
что угловое р асп редел ени е рассеянного от облачности и злуч е­
ния подчиняется зак он у Л ам бер та, а рассеянием в н адобл ач ­
ном сл ое атмосферы м ож но пренебречь. П осл едн ее п редполо­
ж ен и е считается справедливы м для облаков, верхняя граница
которых р асп ол ож ен а на высоте не менее 3 км. Учет влияния
балльности на изм ерение потока радиации предлагается про­
изводить с помощ ью коэффициентов Ы = А ( п ) / А ( п = 10), пока­
зы ваю щ их ориентировочное изм енение общ его потока отр а­
ж енной радиации при изменении облачности в п р едел ах от
10 баллов до 0. Т аблица коэф ф ициентов N приведена в р а ­
боте [98].
Больш ой объ ем исследований проведен по изучению х а ­
рактеристик отр аж ен ия различны х поверхностей Зем ли , в том
числе альбедо и угловы х зависим остей яркости отр аж ен ного
солнечного излучения. П ри изм ерениях характеристик отр а­
ж ения применяю тся спектральные приборы, разм ещ енны е на
зем ной поверхности, сам олетах и И С З. В зависим ости от угла
поля зрения используем ой аппаратуры , высоты, на которой
она р асп ол ож ен а, и углов визирования, размеры исследуем ого
участка поверхности, н аходящ егося в поле зрения, м огут и з­
меняться в широких п ределах. Эти размеры оп ределяю т ми20
1.3. Ф оновое излучение-
нимальный пространственны й м асш таб усреднения харак тери ­
стик отр аж ения.
С использованием
назем ны х
установок,
м асш таб усредн ени я не п ревосходит нескольких десятков м ет­
ров, и в резул ьтате изм ерений определяю тся локальны е х а ­
рактеристики отр аж ен ия однородны х участков зем ной поверх­
ности. Н а и б о л ее полны е сведения об альбедо и угловы х зав и ­
симостях отр аж ен ия, полученны е по результатам наземных,
изм ерений, излож ены в м онограф иях [51, 71].
М инимальный м асш таб усреднения при изм ерениях с с а ­
м олета л еж и т в п р ед ел ах от нескольких сотен метров до д е ­
сятков километров. П ри изм ерени ях с И С З в зависим ости от
высоты полета минимальный пространственны й м асш таб у с ­
реднения составлял 50— 110 км для аппаратуры с малым уг­
лом зрения и 1260— 2130 км для аппаратуры с углом зрения,,
п риближ аю щ им ся к 180° [58]. Р азн ы е масш табы усреднения
могут приводить к значениям ал ьбедо, разность м еж д у к ото­
рыми в некоторых случаях п ревосходи т 0,5 [61]. Зн ачен и е аль­
бедо зависит так ж е от д и а п а зо н а спектра, в котором п рои зво­
дятся изм ерения, сезон а, а в некоторых случаях и от времени
суток.
П о харак теру спектральной зависим ости все поверхности:
Зем ли п одраздел я ю тся на три к ласса, согласно классиф ика­
ции, предлож ен н ой в [71]. П ервый класс объ еди ня ет п оверхн о­
сти, ал ьбедо которы х монотонно возрастает с увеличением
длины волны от 0,4 до 1,0 мкм. К первом у классу относятся
различны е виды почв, поля с редкой растительностью , пашни,,
пустыни. Д л я них практически отсутствует врем енная зав и си ­
мость альбедо. Д л я входящ его в этот класс сухого чернозем а
характерен, абсолютны й минимум ал ьбедо, равный примерно0,04 в области длин волн около 0,45 мкм.
Во
второй
класс включаю тся
поверхности,
покрытые
сплош ной растительностью . Д л я растительны х покровов х а ­
рактерны слабы й минимум ал ьбедо в области длин волн
0,65— 0,68 мкм, обусловленны й главной полосой поглощ ения
хлороф илла, и значительное (в 2 — З р а з а ) увеличение альбедов области длин волн 0,70— 1,00 мкм. О собенностью п оверхн о­
стей этого класса является дневной х о д альбедо с минимумом
в п олуденное время, а так ж е сезонны е изм енения, связанны е
с высыханием растительности. П ол оса
поглощ ения хл ор о­
филла при этом постепенно исчезает.
К третьем у классу относятся поверхности, альбедо которых
практически не изм еняется в ди а п а зон е длин волн 0,50—
0,80 мкм и незначительно (приблизительно на 0 , 1 ) убы вает
вне этого ди ап азон а. В этот класс входят водны е и за сн е ж ен ­
ные поверхности. П осл едн и е харак тери зую тся большим д и а ­
пазоном изм енения ал ьбедо, связанного с изм енением струк­
21
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
туры поверхности вследствие ее таяния ли бо зам ерзан и я. А ль­
б ед о свеж евы павш его сухого снега дости гает абсолю тного
м аксим ум а, равного 0,9 в д и а п а зо н е 0,50— 0,70 мкм [51].
В п р едел ах к аж дого ук азан ного класса сущ ествует более
дета л ь н о е п одр аздел ен и е поверхностей на подклассы .
П о спутниковым данны м об ал ьбедо подстилаю щ ие по­
верхности
обычно п одр аздел я ю тся
на четыре основных
класса:
поверхности, покрытые
растительностью , пустыни,
водны е поверхности и поверхности, покрытые снегом и льдом
160, 111]. Д л я оценок ф онового излучения, попадаю щ его в поле
зр ен и я спутникового прибора, достаточно определить средн ее
и м аксим альное значения альбедо, харак тери зую щ и е террито­
рии достаточно больш ой протяж енности (сотни килом етров).
Р асч ет средн его ал ьбедо больш их территорий связан с оп ре­
дел ен и ем процентного соотнош ения ал ьбедо оптически о дн о­
родны х участков территории, с последую щ им вычислением
•суммарного средневзвеш енного значения. Д л я ряда террито­
рий н еобходи м о учитывать сезонны е изменения сум марного
альбедо.
С редние значения и сезонны е изменения ал ьбедо больш их
•территорий, полученные по данны м спутниковы х актинометри­
ческих наблю дений, приведены в р а б отах [60, 111]. П р ов еден ­
ный в этих р а б о т а х анализ выявил относительно низкие зн а ­
чения ал ьбедо в тропиках и высокие в полярны х районах.
Н аи бол ьш ее значение ал ьбедо (0,8) отм ечалось в высоких
ш иротах (60° с. ш .), где поверхность снега не загрязн яется и
практически отсутствую т л еса. К югу от 60° с. ш. в зи м нее
время ал ьбедо в лесной зон е ум еньш ается до 0,45, а в степной
и лесостепной увеличивается до 0,7. В л етн ее вре^я альбедо
территорий, покрытых растительностью , равно 0,14— 0,24. Так
как поверхности, покрытые растительны м покровом, состав­
ляю т около 56 % общ ей площ ади Зем ли , значение их альбедо
в летний период м ож ет быть вы брано в качестве средн его при
расч етах ф онового излучения. Близки к средним спутниковым
дан ны м значения ал ьбедо больш их территорий, измеренны е
•с помощ ью сам олетной аппаратуры .
Д л я аппроксимации угловы х характеристик солнечной ра­
ди ац и и , рассеянной поверхностью Зем ли , обычно используется
за к о н Л ам бер та. И з результатов проведенны х эксперим ен­
тальны х исследований сл едует, что в видимой и ближ ней ИК•области спектра для поверхностей, покрытых снегом, песча­
ных пустынь, паш ен п р едполож ения о лам бертовом харак тере
рассеян и я достаточно хорош о (различия составляю т около
'20% ) выполняются для зенитных углов С олнца, не превы ш а­
ю щ их 50°, и лю бы х азим утальны х углов [62]. При уменьш ении
зен и тн ы х углов Солнца до 10—-20° возникает анизотропия р а с­
52
1.3. Фоновое излучени е
сеяния, проявляю щ аяся в увеличении рассеяния «вперед».
А низотропия рассеяния при больш их зенитны х углах (80—
50°) н абл ю дается дл я растительного покрова и снега с настом
[62, 92].
С ум м арное ф оновое излучение, регистрируем ое спутнико­
вой аппаратурой, оп ределяется ал ьбедо системы п одсти лаю ­
щ ая поверхность — атм осф ера. Оптическая плотность атм о­
сферы , расп ол ож ен н ой н а д поверхностью с малым а л ь бед о,
увеличивает количество рассеянной радиации, и альбедо си ­
стемы оказы вается больш е ал ьбедо поверхности. А тм осф ерная
ды мка н а д поверхностью с высоким ал ьбедо м ож ет приводить
к уменьш ению ал ьбедо системы. Такой ж е эф ф ект м ож ет ок а­
зывать тонкая облачность. Результаты расчетов суммарной,
яркости системы поверхность — атм осф ера, выполненных для.
разны х ал ьбедо поверхностей, оптических плотностей атм о­
сферы , углов С олнца и направления визирования, приведены
в р аб о та х [3, 88 ].
Р я д работ посвящ ен оп ределени ю ал ьбедо системы о б ­
л а к о — атм осф ера — поверхность и расчетам уходящ ей от этой,
системы солнечной радиации. В р а боте [70] п оказано, что при
облачности, оптическая плотность которой т составляет 30 и
бол ее, ал ьбедо системы практически не зависит от альбедоповерхности и влияния вы ш ерасполож енного слоя атмосферы .
Д л я оценок средн его значения ф онового излучения о тр а ж ен ­
ной солнечной радиации могут быть использованы п ри веден ­
ные в работе [98] таблицы значений потока солнечной р а д и а ­
ции, отр аж ен ной от системы атм осф ера — травяной п окров,
атм осф ера — снежный покров дл я различны х спектральны х
интервалов и разны х зенитны х углов Солнца. С обственное и з­
лучение в И К -обл асти оп ределялось совместным влиянием
тем пературы поверхностей, содер ж ан и ем газовы х составляю ­
щих (водяной пар, озон, углекислый газ и д р .). И К -альбедооблачной и безобл ач н ой атм осферы приводятся в м онограф ии
[97].
С делаем некоторы е зам ечания о ф оновом излучении ноч­
ного неба. М етодики и данны е расчета плотности потока э н ер ­
гии ф онового излучения Луны и планет в зависим ости от р а с­
стояния планет д о Солнца и от углов м еж д у направлениям и
Солнце — планета и планета — приемник излучения р ассм от­
рены в м онограф иях [8 8 , 91]. З д есь ж е приведены данныео спектральной зависим ости яркости ночного неба, обусл ов ­
ленной зодиакальны м светом и рассеянны м излучением зв е зд .
Результаты экспериментальны х исследований ф онового и зл у­
чения ночного неба излож ены в работе [74], где спектральная
яркость в области 0,67 мкм безобл ач н ого ночного неба в з е ­
ните в зависим ости от угла возвыш ения и фазы Луны оп р еде­
2$
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И СЗ
лена в п р едел ах 3 • К )-5— 9 ■ 10“ 7 Вт • м ” 2 • м км ~‘ • ср” 1. П ок а­
зан о, что при полной Л ун е и угле возвыш ения 41° яркость со ­
ставляет 32,8 • 10 ~7 В т • м ~~2 • мкм~' • ср"1.
1.4. Требования к данным измерений
параметров атмосферы
П рактическое использование спутниковых данны х о м етео­
п ар ам етр ах атмосферы возм ож но при условии, что эти данны е
д а ю т достаточно полное и точное представление о структуре
и
зак оном ерностях
изм енения
исследуем ы х параметров,
а так ж е учитывают запросы потребителей метеоинф ормации.
Д л я обеспечения полноты и точности спутниковая и нф орм а­
ция д о л ж н а быть глобальной, трехм ерной, комплексной и п е­
риодичной.
Глобальность м етеоинф ормации оп ределяется м асш табам и
-атмосферных процессов и означает, что спутниковые данны е
дол ж н ы освещ ать территории, соизм ерим ы е с континентами и
океанам и, а в ряде случаев — все полуш арие.
Т ребование
трехм ерности
обусловлен о
тем обстоя тель­
ством, что атм осферны е процессы развиваю тся в пространстве
н ад зем ной поверхностью .
Комплексный характер спутниковой м етеоинф ормации, т. е.
н еобходим ость изм ерения совокупности различны х п арам ет­
ров атмосферы , вы текает из слож ны х связей м еж ду ними, оп­
ределяю щ их характер атм осферны х процессов.
П ериодичность — регулярное получение м етеоданны х в оп­
ределенны е сроки, является необходим ы м условием для о б е ­
спечения анализа и прогноза атм осф ерны х процессов.
Д остаточн о точное представление о структуре и динам ике
и сследуем ы х параметров атмосферы дол ж н о обеспечиваться
точностью изм ерений, пространственно-временны м р азр еш е­
нием и оперативностью поступления информации на пункты
приема и обработки.
В зависимости от вида исследуем ы х м етеопарам етров и
характера практического использования м етеоданны х к ним
предъявляю тся различны е требования.
П ри
использовании спутниковой инф ормации совместно
■с данны ми н азем ной сети м етеорологических и аэрологических
станций требования к метеоданны м, получаемым с помощью
этих станций, долж ны совпадать.
В семирной метеорологической организацией (В М О ) рек о­
мендованы [123] основные требования к точности определения
терм одинам ических парам етров (тем пер атура, д а в л е н и е ), ветра
и влаж ности атмосферы на аэрологических станциях дл я целей
ан ализа и прогноза погоды и-реш ения задач климатологии. Эти
требования приведены в табл. 1.2— 1.5.
1.4. Требования к данным изм ерений параметров атмосферы
Таблица 1.2. Требования к суммарным средним квадратическим погрешностям
измерений параметров свободной атмосферы [123]
П огреш н ость изм ерени й
П арам етр
д л я кли м атологи и
Давление
Температура
± 2 гПа до уровня 200 гПа
± 2 % выше уровня 200 гПа
± 0 ,5 °С до уровня 200 гПа
± 1 ,0 °С
выше
уровня
д л я а н а л и за и п р о гн о за
п огоды
= 1 гПа
=0,5 °С
200 1-ПА
О тносительная
влажность
Н аправление
ветра
Скорость ветра
± 5 % до уровня 700 гПа
±10 %
700 гПа
± 10°
выше
уровня
± 5 % до уровня тропопаузы
(первой) или до 300 гП а, если
она ниже
± 1 0 % на более высоких уров­
нях
± 5 ° при скоростях более 25 м X
Хс - 1
± 5 % до уровня 200 гПа
± 1 0 ° при
скоростях
менее
10 м -с-1
± 1 ,0 м/с при скоростях менее
10 м-с-1
± 1 0 % при
10 м -с“ 1
скоростях
более
М инимальные погреш ности, приведенны е в табл и ц ах, огр а ­
ничиваются короткопериодны ми (в ч р едел ах нескольких ми­
нут) пульсациями изм еряем ы х парам етров. М аксим альны е по­
греш ности не долж ны превышать возм ож ны е разности зн ач е­
ний изм еряем ого м етеоп арам етра на характерны х пространственно-врем енны х м а сш табах усреднения.
П огреш ности, вы ходящ ие за пределы ук азан ны х величин»
искаж аю т характер и сследуем ы х атм осф ерны х процессов и
практическое использование результатов таких измерений яв­
ляется н ецелесообразны м .
Отметим, что указанны е требования практически совп а­
даю т с требованиям и, предъявляемы ми сл уж бой прогнозов
к аэрологическим данны м [90].
Д л я численного ан ал и за и п рогноза погоды, а та к ж е для
исследования
изменчивости
клим атообр азую щ и х факторов
данны е о п ар ам етр ах атм осферы долж ны быть привязаны
к узл ам регулярной сетки, т. е. усреднены по некотором у про­
странственном у м асш табу, зависящ ем у от разм еров атм осф ер­
ных возмущ ений.
М инимальны е горизонтальны е разм еры крупном асш табны х
возмущ ений полей терм одинам ических парам етров атмосферы
типа циклонов и антициклонов составляю т около 500 км, м ак­
симальны е могут достигать 2,5 — 3,0 тыс. км. Д л я крупном ас­
ш табны х атмосферны х возмущ ений оптимальны е разм еры гори25
Г л. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
Таблица 1.3. Предельные среднеквадратичные погрешности (°С) измерения
температуры
нетропическая
тропосфера
Э кваториальная
стратосфера
м акс.
3,0 (2,0
для ши­
рот 30 —
40°)
син опти­
ческий
м асш таб
К лим ато­
логи я
к
к
к
к
0,15
2,0
0,15
в
. Д и ап азо н
изм ерени й
тем ператур,
°С
м акс.
к
к
8
0,15
В
Э кваториальная
тропосфера
ниж няя
верхняя
Внетропическая
•стратосфера
м езом асш таб
м акс.
Р егион
I У ровень, гП а
А н а л и з и п р о г н 03 погоды
2,0* --8 0 . . . + 4 0
—
—
200
100
50
10
5
100
50
10
5
0,7
0,15
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
1,0
1,5
4*
3,0
1,5
1,5
2,0
2,0
2,0
3,0
3,5
4,5
—
0,15
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
0,3
—
0,7
1,0 0,15
3,8 0,3
1,4 0,3
0,7 0,3
0,7 0,3
0,9 0,3
1,0 0,3
1,0 0,3
1,5 0,3
1,5 0,3
2,0 0,3
100 . . . + 5 0
1,0*
1,5*
1,5 — 100 . . . + 5 0
1,5
1,5
1,5
2*
2,0 — 100 . . . + 5 0
2,0
3,0
3,5
4,5
* В зимнее время значения существенно увеличиваются.
зонтального ш ага сетки составляю т около 250— 300 км, что
обеспечивает регистрацию возм ущ ений минимального м асш ­
та б а с дискретностью 50— 60 % их р азм ер а, максим ального —
с дискретностью около 10 % [90]- Р азм еры м езом асш табны х и
локальны х возмущ ений, таких, как штормы, смерчи, шквалы,
грозовая облачность, зоны осадков и струйны х течений, л еж ат
в п р едел ах от нескольких десятков д о нескольких сотен кило­
метров.
Д л я обеспечения прогнозов м езом асш табны х возмущ ений
ш аг сетки д о л ж ен быть уменьш ен д о 40— 50 км. Н аименьш ий
пространственный м асш таб усреднения оп ределяется хар а к ­
терными разм ер ам и короткопериодны х пульсаций м етеоп ар а­
метров и л еж и т в п р ед ел ах от нескольких сотен метров до
единиц километров [90].
П ериодичность
(частота) н аблю дений оп ределяется вре­
менной изменчивостью полей м етеопарам етров, хар ак тер и зую ­
щей атм осферны е процессы . Д л я крупном асш табны х проц ес­
сов периодичность измерений до л ж н а составлять около 12 ч.
26
1.4. Требования к данным измерений параметров атмосферы
Таблица 1.4. Предельные среднеквадратичные погрешности (м с- 1 )
измерения скорости ветра [123]
А н а л и з и п р о гн о з п огоды
га
Р егион
л
X
оа
о
си
3
В ы сот;
Си
м езом асш таб
син опти­
ческий
м асш таб
К лим ато­
логи я
мин.
м акс.
мин.
м акс.
мин.
м акс.
к
5
2
&
¡З е
5 к и
о 0.0* ч> см
§ Ео о
«<г* яп и с*
В нетропическая
тропосф ера
нижняя
вблизи
троп о­
паузы
Экваториальная
тропосфера (вбли­
зи тропопаузы)
Внетропическая
стратосф ера
Экваториальная
стратосфера
—
—
0,8
1,5
6,0
10
1,0
2,0
4,0
7,0
1,0
2,0
5,0*
10*
50
150
_
_
0,8
4,0
1,0
3,0
1,0
5,0
20—60
50
30
10
5
50
30
10
5
0,7
20
24
31
36
20
24
31
36
50
0,7
0,7
1,0
1,2
0,7
0,7
1,0
1,2
1,5
3,0
2,0
3,0
3,0
5,0
5,0
5,0
0,7
0,7
1,0
1,2
0,7
0,7
1,0
1,2
1,6
5
3,6
5,5
7,0
5,0
5,0
5,0
0,7
0,7
1,0
1,2
0,7
0,7
1,0
1,2
1,5
—
10
—-
10
—
—
—
5,0
5,0
5,0
75
100
—
200
40
—
45
—
.—
10
100
*
Определены по отношению к наименьшему пределу систематической со­
ставляющей погрешности. Соответствующие значения среднеквадратичного от­
клонения случайной составляющей вектора скорости равны 10 м -с—1 и увеличи­
ваются до 15 м -с- 1 вблизи тропопаузы.
Этот временной интервал является основным дл я прогноза по­
годы [90].
Д л я прогноза локальны х атм осф ерны х процессов, в о с о ­
бенности связанны х с опасны ми явлениями, возникает н ео б х о ­
димость производить наблю дения через 3 — 6 ч.
В табл. 1.6 приведены достигнуты е и требуем ы е значения
периодичности и пространственного разреш ения (усреднения)
первичных дан ны х о п а р ам етр ах атм осферы дл я служ бы по­
годы США.
Д л я реш ения за да ч климатологии и контроля природной
среды , кроме инф орм ации о терм одинам ических п арам етрах,
ветре и влаж ности, требую тся глобальны е данны е о прозрач­
ности атм осферы , оптических и микроф изических хар ак тер и ­
стиках аэр озол я , облачности, содер ж ан и я м алы х газовы х с о ­
ставляю щ их атмосферы .
Н а и б о л ее подробны е тр ебования к данны м наблю дений за
парам етрам и атмосферы разр аботан ы Н ациональны м управле27
К ли м атологи я
А н а л и з и п р о гн о з п огоды
м езом асш таб
си н оп ти чески й м асш таб
Р еги он
м акс.
мин.
м акс.
мин.
1%
-с °С
К онвективн ы й и т у р б у ­
лентны й
слой
вблизи
земной поверхности
0,5
3,0
5,0
30
0,5
3,0
Т ропосф ера выше к о н ­
векти вн ого слоя
0,2/2,5
1,0/10
30
0,2/2,5
1,0/10
С тратосф ера и мезосфера
10
2,0
1%
% °С
5,0
10
2,0
! %
% °С
30
0,5
30
0,5
т °С
! %
3,0
1,5
10
3,0
1,5
10
10
зондирования
% °С
и аппаратура
! %
методы
х °с
Гл. 1. Дистанционные
Таблица 1.5. Предельные среднеквадратичные погрешности измерений точки росы (и н ея) т и относительной влажности /
на сети аэрологического зондирования [123]
атмосферы
сИСЗ
П р и м е ч а н и е. Д л я тропосф еры приведены данны е: в числителе при вы сокой в л аж н ости , в зн ам енателе при низкой.
1.4. Требования к данным измерений параметров атмосферы
Таблица 1.6. Требования службы погоды США к данным метеорологических
наблюдений с ИСЗ [27]
Р а з р е ш е н и е д а н н ы х , км
И зм ер яем ы й п арам етр
по
гор и зо н тал и
по
верти кал и
Погрешность
измерений
Ч астота
наблю ден ий
в сутки
Д л я глобального прогноза
Температура
Влажность
Плотность
Приземное давление
Ветер
Осадки
Облачный покров
10,4
10,4
10,4
78
260
10,4
0,8
0,15
0,15
0,15
—
0,6
0,3
0,3
1 сс
4
2
2
2
4
10 %
1%
1 гПа
5 км'ч
2,5 мм/ч
—
—
4
Д л я регионального анализа
Температура
Влажность
Приземное давление
Осадки
Облачный покров
2,6
2,6
10,4
2,6
0,16
0,06
0,06
—
0,15
0,03
0,5 °С
5 %
0,5 гПа
2,5 мм/ч
-
1
1
1
—
1
нием СШ А по аэронавтике и исследованию космического про­
стран ства (Н А С А ) в рам ках десятилетней национальной про­
граммы исследования климата [58]. В этой программ е, в за в и ­
симости от врем енного и пространственного усреднения кли­
м атообр азую щ и х ф акторов и процессов, выделены несколько
категорий климата. Так, региональны й климат (климат В) х а ­
рактеризуется пространственны м м асш табом в несколько с о ­
тен километров и временны м усредн ени ем в п р едел ах от о д ­
ного м есяца д о десятилетия.
Глобальны й пространственный и временной м асш таб, пре­
вышающий десятилетие, хар ак тер и зует климат С.
О сновной целью наблю дений за ф акторами и процессам и,
определяю щ им и климаты В и С, является анализ и прогноз
харак тер а их естественной изменчивости. Антропогенны е и з­
менения клим атообр азую щ и х факторов учитываю тся к атего­
рией климата X, для которого пространственно-врем енны е
масш табы усредн ени я включают соответствую щ ие харак тери ­
стики климатов В и С. Основные требования к данны м н абл ю ­
ден ий за парам етрам и атм осферы дл я различны х категорий
климата даны в табл. 1.7, составленной по м атериалам ,' приве­
денны м в м онограф ии [58]. В граф е «П огреш ности изм ерения»
минимальные значения относятся к ж елаем ы м , а м аксим аль­
н ы е— к допустимы м погреш ностям измерений.
П роблем ы охраны ок руж аю щ ей среды оп ределяю т н ео б х о ­
дим ость контроля в глобальны х и региональны х м асш табах
29
Таблица 1.7. Требования к данным наблюдений за параметрами атмосферы для исследования климатообразующих факторов
и процессов [58]
П р о стр ан ствен н ы й м асш таб
усреднения
Н аблю даем ая величина
200 гПа
400 гПа
1—2 °С
7—30 %
500
200 гПа
1—3 гПа
250/1000
250/1000
500
3 км
3 км
200 гПа
0,01
0,002
3 м -с-1
100 (250)
100
—
—
5 - 2 0 % (3 %)
2—4 °С (1° С)
100
100
250
—
—
0,02—0,04
10—50 м г-см - 2
± 1 км для облаков вертикального
развития и среднего яруса
4,3 км
3 км
—
В, С, X
В, С, X
В, С, X
1 мес
1 мес
12—24 ч
С, X
С, X
В, С, X
(3 ч)
(3 ч)
В, С, X
В, С, X
В, С, X
(3 ч)
нижнего
1
1
1
1
1
1
мес
мес
год
год
год
год
С,
С,
С,
С,
С,
С,
X
X
X
X
X
X
П р и м е ч а н и е . Дробные числа — числитель для направления север — юг, знаменатель для направления восток —
запад; числа в скобках — требования к данным наблюдений с ИСЗ,
с И С З’
—
—
—
12—24 ч
12—24 ч
атмосферы
250/1000
250/1000
------__
± 0 ,5 км — для облаков
яруса
0 ,5 - 10“ 7— 5 - 1 0 - 7
0,005—0,02 атм-см
М О - 8—3 - 1 0 - 8
5-10—7— 10—5
3 - ю —8— ю —7
1 5 -1 0 -8 — 15-10-8
К атегория
клим ата
зондирования
500
500
П ериодич­
ность
изм ерени й
и аппаратура
Стратосферный водяной пар
Озон
Закись, окислы азота
Углекислый газ
Хлорфторметан
Метан
по в ер ти ­
кали
методы
Профиль температуры
Относительная
влажность
воздуха
Приземное давление
Оптическая плотность аэро­
золя
атмосферного
тропосферного
Скорость ветра
Облачность
количество
температура верхней гра­
ницы
альбедо
общее влагосодержание
высота В ГО
П о гр еш н о сти изм ерени й
по го р и зо н ­
т а л и , км
Гл. 1. Дистанционные
^
1.5.
П ассивны е дистанционные методы зон ди рован и я атмосферы с И С З
газовы х и аэрозольны х составляю щ их атмосферы . П ервооч е­
редной задач ей контроля при этом считается сл еж ен и е за о зо ­
ном и озоноактивны ми газам и, такими, как N 0 * , С1, НО и др.
Д л я реш ения этой задач и Н ациональны м проектом СШ А по
озон у п р едусм атривается еж едн евн ое определени е общ его с о ­
д ер ж а н и я 0 3 и озоноактивны х м алы х газовы х составляю щ их
с долговрем енной воспроизводим остью * 1 % и вертикальное
р асп р едел ени е с погреш ностью 3— 5 %. Горизонтальный м асш ­
таб усреднения данны х об 0 3 и озоноактивны х м алы х газовы х
составл яю щ и х до л ж ен л еж ать в п р ед ел ах 250— 1000 км, вер­
тикальное разреш ен и е — около 5 км.
И з сравнения данны х, приведенны х в табл. 1.2— 1.5, с а н а ­
логичной инф орм ацией, представленной в табл. 1.6 и 1.7,
сл едует, что требования к точности спутниковы х измерений
соответствую т м аксим ально допустимы м погреш ностям радиозон довы х изм ерений на аэрологических станциях. Требования
к другим парам етрам атм осферы , в особенности к погреш но­
стям определения малы х газовы х составляю щ их, приведенны е
в табл. 1.7, являю тся предварительны ми. И х уточнение и о б о ­
снование затрудн яю тся недостаточной изученностью многих
клим атических процессов, несоверш енством оценок антропо­
генного влияния
на состав атм осферы , ограниченностью,
а иногда и противоречивостью данны х о пространственно-вре­
менны х вариациях некоторы х м алы х газовы х составляю щ их
.атмосферы.
1.5. Пассивные дист анционные методызондирования атмосферы с ИСЗ
П ассивны е дистанционны е методы зондирования с И С З
применяю тся для определения парам етров атм осферы , о б л а ­
ков и подстилаю щ их поверхностей в ш ироком ди ап азон е длин
волн — от УФ д о ради оди ап азон а.
С пециалисты вы деляю т три основны х спутниковы х п асси в­
ных м етода определения парам етров атмосферы [52]: 1) осн о­
ванный на изм ерени ях собственного излучения атмосферы
в И К и микроволновой обл асти спектра (эмиссионный м етод);
2 ) базирую щ ийся на изм ерениях солнечного излучения, р а ссе­
янного атм осф ерой (м етод р ассеян и я); 3) связанны й с и зм е­
рением прозрачности атм осферы на тр ассе И С З — источник
излучения (С олнце, Л ун а л и бо зв езд ы ). При использовании
перечисленны х методов изм ерения осущ ествляю тся в надир
л и б о под различны ми углам и к надиру. П о направлению
*
П од воспроизводимостью понимается
типа производить одинаковые измерения.
способность
приборов
одного
31
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И СЗ
Рис. 1.3. Схемы зондирования атмосферы с И СЗ.
— н а д и р н ы е и зм е р е н и я р а с с е я н н о го и зл у ч е н и я С о л н ц а (м ето д р а с с е я н и я ); 2 — и зм е ­
р ен и я и зл у ч ен и я С о л н ц а, р ас с е я н н о го п о д у г л а м и к н ад и р у (м ет о д р а с с е я н и я );
л и м б о в ы е и з м е р е н и я с о л н е ч н о г о и з л у ч е н и я (м е т о д п р о з р а ч н о с т и ) ;
— надирны е изм ере­
н и я с о б с т в е н н о г о и з л у ч е н и я а т м о с ф е р ы (эм и с с и о н н ы й м е т о д ) ;
— л и м бовы е изм ерени я
с о б с т в е н н о г о и з л у ч е н и я а т м о с ф е р ы (э м и с с и о н н ы й м е т о д ) ;
— и зм е р ен и я я р ко с ти го р и ­
з о н т а З е м л и (м е т о д н а к л о н н ы х т р а с с ) .
1
6
5
4
3—
линии визирования спутниковой аппаратуры относительно нади ра, изм ерения условно раздел я ю тся на два типа: лимбовы е
и надирны е.
Схемы измерений указанны х типов приведены на рис. 1.3.
При лимбовы х изм ерениях линия визирования направлена на
горизонт Зем ли . Э тот тип изм ерений (назы ваем ы х так ж е и з­
мерениями на касательны х тр а сса х ) харак тери зуется верти­
кальным разреш ением в п р едел ах 0,5 — 2 км и горизонтальным
пространственным
м асш табом
усреднения,
составляю щ им
32
1.5. П ассивны е дистанционные методы зондирования атмосферы с И С З
около 200 км. Значительны й горизонтальны й м асш таб у с р е д ­
нения позволяет исследовать в верхних сл оях атмосферы неко­
торые малые газовы е составляю щ ие. П ри лим бовы х и зм ер е­
ниях отсутствует так ж е излучение подстилаю щ ей поверхно­
сти, которое является одним из основны х источников ош ибок
в И К и микроволновом д и а п а зо н а х . Сущ ественный недостаток
данной схемы измерений — ограничение высоты зондирования,
связан ное с облачностью в поле зрения аппаратуры . К роме
того, при изм ерениях под углам и, близкими к горизонту
Зем ли , н еобходи м о с высокой степенью точности определять
высоту полета и ориентацию И С З , что тр ебует специальны х
средств контроля элем ентов орбиты.
Л и м бов ая схем а изм ерений р еал и зуется в м етодах эм и с­
сии и прозрачности, надирная — в м етодах эмиссии и р а ссея ­
ния. В надирной схем е изм еряется у х о д я щ ее излучение атм о­
сферы в вертикальном направлении либо под различными у г ­
лами к вертикали. О тклонение от вертикали, зависящ ее от
ди ап азон а углов сканирования и ориентации, обычно не превы ­
ш ает ± ( 4 0 . ..5 0 )° . М инимальный горизонтальный
м асш таб
усреднения при надирны х изм ерениях оп ределяется мгновен­
ными углам и поля зрения аппаратуры , ориентацией И С З и
дости гает нескольких десятков метров. В ертикальное р а зр е­
ш ение при надирны х и зм ерениях сложны м обр азом зависит
от физической природы изм еряем ого п арам етра атмосферы ,
спектрального и углового разреш ения и, как правило, у ст у ­
пает разреш ению лимбовы х измерений. П реим ущ ество н ади р­
ной схемы измерений заклю чается в возм ож ности, используя
дви ж ен и е И С З, угловое и спектральное сканирование, п ол у­
чать трехм ерны е непреры вные поля парам етров атмосферы .
1.5.1. Метод эм иссии
М етод эмиссии, использую щ ий надирную схем у измерений,
является основным при оп ределении температуры и влаж ности
атмосферы .
В основе пассивного м етода терм ического зондирования
леж и т спектральная (либо угл овая) зависимость уходящ его
излучения в И К и микроволновом д и а п азон е от температуры
атм осф ерны х газов, пространственно-врем енны е вариации ко­
торых незначительны . Такими газам и в атм осф ере являю тся
кислород и углекислый газ. П рои зводя сканирование по
спектру внутри локализованны х полос поглощ ения этих газов
(либо сканирование под различными углам и к н адиру) и и з­
меряя интенсивность излучения в вы бранны х спектральны х
интервалах оп ределяю т вертикальный профиль температуры .
Аналогичным обр азом оп р едел яется вертикальное р а сп р едел е­
ние относительной влаж ности в полосе поглощ ения водяного
2
З аказ № 3710
33
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
пара при условии, что вертикальный профиль температуры и з­
вестен из данны х независим ы х наблю дений.
М атематическим вы раж ением задач и восстановления тем ­
пературы и влаж ности по собственном у излучению атмосферы
является уравнение Ф редгольма первого рода. Точность вос­
становления в значительной степени зависит от аппаратурны х
погреш ностей, методик обработки, априорной информации
о терм одинам ическом и оптическом состоянии атмосферы .
П одробны й обзор и анализ проведенны х теоретических и
экспериментальны х работ по определению тем пературы и
влаж ности атмосферы с использованием уходящ его излучения
в И К и микроволновой области спектра приведен, например,
в м онограф иях [52, 53, 79]. С огласно проведенны м оценкам,
достигнутое вертикальное р азр еш ение эти х парам етров при
набл ю ден и ях в надир составляет 4 — 10 км, а погреш ность оп ­
ределения тем пературы л еж и т в п р ед ел ах 1 — 3 К.
С равнение результатов спутниковы х наблю дений с д а н ­
ными р ади озон дов обн ар уж и в ает р асхож ден и е, составляю щ ее
в среднем 1— 2 К, а в районе тропопаузы •— около 3 К- В ряде
случаев это р асх о ж ден и е дости гает 5— 10 К, что объясняется
влиянием тонкой перистой облачности и слоев аэр озол я , п опа­
даю щ и х в поле зрения И К и микроволновой аппаратуры .
П огреш ности определения относительной влаж ности с И С З
дл я безобл ач н ой атмосферы не превыш ают 20 % в средней
тропосф ере (уровни 600— 400 гП а) и 30 % в ниж ней (уровни
1000— 600 г П а ). П ри наличии облачности в п р едел ах у к а за н ­
ных слоев погреш ность м ож ет достигать 100 %.
Д л я разр абаты ваем ой в рам ках программы «Ш аттл» м но­
гоканальной микроволновой системы абсолю тная ош ибка вос­
становления общ его содер ж ан и я водяного пара оценивается
0 ,2 г - с м “ 2, ж идкой воды — около 0 ,0 1 г -с м ~ 2.
И м ея инф орм ацию о полях тем пературы и влаж ности, м о­
ж н о определить поле скоростей ветра, используя перенос от­
нош ения газовой см еси при адиабати ческ и х п р оц ессах в атм о­
сф ере. О тносительные ош ибки определения скорости ветра по
такой м етодике составляю т 15— 2 0 % , а абсолю тны е 7 м - с - 1
[52]. Очевидно, что этот м етод непригоден для районов с пре­
обл адан и ем конвективных процессов, таких, как внутритропическая зона конвергенции. П о изм ерениям собственного и зл у­
чения облачности в окне прозрачности И К ди ап азон а ( 8 —
1 2м к м ) оп ределяется высота верхней границы облаков (В Г О ).
Суть определения высоты ВГО подробно и злож ен а в м оногра­
фиях [52, 79] и состоит в следую щ ем . Н а д облачностью и зм е­
ряется радиационная тем пература. Зн ая тем п ературу облач н о­
сти и профиль температуры атмосферы в районе измерений,
определяется высота излучаю щ ей поверхности.
34-
1.5. П ассивны е дистанционные методы зондирования атмосферы с И С З
О пределени е высоты ВГО данны м м етодом зависит в о с­
новном от влияния н адоблачн ой аэрозольной
атмосферы ,
излучательной способности облаков и точности определения вер­
тикального профиля тем пературы в районе измерений. К ор­
ректный учет ук азан ны х факторов достаточно слож ен , в о с о ­
бенности характеристик аэр озол я и излучательной сп особн о­
сти облаков.
О пределени е высоты облаков по их радиационной тем п ер а­
туре осл ож н яется та к ж е тем , что тем пература В ГО м ож ет с у ­
щ ественно (до 5 °С) отличаться от температуры в оздуха на
том ж е уровне.
С л едует подчеркнуть условный характер понятия высоты
ВГО применительно к данны м радиационны х изм ерений, свя­
занного с тем, что регистрируем ое радиом етром излучение
ф ормируется слоем облачности, толщ ина которого составляет
сотни метров.
С ум м арная погреш ность определения высоты верхней гр а­
ницы плотной одноярусной облачности при использовании ста ­
тистических данны х о вертикальных проф илях тем пературы ,
пропускания и излучательной сп особности облаков составляю т
0,5— 2,0 км [52].
В сл учая х неплотной или несплош ной облачности, а так ж е
при наличии выше нее тонких перисты х облаков или слоев
аэрозол я погреш ность оп ределени я высоты ВГО м ож ет дости ­
гать нескольких километров.
Д ан н ы е о радиационной тем п ер атур е в окне прозрачности
8— 1 2 мкм использую тся дл я обн ар уж ен и я облачности на фоне
подстилаю щ их поверхностей. В качестве характерного при­
знака обн аруж ен и я вы бирают контраст (разн ость) р ади ац и ­
онных тем ператур. П олож ительны й контраст харак тери зует
поверхности, отрицательны й — обл ак а. И спользование контра­
ста радиационны х тем ператур дл я обн аруж ен и я облаков о б ­
л а д а ет сущ ественны ми ограничениями. И з результатов прове­
денны х исследований сл едует, что н абл ю дается больш ая г ео ­
графическая и сезон н ая изменчивость контрастов тем ператур
м еж д у облакам и и поверхностями. В весенние и зимние м е­
сяцы часто н абл ю даю тся инверсионные (отрицательны е) конт­
расты. И нверсионны е контрасты м огут быть так ж е в средних
ш иротах летом в ночное время при мощ ных приземны х инвер­
сиях. В эти х случаях слои стообразн ы е облак а с низкор асп оло­
ж ен н ой верхней границей имею т радиационную тем п ературу
бол ее высокую, чем подстилаю щ ие поверхности, что м ож ет при­
вести к ош ибкам в обн ар уж ен и и.
В микроволновом ди а п а зо н е спектра контрасты радиояркостных тем ператур облаков на ф оне акваторий дости гаю т 10 0 —
120 К, и обл ак а наделено обн аруж и ваю тся [25]. Н а д поверхно2*
35
Г л. 1. Дистанционные методы и аппарат ура зон ди рован и я атмосферы с И С З
стями суш и контрасты м огут быть отрицательны ми, что при­
водит к ош ибочной идентификации.
Д ан ны е об уходящ ей радиации в микроволновой области
спектра использую тся дл я определения интенсивности и зон
осадков, а так ж е характеристик поля ветра вблизи п оверхн о­
сти океана. В основе методики определения осадков л еж и т их
зависимость от радиояркостной температуры . Относительные
погреш ности восстановления интенсивности осадков достигаю т
100— 300 % [63]. К орреляционная зависим ость радиояркостной
тем пературы применяется дл я восстановления вектора припо­
верхностной скорости ветра над океаном . С огласно оценкам,
приведенны м в м онограф ии [63], погреш ности определения н а ­
правления составляю т около 20 °, скорости — в п р едел ах 1 —
4 м • с-1.
В озм ож ность использования И К и микроволнового д и а п а ­
зон а для определения сод ер ж ан и я малых газовы х составля ю ­
щих атмосферы оп ределяется излучением в эти х ди а п а зо н а х
ряда газов, в том числе озон а, двуокиси серы, окиси углерода,
двуокиси азота, м етана и др. В И К -Д иапазоне н аи более ак­
тивно в настоящ ее время исследуется озон. Д остаточн о п од­
робный обзор работ по дистанционном у пассивном у зон ди р о­
ванию озон а приведен в м онограф иях [50, 52, 87]. И з приве­
денны х в этих р а б о т а х результатов сл едует, что при среднем
спектральном разреш ении И К -аппаратуры (<Av = 2. ..5 с м - 1)
погреш ность определения общ его сод ер ж ан и я озон а при надирны х изм ерениях дости гает 10% . О днако, при этом не у д а ­
ется получить достаточно достовер ной информации о верти­
кальном профиле озона.
Д л я оценки погреш ности спутниковы х изм ерений озона,
как правило, используется сравнение с данны ми ради озон довых и назем ны х наблю дений [87, 153].
О пределение др уги х м алы х газовы х составляю щ их ограни­
чено их содер ж ан и ем в атм осф ере и н еобходим остью и спользо­
вания спектральной аппаратуры высокого и сверхвы сокого
разреш ения. С ущ ественно расш иряет возм ож ности о п р ед ел е­
ния парам етров атмосферы эмиссионны м м етодом лимбовая
схем а измерений. С использованием этой схемы определяю тся
вертикальные профили тем пературы , влаж ности, содер ж ан и я
0 3, N 0 2, H N 0 3 и др. Д л я аппаратуры типа LRIR и LIM S,
установленной на И С З серии «Н им бус», относительны е по­
греш ности определения отнош ения см еси составили в среднем:
0,09 млн - 1 для 0 3, 0,25 млн ^ 1 для H N 0 3, 0,1— 0,25 м лрд - 1
дл я N 0 2 [50].
Вертикальное разреш ение в д и ап азон е высот 0— 65 км с о ­
ставляет 2 — 4 км, горизонтальный пространственный м асш таб
усреднения — около 200 км [59]. Л и м бов ая схем а применялась
36
1.5. П ассивны е дистанционные методы зондирования атмосферы с И С З
д л я определения содер ж ан и я СЮ , СО, Н 20 в микроволновом
д и а п а зо н е с использованием аппаратуры МЬЭ, установленной
на И С З «Н и м бус-7» [22].
1.5.2. Метод рассеян и я
Н а освещ енной стороне Зем ли р яд парам етров атмосферы
м ож ет быть оп ределен с помощ ью ф отом етров и спектром ет­
ров, регистрирую щ их рассеян н ое солнечное излучение в о б л а ­
сти 0,2 — 4 мкм. П рактическое использование с И С З м етода
рассеян и я ограничилось в основном оп ределением озон а и вы­
соты В ГО [50, 52, 79, 87].
О бщ ее содер ж ан и е озон а изм еряется по рассеян н ом у со л ­
нечному излучению в п олосе и вне полосы поглощ ения 0 3,
•УФ -диапазона длин волн (Х0= 3 4 3 н м ). О пределение вертикаль­
ного профиля озон а основано на различии в поглощ ении со л ­
нечного излучения разны ми толщ ам и атм осферы , в результате
чего к аж дом у эф ф ективном у рассеиваю щ ем у слою соответ­
ствует оп редел енн ая длина волны. Д л и н а волны в свою оч е­
редь зависит от содерж ан и я газа, угла Солнца и направления
визирования. И з сравнения значений общ его содер ж ан и я озона,
-полученных спутниковыми спектрометрами типа В1ЛУ и н а зем ­
ными озоном етрам и Д о б с о н а , установлено, что р азбр ос данны х
леж и т в п р едел ах ± 6 % [87].
В ы соту ВГО с помощ ью ф отом етров определяю т по п огло­
щению н адоблачн ой атм осф ерой излучения Солнца в полосе
м олекулярного кислорода с центром на дли не волны Х о= 762 нм.
И з результатов проведенны х экспериментов [80, 95] следует,
что средняя квадратическая погреш ность определения высоты
ВГО фотометрическим м етодом составляет около 0,5— 1 км для
однослойны х облаков с оптически плотным верхним слоем. При
наличии тонкой перистой облачности эта погреш ность м ож ет
дости гать нескольких километров. О сновные погреш ности д а н ­
ного м етода определяю тся вкладом солнечного излучения, р а с­
сеянного на аэр о зо л я х атмосферы и отр аж ен ного от подсти ­
лаю щ ей поверхности.
Д л я определения высоты ВГО используется так ж е тесная кор­
реляционная связь (коэф ф ициент корреляции 0,71— 0,88) м еж д у
высотами ВГО конвективных облаков и их яркостью [52]. П о
результатам исследований, проведенны х с использованием ф ото­
м етра, установленного на геостационарном И С З АТС-3, и н а зем ­
ных м етеолокаторов, считается, что высота верхней границы р а з­
виваю щ ихся конвективных облаков м ож ет быть оп ределена
с погреш ностью 1— 2 км [52].
Д л я р асп адаю щ и хся облаков тех ж е форм коэф ф ициент кор­
реляции значительно ум еньш ается вследствие обр азов ан и я слоя
перистой облачности.
37
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
П ри использовании данны х измерений отраж енной солнечной,
радиации в п ол осах поглощ ения газов постоянной концентрации:
(С О 2 и Ог) о б н ар уж ен и е облаков на ф оне подстилаю щ их п о­
верхностей производится по их вы сотам н ад средним уровнем,
подстилаю щ их поверхностей. П ри этом требуется инф орм ация
о вы сотах рельеф а и возм ож ны х вариациях высотных проф илей
концентрации С 0 2 и 0 2 в районе проведения измерений.
П огреш ность дан ного м етода (около 1 км) явно велика д л я
н адеж н ой селекции облаков ниж него яруса.
1.5.3. Метод п розрачн ост и
Н а и б о л ее перспективным дл я определения содерж ан и я м а­
лых газовы х составляю щ их атмосферы считается м етод п розрач ­
ности.
Д ан н ы е о прозрачности могут быть получены по резул ь та­
там абсолю тны х и относительны х изм ерений излучения на
трассе. Основные трудности использования абсолю тны х и зм е­
рений дл я исследования малых газовы х составляю щ их связаны
с наличием перекры ваю щ ихся полос поглощ ения различны х г а ­
зов, особенно дл я УФ и видимого ди апазон ов в ниж них сл оя х
атмосферы . П ри относительны х изм ерениях в значительной
м ере исклю чается влияние составляю щ их атм осферы , имею щ их
широкую п олосу поглощ ения, таких, как аэрозоль, Н 20 , С 0 2>
0 2. Сущ ественно улучш ается точность измерений в И К -Д иапазоне при использовании аппаратуры высокого спектрального*
разреш ения.
Эксперименты по определению профиля водяного пара в о б ­
ласти 2,7 мкм с помощ ью И К -спектром етра, имею щ его р а зр е­
шение 0,8 см - 1 в интервале 3800— 3825 см - 1 спектра были п ро­
ведены с ОКС «С алю т-4» [50]. О тносительная погрешностьопределения отнош ения см еси составила 10— 60 % в области вы­
сот от 30 до 60 км при вертикальном разреш ении около 0,5 км..
И спользуя м етод прозрачности в У Ф -диап азон е (Х о= 256 нм)
определялись вертикальные профили содерж ан и я озон а в в ер х­
них (6 5 — 107 км) сл оях атмосферы с ОКС «С алю т- 6 » [9]. И с­
точником излучения в эксп ери м ен тах являлись звезды С ириус
и рЦ ентавра. В качестве приемника и спользовался телескопБС Т-1М , диам етр приемного зер к ал а которого равен 1,5 м [24].,
При проведении изм ерений в р еж и м а х астроориентации и ста ­
билизации удер ж и вал ось направление Б С Т-1М на зв езд у до е е
за х о д а за горизонт Зем ли. П огреш ность оп ределени я верти­
кальных профилей концентрации 0 3 составила ± 5 км.
Вертикальны е профили 0 3, N 0 2 и показателей осл абл ен и я
аэр озол я (см. гл. 3) определялись с использованием приборов
SA M II и SA G E , установленны х соответственно на И С З «Н и м бус-7» и «А Е М -В » [50, 122].
38
1.5. П ассивны е дистанционные методы зондирования атмосферы с И СЗ
О тносительная погреш ность определения 0 3 с помощью
эти х приборов составила около 1 0 %, ЫОг и аэрозоля — 25—
•30% .
Д анны е о составе атмосферы могут быть получены так ж е из
изм ерений спектральной яркости горизонта Зем ли при р азли ч ­
ном полож ении Солнца по отнош ению к линии визирования
(м етод наклонного зон д и р ов ан и я ).
1.5.4. Д р у ги е мет оды
И нф орм ация об атм осф ере, получаем ая с помощ ью спутни­
ковых пассивных м етодов дистанционного зондирования, вы да­
ется в виде полей м етеопарам етров либо и зображ ен и й Зем ли,
прокалиброванны х в абсолю тны х единицах яркости. Н а интер­
претации спутниковы х и зобр аж ен и й Зем ли бази руется м етод
неф ан ал и за. В этом м етоде, кроме данны х о полях яркости,
использую тся космические ф ото- и ТВ-снимки. Д ан ны е н еф ан а­
л и за дополняю т и уточняю т спутниковую инф орм ацию , п ол у­
ч аем ую с помощ ью методов дистанционного зондирования. П о
полученным в видимой и И К -обл асти спектра и зображ ени ям
•определяется балльность облачности; и сследую тся процессы
возникновения и развития циклонов и антициклонов грозовы х
явлений; определяю тся зоны струйны х течений, источники о б р а ­
зовани я аэрозол я естественного и искусственного п р ои схож де­
ния, просл еж и вается его динам ика.
П р едл ож ен ы методы восстановления поля ветра, интенсив­
ности осадков, высоты В ГО с использованием и зображ ен и й
■облаков. М етод восстановления скорости ветра основан ка
ф иксации в различны е моменты времени полож ения вы бран­
ного облак а — тр ассера. И з приведенного в монограф ии [52]
ан ал и за работ по оп ределени ю характеристик ветра следует,
что по снимкам облачности с геостационарны х И С З дости г­
нута воспроизводим ость значений скорости ветра со ср едн е­
квадратичной погреш ностью 1,3 м - с ^ 1 для перистой обл ач н о­
сти. О бн аруж ен о, что м еж д у скоростям и ветра, получаемыми
в результате обработки и зобр аж ен и й и по данны м р ад и озон ­
дирования, сущ ествую т значительны е расхож ден и я. Эти р а с­
хож д ен и я л еж а т в п р едел ах 2 — 5 м • с - 1 для кучевых облаков
и 3— 10 м - с ^ 1— дл я облаков верхнего яруса.
Н а геостационарны х спутниках и КА «А поллон- 6 » оп р обо­
ван м етод оп ределени я высоты ВГО вертикального развития
по длине их теней, а та к ж е с использованием стереоскопической
о б р аб о т к и и зобр аж ен и й облачности [132, 165]. Р асхож ден и я
м е ж д у вы сотами В ГО , полученными м етодом теней и стер ео­
скопической обработки , не превыш али 0,5 км. Считается, что
при о бр аботк е снимков облачности на Э В М , м етод стереоск о­
пической обработки м ож ет быть использован для получения
39
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с ИСЗ"
оперативной инф орм ации об обл ак ах вертикального развития..
О пределение высоты ВГО м етодом стереоскопической обра,ботки и м етодом теней практически н евозм ож н о для сплош ной
слои стообразн ой облачности, имею щ ей одн ородн ую структуру
и зобр аж ен и я.
М етодики определения и прогноза осадков по спутниковым
и зобр аж ен и ям облаков основаны на отыскании корреляцион­
ных связей м еж д у различными характеристиками осадков,
(вид, интенсивность, общ ая сум м а) и облачности (балльность,,
ф орма, пространственная протяж енность и т. п.) [52].
П ри интерпретации спутниковых и зображ ени й возникает з а ­
дач а обн аруж ен и я облаков на ф оне различны х поверхностей,.
П р оц едура обн ар уж ен и я облачности и поверхностей на черно­
белы х ф отограф иях, П К и Т В -и зобр аж ен и я х основы вается на,
различной яркости и текстуре (структуре детал ей ) и зо б р а ж е­
ний. О тмечается [52], что о б н ар уж ен и е сплош ной сл ои стообр аз­
ной облачности затр удн ен о на ф оне снеж ной и ледовой п оверх­
ностей,
пустынь, солончаков, акваторий в области блика
С олнца, так как их и зобр аж ен и я в ряде случаев имею т оди ­
наковую яркость и текстуру.
1.6. Аппарат ура, уст анавливаем ая на ИСЗ
Д л я определения характеристик атмосферы с И С З исполь­
зуется аппар атура, регистрирую щ ая уходя щ ее электром агнит­
ное излучение атмосферы в различны х д и ап азон ах спектра.
Н есм отря на многочисленны е различия спутниковая ап п ар а­
тура, п р едназначенная дл я оп ределени я парам етров атм о­
сферы, имеет ряд общ их характеристик, из которы х основными
являются: м гновенное поле зрения, полоса обзор а, спектраль­
ное разреш ение.
М гновенное поле зрения оп ределяется телесным углом,
в п р ед ел ах которого излучение одноврем енно регистрируется
приемным элем ентом прибора. Н а поверхности Зем ли этот те­
лесный угол ограничивает п лощ адку, разм еры которой оп р еде­
ляют пространственное разр еш ен и е прибора, т. е. м инималь­
ный м асш таб пространственного усреднения. П ри задан н ом
поле зрения, разр еш ение на зем ной поверхности зависит от вы­
соты полета И С З и от направления центра м гновенного п оля
зрения прибора по отнош ению к надиру. Н аправление центра
поля зрения является оптической осью приемной системы.
О бзор подспутникового пространства осущ ествляется с по­
мощ ью сканирования, заклю чаю щ егося в последовательном пе~
ремещ ении м гновенного поля зрения. В основе действия ск а­
нирующ их систем л еж и т м еханическое, оптико-м еханическое и
электронное управление направлением оптической оси прием ­
ной системы прибора.
40
;
?
1
|
5
1.6. Аппаратура, устанавливаемая на И С З
О птико-механические системы так ж е имею т м алое поле зр е ­
ния, а сканирование осущ ествляется с помощ ью оптических э л е ­
м е н т о в - з е р к а л , призм и т. п.
В си стем ах электронного сканирования излучение приним а­
ется оптической системой, имею щ ей больш ой угол поля зрения,
и п р еобр азуется в поле электрического потенциала, который з а ­
тем определенны м обр азом считывается. В таких си стем ах мгно­
венный угол поля зрения оп р едел яется разм ерам и эл ем ен тар ­
ной чувствительной площ адки приемного элем ен та.
Д л я и сследовани я атм осферы с И С З в основном применя­
ются оптико-м еханические и электронны е сканирую щ ие си ­
стемы. Н а и б о л ее распространенны м является закон равн ом ер­
ного углового перемещ ения оптической оси прибора в плоскости,
перпендикулярной направлению дви ж ен и я И С З.
М аксимальны й угол отклонения оптической оси от надира
•определяет ш ирину полосы о б зо р а .
Д в и ж ен и е И С З с одновременны м сканированием обеспечи ­
вает непрерывный об зо р подспутникового пространства и п о з­
воляет получать инф ормацию об атм осф ере в виде изображ ени й
.либо количественных характеристик м етеопарам етров. П р ост­
ранственное разреш ен и е м ож ет быть высоким, средним и низким.
К аппаратуре, регистрирую щ ей и зо б р а ж ен и е с высоким п ро­
странственны м разр еш ен и ем , относятся телевизионны е устрой ­
ства и м ногоканальная аппаратура типа «Ф рагмент» и М СУ-Э,
устан авли ваем ая на И С З «М етеор— П ри рода» [37]. Такая ап­
пар атура обеспечи вает разр еш ен и е в надире 30— 80 м и полосу
■обзора 3 0 — 185 км.
У станавливаем ы е на И С З «М етеор» телевизионны е устрой ­
ства типа М С У -С К и М СУ-М имею т р азр еш ение соответственно
ок ол о 150 и 1000 м и относятся к ап паратуре средн его и м а­
л о г о пространственного разреш ения.
П о др о б н ее
описание ук азан ной
аппаратуры
приведено
в м онограф иях [26, 33, 37]. В создаваем ы х перспективных си ­
стем а х , дл я получения и зобр аж ен и й используется электронное
сканирование с помощ ью матричных ф отоприемников на П З С структурах. П ространственное разр еш ен и е эти х систем (A M SS
и S P O T ) составляет около 30 м, а отличительной особенностью
является возм ож ность получать стереои зображ ен и я .
Д л я изм ерения в различны х обл астя х спектра собственного
излучения атм осферы л и бо рассеян н ого ею излучения естест­
венных источников (С олнца, Луны , зв езд ) использую тся ф ото­
метры, радиом етры и спектрометры.
Основными
характеристикам и
эти х типов
аппаратуры ,
кроме пространственного разреш ения и полосы обзор а, явля­
ю тся рабоч ая полоса спектра и ш ирина спектрального интер­
вал а, в котором излучение м ож ет быть изм ерено.
41
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З
И злучение атмосферы в И К -обл асти изм еряется с помощью»
р адиом етров, являю щ ихся одним из основных типов ап п ар а­
туры спутников «М етеор», «Тайрос», «Н и м бус», Н О А А и др.
Д л я изм ерений использую тся как несканирую щ ие радиометры:
с большим мгновенным полем зрения, так и радиометры с оптико-механическим и электронным сканированием, им ею щ ие
м алое поле зрения.
Н аблю ден и я с помощ ью радиом етров производятся в н ади р
и под различными углами к надиру. П олоса обзор а сканирую ­
щих радиом етров д ости гает 3000 км, а пространственное р а з­
реш ение составляет 0,6— 1,0 км. В современны х радиометрах:
измерения производятся в узк и х спектральны х и нтервалах (к а­
нал ах) И К либо микроволновой области спектра. Спектральная:
ширина канала обеспечивается с помощ ью узкополосны х интер­
ференционны х светоф ильтров, м етодам и селективной м одул я ­
ции либо корреляционной спектроскопии. Д ости гнутая с по­
мощью интерференционны х светофильтров ш ирина канала со ­
ставляет несколько см -1.
И спользуя селективную м одуляцию либо корреляционны е
методы у дается довести спектральную ширину полосы до0 ,1 см “ 1 и менее.
Количество каналов, пол ож ен и е м аксим ум а (центр канала)
и ширина спектрального интервала к аж дого канала вы бира­
ются в зависимости от назначения прибора. М ногие соврем ен ­
ные радиометры являю тся комплексными приборами и исполь­
зую тся дл я одноврем енного определения профилей тем пературы
и влаж ности атмосферы , температуры поверхностей, общ его со ­
дер ж ан и я и вертикальных профилей озон а и други х малых г а ­
зовы х составляю щ их атмосферы . К ап паратуре ук азан ного типа:
относятся многоканальны е сканирую щ ие радиометры , функци­
онирую щ ие на оперативны х И С З серии «М етеор», и аналогич­
ные радиометры , установленны е на И С З серии Н О А А и «Н им ­
бус». М икроволновы е спутниковые радиометры работаю т в о с ­
новном на дл и н ах волн 0,8, 1,35 и 8,5 см и использую тся д л я
получения данны х об интенсивности и пространственном р а с ­
пределении зон осадков, интегральной водности облаков, о б ­
щем вл агосодер ж ан и и атм осферы , тем п ературе подстилающ их:
поверхностей и облаков. М аксим альное разреш ен и е (около20 км в н адир е) имеет трехканальный микроволновой р ади о­
метр, установленны й на экспериментальном И С З «М етеор»[23], и радиом етр ЭММИ, установленны й на И С З «Н и м бус-7»
и «С иасат» [33]. Ш ирина полосы обзор а сущ ествую щ их м икро­
волновых радиом етров составляет, в среднем , около 800—1000 км, а м аксим альная дости гает 3300 км (радиометоЕ Б М И ).
М икроволновые радиометры различны х типов устан авл и ва42
1.6. Аппаратура, устанавливаемая на И С З
зотся на экспериментальны х И С З «М етеор», м етеоспутниках
■серии «Н и м бус» и «Тайрос» и О К С «С кайлэб» [22].
Н а освещ енной стороне Зем л и для определения парам етров
■атмосферы с И С З использую тся данны е изм ерений ф отом ет­
рам и солнечного излучения, рассеянного атм осф ерой. Н аи бол ь­
ш ее распространение получили спутниковы е фотометры для
■определения малых газовы х составляю щ их и аэрозоля. Ф ото­
метр, входящ ий в комплекс аппаратуры S B U и установленной
:на И С З «Н и м бус-7», и зм еряет р ассеян н ое излучение под р а з­
личны ми углам и к н адиру в полосе с центром на Х о= 343 нм
и используется дл я определения озона.
С олнечное излучение, прош едш ее через атм осф еру по
трассам вблизи горизонта Зем ли , изм ерялось приборами
S A M II и SA G E , установленны м и на спутниках «Н и м бус-7» и
А Е М -В [50]. П ри бор SA M II р аботал на дли не волны X— 1 мкм.
С помощ ью аппаратуры SA G E производились изм ерения на д л и ­
нах волн 1 мкм, 600 нм и в д и а п а зо н е 385— 450 нм. И зм ерения
на длине волны 1 мкм использовались для определения а эр о ­
зольного ослаблени я, на дли не волны 600 нм — дл я оп р ед ел е­
ния профилей озон а, а на д л и н ах волн 385— 450 НМ'— для оп р е­
д ел ен и я концентрации двуокиси азота.
При оп ределении сод ер ж ан и я малых газовы х составляю щ их
тр еб у ет ся изм ерять расп р едел ен и е энергии в узких участках
ш ирокой полосы спектра. Д л я этой цели использую тся спек­
трометры, в которы х р а зл о ж ен и е приним аем ого излучения по
спектру осущ ествляется с применением различны х оптических
элем ентов. Д и сп ерги рую щ и е устройства различного типа о б е с ­
печиваю т р азн ое спектральное разреш ение. В зависим ости от
разр еш ения спектральная аппаратура относится [50] к сл ед у ю ­
щим классам: сверхвы сокого разреш ения, A v = 10~3. . .10 - 2 см - 1
(класс А ); вы сокого разреш ения, A v = 10- 2 . . .10 - 1 см - 1 (класс
В ); средн его разреш ения, Av = 0 , l . . . l см ” 1 (класс С )’. С овре­
менные спутниковые спектрометры, используемы е для и ссл ед о ­
вания атм осферы , работаю т в полосе от 0,16 до 50 мкм со спек­
тральны м разреш ением в п р едел ах от 10 д о 1 см~~! и средним
пространственны м разреш ением около 30 км.
С помощ ью одн их типов спектрометров (например, фурье•спектрометр JR IS и спектром етр-интерф ером етр Г Д Р , устан ов ­
ленный на И С З «М етеор») изм ерения производятся в надир;
д р у г и е спектрометры (наприм ер, B U V ) обеспечиваю т сканиро­
вание в п р ед ел ах ± 5 1 ° от н адира [38, 50].
Спектрометры различны х типов использую тся для о п р ед е­
л ен и я профилей тем пературы , влаж ности атмосферы , водности
облаков, общ его содер ж ан и я
и
вертикального
профиля
•озона с ОКС «С алю т», И С З серий «М етеор», «Н им бус»,
«Т айрос».
43
Гл. 1. Дистанционные методы и аппаратура зондирования атмосферы с И С З '
Как показано в монограф ии [50], дл я определения малых газовы х составляю щ их атмосферы тр ебуется аппаратура высокогои сверхвы сокого спектрального разреш ения. Д л я этих целей
за р у беж ом разр абаты ваю тся [50] спектрометры (разреш ениев п р едел ах 10- 2— 10- 1 см“ 1), работаю щ и е в И К -области. Ожидается , что с использованием растрового спектрометра, имеющ его разреш ение 0,06— 0,1 см - 1 м ож но будет определять в д и а пазон е высот от 15 д о 150 км со д ер ж ан и е следую щ и х газовы х
составляю щ их: С 0 2, Н 20 , 0 3, С Н 4, N 20 , СО, N O , N 0 2, H N 0 3>.
НС1, H F, C F 2C1, CFC13. Д р угой прибор сверхвы сокого разр ешения представляет собой сканирую щ ий ф урье-интерф ером етр
М айкельсона со спектральным разреш ением 0,01 см "1. К роме
указанны х выше малых газовы х составляю щ их, с его п ом ощ ью
предполагается изм ерять СЮ, C IO N O 2 , С Н 3С1 и др.
С оврем енная радиом етрическая и спектрометрическая ап па­
ратура имеет фиксированны е спектральные характеристики
(число спектральны х интервалов, ш ирина, р азр еш ен и е), позволяю щ ие оптимальным обр а зо м измерять отдельны е парам етры
атмосферы . Д л я оптимизации изм ерений различны х м етеоп ара­
метров перспективной является аппаратура, производящ ая
гибкое изм енение спектральны х характеристик в рабочем д и а п а ­
зон е спектра. О разр аботк е спектрометрической системы с про­
граммируемы м изм енением спектральных характеристик со о б ­
щ ается в м онограф ии [85].
Таблица 1.8. Существующие и возможные значения горизонтального
разреш ения и погрешности измерения параметров атмосферы
спутниковой аппаратурой пассивного зондирования [63]
П о греш н ость
П арам етр
Профиль темпера­
туры
Скорость* ветра
Направление* вет­
ра
Влагосодержание
атмосферы
Осадки
Аэрозоль
реальная
во зм о ж н ая
Г ор и зон тал ь­
ное
разреш ение,
км
ИК-зондировщик
СВЧ-зондировщик
Скаттерометр
СВЧ-радиометр
Скаттерометр
2—3 °С
3°С
2 м -с-1
3 м -с-1
20°
1.5 °С
2 °С
2 м -с-1
3 м -с-1
20°
17,4—58,&
109—323
50
20
50
СВЧ-радиометр
ИК-радиометр
Видимый,
И Крадиометр
СВЧ-радиометр
Сканер лимба
20 %
10—50 %
50 %
20 %
20 %
25 %
18— 14»
30—40
30
50 %
20 %
25 %
20 %
18— 148
Т ип апп аратуры
* Параметры характеризую т ветер у поверхности океана.
44
j
I
j
!
|
{
(
!
|
|
!
|
I
{
{
1.6. Аппаратура, устанавливаемая на И С З
С оврем енное состояние и ближ айш ие перспективы соверш ен­
ствования спутниковых м етодов и средств пассивного зон ди р о­
вания атмосферы , обобщ ены в табл. 1 .8 .
С опоставляя тр ебования, предъявляем ы е к спутниковой ин­
ф ормации об атм осф ере, с возм ож ностям и пассивны х методов
необходим о отметить следую щ ее.
Современные и перспективны е спутниковые м етеосистемы
позволяю т обеспечить требования глобальности, трехм ерности,
комплексности и периодичности изм ерений. Значительны е т р у д ­
ности связаны с обеспечением точности и пространственного
разрешения, так, погреш ности спутниковы х м етодов оп р едел е­
ния тем пературы атм осферы превыш ают в 2 — 3 раза требуем ы е
и вы ходят за м аксим ально допустим ы е величины.
С ущ ествую щ ие методы восстановления поля ветра и ин­
тенсивности осадков харак тер и зую тся больш ими (дости гаю ­
щими 100 % и бол ее) погреш ностями и могут быть и спользо­
ваны в основном дл я качественны х оценок. Оценки погреш но­
стей спутниковы х методов зондирования атмосферы
носят
косвенный характер и основаны на сравнении с данны ми н а зем ­
ных, радиозондовы х, сам олетны х либо ракетны х наблю дений.
Такие данны е не позволяю т достовер но определить точность
спутниковы х наблю дений, так как сравниваемы е методы имеют
погреш ности одного порядка, а пространственно-врем енны е м ас­
штабы уср еднения различны.
Так, из сравнения данны х пассивного дистанционного зо н ­
дирования с результатам и аэрологических наблю дений выяв­
лены р асхож ден и я, которые составляю т: для тем пературы ат­
мосферы 2— 3 °С, общ его сод ер ж ан и я водяного пара 0,1—
0,2 г - с м ” 2 [63]. П рактически отсутствую т оценки погреш ности
определения общ его содер ж ан и я воды в ж идкой ф азе.
В начальной стадии разр аботк и находятся спутниковые м е­
тоды и средства исследования аэр озол я и многих м алы х г а зо ­
вых составляю щ их атм осферы . Н е удовлетворяю т сущ ествую ­
щим требованиям р азр аботан н ы е спутниковые методы оп р ед е­
ления высоты ВГО , а в р яде случаев — и методы обн аруж ен и я
облачности на ф оне подстилаю щ их поверхностей.
Перспективы развития пассивны х м етодов и средств зо н ­
дирования атмосферы в значительной степени связы ваю тся
с создан и ем аппаратуры высокого и сверхвы сокого р а зр е ­
шения.
2
ш ип
Г лава 2. С елекц и я об лачност и
и о п р ед елени е вы сот ы ВГО
В озм ож ности применения лидаров, установленны х на И С З,
для исследования облаков о б суж дал и сь, наприм ер, в работах
[5, 17, 40, 65]. Р ассм отрению различны х вопросов, связанны х
с реш ением этой задач и , посвящ ена настоящ ая глава.
Больш ая часть приводимы х в этой главе данны х п р едстав­
ляет результаты л азер н ого зондирования облаков с и ссл едо­
вательских сам олетов. Впервы е эти работы были начаты в С о­
ветском С ою зе в Ц ентральной аэрологической обсерватории
(Ц А О )! Г оском гидром ета в середи не 60-х годов. Авторы книги
являлись руководителям и и непосредственны ми участниками с а ­
молетных экспериментов. О днако ли дарн ое зон дирование о б л а ­
ков с сам олетов рассм атривается п р еж де всего потом у, что с а ­
молетные изм ерения н еобходи м о расценивать как последую щ ий
после назем ного зондирования этап разработк и спутниковых
методов и аппаратуры .
2.1. Определение высоты ВГО
2.1.1. Метод определен и я высоты ВГО
В м етеон аблю ден иях дл я определения высоты ВГО исполь­
зую тся радиозонды , радиолокаторы и И С З с установленной
аппаратурой пассивного зондирования. К аж ды й из прим еняе­
мых методов харак тер и зуется свойственным ем у пороговым
уровнем изм ерений некоторого п арам етра верхней п оверхн о­
сти облачности, точностью измерений вы бранного п арам етра,
его пространственно-временны ми вариациями. З а д а ч а оп р еде­
ления ВГО осл ож н яется тем обстоятельством , что в настоящ ее
время нет общ епринятого понятия «высота В Г О » примени­
тельно к наблю дениям в оптическом ди ап азон е. О дной из основ­
ных характеристик облачности в этом ди ап азон е частот явля­
ется п оказатель ослаблени я а — п арам етр, одн озн ачн о связан ­
ный с метеорологической дальностью видимости (М Д В ) 5 „ и з­
вестным соотнош ением
Ям ~ 3 ,5 /а .
(2.1)
46
2.1. О пределение высоты ВГО
Н аи бол ее ц елесообразн ы м п редставляется определять вы­
соту ВГО по некотором у уровню показателя ослабления. А н а ­
логично п редл ож ен н ом у дл я светолокаторов определению вы­
соты ниж ней границы облаков [84] будем считать высотой ВГО
зенитное расстояние от поверхности Зем ли (м оря) до уровня
верхней поверхности облачности, п оказатель ослаблени я кото­
рого соответствует 5 М= 1 км. У ровень верхней поверхности о б ­
лачности с 5 м> 1 км при этом соответствует надоблачной
ды мке, с 5 М< 1 км — обл ак у. П ри наличии дв ух и бол ее слоев
однотипной облачности за ВГО так ж е принимается высота
верхнего слоя облачности с 5 М= 1 км.
О чевидно, что дл я облаков с 5 М> 1 вы бранное понятие
«высота ВГО » неприменимо. В этом сл учае п редлагается счи­
тать высотой ВГО расстояние по вертикали до участка трассы
зондирования, на котором значение сигнала обратного р ассея ­
ния п ревосходит с вероятностью не м енее 95 % аналогичное
ср едн ее значение для безобл ач н ой атмосферы на том ж е р а с ­
стоянии.
В связи с различным видом верхней поверхности облаков
и ее пространственно-врем енны м и вариациями высота ВГО
дол ж н а определяться как ср едн ее значение по серии измерений.
П ространственно-врем енной м асш таб усреднения оп ределяется
характером использования данны х о высоте ВГО. При н абл ю ­
ден иях с И С З минимальное значение пространственного м ас­
ш таба ограничивается точностью ориентации И С З, м аксим аль­
н о е —-характерны ми разм ерам и облачны х образовани й . В р ем ен ­
ной масш таб уср еднения при зондировании с И С З полностью
оп редел яется пространственны м и не превыш ает нескольких
минут.
У среднение значений высот В ГО ц ел есообр азн о проводить
при зондировании сл ои стообразн ой и фронтальной кучевой о б ­
лачности. Д л я полей конвективных облаков, харак тери зую ­
щ ихся значительны м (30— 40 %) разбр осом высот верхних гр а­
ниц отдельны х облаков, сл едует, по-видим ом у, ограничиться
ук азан ием наибольш их и наименьш их значений зареги стри ро­
ванных высот.
Сейчас практически единственны м средством , позволяющ им
исследовать в ш ироких п р едел ах пространственно-врем енны е
вариации высоты ВГО л идарам и, являю тся сам олеты -лаборато­
рии. С использованием сам олета-л аборатори и И Л -18 Ц А О , ав­
торами был проведен цикл исследований вариаций высот ВГО
облаков ниж него и средн его ярусов.
М етодика и сследовани я высоты ВГО сводится к сл ед у ю ­
щ ему. Л и дар устанавливается в сам олете таким обр азом , чтобы
направление излучения ли дара бы ло перпендикулярно гори зон ­
тальной плоскости сам олета и направлено вниз. Л и дар н ое
47
Глава 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
зон дирование осущ ествляется на горизонтальны х участках по­
лета сериями, к а ж д а я из которых состоит из 20— 40 измерений,
разделенны х постоянными дл я серии временными интервалами.
П ространственны е интервалы м еж д у двум я последовательны ми
измерениями в серии составляю т 0,5— 1,5 км. Д и ап азон п ро­
странственны х интервалов соответствует возмож ны м частотам
повторяемости импульсов излучения л азер а с И С З , равным
приблизительно 5— 15 Гц.
Импульсы отр аж ен ного от облачности излучения л азер а фик­
сировались и обрабаты вались с целью определения вертикаль­
ных профилей показател я осл абл ени я и измерений расстояния
1° от сам олета д о уровня верхней поверхности облачности
с 5 М= 1 км. О пределение показател я ослаблени я проводилось
м етодом асимптотического сигнала, п одробн о излож енны м , н а­
пример, в р аботе [42].
Д л я этого м етода не тр ебуется абсолю тной калибровки
аппаратуры и не сущ ествует ж естки х ограничений на м одель р а с­
сеиваю щ ей среды . М етод устойчив к пом ехе многократного р а с ­
сеяния д о оптических плотностей порядка 1,5. Алгоритм вычис­
ления показател я ослаблени я м етодом асимптотического сиг­
нала удо б ен при обр аботк е на Э В М и профили показателя
осл абл ени я практически м огут быть получены в тем пе и зм е­
рений.
О пределив профили п оказателя ослабления, вычисляют ср ед ­
ние за серию значения расстояния 1° от сам олета д о уровня
верхней поверхности облачности с 5 „ = 1 км и средн еквадрати ч ­
ное отклонение 01 выборки значений 1?. Величина ф является
сум мой независим ы х составляю щ их: вариаций вы бранного
уровня верхней поверхности а* и сум марной случайной погреш ­
ности изм ерения расстояния Л 2 (/°).
П огреш ность
А б (1°) зависит от приборны х погреш ностей
измерений дальности, высоты и ориентации сам олета или И С З,
погреш ностей изм ерений вертикальных профилей показателей
ослабления.
Величина а* харак тери зует вариации высоты ВГО и оп ре­
дел яется по ф орм уле
(2.2)
В тех случаях, когда направление конструктивной оси с а ­
молета либо И С З совп адает с географ ической вертикалью ,
а прием опередаю щ ие оптические оси ли дара ей параллельны ,
высота ВГО оп ределяется из вы ражения
Я в г о = Н с— 1°
где Н с — высота полета сам олета либо И С З.
48
(2.3)
2.1. О пределение высоты ВГО
2.1.2. Погреш ности оп ределен и я высоты ВГО с сам ол ет а
П огреш ности оп ределени я ВГО и их вариаций при данной
м етодике м ож н о р азделить на три типа. К первом у относятся
погреш ности, связанны е с точностью определения высоты п о ­
лета сам олета и вы держ иванием задан н ы х высот и реж им ов
полета; ко втором у — погреш ности, зависящ ие от технических
характеристик аппаратуры л и дара; к третьем у — погреш ности
методики и обработки.
Р ассм отрим ош ибки к аж дого типа. Д л я оценки погреш ности
Д с (/° ), связанной с точностью вы держ ивания задан н ого направ­
ления полета, вы берем связанную с сам олетом правосторонню ю
подвиж ную систем у координат (см. рис. 1 .2 ).
Н ачало координат совп адает с центром тяж ести сам олета.
Оси ОХ0 и О Уо вы бираю тся таким о б р азом , чтобы при гори­
зон тальном полете в отсутствии возм ущ аю щ их сил и идеальном
управлении сам олетом ось ОУ0 бы ла направлена по нормали
к поверхности, а направление ОХ 0 совп адало с направлением
полета. Ось
доп ол н я ет си стем у д о правой. Оптические оси
передатчика и приемника постоянно совп адаю т с осыо ОУ0.
П ри управлении сам олетом или в резул ьтате воздействия в о з­
м ущ аю щ их сил (сдвига ветра, атм осф ерной турбулентности
и т. п.) происходит вращ ение исходной системы координат во­
круг оси ОХ0 на некоторый угол у (к р ен ), О 7 0 на угол 1|), (ры с­
к а н и е), ОХй на угол 0 (т а н г а ж ). С истема координат, см ещ енная
на углы у, 1|), 0 , является конструктивной системой, и к оорди ­
наты вектора Х 0, У0, 2 0 в ней вы раж аю тся через координаты
Х и Уи
с помощ ью матрицы \ В \, элементы которой оп р ед е­
ляю тся ф орм улой ( 1 .2 ).
Д л я вы бранного направления распространения излучения
лидара м атри ц а-столбец в конструктивной систем е координат
равна:
0
х а
Ух
=
1
0
где / — изм еренная лидаром дальность д о облака.
С учетом (2.4) р асстояние /° = У0 оп ределяется вы раж ением
Io = I (eos у cos 0'— sin у sin г)? sin 0).
(2.5)
Д л я оценки возм ож ны х погреш ностей определения р асстоя ­
ния д о облачности, связанны х с отклонением от горизонталь­
ного реж им а полета сам олета (при котором углы y = i|) = 0 = O),
воспользуем ся вы раж ением в виде
A ic(/°) « / ( A f V 2 + A 02/ 2 ),
( 2 .6 )
где Ay и А0 — углы отклонения от горизонта соответственно по
крену и тан гаж у.
49
Г л а ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
При горизонтальном полете сам олета И л-18 в с л а б о в о зм у ­
щенной атм осф ере в реж им е автопилотирования Д у —Дб«* 1,5°.
М аксим альная изм еренная дальность I при исследовании коле­
баний высот В Г слои стообразн ой облачности составляла около
5 км, при этом погреш ность Д 1С( / ° ) ~ 3 ,5 м. Д л я расстояний
/ < 1 км значение погреш ности Дгс (/°) ум еньш ается до 1 м.
В горизонтальном полете сам олет перем ещ ается по и зо б а ­
рической поверхности. При оценке вариаций высоты ВГО н ео б ­
ходим о учитывать точность вы держ ивания высоты полета по
и зо б а р е и пространственно-врем енное расп ределени е и зобари ч е­
ских поверхностей. П огреш ность вы держ ивания высоты полета
по и зо б а р е при сл абой турбулентности Д 2с (/°) ~ 5 . . .10 м.
П ространственно-врем енное
расп редел ени е
и зобар
тесн о
связано со скоростью и направлением ветра, тем пературой,
фронтами, циклонами и антициклонами, и полет по и зобар и ч е­
ской поверхности м ож ет отличаться от горизонтального. Гори­
зонтальны е градиенты давления в циклонах ср едн и х ш ирот
равны 0,02— 0,1, тропических — д о 0,26 гП а • км - 1 [100].
С ущ ествует так ж е ш иротная разность давлен и я с суточными
и полусуточны ми периодам и. С редние значения разности д а в ­
лений м еж д у ш иротами 32— 68° северного полуш ария л еж а т
в предел ах 7— 51 гП а. Значения колебаний в полярны х и у м е­
ренных ш иротах очень малы (0 ,1 — 0,2 гП а) [100].
И з приведенны х сведений о значениях пространственно-вре­
менных вариаций атм осф ерного давления сл едует, что в север ­
ном полуш арии вне атм осф ерны х фронтов при пространственны х
м асш табах уср еднения длиной 5— 30 км разность высот м еж д у
начальной и конечной точками площ ади зондирования состав­
ляет около 10 м. Влиянием такой разности высот при и ссл е­
довании высот ВГО на задан н ы х пространственны х м асш табах
усреднения м ож н о пренебречь.
А ппар атурная погреш ность определения расстояния лидаром
и спользуем ого типа Д а ( / ° ) ~ 6 м, а погреш ность обработки для
облаков ниж него и средн его ярусов, оптическая плотность кото­
рых т ^ 1 , составила 3 м. П о оценке авторов, сум м арная а б со ­
лю тная погреш ность определения дальности А8 (/°) до уровня
верхней поверхности облачности с 5 М= 1 км равна 13— 15 м.
При определении высоты ВГО погреш ность определения вы­
соты полета сам олета по баром етрическом у вы сотом еру л еж и т
в п р едел ах 20— 30 м [1]. С ум марная случайная погреш ность оп­
ределения высоты ВГО при этом составляет АЕ(Я вго) ? « 3 3 м.
2.1.3. О пределение вари аци й высот. ВГО разл и ч н ы х я р усо в
Экспериментальны е исследования вариаций высот ВГО р а з­
личных ярусов производились н а д поверхностям и суш и и м о­
рей территории СС С Р.
50
2.1. О пределение высоты ВГО
П ространственны е масш табы усредненны х за серию лидарных значений высот ВГО составили 10— 30 км, временны е не
превыш али 5 мин. В и д верхней поверхности и сследуем ой обл ач ­
ности оп редел ял ся визуально. П о визуальны м данны м оп р ед е­
л я л ась так ж е высота В ГО согласно наставлению по сам олет­
ному зондированию .
В рем енная несинхронность м еж д у визуальны ми н абл ю ден и ­
ями и лидарны м зондированием л еж и т в п р едел ах 0,5 — 2 ч.
И з ан ал и за результатов изм ерений сл едует, что для о б л а ­
ков ниж него и средн его ярусов вертикальные профили в ер х­
ней поверхности исследованны х облаков характеризую тся у в е­
личением п оказателя осл абл ени я по м ере проникновения в о б ­
лачность на р асстояние 2 0 — 50 м. И ндивидуальны е профили
п ок азател я осл абл ени я исследованны х облаков значительно от­
личаю тся, а усредненны е за серию близки др уг к другу.
Х арактер вертикальных профилей п оказателя ослабления,
полученных авторами, совп адает с результатам и измерений с а ­
молетным трассовы м регистратором прозрачности Р П -73 [64]
и данны ми лидарного зондирования [96]. С реднеквадратичны е
отклонения а* высот ВГО облаков ниж него и средн его ярусов
с ровной и слабоволнистой верхней поверхностью л еж а т в п ре­
д е л а х 11— 47 м. Д л я десятибалльной облачности вертикального
развития Си с о г ^ величины а* составили 74— 120 м.
Р а сх о ж д ен и я м еж д у значениям и высот ВГО ниж него и ср ед ­
него ярусов с ровной и волнистой верхней поверхностью , п олу­
ченными соответственно при сам олетном Нс Г 0
и лидарном
Я лв го зондировании, не превыш ают 150 м при несинхронности
изм ерений в п р ед ел ах от 0,5 до 2 ч. С редневзвеш енное значение
а* дл я облаков
— Бс с ровной верхней поверхностью соста­
вило 22 м. Д л я сравнения ук аж ем , что среднеквадратичное
отклонение высоты В ГО ниж него яр уса, оп ределенн ое по р е­
зультатам радиолокационного зондирования, составляет о * =
= 42 м [19]. С редневзвеш енное значение а* исследованны х о б ­
лаков А э— А с равно 41 м.
П олученны е в резул ьтате проведенны х изм ерений значения
о* облаков с ровной верхней поверхностью определяю т м акси­
м ально дости ж им ую точность оп ределени я высоты ВГО для вы­
бранны х определения высоты В ГО и методики ее измерений.
2.1.4. Точность оп ределен и я высот ы ВГО и з к осм оса
П ри определении высоты ВГО с помощ ью лидаров, устан ов­
ленны х на И С З , возникаю т специфические м етодические и ин­
струм ентальны е погреш ности, связанны е со следую щ им и ф акто­
рами: 1 ) влиянием атмосферы на распространение излучения
лазер а; 2 ) изм ерением и прогнозированием элем ентов орбиты;
51
Г лава 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
3)' ориентацией и стаби ли зац ией И С З ; 4) вычислениями по при­
ближенны м ф орм улам .
В лияние атм осферы на точность измерений дальности сво­
дится к изм енению длины пути распространения излучения, ко­
торое обусл овлен о градиентам и и ф луктуациями п ок азател я
преломления. Н а вертикальных тр а сса х н аиболее сущ ественным
является вертикальный градиент преломления,
оп р едел я е­
мый стратификацией плотности атмосферы . А нализ погреш но­
стей изм ерения дальности, определяем ы х вертикальными гради ­
ентами п оказателя преломления для разны х длин волн и р а сх о ­
димости л азер н ого излучения, приведен в работе [20]. В этой
работе показано, что для высот полета И С З, дости гаю щ и х
1000 км и р асходим ости излучения л и дара, леж ащ ей в п р ед е­
лах 2 — 5', погреш ность определения дальности при р асп ростра­
нении излучения по направлению местной вертикали (норм али
к поверхности) не превыш ает 1 — 2 м.
Ф луктуации п оказателя преломления приводят, по оценкам
авторов, к незначительны м погреш ностям изм ерения (порядка
10 ~ 3 м ).
Ф ормулы (1.29) — (1 .3 1 ), используемы е для вычисления вы­
соты ВГО, получены при аппроксимации геоида эллипсоидом
К расовского. С редн ее значение погреш ности такой аппроксим а­
ции составляет около 50 м [48]. П огреш ности, возникаю щ ие при
расчетах по приближ енны м ф орм улам (1.29) — (1 .3 1 ), не п ре­
вышают 10 м.
Д л я случая ориентации И С З по направлению геоцентриче­
ской вертикали и совпадаю щ его с ним направления изучения
л и дара составляю щ ие сум м арной погреш ности определяю тся
ф ормулам и:
АН 0 (Нс) ж АНС,
д тто , с\ _
(2.7)
42,978/ ( Р ц э т I соэ со + £>31 соэ I) соб фс д
д^о ^
=
4 2,978/ ( Р и соэ г соэ со + Р 31 эш ¿) бш сре д
р с — 0 211
АН 0 (со) = 42,978Юп з1п/з!позз;пфС
_
РС-Г>21 1
АН 0 (6 ) = I ГА0/2 + 42,978 з!я Ф° -з1и ! соз <о\ д
V
52
с
~~
Рс - й п 1
^
V
Рс - Р 211
)
^
д)
2.1. О пределение высоты В ГО
АН°
(7 ) = / ( Л т / 2 + - 42.978 вшф^созш sin ¿ j д?>
А Я ° (ф) = /
42,978
(JU 2 >
sin Фс sin у sinj ..д ^
Pc — D n l
AH 0 (k) — I sin M & .
(2.14)
П ри вы воде ф ормул (2.7) — (2.14) использовалось р а зл о ж е ­
ние в ряд М аклорена функций sin и cos в окрестности нулевы х
значений аргументов ( у , 0, ф ), входящ их в ф орм улу (1 .2 9 ).
Значения погреш ностей, определяем ы х ф орм улам и (2.7) —
(2 .1 4 ), зависят от м етодов и характеристик бортовой и н а зем ­
ной аппаратуры , используем ой для изм ерения дальности, э л е ­
ментов орбиты, ориентации и стабилизации И С З.
Т аб ли ц а 2.1. Максимальные значения составляющих суммарной погрешности
определения высоты ВГО (м) в зависимости от Н° и /
Н° км (t°)
П арам етр и погреш ность
его изм ерения
Н ак л о н ен и е орбиты
А/ = 0,2°
М = 0,5°
В ы сота полета И С З
ДН с = 0,5 км
Д Я С = 0,10 км
Д Я С = 0,01 км
А ргум ен т п еригея орбиты
Дш = 0,2°
Дсо = 0,5°
Ш ирота полета И С З
Дфс = 0,2°
Дфс = 0,5°
У гол т а н га ж а
де = 2°
Д0 = 0,5°
де = о,2°
У гол- крен а
Д-|> = 2°
____ Д-|> = 0 , 5 °
Д 7 = 0 ,2 °
У гол р ы ск ан и я Д\[) = 2°
А у = 0°
А у = 2°
У гол скан и р о ван и я к = 45°
Ак = 0,2°
300 (50)
600 (90)
3,0
7,0
27,0
26,0
65,0
500,0
500,0
500,0
1 0 0 ,0
1 0 0 ,0
1 0 0 ,0
1 0 ,0
1 0 ,0
1 0 ,0
3,0
7,0
1 1 ,0
27,0
2 6,0
65,0
1 1 ,0
1000 (90)
3,0
9,0
6 ,0
2 2 ,0
55,0
182,0
1 1 ,0
364,0
23,0
1 .0
2 ,0
700,0
38,0
4,0
182,0
1 1 ,0
364,0
23,0
1 .0
2 ,0
0
6 ,0
540
0
1 2 ,0
1080
2 2 ,0
700,0
38,0
4,00
2 0 ,0
1800
53
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
Вычисленные по ф орм улам (2.7) — (2.14) максимальны е з н а ­
чения погреш ностей определения высоты ВГО за счет п редпо­
л ага ем ы х погреш ностей ориентации и определения элем ентов
орбиты И С З приведены в табл. 2.1. И з данны х таблицы с л е­
д у е т , что при погреш ностях ориентации и определения э л е ­
ментов орбиты не х у ж е 0 ,2 ° и погреш ности оп ределени я высоты
полета И С З , не превыш ающ ей 0,01 км, погреш ность о п р ед ел е­
ния высоты ВГО б удет в основном ограничиваться ее вари ац и ­
ям и и аппроксимацией геоида.
2.2. С елекция облаков на фоне подст илаю щ их
поверхност ей
П ри использовании лидаров задач а обн аруж ен и я облаков
на ф оне подстилаю щ их поверхностей сводится к п роц едур е р а з ­
дел ен и я поступаю щ их на вход регистрирую щ ей аппаратуры сиг­
налов на полезны е и помехи. В тех случаях, когда мощ ность
полезны х сигналов по крайней м ере в несколько раз п ревосхо­
д и т мощ ность ■сигналов помех, выделить полезны е сигналы
м ож но вы бором некоторого порогового уровня срабаты вания
регистрирую щ его устройства.
Если мощ ность помехи превыш ает мощ ность полезны х сиг­
налов, выделить последние вы бором порогового значения н ев оз­
м ож но. В эти х случаях н еобходи м о производить регистрацию
сигналов, затем их раздел ен и е, т. е. селекцию объектов на р а з­
личные группы, по какому-то харак терн ом у для этих объектов
признаку. Такими признакам и объектов м огут быть параметры
зарегистрированны х сигналов (ам пли туда, частота, дли тель­
ность, поляризация приним аем ого и зл уч ен и я), геометрические
разм еры , скорость дви ж ен и я и пол ож ен и е зондируем ы х об ъ ек ­
тов в пространстве. В соответствии с этим различаю т ам пли­
тудную , частотную , врем енную и т. п. селекции. Селекция п ро­
изводится согласно реш аю щ ем у правилу, которое к аж дом у з н а ­
чению характерного признака ставит в соответствие тот или
другой класс объектов.
Х арактерны е признаки, как правило, представляю т случай ­
ные величины, а классы в пространстве признаков п ер есек а­
ются. В этом случае реш ение не является однозначны м и при­
нимается с определенной вероятностью.
П ри наличии априорной вероятности оптимальным реш аю ­
щим правилом, минимизирую щ им вероятность ош ибочной к л ас­
сификации, является правило Б айеса.
К огда априорная инф ормация отсутствует, использую тся р е­
ш аю щ ие правила, основанны е на критериях м аксимальной
плотности вероятности, минимальной сум м арной погреш ности,
54
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих поверхностей
порогового отнош ения п равдоподобия. В этом случае процедура
селекции п редполагает, что расп ределени я плотностей вероят­
ности характерны х признаков классов известны. В озм ож ность
селекции облаков и подстилаю щ их поверхностей зависит от
вида р аспределений их характерны х признаков.
Характерными признакам и при локации облаков и поверх­
ностей импульсными лидарам и являются: коэффициенты п оля­
ризации обр атно рассеянного излучения, ф орма и длительность
отр аж ен ны х импульсов, высоты ВГО и высоты подстилаю щ их
поверхностей.
2.2.1. Р асп ределен и е высот ВГО и подст илаю щ их
поверхност ей
П ри аппроксимации распределения высот поверхностей наи­
бо л ее часто полагаю т, что р асп р едел ени е подчиняется зак он у
Г аусса. В р а боте [5] с использованием такого п редполож ен ия
рассм отрена возм ож ность селекции с И С З облаков и подсти­
лаю щ и х поверхностей по их вы сотам. В озм ож н ость прим ене­
ния нормального зак он а дл я аппроксимации расп ределени я вы­
сот ряда поверхностей суш и (пески, пашня, л ед) о б суж д ал ось
в р аботах [41, 102] для случая, когда разм еры ' зон ди руем ы х
участков поверхностей ограничены расходим остью источника
излучения, т. е. не превыш ают сотен метров. Справедливость
вы бранной аппроксимации при данны х р азм ер ах участков п о­
верхности п редставляется обоснованной.
При зондировании с И С З облучаем ы й участок поверхности,,
так ж е имеющ ий разм еры несколько сотен метров, в зав и си м о­
сти от точности ориентации м ож ет случайным обр азом р асп о­
лагаться на площ ади до 1 0 0 X 1 0 0 км. Д л я этого случая аппрок­
симация р аспределений высот поверхностей суши законом
Гаусса н уж да ет ся в экспериментальной проверке.
Экспериментальны е исследования расп ределени я высот рав­
нинных поверхностей территории С С С Р были проведены авто­
рами с использованием сам олетны х л и даров, установленны х на
борту сам олета-л абор атор и и И л-18.
С помощ ью лидаров производились изм ерения дальности
д о поверхности по направлению местной вертикали. П р и бор ­
ная погреш ность изм ерений дальности бы ла равна 7 м, а сум ­
м арная погреш ность изм ерения высоты рельеф а составила при­
мерно 12 м.
Были исследованы высоты поверхностей следую щ их регио­
нов СССР: к азахск ие и калмыцкие степи (районы городов А к­
тю бинск, Э л и ста); пустыни Кызылкум и К аракумы ; покрытые
снегом равнинные участки М осковской области. Д л я и ссл едов ан ­
ных поверхностей минимальное зарегистрированное зн ач ен и е
55
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
Щ(Нп)
Рис. 2.1. Г и сто гр ам м а относительной п о вторяем ости отклонений вы сот р е л ь­
еф а равн инны х поверхностей тер ри тори и С С С Р и ее а п п рок си м ац и я н о р ­
м ал ьн ы м расп редел ен и ем ( а ( Н п) = 49 м ).
■отклонения высоты от средн его уровня Я пт т = — 137 м, м акси­
м ал ьное — Я пт а х = + 184 М .
Гистограмма повторяемости отклонений от средней высоты
рельеф а равнинных поверхностей суши территории С С С Р, по­
строенная по данны м 250 изм ерений, приведена на рис. 2.1.
И з-за отсутствия результатов лидарны х изм ерений для от­
работки м етодики селекции облаков и подстилаю щ их п оверхн о­
стей с И С З авторами были построены м одельны е р асп р ед ел е­
ния плотности вероятности высот ВГО . В модельны х р асп р еде­
лениях использовались данны е спутниковы х И К -и зм ерен ий и
сам олетного зондирования. И з спутниковых данны х, приведен­
ных в работе [93], вы бирались распределения, хар ак тер и зую ­
щ иеся наибольш ей повторяемостью высот ВГО до 2 км. В ы ­
бранны е таким о б р азом распределения обеспечиваю т селекцию
облаков с н аибол ее низкими значениями высоты ВГО . В у м е­
ренных ш иротах (30— 60°) такие расп ределени я характерны для
облачности над Восточной Европой и Северной А мерикой
в осенне-зим ние периоды.
Н а д водными поверхностям и ср едн их широт наибольш ая по­
вторяемость низких значений высот ВГО отм ечается н ад аква­
торией И ндийского океана в те ж е периоды . П о спутниковым
данны м приводятся значения повторяемости, усредненны е в ки­
лом етровом интервале высот, поэтом у в ниж нем ( 0— 1 км) ин­
тервале характер р аспределения высот ВГО н ад поверхностям и
суши оп ределялся по данны м сам олетного зондирования н ад
56
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих поверхностей
W(H)
0,5 г
Рис. 2.2. М од ельны е расп редел ен и я вы сот В Г О
в осенне-зим ние периоды
в средн их ш и р о тах н а д
И н дийским океан ом ( 1)
и В осточной Е вроп ой (2).
0,4 -
0,1 -
О
2
3
4
- 5
Нв п км
ЕТС в осенне-зим ние периоды [1]. Н а д акваториями р асп р еде­
ление высот ВГО в том ж е интервале высот оп ределялось по
результатам ради озон довы х наблю дений с судов погоды [84].
Н аименьш ая высота ВГО , согласно данны м сам олетного зо н д и ­
рования и р ади озон довы х наблю дений, была вы брана равной
0,3 км. П остроенны е м одельны е расп редел ени я плотности веро­
ятности высот В ГО приведены на рис. 2.2.
2.2.2. Статистические х а р а к т ер и ст и к и им пульсов л а зер а ,
от раж енны х от о б л а ко в и подст илаю щ их поверхност ей
При теоретических исследовани ях статистических хар ак тер и ­
стик отр аж ен ны х импульсов реальны е подстилаю щ ие п оверхн о­
сти представляю тся совокупностью отр аж аю щ и х площ адок р а з ­
личных разм еров, распределенны х случайным обр азом , т. е.
статистически неровными. Р асп р еделен и я наклонов и высот п ло­
щ адок, как правило, полагаю тся нормальными.
И спользуя указанны е пр едпол ож ен ия о харак тере и ссл ед у е­
мой поверхности, вы бирается ее м одель и реш ается задач а д и ­
фракции электром агнитны х волн на м одельной поверхности.
С ущ ествует больш ое количество публикаций, в которых р а з ­
виты и описаны различны е методы реш ения задач и рассеяния 1
электром агнитны х волн на статистически неровных поверхно­
стях [13, 41, 101]. И з результатов проведенны х исследований
сл едует, что р азр аботан н ая теория хорош о описы вает свойства
электром агнитны х волн, рассеянны х морской поверхностью .
М н огообр ази е форм рельеф а, классов подстилаю щ их п оверхн о­
стей различны х регионов суш и, а так ж е зависимость харак тера
рассеяния от угла падения излучения, состояния поверхности
(сухая — в л а ж н а я ), сезонны х изм енений растительности за т р у д ­
няет м одельное описание р аспределений отр аж аю щ и х п лощ а­
док и, следовательно, реш ение задач и рассеяния. П оэтом у при
расчетах формы и длительности отраж ен ны х импульсов л азер а
обычно п ренебрегаю т неровностями поверхности, п олагая, что
р ассеяние происходит по зак он у Л ам бер та.
Х арактер сигналов излучения л а зер а, рассеянного облаком,,
зависит от коэф ф ициентов прелом ления, концентрации и р ас­
пределения частиц по разм ер ам , формы импульса и длины
57'
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
волны излучения, а так ж е от апертуры и геометрии экспери­
мента. П ри теоретическом описании взаим одействия излучения
л азер а со случайным ансам блем дискретны х рассеивателей, к а­
ким является облако, использую т волновую теорию [49], теорию
переноса [45] и м етод статистических испытаний [83].
В предполож ении однократного и двукратного рассеяния п о­
лучены аналитические вы ражения д л я . интенсивности и формы
импульсов обратного рассеяния излучения в зависим ости от п а­
рам етров ли дара, оптических характеристик среды и геометрии
эксперим ента [102]. Статистические характеристики импульсов
л азер а, отраж енны х от подстилаю щ их поверхностей и облаков
разн ы х типов, не исследовались указанны м и теоретическими
м етодам и.
В р а б о т а х [30, 31] экспериментальны е исследования отр а­
ж енны х импульсов ограничивались определением изм енения их
длительности для случая зондирования поверхности по направ­
лению вертикали. И зм енение длительности оценивалось по ко­
эф ф ициенту уш ирения Куш, под которым поним ается отнош ение
длительностей отр аж ен ного импульса к зондирую щ ем у.
Н аправление распространения излучения спутниковых лид ар ов зависит от углов сканирования, места установки ли дара
на И С З, ориентации и м ож ет значительно отличаться от вер­
тикали. Д л я последую щ ей оценки формы и длительности
импульсов, отраж енны х от подстилаю щ их поверхностей при зо н ­
дировании с И С З, авторами были проведены исследования х а ­
рактеристик отраж енны х импульсов при зондировании подсти ­
л аю щ и х поверхностей и облаков л идарам и, установленны ми на
сам олете-л абор атор и и И л -18. Были исследованы м орская п о­
верхность и равнинные поверхности С С СР следую щ и х типов:
•степи, пустыни и равнины, покрытые л есом . Равнинны й х а ­
рактер подстилаю щ их поверхностей суши оп ределяется по их
геоморф ологическим признакам , приведенным в монографии
[89]. Типы подстилаю щ их поверхностей соответствую т к ласси ­
фикации, используем ой в р а б о те [55] при исследовани ях по­
верхности Зем ли с И С З . В п роцессе проведения экспериментов
выбранный тип подстилаю щ ей поверхности контролировался
визуально.
И сследованны е лесны е массивы (районы городов П ермь,
Сыктывкар и север С вердловской обл асти ) п ри н адлеж ат к л ес­
ным ландш аф там ум еренного пояса с неоднородной структу­
рой. Участки, покрытые лесом преим ущ ественно хвойных п о­
род, чередую тся с озерам и , болотам и, речными долинам и, вы­
рубкам и. Степные поверхности характеризую тся наличием
сплош ного, пустыни — незначительного растительного покрова.
Д л и на горизонтального участка полета н ад подстилаю щ ими
поверхностям и составляла около 30 км, что соответствует м о­
58
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих поверхностей
дальной пространственной частоте исследуем ы х типов л а н д ­
ш афтов.
Д л я оценки изм енения длительности импульсов л азер а при
отр аж ен ии использовались значения коэф ф ициента уш ирения,
оп р едел яем ого как отнош ение длительности отраж ен ного им­
пульса то, поступаю щ его на в х о д приемной системы ли дара,
к длительности зон ди рую щ его п , изм еряем ы х на уровне 0,5 от
м аксим ального значения амплитуды
К уш = т0к 1.
(2.15)
Ф орма импульсов оценивалась по значению коэф ф ициента
симметрии / ( с , вы числяемого по ф орм уле
/Сс = т3/тп,
(2.16)
где т3 и тп— соответственно длительности задн его и п ер ед­
него фронтов отр аж ен ны х импульсов на входе приемной си­
стемы л и дара, вы числяемые по уровням 0,1— 0,9,
П о полученным значениям Куш и К с вычислялись их ср ед ­
ние значения К, средн еквадрати ческ ие отклонения а, к оэф ф и ­
циенты асимметрии А и эксц есса Е. С ходны й характер струк ­
туры, близкие значения статистических характеристик к оэф ф и ­
циентов уш ирения и симметрии позволят объединить пустынные
и степные
поверхности в один класс — однородны х п оверх­
ностей.Э кспериментальны е статистические характеристики К уш
и Кс исследованны х поверхностей д л я дв ух значений угла п а­
дения излучения л а зер а приведены в табл. 2 .2 , а р а сп р едел е­
ния показаны на рис. 2.3 и 2.4.
Т аб ли ц а 2.2. П арам етры вы борочны х распределений коэф ф ициентов {симметрии
К с и у ш и рен и я Д у Ш для подстилаю щ их поверхностей различн ы х
ти п ов и слоистообразны х облаков ниж него и среднего ярусов
Тип поверхности
Высота
полета
самолета,
ф°
м
С тепь, пусты ня
1000
0
30
Равнина,
лесом
п окры тая
500
0
30
М оре (волнение 3 — 4
бал л а)
В ерхняя
к ром к а
слои стообразны х об­
лаков
1000
0
500— 5000
0
И зм еряе­
мый
параметр
кс
Куш
Кс
Куш
Кс
Куш
Кс
Куш
Кс
Куш
■ Кс
Куш
1п К у ш
к
а
А
Е
1,0
1,3
1,0
1,4
1,5
1,7
1,9
2,1
1,4
1,2
2,9
4,9
1,5
0,23
0,21
0,25
0,36
0,27
0,30
0,53
0,55
0,26
0,18
1,24
1,20
0,24
+ 0 ,3
+ 0 ,4
+ 0 ,2
— 0,1
— 0,2
— 0,5
+ 0 ,2
+ 0 ,1
+ 0 ,3
+ 0 ,2
+ 0 ,6
+ 0 ,4
+ 0 ,1
+ 0 ,2
— 0,1
— 0,4
— 0,4
— 1,2
— 0,4
— 0,2
— 1,0
+ 0 ,1
— 0,3
— 0,1
+ 2 ,6
— 0,2
59
Г лава 2. С елекция облачности и определение высоты В ГО
Р и с. 2.3. Э ксп ери м ен тальн ы е р асп редел ен и я коэф ф и ц и ен тов уш ирен ия /Суш.
При (р~0°: / — морская поверхность при волнении 3—4 балла; 2 — однородные поверх­
ности (степь, пустыня); 4 — равнинные поверхности, покрытые лесом; при ф=30°; одно­
родные поверхности (степь, пустыня); 5 — равнинные поверхности, покрытые лесом
Р и с. 2.4. Э ксп ери м ен тальн ы е расп ред ел ен и я
коэф ф и ц и ен тов
сим м етрии
Кс.
При ф = 0°: / — однородные поверхности (степь, пустыня); 3 — морская поверхность при
волнении 3—4 балла; 4 — равнинные поверхности, покрытые лесом; при ф=30°: 2 —
однородные поверхности (степь, пустыня); 5 — равнинные поверхности, покрытые лесом.
П ри надирном угле ;ф= 0° значения /<уш для однородны х
подстилаю щ их поверхностей хорош о согласую тся (различие не
превыш ает 10 %) с данны ми работ [30, 31].
П о хар ак теру распределений, значениям
коэффициентов
асимметрии и эксц есса оп р едел яется вид распределений, ап ­
проксим ирую щ их полученны е зависимости. П ри вы боре аппрок­
симирую щ их распределений использовались области значений
А и Е, соответствую щ ие определенны м теоретическим р а сп р ед е­
лениям группы П ирсона. В соответствии с этим р а сп р ед е­
лен ие коэф ф ициентов Кс и Куш дл я одн ородн ы х поверхностей
суш и и морской поверхности было аппроксимировано норм аль­
ным законом .
60
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих, поверхностей
Р а сп р ед ел ен и е коэф ф ициентов симметрии для однородной
суши и морской поверхности при волнении 3— 4 бал л а так ж е
аппроксимируется нормальны м законом . Б ол ее слож ны й хар ак ­
тер имею т расп редел ени я Кс и Куш импульсов, отраж енны х от
поверхностей, покрытых лесом . П арам етры асимметрии и эк с­
ц есса этих расп ределени й близки к критической области для
распределений группы П ирсона.
И з проведенного ан ализа ош ибок изм ерений сл едует, что
сум м арны е расчетны е погреш ности определения парам етров Кс
и Куш составляю т соответственно 22 и 19 %.
Сравнения рассчитанны х погреш ностей с данны ми табл. 2.2
приводит к очевидном у выводу, что дл я однородны х п оверхн о­
стей величины среднеквадратичны х отклонений парам етров Кс
и Куш определяю тся в основном погреш ностями измерений. Д ля
поверхностей, покрытых л есом , среднеквадратичны е отклонения
Кс и Куш значительно (в 1,5— 2 р а за ) превыш ают погреш ности
изм ерений, что свидетельствует о достаточно слож ной геом ет­
рической структуре этого типа поверхностей.
П олученны е дл я подстилаю щ их поверхностей средн ие вы бо­
рочные значения коэффициентов Кс и Куш сравнивались с р а с­
четными. П ри расчетах использовалось вы раж ение для амплитудно-врем енной зависим ости отр аж ен ного импульса [78], оп р е­
д ел я ем о е ф ормулой
А (0 = К ехр ( — f / K ^ Ï ) -
(2.17)
где К — постоянная, зависящ ая от парам етров ли дара и к оэф ­
ф ициента отраж ения. Зн ачен и е Куш оп ределяется [78] по ф ор­
муле
X
=
УШ
[(fletg y/ccos ф)2 + Т!] 1/2 ^
тх
(2 . 18)
где Н — высота д о иссл едуем ой поверхности, 0 — расходи м ость
излучения л а зер а , ср — надирный угол падения излучения.
С хема зондирования п оказана на рис. 2.5. При вы воде ф ор ­
м ул (2.17) и (2.18) в р а боте [78] полагалось, что углы ср зн а ­
чительно отличаю тся от настильны х (с р ^ Ю .. .30°), р а сх о д и ­
мость излучения 0 -Сф, поверхность плоская, рассеиваю щ ая по
зак он у Л ам бер та, а ф орма излученного импульса
f (£) = Л 0 е х р ( — f/%\).
(2.19)
И з ф орм ул (2.17) и (2.18)' сл едует, что, если направление
излучения перпендикулярно рассеиваю щ ей поверхности (ср = 0 °),
ф орма и длительность излученны х и отраж енны х импульсов
совп адаю т. При наклонном падении длительность отраж енного
импульса увеличивается, а ф орма сохраняется.
61
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
Рис. 2.5. К определению ам п л и туд н о-врем ен н ой зави си м ости им пульсов л а ­
зе р а, о тр аж ен н ы х от плоской л ам б ер т о в о й поверхности [78].
Расчетны е значения Кс и К уш при 0 = 2 О/ и тгг == 2 ,2 * 10 -8 с при­
ведены в табл. 2.3.
И з сравнения результатов проведенны х расчетов и экспери­
ментов сл едует, что дл я поверхностей, покрытых лесом , ф орма
и длительность, отраж енны х импульсов значительно р азл и ч а­
ются. П олученны е различия так ж е м огут быть объяснены с л о ж ­
ной геометрической структурой участков, покрытых лесом.
Ф орма импульсов, отраж енны х от однородны х поверхностей,
близка к симметричной, описы ваемой ф ормулой Г аусса, а р а з­
личия м еж д у расчетными и выборочными средним и значениям и
КУш и К с не превосходят 2 0 ,%.
Т аб ли ц а 2.3 . Расчетные и выборочные средние значения коэффициентов
симметрии К с и уширения Ку ш для различных
подстилающих поверхностей
П оверхность
С тепь, пусты ня
В ы сота
полета
сам олета,
м
1000
Куш
Ф°
0
30
Р а в н и н а , п окры тая лесом
М оре (волнение 3 — 4 б а л ­
ла)
62
500
0
1000
30
0
среднее
расчет
среднее
расчет
1,0
1,0
1,5
1,9
1,4
1,0
1,0
1,0
1,0
—
1 ,2
1,0
1,3
1,0
1,05
—
1,4
1,3
1,6
1,3
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих поверхностей
Р и с. 2.6. Г и сто гр ам м а относи тельной п ов торяем ости вы борочн ы х значений
к оэф ф и ц и ен тов сим м етрии Кс им пульсов, о тр аж ен н ы х от верхн ей поверхности
об л а к о в н и ж н его и средн его яр у со в, и ее ап п рок си м ац и я г ам м а -р а с п р ед ел е ­
нием с п а р ам е тр а м и а * = 4 ,5 , (3=0,52.
Таким о бр азом , характер отр аж ен ия импульсов л а зер а от
одн ородн ы х поверхностей (степь, пусты ня) м ож ет быть описан
зак он ом Л а м б ер та при ф < 3 0 ° . Р асп р еделен и я плотности в е­
роятности коэф ф ициентов уш ирения К уш и симметрии Кс им­
пульсов, отр аж енны х от однородны х поверхностей (степь, пу­
стыня) и моря при волнении 3 — 4 бал л а, подчиняю тся н орм аль­
н ом у зак он у при угл ах падения излучения, дости гаю щ и х 30°.
Коэф фициенты Куш и Кс отраж енны х импульсов и ссл едов а­
лись та к ж е для слои стообразн ы х облаков ниж него и среднего
ярусов. З он ди р ован и е обл ак ов осущ ествлялось с сам олета
И л - 18 на горизонтальны х участках полета н ад однотипной д е ­
сятибалльной облачностью на расстояниях 300— 5000 м от ее
верхней поверхности. Д л и н а горизонтального участка трассы
полета составляла около 30 км. П ри вычислениях Куш и Кс
импульсов, отр аж енны х от облачности, за нулевой уровень вы­
би рали сь значения амплитуды , соответствую щ ие показателю
осл абл ени я а = 3 ,5 км-1 . Оптическая плотность облачности по
т р а ссе зондирования для полученны х значений /<уШ и Кс со ­
ставила 1,0— 1,5.
Н ебольш и е (в п р едел ах 3 0 % ) различия средних за серию
значений коэфф ициентов Кс и К уш, их среднеквадратичны х от­
клонений, позволяю т объединить исследованны е формы о б л а ­
ков и построить для них общ ие гистограммы . П арам етры п о л у ­
ченных расп ределени й Кс и К уш приведены в табл. 2 .2 , гисто­
гр ам м ы —-на рис. 2.6 и 2.7.
В соответствии с вычисленными значениям и асимметрии А
и эксцесса Е р асп редел ени е коэф ф ициентов Кс импульсов, от­
раж енны х от облаков ниж него и средн его ярусов, аппроксими­
ровал ось гам м а-р асп р едел ен и ем с парам етрам и а* = 4,5, р =
= 0,52, а р асп р едел ени е дл я Куш — логнормальны м законом.
63
Глава 2. С елекция облачности и определение высоты В ГО
Рис. 2.7. Г и сто гр ам м а относи тельной п о вторяем ости вы борочн ы х значений
к оэф ф ициентов уш ирен ия К 7Ш им пульсов, о тр аж ен н ы х от верхн ей п о верхн о­
сти с лои стооб разн ы х о б л а к о в (а), и а п п рок си м ац и я в ы борки л о гн о р м ал ь ­
ны м расп редел ен и ем (б).
Д л я оценки возм ож ностей использования приведенны х р ас­
пределений при селекции облаков и поверхностей с И С З отм е­
тим, что коэффициенты Куш и К с дл я однородны х п одсти лаю ­
щих поверхностей определяю тся, согласно ф орм улам (2.17) и
(2 .1 8 ), геометрическими ф акторами: высотой Я , на которой
расп ол ож ен ли дар, расходим остью излучения 0 и надирным
углом падения излучения л а зер а срн , которы е м ож н о о б ъ ед и ­
нить в один параметр
| = Нв sin фя/cos 2 фн .
(2.20)
Д л я определения формы импульсов, отраж енны х от о б л а ­
ков при зондировании с И С З , воспользуем ся тем, что ф орма
этих импульсов с учетом м ногократного рассеяния в основном
зависит от высоты Н, показател я ослаблени я а и угла поля
зрения у.
В работе [14] п р едл ож ен о объединить эти факторы в б е з ­
разм ерны й парам етр
r\ = H a t g y .
(2 .2 1 )
Д л я одних и тех ж е парам етров | и ц из результатов лидарн ого зондирования с сам олета по ф орм улам ( 2 .2 0 ) и ( 2 .2 1 )
м ож но оценить ф орм у и длительность импульсов л а зер а , от­
раж енны х от тех ж е поверхностей и облаков, при зон ди рова­
нии с И С З. Так, приведенны е выше распределения Кс и Куш
64
2.2. С елекция облаков на фоне подстилающих поверхностей
при ср= 30°, вы соте полета сам олета 1 км и 0 = 20' (для оди н а­
ковых ам плитудно-частотны х характеристик и длительностей
зондирую щ их импульсов л и даров) соответствую т высотам п о­
лета И С З 200— 300 км, погреш ности ориентации по осям крена
и тан гаж а, составляю щ ей 30', р асходим ости излучения и углу
поля зрения спутникового л и дара, равным 0 = у = Г .
2.2.3. П оляризац ионны е х а р а к т ер и ст и к и излучен и я л а з е р а ,
рассеян н ого от о б л а к о в и подст илаю щ их поверхност ей
И ссл едован ия поляризационны х характеристик лазерн ого
излучения, обратно рассеянного от облаков и подстилаю щ их
поверхностей, излож ены в р а б отах [29, 31]. И зм ерения прово­
дились с сам олета И л -18 с использованием импульсных м етеолидаров.
О сновной поляризационной характеристикой излучения, оп­
ределяем ой с помощ ью л и д а р а , является степень поляризации
Р. Величина Р связана с интенсивностью Р ц и Р х сигналов,
зарегистрированны х соответственно первым и вторым прием ­
ными каналам и л и дар а, соотнош ением:
р = (р п_ _ р ±)/(р | | + р х ).
(2 .22 )
В первом приемном канале плоскость поляризации совпа­
д а ет с плоскостью поляризации источника излучения, во вто­
р о м — ортогональна ей.
Величиной Р оп редел яется др угая поляризационная хар ак ­
т ер и сти к а — коэф ф ициент деполяризации А:
Д = = (1— Р)/(1 + Р).
(2.23)
В р а б отах [29, 31] достаточно полно исследованы статисти­
ческие характеристики коэф ф ициентов поляризации. Д л я о с­
новных длин волн л азер н ого излучения — 532, 694 и 1060 нм
определены средние значения, среднеквадратичны е отклонения
и расп ределени я повторяемости значений степени поляризации
излучения, обратно рассеянного от верхней поверхности сл о ­
и стообразны х облаков разны х я р у с о в ‘ и различны х п одсти лаю ­
щих поверхностей территории С С С Р. П ри определении степени
поляризации излучения рассеянного от капельных облаков
производился учет многократного рассеяния по м етодике, и з­
лож ен н ой в работе [31]. П олученны е расп ределени я Р п р ед­
ставлены на рис. 2 .8 .
О птическая плотность исследованны х облаков Се л еж а л а
в п р едел ах 0,1— 0,3 дл я облаков други х ярусов была больш е 1.
И з ан ализа полученны х результатов сл едует, что р асп р еде­
ление Р сущ ественно зависит от ф азового состояния облаков.
Результаты изм ерений Р на дл и не волны 530 нм сравнивались
с аналогичными данны ми, полученными на дли не волны
3
З а к а з № 3710
65
Г лава 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
и!(Р )
Рис. 2.8. Р асп р ед ел ен и е зн ач е ­
ний степени п о л яр и зац и и р а с ­
сеянн ого
излучения
лазера
(530 нм) д л я разл и чн ы х о б л а ­
ков и поверхностей.
/ —Сэ
2—
3
(к р и стал л и ч еск ая ф а з а );
51, Аб, И э ( с м е ш а н н а я ф а з а ) ;
—
Б !, Б с ( к а п е л ь н а я ф а з а ) ;
— лес;
— степь,
— м о р е (в о л н е н и е 1—
3 б а л л а ).
5
6
4
1,06 мкм для тех ж е облаков. И з результатов сравнений, п ро­
веденны х в работе [28], следует, что различия м еж д у зн ач е­
ниями Р дл я указанны х длин волн составляю т не бол ее 10 %,
т. е. л еж а т в п р ед ел ах погреш ности изм ерений. Р асп ределен и я
степени поляризации на тех ж е дл и нах волн для и ссл едов ан ­
ных форм облаков практически совпадаю т.
И з ан ализа кривых, приведенны х на рис. 2.8, сл едует, что
для степей, песчаных поверхностей и поверхностей, покрытых
л есом , расп ределени я Р перекры ваю тся. И х м едиан а леж и т
в п р едел ах 0,2— 0,3, а ср едн ее значение Р составляет 0,3— 0,4.
Д л я водной поверхности м едиана составляет около 0,7, а Р =
= 0,75.
Ф орма распределений, представленны х на рис. 2.8, близка
к р аспределению Г аусса.
2.3. Информативность ха ракт ерны х признаков
облаков и подст илаю щ их поверхност ей
при ло ка ц и и им пульсны м и лидарам и с И С З
В ероятность селекции облаков и поверхностей по некото­
ром у харак терн ом у для них признаку оп ределяется общ ей
площ адью распределений этого признака. Зн ачен и е общ ей пло­
щ ади, нормированной на сум м у площ адей распределений, в с о ­
ответствии с [32] условно назовем информативностью . З н а ч е­
ния определенной таким обр азом информативности / л еж а т
в п р едел ах 0— 0,5 (рис. 2 .9 ). П ри 1 = 0 инф ормативность м ак­
с и м а л ь н а — распределения не имею т общ их точек, при / = 0 , 5
инф ормативность минимальна, так как распределения плотно­
сти вероятности характерны х признаков совпадаю т. Значения
информативности степени поляризации Р коэффициентов сим66
2.3. Информативность признаков
облаков
и подстилающих поверхностей
Ри с, 2.9. К оценке и н ф ор­
м ати вн ости
х а р ак тер и с ти к
об л а к о в и под стилаю щ их
поверхностей.
метрии К о уш ирения К уш для слоистообразны х облаков и рав­
нинных подстилаю щ их поверхностей различны х типов, вычис­
ленны е с использованием приводимы х распределений (см.
п. 2 .2 ), представлены в табл. 2.4.
И з данны х табл. 2.4 сл едует, что для указанны х поверхно­
стей и облаков ниж него и средн его ярусов максимальна ин­
формативность коэффициентов К уш• Б лизка к максимальной
инф ормативность коэфф ициентов Кс для слоистообразны х о б ­
лаков ниж него и средн его ярусов и подстилаю щ их поверхно­
стей следую щ и х типов: степи, пустыни, море при волнении 3—
4 бал л а и покрытые лесом поверхности.
И нформ ативность парам етра Р м аксим альна для облаков
верхнего яруса и морской поверхности. И нформ ативность т а ­
ких признаков как высоты поверхности Я п и верхней гр а­
ницы облачности Н° при зондировании с И С З сущ ественным
Т аб ли ц а 2.4. Значения инф орм ативности I степени поляризаци и Р, коэф ф и ц и ен тов
симметрии К а уш ирен ия Куш Для облаков и поверхностей
Я рус
облаков
П оверхность
С тепь, пусты ня
М оре
(волнение
бал л а)
Равнина,
сом
3*
п окры тая
3— 4
ле­
В ерхний
С редний
Нижний
В ерхний
С редний
Нижний
В ерхний
С редний
Нижний
/ (Р)
0,40
0,20
0,0
0,33
0,33
0,44
0,10
0,10
1 (К с)
1 (К уш)
0,05
0,0
0,0
0,0
—
—
0,10
0,10
0,0
0,0
—
—
0,33
0,33
0,0
0 ,0
67
Г лава 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
обр азом зависит от погреш ностей ориентации и погреш ности оп­
ределения высоты полета И С З А Я с. В зависим ости от реж им ов
ориентации И С З значения Я п и Я 0 вычисляются по одной из
ф орм ул (1-29) — (1 .3 1 ). П ри этом сум м арн ое отклонение вы­
численных значений Я п от их средн его значения является ср ед ­
неквадратичной сум мой вариаций высот рельеф а поверхностей
и погреш ностей их изм ерения. П олагая, что расп ределени е п о­
греш ностей изм ерения подчиняется зак он у Г аусса, были выг числены значения инф ормативности высот поверхностей Я п и
| 5 в ер х н ей / грацицы облаков Я ° при погреш ности ориентации,
| равной 2 °, вы соте Я с= ,300 км и различны х погреш ностях ее
| определения. Расчеты производились для случая минимальной
1 информативности, которой соответствует максим альная в оз­
м ож ная величина Я<;'=ЯС+ А Я С. Случай минимальной инфор; мативности при Д Я |= 0 , 5 км и Д0 = Д 1|) = Ду = 2° показан на
I рис. 2.9. В ы ч и с л е н и е значения / ( Я п, Н°) составили 0, 0,2 и
I 0,31 для погреш ностей определения высоты полета И С З, рав|
ных соответственно 0,1, 0,5 и 1,0.
2.4. Основные параметры бортового лпдара
д л я оперативного определения высоты ВГО
и селекции облачност и с низко о рб ит альны х ИСЗ
В настоящ ее время перспективными для использования л а ­
зерны х методов и средств зондирования считаются н изкоорби ­
тальны е И С З , орбитальны е космические станции и КА м ногора­
зового действия типа «Ш аттл», ф ункционирую щ ие в ди ап азон е
высот 300— 450 км.
О рбитальны е космические станции н аиболее ц ел есообразн о
использовать для отработки с участием операторов спутнико­
вых методов исследований Зем л и и комплексов соответствую ­
щей аппаратуры . Н изкоорбитальны е И С З и КА м ногоразового
действия м ож но использовать так ж е для оперативных н абл ю ­
дений. Д л я повышения информативности сл едует использовать
лидары в комплексе с ТВ и И К -аппаратурой, осущ ествляю щ ей
обзор подспутникового пространства.
П ервый
этап разр аботк и спутниковых лидаров состоит
в вы боре и обосновании основных парам етров, обеспечиваю ­
щих качественное функционирование аппаратуры с учетом тр е­
бований максимального ограничения массы, габаритов и эн ер ­
гопотребления. П рименительно к л и дарам , предназначенны м
для определения высоты , ВГО , качество аппаратуры оп р едел я ­
ется такими характеристикам и, как вероятность правильного
обн аруж ен и я полезны х сигналов 1Г П0 и сигналов лож ной тр е­
воги Ш'лт, точность изм ерения дальности до облаков и поверх­
ностей и вероятность правильной селекции. Основными пара65
2.4. Параметры бортового лид ара д л я определения облачности
метрам и, обеспечиваю щ им и указанны е характеристики лидара
д л я задан н ой высоты полета КА, являю тся мощность Р 0 им­
пульса излучения л а зер а , площ адь S и угол поля зрения у
приемной антенны, ш ирина ДЯ спектральной полосы прием ­
ника излучения.
М ощ ность импульса л а зер а и площ адь приемной антенны
определяю т в основном энергопотребление, габариты и м ассу
л и дар а. В качестве приемной антенны лидаров обычно исполь­
зую тся оптические телескопы различны х типов. И з оптической
аппаратуры , используем ой на орбитальной космической стан ­
ции, м аксимальны е разм еры , габариты и м ассу имел больш ой
субм иллим етровы й телескоп, диам етр основного зерк ала ко­
торого достигал 1,5 м [94]. П риборы такого типа являются
исключительно дорогостоящ им и, слож ны в изготовлении и м он­
т а ж е . И х ц ел есообр азн о использовать для уникальных н ауч­
ных наблю дений. П ри р азр аботк е специализированной н ауч­
ной аппаратуры , предназначенной для проведения регулярных
наблю дений, н еобходи м о максимальны м обр азом и спользо­
вать типовую конструкцию КА, предусм отрев возм ож ность
транспортировки и м онтаж а аппаратуры . К ром е площ ади, о с ­
новными парам етрам и приемных антенн являются угол поля
зрения у и коэф ф ициент пропускания Ki- П ер едаю щ ая оптиче­
ская антенна л и дар а используется дл я уменьш ения р а сход и ­
мости л азер н ого излучения. Ее основными характеристиками
является увеличение Г (отнош ение углов р асхож ден и я лучей
на входе и вы ходе антенны) и коэф ф ициент пропускания KiР абочая мощ ность импульса и длина волны излучения л и ­
д а р а зависят от характеристик рассеяния облаков и уровня
фоновых помех. В ш ироких п р едел ах длин волн (о \ 0,3 до
1 мкм) п оказатели ослаблени я и обратного рассеяния облаков
основных форм и подстилаю щ их поверхностей различны х типов
практически не зависят от длины волны излучения. П оэтом у
при вы боре рабочей длины волны н еобходи м о учитывать в пер­
вую очередь пропускание атмосферы Т, ф оновое излучение и
квантовую эфф ективность фотоприемников т). На освещ енной
стороне Зем ли основной вклад в ф оновое излучение вносит
Солнце. М ощ ность Р ф ф онового излучения, отраж ен ного от
облаков либо поверхностей и поступаю щ его на вход фотоприемного элем ента л и дар а, м ож ет быть вычислена по ф орм уле
E . cos qv-yS'V2К
А
АХ
Рф = - Л ----- I-----------------— ,
(2.24)
4
где Е %— спектральная плотность солнечного излучения на
верхней границе атмосферы , ср©— зенитное расстояние Солнца,
Л 0 — альбедо рассеиваю щ ей поверхности; остальны е о бозн ач е­
ния приведены выше.
69
Г лава 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
При вы воде формулы (2.24) предполагалось, что поверх­
ность рассеивает по зак он у Л ам бер та. М аксимальны е зн ач е­
ния Е х и г] л е ж а т в области Я = 500 нм. Очевидно, что ум ень­
шить уровень фона м ож но, вы бирая дл и н у волны ли дара в УФили И К -обл астях. Д л я У Ф -диап азон а созданы п ерестраи вае­
мые лазеры на красителях и эксимерны е лазеры , а так ж е твер­
дотельны е лазеры с преобразован и ем в третью или четвертую
гармонику излучения на дл и не волны Я = 1,06 мкм.
Р а зр а б о т к а спутниковы х лидаров, использую щ их лазеры
на красителях или эксим ерах, является технически сложной,,
не реш енной в настоящ ее время задач ей . И спользование п ре­
образовани я частот в У Ф -область связано с больш ими п оте­
рями мощ ности л а зер а . В этой области необходим о так ж е учи­
тывать осл абл ен и е излучения в атм осф ере за счет поглощ ения
озоном . Больш ие потери в У Ф -диап азон е приводят к н еобхо­
димости повысить мощ ность излучения и, следовательно, эн ер ­
гопотребление, что ограничивает использование этого спек­
трального ди ап азон а для определения высоты ВГО.
О сновной недостаток И К -д и ап азон а связан с резким (по
сравнению с видимым ди ап азон ом ) уменьш ением квантовой
эффективности ФЭУ, не компенсирую щ ей ум еньш ение вели ­
чины Е х ■ Перспективы повышения квантовой эффективности
связаны с разр аботк ой ф отокатодов на основе легированны х
полупроводниковы х соединений. Л учш ие полупроводниковыефотокатоды обеспечиваю т квантовую эфф ективность т], дости ­
гаю щ ую 0,4 в области %= 1 мкм. Т ехнологические трудности
до настоящ его времени ограничиваю т промышленный выпуск
эффективны х Ф ЭУ в области этой длины волны.
В видимой области в качестве передатчика ли дара могут
быть использованы лазеры на рубине и алю мо-иттриевом гр а­
нате (А И Г ). Л азеры на А И Г могут работать с больш ой (до
100 Гц)
частотой повторения импульсов излучения, имеют
больш ий ресурс работы и относительно меньш ее эн ергоп о­
требление, м ассу и габариты , чем аналогичны е лазеры на р у ­
бине. Н аи б о л ее перспективны для использования лазеры на
второй гармонике излучения А И Г, длина волны которой %=
= 532 нм близка к области м аксимальной чувствительности
больш инства вы пускаемы х ФЭУ.
Эффективность генерации второй гармоники А И Г зависит
от типа нелинейного элем ен та, применяем ого для п р ео б р а зо ­
вания, условий его использования (плотности мощ ности п а­
даю щ его излучения, длины волны, тем пературы элем ен та и
т. п.) и позволяет достичь К П Д 70 % и выше. С редн ее К П Д
п реобразован и я во вторую гармонику А И Г составляет 15—
2 0 % . Эффективным способом ограничения ф онового и злуч е­
ния, поступаю щ его в прием ное устройство ли дара, является;
70
2.4. Параметры бортового ли дара д ля определения облачности
ум еньш ение угла поля зрения у и суж ен и е спектральной по­
лосы пропускания приемного устройства. Очевидно, что вели­
чина у до л ж н а превосходить расходим ость передатчика лидара.
И наче в поле зрения л и дара б удет попадать часть облучаем ого
м етеообъ екта, пропорционально которой уменьш ится мощность
п олезного сигнала.
Р асходи м ость излучения на вы ходе л азер а м ож ет и зм е­
няться в широких п р едел ах. Так, без использования п ер едаю ­
щей оптической системы расходим ость излучения л а зер а на
Л И Г составляет около 3 м рад, а диффракционны й предел с ис­
пользованием передаю щ ей оптики дости гает 0,1 м рад. Д л я
бортовы х лидаров, используемы х в комплексе с ТВ и И К -обзорн ой аппаратурой, расходим ость излучения л азер а ц ел есооб­
р а зн о уменьш ать до значения, соответствую щ его пространствен­
ному разреш ению данной аппаратуры . Уменьш ение р асходи м о­
сти сверх этого значения приводит к потере информативности.
Так как ср едн ее разр еш ен и е обзорн ой аппаратуры леж и т
в п р ед ел ах нескольких сотен метров, расходим ость излучения
для низкоорбитальны х КА м ож ет быть ограничена углом р а с­
ходим ости 0,3 мрад.
При вы боре угла поля зрения н еобходи м о учитывать см е­
щ ение зон ди руем ого участка Зем ли , н аходящ егося в поле зр е ­
ния приемной системы ли дара. Это см ещ ение связано со
скоростью движ ения И С З и врем енем распространения и зл у­
чения и для высот полета, равных 300 км, приводит к доп олн и ­
тельном у увеличению поля зрения приблизительно на 0,2 мрад.
С ледует так ж е подчеркнуть, что с ум еньш ением поля зрения
ли дар а повыш аются требования к устойчивости оптических
систем л и дар а, т. е. сохранению направления оптических осей,
угла поля зрения, расходим ости при тем пературны х и м ехани ­
ческих (вибрация, удары ) воздействиях. Это обстоятельство
приводит к дополнительном у услож н ен ию конструкции л и дара,
увеличению его массы и повышению слож н ости м онтаж а на
И С З.
Уменьшить ф оновое излучение, кроме изменения угла поля
зрения, м ож но с помощ ью оптических элем ентов, ограничиваю ­
щ их спектральную п олосу приним аем ого излучения. Н аи бол ь­
ш ее распространение в л и д а р а х нашли интерференционны е
светофильтры , спектральная полоса которы х АХ составляет
1— 3 нм, а пропускание в м аксим ум е достигает 0,7— 0,8. Счи­
тается достиж им ы м значение АХ, равное 0,1 нм, однако с о з д а ­
ние таких светоф ильтров, пригодны х для эксплуатации на
борту И С З, является слож ной технической задач ей .
Варьируя рассм отренны е выше параметры л и дара, авторы
рассчитали мощ ность импульса излучения Р 0 Для длин волн
0,53 и 1,06 мкм. Расчеты производились с использованием ме71
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
Т аб ли ц а 2.5. В озмож ны е зн ач ен и я основны х парам етров соврем енного
и перспективного лидаров для определения вы соты ВГО
(Н 0 = 300 км, направление излучения — в надир)
Л идар
П арам етр
Д л и н а волны излуч ен и я
Д л и тел ь н о сть им пульса излуч ен и я
У гол п ол я зр е н и я прием ной антенны
К в ан то в а я эф ф ективность ФЭУ
Ч а с то та повторения им пульсов
П олоса п р о п у ск ан и я ф ильтра
О риентировочное эн ергопотребление
О ри ентировочная м асса
М ощ ность и злуч ен и я в им пульсе
современный
перспективный
0,53 мкм
1 0 -8 с
0,5 м рад
0,2
1— 10 Гц
1 нм
3 кВ т
150 кг
160 (0,06) М Вт
75 (0,2) М Вт
1,06 мкм
, 1 0 -8 с
0,5 м рад
0,2
1— 10 Гц
1 нм
1 кВ т
100 к г
50 (0,06) М Вт
30 (0,2) М Вт
27 (0,06)* М Вт
П р и м е ч а н и е . В скоб ках при ведена площ адь приемной антенны в м2;
звездочкой отмечены данны е при полосе п р о п у ск ан и я ф и л ьтра 0,2 нм.
тодики и расчетных соотнош ений, приведенны х в работе [69].
Вы бранны е параметры лидаров, входящ ие в расчетны е соотн о­
шения, приведены в табл. 2.5. При расчетах вероятность л о ж ­
ной тревоги №лт на тр ассе 20 км, соответствую щ ей м аксим аль­
ному д и а п а зо н у высот облаков, полагалась равной 10 “ 2, а в е­
роятность правильного обн ар уж ен и я сигнала №„0 = 0,95. Так
как высота ВГО оп редел яется в резул ьтате усреднения по се ­
рии изм ерений, значительное завы ш ение №лт и ЙРП0 по сравн е­
нию с приведенны ми выше значениями для однократного и зм е­
рения н ец ел есообразн о.
Д л я оценок минимальной мощ ности Р с полезного сигнала
на входе ФЭУ, обеспечиваю щ его задан н ы е характеристики о б ­
н аруж ения, вы бирались значения Рф, рассчитанны е по ф ор ­
м уле (2.24) при ф© = 0, Т = 0,7 и коэф ф ициентах ^ 1 = 0,5, Л 0 =
= 0,8. М ощ ность Р 0 импульса излучения л азер а оп ределялась
из уравнения л азерн ой локации при коэф ф ициенте п ропуска­
ния передаю щ ей оптической системы Кг = 0 , 8 , п ок азател е р а с ­
сеяния облачности а ^ ) = 3 , 5 км - 1 и значении индикатрисы
рассеяния н а за д х „ = 0 , 0 5 . В табл. 2.5 приведены значения Р 0).
рассчитанны е для различны х значений 5 , АЯ и г|.
Х арактеристикой, непосредственно связанной с энергоп о­
треблен и ем , м ассой и габари там и л и дара, является частота
повторения / импульсов излучения л а зер а. М аксим альная ч а­
стота / ограничивается пространственны м м асш табом о дн ор од­
ности п оказателя рассеяния облаков, равным примерно 1 км,
72
2.4. Параметры бортового ли дара д л я определения облачности
и составляет 10 Гц. З он дир ован ие с максимальной частотой
повторения н а и б о л ее ц ел есообр азн о производить при о п р ед ел е­
нии высоты ВГО м езом асш табны х облачны х образований, з а ­
ним аю щ их площ ади несколько десятков квадратны х килом ет­
ров. При определении высот ВГО облачны х образовани й си­
ноптического м асш таба, охваты ваю щ их территории сотни и
тысячи квадратны х километров, частота повторения м ож ет
быть ум еньш ена до 1 Гц. Ориентировочны е значения м ощ но­
сти , потребляем ой л и дарам и при частоте повторения / = 1 0 Гц
приведены в табл. 2.5. Там ж е у к азан а приблизительная м асса
соврем енного и перспективного лидаров. И з приведенны х
в табл. 2.5 характеристик видны преим ущ ества использования
длины волны излучения 1,06 мкм, которые м огут быть р еали ­
зованы при промы ш ленном освоении Ф ЭУ и узкополосны х ин­
терф еренционны х светофильтров, эфф ективны х на этой длине
волны.
О бобщ ен ная структурная схем а спутникового ли дара, оп ре­
дел я ю щ а я основные ф ункциональны е блоки, их состав и связи
с другими блокам и и узл ам и спутниковой аппаратуры , приве­
ден а на рис. 2.10. С хем а со д ер ж и т сл едую щ и е основные блоки:
I — передаю щ ий блок, 1 1 — приемный блок, 1 1 1 — блок о б р а ­
ботки. П ередаю щ и й и приемный блоки объединены конструк­
тивно и представляю т таким о б р азом моностатический вариант
ли дар а. П ередаю щ и й блок состоит из блока накачки 4, л азер а
1 , п р еобр азовател я частоты 2 и п ередаю щ ей оптической ан ­
тенны 3, на вы ходе которой ф орм ируется излучение л азер а
с заданны м и энергетическим и и угловыми характеристиками.
С ф орм ированное блоком I излучение направляется в атм о­
сф ер у непосредственно, л и бо через иллю минатор 8 . Р ассеян н ое
облакам и и поверхностям и излучение л азер а соби рается при­
емной оптической антенной 5. П ройдя приемную антенну и
блок спектральны х фильтров 6 , излучение поступает в узел ф о ­
топриемника
7, в котором световой сигнал п реобразуется
в электрический и усиливается.
В ходящ и е в блоки I я II узлы являю тся общ ими для разли ч ­
ных типов назем ны х, сам олетны х и спутниковых лидаров. О со­
бенностью спутникового л и дар а является наличие сп ец и али зи ­
рованного блока обработки III, сопряж енного с бортовой ЭВМ
12. В аналого-циф ровом п р ео б р а зо в а тел е (А Ц П ) 8 п рои зво­
дится п р еобразован и е амплитуды и длительности сигнала, по­
ступаю щ его с вы хода усилителя, в конечное число дискретны х
уровней, к аж дом у из которых соответствует определенны й циф ­
ровой код.
Н акопление и врем енное хран ени е преобразованны х си гн а­
л о в производится в оперативном запом инаю щ ем устройстве
(О З У ) 9. Д л я передачи данны х из О ЗУ в Б Э В М используется
73
Г ла ва 2. С елекция облачности и определение высоты ВГО
.........* - Оптическая связь
--------► Электрическая связь
Р и с. 2.10. О б общ ен н ая стр у к т у р н ая схем а спутн икового л и д а р а
д ел ен и я вы соты ВГО .
для
оп ре­
Передающий блок I: 1 — лазер; 2 — преобразователь частоты; 3 — передающее опти­
ческое устройство; 4 — устройство накачки и поджига лазера; приемный блок JI: 5 —
приемная оптическая антенна; 6 — интерференционный светофильтр; 7 — фотоприемник;,
блок обработки III: 8 — аналого-цифровой преобразователь (АЦП); 9 — оперативное за­
поминающее устройство (ОЗУ); W — устройство сопряжения (интерфейс); И — устрой­
ство управления; служ ебная аппаратура КА IV: 12 — бортовая ЭВМ; 13 — источник,
энергоснабжения, элементы конструкции КА V: 8 — иллюминатор.
устройство сопряж ения (интерф ейс) 10. Устройство уп равле­
ния 11 ф орм ирует сигнал управления реж им ам и работ А Ц П ,.
О ЗУ и Б Э В М . К ром е того, в блоке 11 ф ормирую тся сигналы
зап уск а л а зер а 4 и строб-импульсы ф отоприемника 7.
В бортовой Э В М 12 н ад преобразованны м и в цифровую
ф орм у импульсами производятся следую щ и е операции: вычис­
ление длительности
отраж енного импульса, коэффициентов
уш ирения Куш и симметрии Кс, степени поляризации Р. Вы­
числяется та к ж е расстояние I от ли дара до зон ди руем ого м е­
теообъ екта и оп ределяется его высота Н° по ф орм улам (1.29)
и (1 .3 0 ). И спользуя величины Куш, Кс, Р и Н° производится
селекция импульсов, отр аж енны х от облаков и поверхностей.
Д л я импульсов, отраж енны х от облаков, в Б Э В М вычисляются
вертикальные профили показателей рассеяния, расстояние о г
л и дар а д о части облак а, харак тери зуем ой показателем осл аб74
2.4. Параметры бортового лид ара д л я определения облачности
ления 3,5 км-1 , соответствую щ им вы бранном у определению
понятия «высота В ГО ». П о ф орм улам (1.29) и (1.30) для к а ж ­
дого значения 10 вы числяется высота ВГО и производится п ро­
странственно-врем енная привязка значений # вго .
Если комплекс аппаратуры , включаю щ ей ли дар, работает
в реж им е непосредственной передачи, через канал телем етрии
на назем ны е пункты п ередаю тся текущ ие значения высоты
ВГО в тем пе обработки . Д ал ьн ей ш ая обработка данны х о вы­
соте ВГО производится на З ем л е. П ри обр аботк е бортовой ап­
паратуры в реж и м е запом инания инф орм ации для значений
высоты ВГО вычисляется ее ср едн ее значение и ср едн ек в ад р а­
тичное отклонение. П олученны е значения Я в г о , Я в г о ,ст (Я в го )
накапливаю тся в бортовом запом инаю щ ей устройстве (Б З У )
И С З и во время сеансов связи передаю тся на пункты приема
в ускоренном темпе.
£
Г ла ва 3. О п р ед елен и е п а р а м ет р о в
ст рат осф ерного а э р о зо л я
В этой главе рассмотрены вопросы, связанны е с атм осф ер­
ным аэрозол ем , находящ им ся в ниж ней стратосф ере. П овы ­
шенный интерес к аэрозолю , р асп ол ож ен н ом у в этом слое ат­
мосферы , связан с его сущ ественным влиянием на изменения,
радиационного реж им а атмосферы . А эрозоль приземного слоя:
в оздуха обусловлен п р еж д е всего локальными источниками вы­
бросов. П рим енение для контроля таких источников лидарной.
спутниковой аппаратуры в н астоящ ее время вряд ли оп рав­
данно. К онцентрация аэрозол я в верхней стратосф ере и м езо ­
сф ер е (в основном продукты расп ада космической материи)
значительно меньше, чем в ниж них слоях, поэтом у он не ок а­
зы вает столь сущ ественного влияния на трансф орм ацию и зл у­
чения в атм осф ере Зем ли.
В начале главы приводятся самы е основные сведения,
о стратосф ерном а эр о зо л е и м етодах изм ерения его хар ак те­
ристик. Ц ел есообр азн ость публикации таких данны х объ ясн я­
ется необходим остью правильной ф ормулировки задач п осле­
дую щ их комплексны х исследований стратосф ерного аэрозоля
из космоса.
М етод одночастотного зондирования стратосф ерного аэр о ­
золя с борта И С З сейчас является н аиболее просто р еа л и зу е­
мым. П ри этом м атем атическая ф ормулировка м етода остается
практически неизменной для л азер н ого зондирования из кос­
моса. П оэтом у в этой главе п одробн о рассм атривается метод,
одночастотного зондирования, позволяю щ ий по сигналу о б р а т ­
ного рассеяния определить отнош ение обратного рассеяния,,
т. е. перейти к величинам у ж е непосредственно харак тери зую ­
щим объект исследования.
Д а л е е здесь описы ваются один из вариантов отечественных
лидаров для зондирования стратосф ерного аэрозоля и основ­
ные полученные результаты . Л идар м ож но рассм атривать как
прототип бортовой аппаратуры , а полученные эксперим енталь­
ные данны е наглядно иллю стрирую т возм ож ности созданногоприбора.
76
3.1. Основные сведения о стратосферном аэрозоле
3.1. Основные сведения о стратосферном аэрозоле
Н еп осредственно различным аспектам стратосф ерного а эр о ­
золя в последние годы посвящ ено значительное число научных
публикаций (см., наприм ер, [7, 46, 47, 56, 57, 72]). Рассм отрим
вкратце основные полученны е данны е.
С тратосферны й аэр озол ь состоит из см еси ядер Айткена
( < 1 0 0 нм) крупных капель кислоты (иногда включаю щ их кри­
стал л ы ), космической пыли, вулканического пепла.
Х арактеристиками аэр озол я , определяю щ им и процессы р а с­
сеяния и поглощ ения излучения от Солнца и Зем ли , являются
их р азм ер, ф орма, химический состав и ф азовое состояние.
В улканические изверж ения поставляю т в стратосф еру не
только частицы, но и больш ое количество газов, содер ж ащ и х
двуокись серы. В атм осф ере могут реализоваться различны е
м еханизмы окисления БОг, по разн ом у зависящ ие от м етеоус­
ловий и концентрации аэр озол я — гетерогенное окисление на
поверхности частиц, каталитическое и некаталитическое окис­
ление в растворе и га зо ф а зн о е окисление. Больш инство м еха­
низмов приводит к предельной степени превращ ения БОг
в сульфаты .
Н а основе численного м оделирования авторы работы [134]
пришли к выводу, что поступаю щ ий из тропосферы БОг не яв­
ляется прямым источником обр азовани я аэрозоля. Причина
том у — м едленная ди ф ф узи я БОг и его способность активно
реагировать с гидроксилом . С корее всего основную роль в ф ор ­
мировании стратосф ерного аэрозол я играет карбонил сульф ид,
ф отодиссоциирую щ ий с обр азовани ем БОг на вы сотах 2 0 —
30 км. В о зм о ж ен вклад СБг.
Говоря о стратификации стратосф ерного аэрозоля, н ео б х о ­
дим о отметить, что н абл ю даем ы е распределения аэрозольны х
слоев могут быть объяснены не только поступлением вулкани­
ческой и космической пыли и газов в стратосф еру. Сущ ествую т
теоретические расчеты, показы ваю щ ие значительное влияние
терм одинам ических парам етров атмосферы на ф ормирование
стратосф ерного аэр озол я [66 ].
Такое влияние объ ясн яет и н абл ю даем ую тесную корреля­
цию (коэф ф ициент корреляции 0,74— 0,95) ' м еж д у минимумом
тем пературы стратосф еры и максимумом обратного аэр озол ь­
ного рассеяния [146].
Расчеты , проведенны е авторами работы [127], п оказали, что
основным м еханизм ом нуклеации в стратосф ере является гете­
рогенная нуклеация. О днако при увеличении концентрации п а­
ров Н 25 0 4 и Н 20 сущ ественной м ож ет оказаться гомогенная
нуклеация л и бо ионная нуклеация на больш их ионных кла­
стерах.
77
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
:
Было установлено, что вблизи струйных течений п рои схо­
дит вторж ение тропосф ерного аэр озол я в стратосф еру. О со­
бенно интенсивные в низких ш иротах вторж ения могут играть
сущ ественную роль в дальнейш ем формировании стратосф ер­
ного аэрозол я, приводя к трансф орм ации газа в частицы и нуклеации на ядр ах Айткена.
Результаты измерений распределения по разм ерам частиц
стратосф ерного аэр озол я обсуж даю тся , наприм ер, в работах
[157, 167]. Больш инство проведенны х экспериментов свидетель­
ствуют о быстром падении концентрации частиц с ради усом
г > 200 нм, а данны е полученны е на вы сотах 12, 15 и 18 км п о­
казы вают, что максимум расп ределени я н аблю дается для ч а­
стиц с г — (1,5 . . . 3,0) • 102 нм. Р езультаты изм ерений получены
с помощ ью импактора или ФЭС.
Р асп р едел ен и е частиц стратосф ерного аэрозоля по р а зм е­
рам м ож но описать различны ми ф орм улам и в зависим ости от
области разм еров частиц [168].
Комплексны й показатель преломления частиц аэрозол я пг =
= п— Ы обусл овл и вает соотнош ение поглощ аем ого и р ассеи в ае­
мого излучения. Значения п варьирую т от 1,34 (в ода) до 1,54
(су л ь ф а т ы ); для взвеш енны х частиц почвы обычно считается
пг= 1,525— 0,0051. О днако частицы почвы имею т слож ную
ф орм у и химический состав, и поэтом у значение т м ож ет м е­
няться. Д л я стратосферы обычно принимается п = 1,43, х < 0 ,0 0 2 .
Выше
были перечислены м еханизмы , обусловливаю щ ие
ф ормирование стратосф ерного аэр озол я. Современны е знания
не позволяю т строго оценить вклад к аж дого из них, который
к том у ж е изм еняется в зависим ости от вулканической дея т ел ь ­
ности, интенсивности метеорны х потоков и т. п. И сследования
м еханизм ов образовани я стратосф ерного аэрозол я важ но не
только в п р обл ем е изм енения радиационного балан са атм о­
сферы . Н абл ю даем ы е отрицательны е корреляции м еж д у р а с­
пределениям и озона и аэр озол я в стратосф ере [154], аэрозоля
и температуры стратосферы [167], связь аэрозол я и ионной кон­
центрации свидетельствую т об активном участии аэрозоля
в н аи бол ее важ ны х процессах, происходящ их в стратосф ере.
Попытка учесть различны е процессы ф ормирования страто­
сф ерного аэрозоля была предпринята коллективом авторов
[128], предлож ивш их нестационарную одном ерную м одель стр а­
тосф ерного аэрозоля. В м одели было принято, что вертикаль­
ный перенос основных сер осо дер ж а щ и х соединений осущ ест­
вляется турбулентной ди ф ф узи ей, использовались средние р а с­
пределения концентраций БОг, НгБО^ СБО, Н Б 0 3, О Н , НОг,
Н 20 , ЫОг и 0 3, а так ж е учитывались процессы нуклеации, кон­
денсации, коагуляции, седим ентации, ди ф ф узи и и вымывания
частиц. М икроструктура аэрозол я , состоящ его из капель НгБО^
78
3.1. Основные сведения о стратосферном аэрозоле
АТ° С
1961
1962
1963
Г
1984
1965
1966
д ы
Рис. 3.1. В ы численны е (1) и н а б л ю д аем ы е (2) зн ачени я тем п ературы после
и зверж ен и я в у л к ан а А гунг [167].
а — поверхность Земли; б — уровень 100 гПа; в — уровень 60 гПа.
зад а в а л а сь 25 градациям и радиусов частиц в ди ап азон е 10—
2 ,5 6 - 103 нм.
К н аи бол ее важ ны м выводам проведенны х расчетов м ож но
отнести высокую чувствительность характеристик стр атосф ер ­
ного аэр озол я к вы бросам Б 0 2 в стратосф еру, изменению вы­
соты тропопаузы и прекращ ению гетером олекулярного роста.
О тнош ение см еси крупных частиц (г> 150 нм) сильно зависит
от изм енения тем пературы атмосферы .
К лиматические эффекты , возм ож ны е и з-за стратосф ерного
аэрозол я , рассмотрены в [7, 21, 58, 99, 167] и др.
Н е останавливаясь п одробн о на полученных данны х, н ео б ­
ходим о зам етить сл едую щ ее. К- Я- К ондратьев отм ечает, что
превосходную природную м одель глобального радиационного
возм ущ ения, воздействую щ его на климат, п редставляет собой
крупное вулканическое и зверж ени е [58]. В рам ках различны х
м оделей в С С С Р и за р убеж ом были произведены расчеты
79
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
изменения тем пературы атмосферы в результате крупных вы­
бросов в стр атосф ер у продуктов вулканических изверж ений.
Расчеты показы ваю т вы холаж ивание тропосферы , которое оп­
ределяется преобл адани ем эф ф екта дополнительного о сл а б л е­
ния солнечного излучения н ад парниковым эф ф ектом в дли нн о­
волновой области спектра. С тратосф ера в этом случае прогре­
вается как за счет дополнительного поглощ ения солнечной
радиации, так и за счет восходящ их тепловы х потоков из тр о­
посферы . О днако неопределенность оптических свойств аэр о­
золя, его химического состава, микроструктуры, а так ж е у с ­
ловность одномерны х м оделей дел аю т полученные результаты
достаточно приближ енны ми. Тем не менее хорош ее согласие
теоретических данны х и результатов наблю дений свидетельст­
вует о достовер ности расчетных данны х. Это п одтверж даю т
данны е наблю дений и расчетов тем пературы у поверхности
Зем ли , на уровнях 100 гП а ( — 16 км) и 60 гП а ( — 19,5 км)
после изверж ения вулкана Агунг [1 6 7 ], приведенные на рис. 3.1.
3.2. Методы определения характ ерист ик
стратосферного а эр о зо ля
3.2.1. К онт акт ны е мет оды
А нализ данны х, поступаю щ их со специальных счетчиков и
заборников, установленны х на исследовательских сам олетах и
аэр остатах, позволяет определить основные характеристики
стратосф ерного аэрозоля.
Ф отоэлектрические счетчики, используемы е в и ссл едов а­
ниях
стратосферы , детектирую т интенсивность рассеянного
света от к аж дой частицы при п рохож ден и и светового луча че­
рез зондируемы й объем . И зм енение числа частиц, связанное
с различным рассеянием при прохож дении через известный
объ ем воздуха, оп редел яет функцию распределения частиц по
разм ерам . Д л я сбора в стратосф ере капель кислоты и тверды х
частиц с диам етром бол ее 100 нм использую тся импакторы и
фильтры. Затем проводится лабораторны й анализ полученных
проб.
В фильтровых забор н и к ах проб, н аряду с использованием
различны х фильтрую щ их м атериалов, применяю т пропитку
п одл ож ек химическими реагентами для регистрации газов. З а ­
тем пробы подвергаю тся химическом у анализу. И нформ ация
о стратосф ерном а эр о зо л е п оступает так ж е при исследовании
проб другими м етодам и (электронная микроскопия, рентгено­
структурный анализ, м асс-спектром етрия, рам ановская спектро­
скопия) .
Н а и б о л ее детальны е экспериментальны е сведения о страто80
3.2. Методы определения характеристик стратосферного аэрозоля
сф ерном а эр о зо л е были получены сотрудникам и Вайомингского
университета [134, 157], р азработавш им и специальны е аэр о ­
зольны е зонды для ф отоэлектрического счета частиц с г>
> 150 нм и ядер конденсации.
А нализ полученны х данны х показал, что в стратосф ере
отнош ение концентраций частиц двух фракций ( г > 150 нм и
г > 2 5 0 нм) не изм еняется и составляет 4— 5. М аксимум сум ­
марной концентрации аэрозол я в экваториальном поясе в о с ­
новном расп ол ож ен на вы сотах 22— 26 км и сн иж ается п ар ал ­
лельно тр оп оп аузе д о 17— 18 км в полярны х районах. К числу
сущ ественны х особенн остей глобального распределения а эр о ­
зол я относится годовой ход, н аи бол ее сильно проявляющ ийся
в средн их ш иротах, и достаточно идентичные распределения
аэр озол я в районах С еверного и Ю ж ного полюсов. Н а высотах
м енее 20 км в годовом х о д е максимум концентрации аэрозоля
н абл ю д а ется зим ой, а минимум — летом .
И зучение проб с помощ ью электронного микроскопа п ока­
зал о, что в некоторых случаях стратосферны й аэрозоль п р ед­
ставляет собой кристаллообразны е частицы в ж идкой о б о ­
лочке. Д и ам етр таких нерастворим ы х гранул обычно состав­
ляет 50— 300 нм.
В р езультате экспериментов, осущ ествляемы х с помощью
аэростатов [176], были получены высотные распределения ч а­
стиц сульф атов на вы сотах 15— 25 км. И х м аксим альное со д ер ­
ж ан и е было зарегистрировано на высоте около 19 км и состав­
ляло 1,4 м лрд ^ 1 (по м а ссе).
3.2.2. Л и дарн ы е и зм ер ен и я
С реди методов дистанционного зондирования стр атосф ер ­
ного аэрозол я наибольш ее развитие получил м етод лазерн ой
локации. П ервы е изм ерения рассеиваю щ их свойств стр атосф ер ­
ного аэр озол я (и аэр озол я в бо л ее высоких слоях атм осферы )
с помощ ью лидаров на основе рубиновы х л азеров были прове­
дены Фиокко, Смуллиным, К олом бо и К рамсом в 1963— 1966 гг.
П рим енение лидарного' м етода в и сследовани ях страто­
сферы состоит в том, что вертикальный профиль принятого
сигнала, образую щ и йся вследствие упругого рассеяния н а за д
на стратосф ерны х га за х и аэрозольны х частицах, сравнивается
с профилем сигнала, который был бы результатом рассеяния
только на газовой составляю щ ей стратосферы . Основным р е­
зультатом этого сравнения является вертикальный профиль ве­
личины, назы ваем ой отнош ением обратного рассеяния Я.
Значение отнош ения обратного рассеяния, превыш аю щ ее
единицу, является мерой обратного рассеяния стратосферны м
аэр озол ем и, следовательно, указы вает на присутствие, верти81
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
кальную протяж енность, а так ж е пространственную и врем ен­
ную изменчивость аэрозольны х рассеиваю щ их слоев.
Б ез привлечения дополнительной априорной информации;
при одночастотном зондировании безоблач ной атмосферы ок а­
зы вается возмож ны м реш ение следую щ и х задач: исследование
стратификации и относительной интенсивности аэрозольны х
слоев (число слоев, их пространственная протяж енность, тон­
кая стр ук тур а), лидарны й контроль влияния вулканических
изверж ений на аэрозольны й слой, а так ж е поиск корреляцион­
ных связей м еж д у стратификацией аэрозольны х слоев и рядом
м етеорологических парам етров, п р еж д е всего таких, как тем ­
пература и ветер.
Д ан н ы е лидарны х изм ерений стратификации стратосф ер­
ного аэрозол я рассмотрены , например, в монографии [66 ].
З д есь приводятся результаты , полученные в М ассачусетсе, К а­
лифорнии, на Я майке, в К олорадо, Б разилии, на Гавайских и
Б ерм удских островах, в А встралии, З ап адн ой Европе, Японии..
В период лидарны х наблю дений, начиная с 1963 г., прои зо­
шел ряд изверж ений вулканов. У становлена тенденция сп ада
отнош ения обратного рассеяния, числа частиц и массы сульф а­
тов (данны е контактных м ето д о в ), что связывают с п остепен­
ным исчезновением частиц после сильного изверж ения вулкана.
Агунг (м арт 1963 г .). Н абл ю дал и сь и быстрые вариации, осо­
бенно отчетливые в фотом етрических изм ерениях, природа ко­
торых остается невыясненной.
Сильное и зверж ени е вулкана Ф уэго привело к увеличениюаэрозольного рассеяния в стратосф ере, н аблю даем ого на р а з­
личных ш иротах с помощ ью лидаров и солнечного радиом етра.
Так наприм ер, данны е л идарного зондирования (Калифорния,.
М енло-П арк, 37° с. ш., 122° з. д., ф евраль— ноябрь 1975 г.) сви­
детельствую т о том, что слои м аксимумов аэрозольного р а с­
сеяния опустились в 1975 г. на несколько километров ниже,,
чем до изверж ения (22— 23 к м ), а после апреля 1975 г. снова
стали подниматься. Н ачиная с конца ф евраля значение отно­
шения обратного рассеяния всей толщ ей стратосферы эксп о­
ненциально убы вало. В се данны е лидарны х изм ерений хорош о
согласую тся с данны ми контактных датчиков. Об этом сви де­
тельствует рис. 3.2 [167], на котором представлены результаты
изм ерений 1974— 1981 гг. О братное рассеяние вычислено по­
данны м контактных изм ерений с использованием модельны х
представлений о свойствах стратосф ерного аэрозоля.
О бращ аю т на себя внимание данны е измерений 1965—
1968 гг. Как лидарны е, так и контактные данны е указы ваю т
на то, что уменьш ение аэрозольного рассеяния в это врем я
было п ренебреж и м о малым. Эта остановка в р асп аде вулкани­
ческих продуктов в стратосф ере в 1964— 1965 гг., возм ож но,
82
3.2. Методы определения, характеристик стратосферного аэрозоля
Р и с. 3.2. Р е зу л ь т а т ы изм ерений о б р атн о го р ассеян и я л и д а р о м на длин е волны
694,3 нм (а) и зо н д ам и (б) [167].
Стрелки указы ваю т время извержений вулканов: Фуэго (/), Сиэрра-Негра (2) и СентХеленс (3).
была вы звана новыми вулканическими изверж ениям и вулка­
нов Таал (14° с. ш .), А ву (3° с. ш.) и Ф ернандина (0°). О д ­
нако имеет место и другой ф актор, который, несом ненно, вно­
сит вклад в за м ед л ен и е расп ада. Так, скорость уменьш ения
за п а са аэрозол я в стратосф ере к ф оновом у уровню в 1963—
1964 гг. (п ер ед и зверж ением вулкана Т аал) была так ж е зн а ­
чительно н иж е по сравнению со средним и ш иротами северного
полуш ария после изверж ения вулкана Ф уэго в 1974- г. (вулкан
северного п ол уш ари я ). О дна из причин м едленного расп ада
вулканических продуктов в северном полуш арии, очевидно, та,
что вулкан Агунг, располож енны й в ю жном полуш арии, при­
вел здесь к увеличению стратосф ерного аэрозол я в 10 раз и
бол ее по сравнению с аэр озол ем , н аблю даем ы м в северном
полуш арии. Эти больш ие концентрации аэрозол я в ю жном
83
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
полуш арии несколько л ет служ и ли непрерывным источником,
его дл я северного полуш ария.
П ери од 1972— 1974 гг. был временем значительной актив­
ности стратосф ерны х изм ерений, проводимы х как часть или
прилож ение к климатической програм м е C IA P (C lim a tic Im p act
A sse ssm e n t P r o g r a m ).
Как часть C IA P назем ны е лидарны е изм ерения были про­
ведены Л англеевским исследовательским центром Н А СА и
Стэнфордским исследовательским институтом, а самолетныеизм ерения проводились Н ациональны м центром атмосферны х
исследований К ол орадо. В этих исследованиях было получено,,
что концентрация стратосф ерного аэр озоля в 1973 г. была
близка к ф оновом у значению.
Вулкан Ф уэго в Г ватем але (14,5° с. ш., 91° в. д.) и звер­
гался в октябре 1974 г. и сильно увеличил концентрацию стр а­
тосф ерного аэрозол я в северном полуш арии.
Авторы работы [146] п одробн о описали серии измерений,,
проводимы х до и после изверж ения вулкана Ф уэго в течение
почти 2 лет. В полученных вертикальных профилях отношения
рассеяния обр ащ ает на себя внимание первоначальная очень
слож н ая структура с многими слоями, которые зам етно и зм е­
няются от первого наблю дения к последую щ им (интервалы
примерно 1 н ед ел я ). М аксимум рассеяния был отмечен через
3— 4 мес после изверж ения. Это объясняется северным п ер е­
носом (от 14,5° с. ш. до 37,1° с. ш.) и тем, что для ф орм ирова­
ния и роста частиц из выброш енных газов необходим о какое-то
время. О тнош ение рассеяния достигло максимального значения
(4,2) в январе 1975 г., а к концу 1976 г. оно уменьш илось до
1,1 (почти как до изверж ени я вулкана Ф уэго).
В этот ж е период первоначальны е слож ны е слои слились,
обр азов ав единственны й широкий слой, поднявш ийся снова до
высот 2 1 — 2 2 км (довулканический уровен ь).
П ер и од с середины 1977 г. до начала 1980 г. по данны м н а­
блю дений различными приборами харак тери зовался как ф о­
новый, так как на стратосферны й аэрозоль не влияли выбросы
сильных вулканических изверж ений. О днако не исключено, что
на ф ормирование фонового слоя стратосф ерного аэрозоля
влияли бол ее слабы е вулканические изверж ения.
И зв ер ж ен и е вулкана С ент-Х еленс в м ае 1980 г., несомненно,,
является наилучш им свидетельством вулканического влияния
на стратосф еру. В рем я н ачала, вы сота, количество вы бросов к
п родолж ительность изверж ения были зарегистрированы н а ­
земными л идарам и в Калифорнии, Н ью -М ексико, К олорадо,
И ллинойсе, В ирдж инии, Англии, Ф ранции, Ф РГ, И талии, Я п о­
нии, а так ж е самолетны м стратосферны м лидаром во многих
районах СШ А и на севере Атлантического океана. Было п ро­
3.2. Методы определения характеристик стратосферного аэрозоля
анализировано больш ое количество н аблю дений для устан ов­
ления последовательной картины зонального переноса эр уп ­
тивного облак а на различны х вы сотах.
Н а основе лидарны х данны х было подсчитано, что вулка­
ническое увеличение в содер ж ан и и массы стратосф ерного аэр о ­
золя изм енялось от 0,4 - 1 0 6 д о 0,6 • 10 6 т, что хорош о согл асу­
ется с оценкам и по спутниковым данным.
3.2.3. Спут никовые и зм ерен и я
Первый прибор на И С З дл я исследования стратосферногоаэр озол я SA M II (S tra to sp h eric A erosol M easu rem en t II) был
запущ ен на И С З «Н и м бус-7» 14.10.1978 г. и предназн ачался
для изм ерения осл абл ени я стратосферны м аэрозолем надлиневолны 1,0 мкм. Почти круговая 995-килом етровая орбита И С З
была синхронизована с С олнцем (когда спутник пересекал эк ­
ватор, были местный полдень и м естная полночь).
Такая орбитальная геометрия ограничивала изм ерения
в области ш ирот интервалом 64— 80° как в северном, так и
в ю ж ном полуш ариях, т. е. почти до арктических и антаркти­
ческих районов.
Вторым
прибором ,
запущ енны м
на
зем ную
ор би ту
18.02.1979 г., был SA G E (S tra to sp h eric A erosol and G as E xp eri­
m ent) на И С З A EM -B. Почти круговая и сильно процессирую щ ая
600-килом етровая орбита А ЕМ -В обеспечивала п роведение и з­
мерений вокруг Зем л и прибором SA G E в интервале примерно
от 79° с. ш. до 79° ю. ш. П рибор изм ерял осл абл ен и е излучения
Солнца стратосферны м аэр озол ем на дли нах волн 1000 и
450 нм, а так ж е поглощ ение, обусл овл ен ное озоном в полосе
Ш аппюи (600 нм) и двуокисью азота в спектральной области
385— 450 нм.
Типичные изм ерения охваты ваю т высоты от поверхности
Зем ли или верхней границы облачности до высот, превы ш аю ­
щих 250 км, где отсутствует атм осф ерное ослабл ени е. Ф ак­
тически за м етн о е о сл абл ен и е для спектральных интервалов,
в которых проводились наблю дения с помощ ью SA M II и SAGE,,
отсутствует у ж е выше 60 км.
Сканирование стратосферы со спутника А ЕМ -В осущ еств­
ляется примерно за 20 с, а всей атмосферы (300 к м ) — за
100 с.
У равнение, связы ваю щ ее аэр озол ьн ое осл абл ен и е и п ар а­
метры прибора, записы вается в виде
Nx (f)=
f f
F x (Q, а]э)S x (0, -ф, t ) T x (Q)dQdk
(3.1>
AA, Д й
где N x (t) — сигнал изм ерений в центре линии в м омент вре­
мени t', F%(Q, f) — функция поля зрения радиом етра; г|з — азим у85
Г ла ва 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
тальный угол; Q — телесный угол; 7 \ ( 0 ) — пропускание атм о­
сферы по дл и не волны X, зависящ ее от угла обзор а 0 ; S x —
профиль внезем ной солнечной радиации.
Эффекты, обусловленны е атм осф ерной реф ракцией, вклю ­
чены b S x (0, if). Функция пропускания 7 \ (0), изм еняю щ аяся
с тангенциальной высотой Н и оп редел яется законом Бугера
Т %(Ht) = exp { - [J
(Я) d4 (Я )]},
(3.2)
где а%(Я )— показатель ослаблени я атм осферы в зависим ости от
высоты Я и длины волны X; тЛ( Я )— оптическая плотность.
Д л я длин волн SA G E п оказатель а% включает четыре ком ­
поненты:
=
(^) + a NO. (^) ”1“ оса (^) Ч~ ®Ов(^)>
(3-3)
где 0 м — показатель м олекулярного рассеяния, « n ö ., а а и а о 3—
показатели ослаблени я двуокисью азота, аэрозолем и озоном
соответственно.
На длине волны 1000 нм общ ий п оказатель ах как для
SA M II так и для SA G E практически содер ж и т только рэлеевскую и аэрозольную составляю щ ие.
Таким обр азом , свойства аэрозольного рассеяния на длине
волны 1 мкм могут быть восстановлены независим о из спутни­
ковых изм ерений с привлечением соответствую щ их м етеор ол о­
гических данны х.
П рограммы н азем ного обеспечения экспериментов с п ри бо­
рами SA M II и SA G E включали назем ны е измерения с о д е р ж а ­
ния аэр озол я в стратосф ере почти одноврем енно с полетом И С З.
П ом им о лидаров использовались пылевой зон д Вайомингского университета, а та к ж е такие приборы, как кварцевый
кристаллический м икробалансовы й импактор, измеряю щ ий in
situ и полярный неф елом етр. Б ольш ое количество объ еди н ен ­
ных экспериментов было проведено в Японии, Англии, Ф РГ,
Бельгии, Ф ранции и Австралии.
П олная зон а действия приборов SA M II и SA G E почти гло­
бальна, охваты вает примерно 99 % поверхности зем ного ш ара.
П о данны м прибора SA M II, полученным за год, построено
11 ООО вертикальных профилей аэрозольного ослабления, кото­
рые равном ерно освещ аю т территорию зем ного ш ара. П о п ро­
филям аэрозольного ослаблени я м ож но определить широтные,
долготны е и временны е вариации слоя стратосф ерного а эр о ­
зол я . М ож но так ж е оценить сезонны е различия в содерж ан и и
аэр озол я и различия его содерж ан и я в северном и ю ж ном по­
луш ариях.
В озм ож ность н аблю дать вулканические выбросы в страто­
сф ер у с помощ ью прибора SA G E бы ла впервые продем он стри ­
рована в конце 1979 г., когда несколько раз извергался вулкан
3.2. Методы определения характеристик стратосферного аэрозоля
Н км
Рис. 3.3. Ш и ротное распределен ие п о к а за т е л я ослабл ен и я, изм еренного при­
бором
S A G E 1 и ю л я — 12 авгу с та 1980 г. (ф он овое зн ачени е ( 1 . . . 2 ) Х
ХЮ~~4
к м -1 ) [167]. В ер ти к ал ьн ы е пунктирны е линии у к а зы в а ю т ш ироты,,
в к о то р ы х получены спутн иковы е данны е.
/ — 1 0 ~ 5 к м - 1 ; 2 — 1,2 • 10 4 ; 3 — 2,4 • 10“ 4; 4 — 4,6• 10- 4 ; 5 — 6,8 • 10“ 4, £? — 8 - 10“
7 — модель высоты тропопаузы; 8 — широта вулкана Септ-Хеленск.
Суф риер (о. С ент-Винсент, 13,3° с. ш., 61,2° з. д .). В скоре после
изверж ения прибор SA G E зарегистрировал увеличение аэр о ­
зольного осл абл ени я д о высоты 20 км в вулканическом облаке,
которое распространялось д а л е е на северо-восток А тлантиче­
ского океана и к за п а д н о м у берегу Африки.
П ом им о вулкана С уф риер, в это время сильно извергались
вулканы С ьерра-Н егра (0,8° с. ш., 91° з. д .) и С ент-Х еленс
(46° с. ш., 125° з. д .) , что так ж е было обн ар уж ен о прибором
SA G E . И звер ж ен ия соп ровож дали сь вы бросом в стратосф еру
больш ого количества пепла и газа. Так как вулкан С ент-Х е­
лен с расп ол ож ен на континентальной части СШ А, были про­
ведены многочисленны е наблю дения изверж ения, позволивш ие,
по-видим ом у, наилучш им о б р азом изучить эволю цию вулкани­
ческого изверж ения.
Н а рис. 3.3 приведены средн ие показатели ослабления, и з­
меренные с помощ ью прибора SA G E во время изверж ения вул­
кана С ент-Х еленс [167].
87
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
3.3. Одночастотное зондирование стратосферного
а эр о зо ля
О тнош ение обратного рассеяния и показатель обратного
аэрозольного рассеяния являю тся основными оптическими х а ­
рактеристиками аэрозол я. Эти характеристики м ож н о н епо­
средственно определить из данны х лидарного зондирования.
Они даю т представление о пространственно-врем енны х вари а­
циях, стратификации аэрозол я и т. п.
С ущ ествует несколько методов (последовательны х слоев,
наклонных трасс, асимптотического сигнала и др. [34]), исполь­
зуя которые м ож но определить п оказатель обратного р а с­
сеяния.
В се разр аботан ны е методы оказы ваю тся практически н е­
приемлемы ми при лидарном зондировании стратосф ерного
аэрозол я, когда изучаемы й объект имеет незначительную оп­
тическую плотность. И спользование други х типов рассеяния,
например С К Р, при зондировании стратосф ерного аэрозоля
д л я калибровки по сигналу этого рассеяния тр ебует значитель­
ного потенциала лидара.
Н и ж е рассм атривается м етодика интерпретации данны х
л азерн ого зондирования и возм ож ны е погреш ности о п р едел е­
ния оптических характеристик стратосф ерного аэрозоля.
3.3.1. Основные т еорет ические соотношения
Запиш ем уравнение лазер н ой локации в дальней зоне, где
геометрический фактор с увеличением расстояния от лидара
Я убы вает пропорционально Я -2 . В реж им е счета фотонов и
для фиксированной длины волны излучения л азер а
^(Я ) = УУ0г)К050Д Я .
где Л ^ (Я )— число фотонов, принятых с высоты Я из интер­
вала усреднения АН, Ы0 — число излученны х ф отонов, т] —
квантовая эфф ективность ФЭУ, Ко — суммарны й оптический
коэф ф ициент пропускания, 5 0 — площ адь приемной антенны,
л — число излученны х импульсов л а зер а в серии наблю дений,
Я'о—-высота установки л и дара н ад уровнем моря, оп(Н) — по­
к азатель обратного рассеяния, а { Н ) — п оказатель ослабления.
О бозначим аппаратурны й коэф ф ициент
К = В Д С 05 0Д Я ,
а пропускание излучения л а зер а
щий слой атмосферы — лидар
(3.5)
на пути лидар — рассеи в аю ­
( 3 .6 )
■88
3.3. Одночастотное зондирование стратосферного аэрозоля
О тнош ение обратного рассеяния
£>
№)
_
р Яа (Я )
СГям (Я )
Рям (Я )
уу
Ояы Ш)
где ояа (Н ) и 0 ЯМ(Я )— показатели обратного аэрозольного и м о­
лекулярного рассеяния соответственно.
И з уравнений (3.4) и (3.7) оп редел яется величина
ы (Я) (Я ~ я °)2 .
# (Я ) =
(3.8)
К Т Ц Н ) в Яы(Н)
Если на граф ике Я( Н ) на вы соте Я,„ вы брана минимальная
величина Я { Н т) = Я т, то
К
—
“
п
\ __ П
^
(Н
(Я т -
/д д у
^ № т)
Я т Т 2 ( Н т) стЯм (Н,п) '
Яр)2
я 0)2
Л/ (Я ) Т 2 (Я,„) Оям (Я т )
/д
Л/ (Я т ) Г 2 (Я ) 0 ЯМ (Я)
а п оказатель обратного аэрозольного рассеяния
опЛт=.- .^ .— .
(з.и>
°ям (Н)
а ла (Я ) = а я„(Я )
"^
;
^
Г
(Я ~ 11 оГ Х Ш) 7 2 {Нт) 0ЯМ{Нт)Ят.^ _ 1 ] .
Ч
( Нт - Н 0) * Ы ( Н т) Т Ц Н ) о Пм(Н)
}
(3 . 12 ).
Таким обр азом , для определения величин Я( Н) и 0 яа (Я )
сущ ествует дв е возм ож ности. П ервая — оп ределени е величины
К по изм ерениям величин Мо = Е 0К/кс (Е 0— энергия излучения
л а зе р а ), г), Ко, 5 (см. ф орм улу (3 .5 )) и введение в схем у р а с­
чета профиля Т 2 (Н) по табличны м, л и бо по другим данны м,
вторая — оп редел ен и е величины К по минимальному р ассея ­
нию на высоте (см. ф орм улу ( 3 .9 ) ) с коррекцией К на Кт и
последую щ им и поправками к Т 2 (Н) для Н ф Н т.
К ритерием вы бора одного из д в у х методов является наи­
меньш ая погреш ность оп ределени я величины Я{ Н ).
3.3.2. Погреш ности оп ределен и я отношения обрат ного
рассеян и я
О бозначим
Н-= ( Я ~ " Яо)2 ,
( Н т — Я 0)а
N (Я ) =
4
= ехр
Ы ( Н т)
У а (Я ') йН>
и запиш ем ф орм ул у (3.12) в виде
о яа (Я ) = НЫ (Я ) Т 2 (Я ) 0 ЯМ(Я т ) Я т ~ 0 яи (Я ).
(3.13)
89■
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
П о определению
¡¿ст.яа(Я )]2 = (бЯ )2 [
дОяа (Щ
дН
<?сгяа (Я)
<?<Тяа (Я )
4" [б0ям (Я)]2
] 2 +[бУ У (Я )]2 [
дТ 2 (Я)
ЗСТяа(Я)
_ далм (^)
двяа(Я)
(ЗтУ(Я)
д(Т„а (Я )
а/?я
-детям (я )
¿>стяа(Я) ¿>стяа (Я)
Т 2СаПм(Н,п) °ям («) допи (Я) даЯш(Нт )
2
г+
(3.14)
где(я т) = Н т — • Е {[о'ям(Я) — а ям(Я )] х
/е->со /С
Сп
-о-ям (Я т )]}
(3.15)
— корреляционная функция величин стяМ(Я ), ая„(Нт).
П оследний член в (3.14) учитывает корреляцию м олек уляр­
ной плотности в атм осф ере р (Я ) на разны х вы сотах, так как
а ям(Я) = а ° мр (Я ),
(3.16)
где
с>£м — поперечное сечение обратного м олекулярного рассеяния.
П одставив
(3.14) соответствую щ ие производны е, получим
Г бстяа (Я) у
- Ояа (Я) .]
" 8Ы (Я)
Г стям (Я)
1 *да(Я) +
‘
1
°яа (Я) . 1 1. Л'(Я) ]
бр (Я,„)
) Я 2(Я ) + Р(Я. ^ 2(Я ) + ^
2СР(Я) рШт)
^ ( Я ) + Г Й!' (//>
Р (Я) р (Ят)
I р(Я)
бТУ(Я) ] 2 , [-6 Г3 (Я) 1
V
б/? (Я)
Я (Я)
■
и
-
N( 1 1 )
бр (Я) -|а
I р(Я) .
I
Р (Я )
]
' бГ2 (Я) ■
> (Я ) +
_ Г2 (Я) ]
У
^ 2 (Я )-
(3.17)
Т ),
Л
3
■ (¥ )■ +
Г бр(Ят) у
I Р(Ят) ]
2Ср (я) Р (я т )
(3.18)
р(Я)р(Ят) ■+
Уравнения (3.17) и (3.18) определяю т погреш ности вели­
чин 0 яа и Я при использовании данны х о минимальном р а с­
сеянии на вы соте Я .
С другой стороны , при определении величины К по ф ор ­
м уле (3.5)
N
0
Г б (Я - Я0) 2 у ,
Г 6 Л? (Я)
г
+
1 Л/(Я)
'* £ ) '+
1
б^ла(Я) 2
_ ^Яа (Я) _
_______ 1
- 6 Я (Я) у
!_ /?(Я) }
ер (Я)
р (Я)
( 3 . 19)
3.3. Одночастотное зондирование стратосферного аэрозоля
Д л я п оследую щ и х расчетов п р еж д е всего рассм отрим в е­
личины
2 Ср(Я) р (Нт) и 8 /?т , подробны й анализ которых про­
веден в работе [158]. Авторы этой работы получили, что
1-
С;р
(Я )р (Н т ) ■
О,
|Я
Я„
с н — Н,п \ 21
Л
АН* )
Н — Нт | < АН*,
> АН*
(3.20)
где А Н * — интервал разреш ения в м одели расп ределени я кон­
центрации м олекул или в эксперим ентальны х данны х. В кон­
кретных эксперим ентах при использовании данны х р ад и озон ­
дирования ( Д Я « 0 ,5 к м ) | Я — Н т | > АН*, Ср (я)р(ят ) = 0.
Д ан ны е о величинах б R m и Rm были получены с привлече­
нием одноврем енны х аэростатны х изм ерений концентрации а э ­
р озол я ф отоэлектрическим счетчиком частиц (для r > 150 нм и
г > 2 5 0 н м ) и расп редел ени я тем пературы и давления атм о­
сферы . Были проанализированы данны е изм ерений, п роведен ­
ных сотрудникам и В айомингского университета в 11 районах
Зем ли в течение нескольких лет. П роф или числа аэрозольны х
частиц и м олекулярной плотности преобразовы вались в про­
фили R ( Я ) с использованием оптических м оделей аэрозоля.
Р езул ьтир ую щ и е профили Rm были сгруппированы по ш и­
ротам и для условий атм осферы , соответствую щ их вулканиче­
ской деятельности и отсутствию такой деятельности по край­
ней м ере за несколько месяцев д о наблю дений.
П олученны е сведения представлены в табл. 3.1, где б R m
соответствует стан дартном у отклонению ( I 0 ), если в расчет
введено табличное значение Rm, а б Rm — если считается, что
Rm = 1.
Авторы работы [158] указы ваю т, что вторая часть табл. 3.1
имеет преим ущ ество в расчетах, так как зависим ость от длины
волны и показател я преломления аэр озол я учитывается в ве­
личине R mау. оп редел яем ой в к аж дой серии изм ерений. П о ­
этом у данны ми табл . 3.1 м ож н о пользоваться в ди а п а зо н е длин
волн 694,3— 1060 нм. Так как значение R для 532 нм м ож но
оценить по приближ енной ф орм уле [144]
^694,3 (Я) = 1 + ( - ^ ) 3 [Я Ю2 ( Я ) - 1 ] ,
(3.21)
то очевидно, что значения Rm и б Rm из табл . 3.1 являю тся м ак­
симальными.
П ок азател ь преломления при расч етах был выбран равным
1,425— 0 i, что соответствует см еси капель серной кислоты
(75 % ) и воды (25 % )• Д л я невулканических условий и ши91
Г л а в а 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
Т абли ца 3.1. Рекомендуемы е зн ачени я R m и 8 R nl для вулканических условий
в атм осф ере [158]
Широта
Янм
71— 85° с.
694,3
1060
694,3
1060
694,3
1060
694,3
1060
38— 57° с.
33° с .— 34° ю.
77— 90° ю.
0,007
0,021
0,009
0,029
0,004
0,013
0,004
0,011
1,015
1,046
1,010
1,033
1,005
1,017
1,004
1,013
0,016
0,050
0,013
0,043
0,006
0,021
0,005
0,017
^■т
Ш ирота
7 1 — 85° с.
3 8 — 57° с.
0
1
СО
Ö
со
СО
1+
1
1+
1+
7 7 — 90° ю.
0 ,1 2
0 ,0 8
0 ,0 4
0 ,0 4
( Д т а х — 1)
(Я щ ах
О
(Я ш а х -0
(Я ш ах
1)
0 ,0 7
0 ,0 7
0 ,0 5
0 ,0 3
(Я та х -1 )
(Я та х -1 )
(Я та х
О
(Я ш а х -1 )
0 ,1 4
0,11
0 ,0 7
0 ,0 5
(Я т а х -1 )
(Я ш ах -0
(Я ш ах -0
(Я та х
1)
роты около 60° с. ш. Это характерно для района тропопаузы
( + 2 км, — 5 к м ).
Таким о бр азом , например, дл я широты М осквы при ^тах== 2 значение
(
\
^ « 4 - 1 0 ~ 3.
Rm
)
С огласно [158], погреш ность
б Т* (Нт)
L тцнт)
=4 {[0,2тг (Я )]2 + [0,5та (Я )]2 + [0,1тм (Я )]2} , (3.22)
где т г, та, Тм — оптические плотности озон а и други х поглощ аю ­
щ их газов, аэрозол я и м олекулярного компонента соответст­
венно.
В ы берем Я т = 20 км. Д л я Н < Н т погреш ность определения
Г 2 ( Я ) б у д ет меньш е, так как значение оптической плотности
с уменьш ением высоты ум еньш ается. Д л я Я > Я ТО не н а б л ю д а ­
ется значительного увеличения х, например та ( 0,20 км) =
= 3,711 • 10-1, а та (0,30 к м ) = 3 ,7 3 3 -10“ 1 при Я = 5 3 2 нм [72].
Считая та к ж е т, (0,20 км ) = 1,278 • 10~2 [72] и -гм= 1,122 - 10“ 1
согласно проведенны м вычислениям для м одели стандартной
атмосферы и Я= 532 нм получим
б г 2 ( Н т)
1 ,4 - 1 0 -1.
[_ Т ( Н ,п)
Таким о б р а зо м , погреш ности определения величин Ят и
Т 2 ( Нт) составляю т соответственно 6,3 и 3 7 % . О днако, если
92
3.3. Одночастотное зондирование стратосферного аэрозоля
Рис. 3.4. П огреш ность о п р ед ел е­
ния п роп ускания атм осф еры на
длин е волны 532 нм д л я Н т , р а в ­
ны х 10 км ( / ) , 15 к м (2 ), 20 км
(3) и 25 км (4).
Н км
логреш ность
величины
Я( Н) оп редел яется по ф ор­
м уле
(3 .1 8 ),
необходим о
учитывать погреш ность в е ­
личины
Т 2 {Н)-■ехр
а (Н')йН'
которая б у д ет минимальна
вблизи ТОЧКИ Нт И В О З р Э С тает по м ере удал ен и я от
нее вверх или вниз. И зм е­
нение погреш ности величины Т2 (Н) дл я четырех ф иксирован­
ных значений Нт, равны х 10, 15, 20 и 25 км, иллю стрирует
рис.
3.4.
Р асчет величин
бГ 2
гр£ (Н) проведен авторами работы
[68 ] по ф орм ул е (3 .2 2 ).
П огреш ности определения величин, входящ их в формулы
(3 .1 8 ) и (3 .1 9 ), приведены в табл. 3.2. Оценки даны дл я вы­
соты 20 км (средн яя высота стратосф ерного слоя а эр о зо л я ).
П ри расчете величины бр/р использовалась ф орм ула
р(Я ) = 7 • 33 • 1020
4
Т(Н)
(3.23)
’
и данны е о погреш ностях изм ерения величин Р и Т р ади озон ­
дам и [86 ]. В ф орм уле (3 .2 3 ) Р — давл ен и е в П а, Т — тем п ер а­
тура в кельвинах, а р ( Я ) — в см -3 .
И спользуя данны е табл. 3.2 и проведя вычисления, п ол у­
чим по ф орм ул е (3 .1 8 )
б/?//? = 11,9 %,
а по ф орм уле (3 .1 9 )
8 Я/Я
= 48,6
%.
П ри расч етах по (3 .1 8 ) основной вклад в погреш ность и з­
мерений величины Р вносит погреш ность изм ерения сигнала
обратн ого рассеяния, а по (3 .1 9 ) — погреш ность определения
пропускания д о зон ди руем ого слоя. П огреш ность изм ерения
93
Г ла ва S. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
Т аб ли ц а 3.2. П огреш ности измерения парам етров л и дара и атм осф еры в слу ч ае
вертикального зон дирования при Я = 20 км (Н т = 10 км)
Погреш ность
8Е0
Значение,
10
П ри измерении эн ергии и злуч ен и я стандартнымик ал ори м етрам и, нестабильность эн ергии и зл у ч е­
ния л а з е р а при усреднении по многим им пульсам
не вносит сущ ественной погреш ности
10
П огреш ность изм ерения вели чин ы К 0 скл ады вается
из погреш ностей измерений п р о п у ск ан и я приемнойантенны , интерф еренционного ф и л ьтра и передаю ­
щ ей антенны
ф
30
П ри определении квантовой эф фективности по пас­
портным данны м Ф ЭУ
2
П ри изм ерении р азм еров оптических элем ентов ан ­
тенны с точностью ± 2 мм
Ео
ьк0
Ко
бг|
Г)
ÖS0
S0
б АИ
10
П огреш ность изм ерения высоты
= 1 км
37
П ри использовани и модели п р о п у скан и я д л я 530 нм:
[72]
АН
бГ 2
J'Z
б N ( Н т)
8 ( Нт — Я ) 2
(Я,п
м,
АН =
П ри Е 0 = 3 м Д ж ( N0 = 8,1 • 1016); К = 0,05; т] =
= 0,07; S 0 = 4 , 7 - 1 0 - 2 м2; А Н = 1 км; п = 103,.
( N 0K 0r\S0A H n = 1 ,3 - 1024 см3);
Т 2 = 0,36; Х =
= 5 3 2 нм и м ол екул ярн ом рассеян и и , N (10 км) =
= 2 , 8 - 103
2,8
П ри и спользовани и модели а эр о зо л я [72] и р а с ­
чете по (3.22)
2
П огреш ность и зм ерения высоты ± 1 0 0 м
2
П о оценкам авторов работы [158] зн ач ен и я бр/р
д л я 0— 30 км изм еняю тся от 1 % при вы числении
по данны м радиозон ди рован и я до 3 % при и сп ол ь­
зовании данны х ш иротно-сезонны х моделей с т а н ­
дартн ой атмосферы
6,3
Р асч ет д л я R max = 2 (подробности см. в тексте)
9
П р и тех ж е п арам етрах а п п ар ату р ы и Т 2 = 0 ,31—
— N (20 км) = 1 ,3 -1 0 2
1
П огреш ность и зм ерения высоты ± 1 0 0 м
Я )2
бр ( Н т)
Р (Нт)
бRm
Rm
8N
N
б ( Я - Я 0)2
( Я - Я й)2
94
±100
1,9
N (Я т )
бг 2
'J' 2
Примечание
3.3. Одночастотное зондирование стратосферного аэрозоля
сигнала м ож н о снизить, увеличив потенциал ли дара (площ адь
антенны, энергию излучения, квантовую эфф ективность, час­
тоту и число импульсов л а зер а и т. д .) . Р ассм отрим в о зм о ж ­
ности ум еньш ения погреш ности изм ерений пропускания при
использовании одноврем енны х сеансов л идарного зон ди р ов а­
ния вертикально и под некоторым углом к вертикали.
В п редполож ен ии горизонтальной однородности атмосферы
при зондировании слоя, расп олож ен н ого на высоте Я , п од у г ­
л ам и сц и ах к вертикали
Ми, (Н) бс2 а , ~| 5С а| _ яе И|
Т ъ (Я ) =
(Я) 8С2а2 ]
^
’
У‘
;
где
N л (Я )« и Ыа,(Щ — сигналы обратного рассеяния с вы­
соты Я .
Если одна из тр асс зондирования вертикальна, то
1
Nа (г) вс2 а
Т 2 (Я) =
(3.25)
Л1 ! (Н)
где Ыа и Ы ± — сигналы при вертикальном зондировании и
п од углом а к вертикали.
И спользуя и звестное вы раж ение дл я среднеквадратичной
ош ибки и опуская пром еж уточны е выкладки, получим
“У., м--,,а п
I2
1/ Ла 5С- а \ ,
(Т7*2 :
+
бс а — 1 \
N±
/ Х,х УС-
у
V
)
л /х
)
N1.
+ К
(3.26)
З д есь
Т 2¡с а
к;
б
са
< У Т Од, ,
А'а
N а и а.
И <г„
а
(2 « к а — 1п Р ) а ^
,
—1
среднеквадратичны е ош ибки величин Т2,
О сновное
осл абл ен и е л азер н ого
излучения
происходит
в ниж нем 10-километровом сл ое атм осферы . Сильное о сл а б л е ­
ние излучения (м алы е значения м етеорологической дальности
видим ости) резко сн иж аю т возм ож ности лидарны х измерений
стратосф ерн ого аэр озол я . П оэтом у дл я п оследую щ и х оценок
вы берем м одельное значение Г 2 (10 к м ) = 0,36. П р едп ол ож ен и е
о горизонтальной однородности атм осферы , естественно, м о­
ж ет и не выполняться, так как вопрос о р азм ер ах простран ст­
венных неоднородностей аэр озол я на фиксированной высоте о с ­
тается д о сих пор не выясненным. Тем не м енее сл ед ует ож и95
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
дать, что при больш их угл ах а горизонтальная стратификация
атм осферы вероятнее.
П ри расчетах дл я парам етров аппаратуры , приведенны х
в табл. 3.2, и погреш ности изм ерения угла а, равной ± 2 ° , по­
лучены следую щ и е значения отнош ения а г2/Т 2 в зависимости
от а:
10 20
40
>10
3,69 0,86
Отметим, что дл я угла а = 40° на 20 км расстояние м еж д у
зондируемы м и объ ем ам и составляет примерно 17 км, и в том
случае, если м асш табы н еоднородностей порядка десятков ки­
лом етров, появляется дополнительная погреш ность. У лучш е­
ние парам етров л и дар а, п озволяю щ ее увеличить принимаемый
сигнал, как видно из формулы (3 .2 6 ), уменьш ит значение от “•
Так, при увеличении сигнала обратного рассеяния с высоты
10 км на порядок дл я а = 4 0 ° погреш ность ум еньш ается д о
3,9 • 10^2. Тем не менее значительны е технические усилия, н е­
обходи м ы е дл я увеличения сигнала рассеяния в 10 р аз, ,не
приводят к выигрышу в точности определения величины & по
сравнению с м етодом , не требую щ им калибровки всех п а р а ­
метров ли дара. П оэтом у расчет величины Я по ф орм уле (3.10)
является предпочтительны м.
Д л я вычисления погреш ности сигнала обратного рассеяния
использовалось и звестное вы раж ение
8Я ( Я ) = У Я ( Я ) ,
(3.27)
которое строго применимо при пуассоновском распределении
ф отоэлектронов. Критерием применимости вы раж ения (3.27)
являю тся условия [6]
Я а / Я а «
1;
Я м / 5 м < <
1.
(3.28)
З д есь Д/'а — ср едн ее число ф отоэлектронов, обусловленны х аэр о ­
зольным рассеянием за время
5 а — число пространственновременны х ф азовы х ячеек дл я аэрозольной составляю щ ей,
Л/м — ср едн ее число ф отоэлектронов, обусловленны х м олек у­
лярным рассеянием за время /, 5 М— число пространственновременны х ф азовы х ячеек дл я м олекулярной составляю щ ей.
В условиях (3 .2 8 )
(3.29)
3.4. Л идары д ля наблю дений стратосферного аэрозоля
£! — телесный угол приемной антенны, та* — время когерент­
ности дл я аэрозольн ой составляю щ ей, т м* — время когерентно­
сти для м олекулярной составляю щ ей, Дvл — ш ирина спектра
л азер а , Avт — уш ирение за счет теплового движ ения молекул*,
остальны е обозн ачен и я введены выше.
П роведенны е вычисления показы ваю т, что условия (3.28)
выполняются дл я приводимы х парам етров аппаратуры уж е
в ниж ней тр опосф ере. П оэтом у при определении погреш ностей
сигнала м ож но пользоваться вы раж ением (3 .2 7 ), так как д и с­
персия 0 2
^ = М.
3.4. Лидары д л я наблю дений за стратосферным
аэрозолем
При зондировании верхней атмосферы сигнал обратного
рассеяния имеет больш ой динам ический ди ап азон . И нтенсив­
ность сигнала с первых сотен метров м ож ет повлиять на р а­
ботоспособность ФЭУ. П ер егр узк а ФЭУ, как известно, соп ро­
вож дается двум я основными эфф ектам и: оп ределенн ое время
не восстанавливается нормальная реакция на слабы е сигналы
и после окончания перегрузки зам етн о возрастает тем новой
ток ФЭУ. Снизить оптические перегрузки Ф ЭУ возм ож н о н е­
сколькими способам и: применением специальны х затворов, у с ­
тановленны х перед передатчиком и приемником (п ер ед п ере­
датчиком для отсечки ф луоресцентного излучения л а зе р а ); оп­
тической селекцией (ум еньш ением угла зрения приемника и
расходим ости передатчика, увеличением расстояния м еж д у оп ­
тическими осями приемника и передатч ик а); значительны м сни­
ж ением энергии излучения л а зер а и тем самым уменьш ением
сигнала обратного рассеяния. В се перечисленны е способы
имею т свои достои н ства и недостатки. Так, специальны е м ех а ­
нические либо электрооптические затворы ш ироко не освоены
отечественной промы ш ленностью и их изготовление находится
в стадии отдельны х разр аботок . Оптическая селекция со зд а ет
дополнительны е трудности в ю стировке п рием о-передаю щ ей
системы , а сн иж ение энергии импульса л азер а тр ебует увели ­
чения частоты посылок импульсов, так как в противном случае
времена накопления сигнала становятся весьма больш ими.
Д л я проведения экспериментов, связанны х с зондированием
стратосф ерного аэр озол я , в течение последни х лет в Ц А О были
р азр аботан ы различны е типы л и дар ов, которы е м огут во м но­
гом явиться прототипом л и даров, установленны х на И С З .
О птико-механический блок (О М Б ) л и дар а представляет
ж есткосвязан н ую систем у приемной оптической антенны и п е­
редатчика.
4
Заказ
3710
^7
Глава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
Т абли ца 3.3. О сновны е парам етры приемной антенн ы
П арам етр
У гл овое поле зрен и я
Д и ам етр главн ого зе р к а л а
Д и ам етр малого зе р к ал а
О тносительное отверстие
Л ин ей н ое поле зр ен и я
Э квивалентное ф окусное расстоян ие
Значение
9 м рад
0,26 м
8 ,5 -1 0 - * м
1 : 6,6
1 ,5 -1 0 —3 м
1,72 м
П рием ная оптическая антенна выполнена по зеркальной
сф ерической схем е К ассегрен а, ее параметры представлены
в табл . 3.3.
В антенну введена см енная ди аф р агм а, р асп олож ен н ая
в фокальной плоскости антенны. Д и ам етр сменны х ди аф рагм
3 • 10 “ 3 и 6 • 10 - 3 м. Д и а ф р а гм а п озволяет при уменьш ении по­
л езн ого сигнала (0,45 дл я диаф рагм ы 3 - 10- 3 м и 0,9 для д и а ф ­
рагмы 6 • 1 0-3 м ) получить значительны й выигрыш в отнош е­
нии сигнал/ш ум за счет уменьш ения ф оновой засветки.
У меньш ение телесного угла антенны ц ел есообр азн о до ве­
личины несколько больш ей значения расходи м ости излучения
л а зер а , что связан о с возм ож ностью рассогласования оптиче­
ских осей приемника и передатчика. Д л я уменьш ения р а сх о ­
димости излучения л а зер а п еред его вы ходом установлен
линзовый коллим атор, позволяю щ ий получить на вы ходе луч
расходим остью 3 м рад. Точность юстировки оптических осей
приемника и передатчика в этом сл учае дол ж н а быть не х уж е
0,8 м рад.
П рим еняем ая в оптической схем е линза Ф абри позволяет
сф окусировать и зо б р а ж ен и е диаф рагм ы на ф оток атод ФЭУ.
Д и ам етр сф окусированного пятна при этом 2 - 1 0 ~ 3. Это п о з­
воляет использовать только центральную п лощ адку ф оток а­
тода, где интегральная чувствительность обычно выше, чем на
периф ерии. К ром е того, уменьш ение рабочей площ адки ф ото­
катода приводит к уменьш ению собственны х ш умов Ф ЭУ (при
использовании Ф ЭУ с ф отокатодом м алого д и а м ет р а ).
П ри
проведении
изм ерений
в
л и дар е
и спользовался
Ф Э У -136, имею щ ий паспортизованны е характеристики в р е­
ж и м е счета фотонов на рабочей дл и не волны 532 нм.
П ри р а боте в р еж и м е счета ф отонов мощный обратны й сиг­
нал рассеяния с первых километров трассы м ож ет быть н а ­
столько больш им, что электронное обл ак о, созд ан н ое им около
ф оток атода, не усп евает рассасы ваться и значительно и ска­
ж а ет истинное р асп р едел ени е сигнала обратного рассеяния.
98
3.4. Л идары д л я наблю дений стратосферного аэрозоля
Таблица 3.4. Основные параметры передатчика
П а р ам етр
Э н ерги я излуч ен и я в им пульсе на 532 нм
Д л и тел ь н о сть им пульса
Ч астота повторения им пульсов
Общ ее эн ергопотребление системы
З н ач ен и е
3 мДж
20 не
12,5 Г ц
3 ,5 кВ т
Д л я борьбы с этим явлением были уменьш ены ди аграм м а
направленности антенны и расходи м ость излучения л азер а
в сочетании с небольш им разнесением (до 1 м ) оптических
осей приемника и передатчика.
Расчеты показы ваю т, что ум еньш ение расходи м ости и зл у­
чения л а зер а до 0,3 м р ад и угла поля зрения антенны до
1 м р ад с разн есен ием осей приемника и передатчика д о 1 м
увеличивает «м ертвую » оптическую зо н у ли дара д о 1 км, что
значительно ум еньш ает сигнал, приходящ ий на Ф ЭУ с первых
километров трассы .
П ередатчиком л и дара сл уж и т л азер И З -25, основные п а­
раметры которого приведены в табл. 3.4.
В л и дар е использован м алогабаритны й вычислительный
комплекс «Э лектроника-Т З-29К » (15 ВУМ С 3 2 -0 0 2 ), в состав
которого входит микросистем а «Электроника ТЗ-29» (15 ВУМ С
3 2 -0 0 1 ), терм оп ечатаю щ ее устройство (ТП У , 15 В В П 8 0 -0 0 6 ),
видеоконтрольное устройство на Э Л Т (В К У , 15 И Э 2 0 0 /1 4 0 -0 1 8 ),
блок интерфейсны х плат (15 В К. 10-002). Стандартны й блок
интерфейсны х плат со дер ж и т блоки связи с В К У и ТПУ. Д о ­
полнительно был р азр а б о та н блок управления л азер ом . У прав­
ление всей системой осущ ествляется м икросистемой «Э лек тро­
ника ТЗ-29».
В конкретном случае р абота с маш иной ведется в ди а л о го ­
вом реж им е, инф орм ация о то б р а ж а ется на В К У и при жела-*
нии возм ож ен ее вы вод на ТП У. Сервисны е программы , кото­
рые обеспечиваю т связь ВУМ С с периферийны ми устройствам и,
а та к ж е программы обработки и выдачи инф ормации при р а ­
боте всей системы хранятся на магнитной ленте кассетного
запом инаю щ его устройства (К З У ). Д л я работы системы н е­
обходи м о ввести программы с К З У в память машины. П р о ­
грамм а со д ер ж и т формулы расчета н еобходим ы х вычислений.
В начале эксперим ента с помощ ью клавиатуры в память
ВУМ С вводятся н еобходим ы е константы — д а т а , количество
изм ерений, начальная вы сота, строб. П осл е вы полнения д а н ­
ной серии изм ерений на В К У отобр аж аю тся: введенны е кон­
станты, номер серии, результаты изм ерений и вычисления в со ­
ответствии с ф орм улам и по стробам . Д а л е е с помощ ью
4*
99
Г лава 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
клавиатуры ВУМ С указы вается н еобходим ость вы вода ин­
формации на ТПУ, после чего операции повторяю тся вновь.
К а ж д о е изм ерение проводится в четыре этапа: запись фона,
считывание фона в память ВУМ С; зап уск л азер а и запись инф ормации в буф ер н ое оперативное зап ом ин аю щ ее устройство
(О З У ) интерфейсного блока; считывание информации из б у ­
ф ерного О ЗУ в память машины, где происходит операция вычитания фона и у ж е эта инф ормация накапливается (склады в ается ) в зависим ости от количества изм ерений согласно программе. О бработка инф орм ации в м икросистем е происходит
на завер ш аю щ ем этап е (в конце сери и ) в соответствии с з а ­
лож енны м и ф ормулам и.
Этапы считывания фона и инф орм ации о наличии фотонов
при зап уск е л а зер а из буф ерного О ЗУ в О ЗУ ВУМ С практически идентичны. Этапы записи фона и записи инф ормации по
стр обам в буф ер н ое О ЗУ отличаю тся только тем, что при
записи фона не происходит зап уск а л азер а.
Р а б о т а системы начинается с изм ерения ф она. Д л я этого
на внеш нем р а зъ ем е машины вы ставляется х од селекции интерф ейсного блока, по котором у деш иф ратор кода селекции
вы дает сигнал о ее наличии. Д а л е е вы ставляется код строба
и код операции (в данном случае код записи ф о н а ), по к о­
тором у деш иф ратор кода операции вы дает нужный сигнал.
П о коду строба переклю чается мультиплексор строба, кото
рый оп р едел яет значение строба (0,25, 0,5, 1 к м ). Генератор
тактовых импульсов и блока им еет частоту, оп ределяем ую по
времени прохож ден и я фотоном расстояния 0,25 км. Н а таймер
вы дается код начала отсчета и разр еш ен и е на его р аботу по
коду операции. В о время начала отсчета тайм ер зап уск ает
счетчик фотонов, счетчик адреса постоянно запом инаю щ его устройства (П З У ), ф ормирователь адр еса оперативно запом инаю щ его устройства (О З У ).
С Ф ЭУ поступаю т импульсы, свидетельствую щ ие о наличии
фотонов, на счетчик фотонов. Управляю щ им П З У блока вы­
даю тся команды дан ного реж им а на все внутренние устройства. Так, при окончании к аж дого строба инф орм ация переписы вается из счетчика ф отонов в регистр числа ф отонов и
счетчик фотонов сбрасы вает в нулевое состояние. Д а л е е счетчик фотонов считывает инф ормацию со следую щ его стр оба,
а в это время осущ ествляется перепись инф орм ации из регистра числа ф отонов в буф ер н ое О ЗУ и т. д . д о тех пор пока
не запиш утся 15 стробов, о чем ф орм ирователь адр еса ОЗУ
п од ает сигнал на ф орм ирователь отсчета И Б (интерф ейсного
б л о к а ). П осл е этого код операции оп редел яет состояние вы хода
м ультиплексора адр еса О ЗУ (на данном этапе вы ход оп р еде­
ляет ф ормирователь адреса О З У ).
100
!
|
[
!
I
!
|
|
1
!
|
!
I
,
!
|
!
|
|
;
;
§
;
|
3.4. Л ид ары д л я наблю дений стратосферного аэрозоля
Рис. 3.5. Б л о к-сх ем а
системы
регистраци и
и об р аб о тк и
инф орм ации.
1 — КЗУ; 2 — ЭВМ «Электроиика-ТЗ-29»; 3 — интерфейсный вывод на ТПУ; 4 — ТПУ;
Г
> ВК У; 6 — интерфейсный вывод на ВКУ; 7 — интерфейсный блок управления л азе­
ром; « — лазер; 9 — ФЭУ.
При считывании фона на вы ходном р азъ ем е машины у ст а ­
навливаю тся: код селекции И Б , код операции и на в ходе м уль­
типлексора адреса О ЗУ нулевой адрес. В этом случае адресом
буф ер ного О ЗУ уп равл яет маш ина. У правляю щ ее П З У 'фор­
мирует команды считывания и сигнал ответа И Б , по котором у
инф орм ация переписы вается через шинный ф орм ирователь д а н ­
ных в О ЗУ машины. Таким о бр азом , происходит перепись всех
15 адресов буф ерного О ЗУ .
П ри операции записи инф орм ации по стробам происходит
зап уск л азер а; тайм ер зап уск ается по синхроим пульсу от ФЭУ;
д а л е е все происходит в той ж е последовательности, что и при
зап и си фона.
П р оц есс считывания инф орм ации тот ж е, что и при считы­
вании ф она. Зап ись инф орм ации в О ЗУ машины происходит
следую щ им обр азом : из О ЗУ машины вы зы вается значение
фона по дан н ом у стр обу, вычитается из полученной и нф орм а­
ции, резул ьтат и фон записы вается в О ЗУ . П ри многократны х
и зм ерениях результаты по стр обам склады ваю тся в специально
отведенной области О ЗУ .
Б лок-схем а системы регистрации и обработки информации
приведена на рис. 3.5, интерфейсный блок управления лазером
показан на рис. 3.6.
Д р угой вариант л и дар а для зондирования стратосф ерного
аэрозол я был р азр а б о та н авторами работы [4]. Д л и н а волны
излучения передатчика 532 нм, частота излучения 50 Гц, э н ер ­
гия в импульсе д о 150 м Д ж , главное зер к ал о приемной опти­
ческой антенны им еет диам етр 1,1 м. П рием сигнала о б р а т ­
ного рассеяния проводится в 256 к ан ал ах со стробом , м еняю ­
щ имся в п р едел ах 0,15— 2,4 км.
101
Г ла ва 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
Ри с. 3.6. И н терф ей сн ы й блок уп р ав л ен и я л азер о м .
/ — мультиплексор строба; 2 — мультиплексор адреса ОЗУ; 3 — шинный формировательданных; 4 — ЭВМ «Электроника-ТЗ-29»; 5 — формирователь ответа интерфейсной платы;
6 — деш ифратор кода селекции; 7 — деш ифратор кода операции; 8 — управляю щ ая ПЗУ;.
9 — буферное ОЗУ; 10— формирователь адреса ОЗУ; 11 — таймер начала отсчета; 12 —
лазер; /3 — счетчик адреса ПЗУ; 14 — регистр числа фотонов; 15 — счетчик фотонов::
16 — ФЭУ; 17 — генератор тактовых импульсов.
/ — код начала отсчета; I I — код строба; III — адрес; IV — данные; V — ответ; VI —
код селекции; VII — синхроимпульс.
3.5. Р езульт ат ы зондирования стратосферного
а эр о зо ля
П риведем основные данны е зондирования стратосферного*
аэрозоля, полученные с использованием ли дара, описание ко­
торого приведено в преды дущ ем р аздел е.
П р еж д е всего представляло несомненный интерес р асп р ед е­
ление стратификации аэрозольного рассеяния в течение одной
ночи. С этой целью были проведены серии экспериментов, п о з­
воливш ие получить расп ределени е отнош ения обратного р а с ­
сеяния через 1 ч. Статистика изм ерений при этом была д о с т а ­
точной, чтобы получить значения Я (Н) с прием лем ой погреш ­
ностью. Н а рис. 3.7 приведены типичные расп ределени я,
полученные чер ез 1 ч в течение одной ночи. Т р оп оп ауза пор адиозондовы м
данны м
(Д ол гоп р удн ы й )
н аходилась
на
высоте 1 2 км.
Н аи бол ьш ее число сеансов зондирования было проведено
в Д ол гоп р удн ом в 1984— 1985 гг. Д л я ан ализа были выбраны
результаты изм ерений, проведенны х в условиях высокой про­
зрачности атм осферы (рис. 3 .8 ).
П р е ж д е всего сл едует обратить внимание на низкое поло­
ж ен и е основного аэрозольн ого слоя (в среднем примерно
12 км ) в октябре — январе 1984— 85 г. Э тот ф акт согласуется
с данны ми работы [ 1 1 ], в которой отм ечается, что высота слоев-
102
3.5. Результаты зондирования стратосферного аэрозоля
Рис. 3.7. Р асп р ед ел ен и е Я ( Н ) , полученное по д а н ­
ны м наблю дени й в течение одной ночи через
ин тервал 1 ч (532 нм, 5 авгу с та 1983 г., Д о л ­
гоп рудн ы й ).
Н км
Звездочки — данные зондирования под углом 60°, гори­
зонтальные штрихи — рассчитанные погрешности /?(Я).
м аксим ум а
аэрозольн ого
рассеяния
в высоких ш иротах минимальна ( 10 —
1 2 км) в это ж е время.
Н а рис. 3.8 нанесены так ж е значения
тем пературы атмосферы во время л а зе р ­
ных сеансов по данны м р ади о зо н ди р о в а ­
ния. Чтобы не за гр ом ож дать рисунок,
зн ачен и я тем ператур нанесены только
в области главного м аксим ума (за и с­
ключением данны х 21.01.1985 г., где и з­
мерения были проведены только д о вы­
соты 12 к м ).
С трелкам и ук азан а высота тр оп о­
паузы , взятая та к ж е по данны м р а д и о ­
зон ди рован и я (21 и 31.01.1985 г. тр оп о­
п ауза расп ол агал ась н иж е 10 к м ). В р а с­
смотренны й сезон основной аэрозольны й
максимум расп ол ож ен выше тропопаузы и не им еет отнош ения
к часто н а б л ю даем ом у скоплению аэрозольны х частиц под
тропопаузой. М инимальные значения тем пературы н а б л ю д а ­
ются вблизи главного аэрозольного слоя в ниж ней стратосф ере,
что п одтверж дается и аналогичными зарубеж н ы м и и зм ере­
ниями [167].
Эксперименты показали, что в средн их ш иротах летние и
зим ние расп редел ени я отнош ения обратного рассеяния сущ ест­
венно различаю тся. Л етом , как правило, отм ечаю тся два слоя
аэрозол я : один под тр опоп аузой и второй основной стр атосф ер ­
ный слой на вы сотах 16— 20 км. Вы сота и структура основного
слоя изм еняю тся от ночи к ночи. И ногда аэрозольны е слои
с вертикальной протяж енностью 1— 1,5 км н аблю даю тся и на
больш их высотах.
В зи м нее время основной слой аэр озол я опускается д о вы­
сот 11 — 13 км и расп ол агается н ад тропоп аузой . Б ол ее вы со­
кие слои в этот период имею т незначительную толщ ину,
а иногда и вовсе отсутствую т.
А эрозольны й стратосф ерны й слой н абл ю дается вблизи ми­
ним ум а тем пературы стратосф еры , оп ределенной датчиком р а ­
ди о зо н д а в м есте, где проводилось л а зер н ое зон ди рован и е стр а­
тосф еры .
103
Г ла ва 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
-70
-ВО -50 -40
~г
1,2
1,6
-60
2.0
-50
1.2
1,6
-70
- 60 - 50
2,0 К
V
Рис. 3.8. Р асп р ед ел ен и е Я (Я ) в зимний сезон 1984-85 г. (дл и н а волны и з­
лучения 532 нм) д л я а = 0 (1) и а = 6 0 ° (2) при разл и ч н ы х т е м п е р ат у р н ы х
п р о ф и л ях (3).
а) 30.10.84; б) 1.11.84; о) 12.11.84; г) 5.11.84; д) 21.1.85; е) 31.1.85.
М етодом м ногоуглового зондирования атмосферы в серии
экспериментов был оп ределен профиль пропускания атмосферы
на тр ассе лидар — зондируем ы й слой атм осферы — лидар. Н а ­
блю даем ы й в некоторы х случаях р а зб р о с экспериментальны х,
данны х свидетельствует о горизонтальной аэрозольной н еодн о­
родности с м асш табам и порядка нескольких десятков килом ет­
ров. В основном полученные данны е пропускания совп адаю т
с модельны ми.
Авторы работы [4] провели зон ди рован и е стратосф ерн ого
аэр озол я в рей сах Н И С «П роф ессор З у б о в » в 1985— 1986 гг.
Они использовали лидар с длиной волны 532 нм, но о б л а д а ю ­
щий больш ой энергией излучения и частотой повторения 'им­
пульсов (см. п. 3 .4 ). Расчеты вклада м олекулярного р а ссея ­
ния производились по данны м аэрологического зондирования,
регулярно осущ ествляем ого н епосредственно с борта судн а.
104
3.5. Результаты зондирования стратосферного аэрозоля
Рис. 3.9. С т р ати ф и к ац и я а эр о зо л я , н а б л ю д а е м а я в рей сах Н И С «П роф ессор
З у б о в » [4].
а — декабрь—январь 1985-86 г.; б — апрель 1986 г.
При расч етах п редполагалось, что со дер ж ан и е аэр озол я на
уровне тропопаузы и на вы соте 30 км незначительно.
Высотно-ш иротны й р а зр ез (Я т а х ~ 30 к м ) дл я второй по­
ловины д ек абр я — начала января (1985-86 г.) показал р езк ое
увеличение содер ж ан и я аэр озол я в р ай он е экватора (на вы со­
тах 15— 25 к м ). Авторы [4] связы ваю т это с изверж ени ем вул­
кана Р уи с в К олум бии (ноябрь 1985 г .). Х арактерной о собен ­
ностью дек абрьск ого расп ределени я аэр озол я являю тся два
м аксим ум а на вы сотах 22 и 25 км, при этом со д ер ж ан и е а э р о ­
зол я в них примерно на 1— 2 порядка превы ш ает ф оновы е зн а ­
чения (рис. 3 .9 ). П редставленны е на рис. 3.9 кривые соотв ет­
ств у ю т величинам К (И) — .- ....... ~
р (Я )
(И) ,
где р* ( # ) — норми105
Г ла ва 3. О пределение параметров стратосферного аэрозоля
рованный по плотности атм осферы сигнал обратного рас- I
сеяния.
|
Спустя четыре м есяца верхний максим ум практически исчез, аэрозол ь распространился д о высот 30— 35 км, а ниж ний I
м аксимум ещ е сохран ялся. З а эти четыре м есяца наблю дений
область вулканического аэрозол я увеличилась по ш ироте от 10 ‘
до 30°. П олученны е результаты аналогичны данны м н а б л ю д е­
ний распространения аэр озол я после изверж ени я вулкана ЭльЧичон.
П олученны е авторами работы [4] сведения о ш иротно-вы ­
сотном расп ределени и стратосф ерн ого аэр озол я свидетельст­
вуют о ц ел есообр азн ости установки ли даров на с у д а х , сов ер ­
ш аю щ их регулярны е антарктические рейсы.
3.6. Основные параметры, спут никового лидира
Оценим параметры л и дар а космического базирования дл я
наблю дений аэр озол я в ниж ней стратосф ере. Б удем считать,
что лидар установлен на низкоорбитальном КА ( Я 0 = 350 к м ).
Р асчет расп ределени я пропускания для % =532 нм с учетом
молекулярного и аэрозольного рассеяния (по м одели, п р ед ­
ставленной в м онограф ии [72]) с учетом поглощ ения озоном (с е ­
чение поглощ ения примерно 2 , 5 - Ю^ 21 см 2 дл я 532 н м ) приво­
ди т к сл едую щ ем у. Н а уровне около 50 км значение Г2~ 1,
а ниж е ум еньш ается от 0,96 на 30 км д о 0,83 на 10 км. П ри
площ ади приемной оптической антенны 1 м2, к оэф ф ициенте
оптических
потерь
0,9,
пропускании
интерференционногофильтра 0,5, квантовой эфф ективности ФЭУ 0,15, вертикаль­
ном разреш ении -АН = 2 км и энергии излучения 1 Д ж за 1 им­
пульс л а зер а сигнал обратного рассеяния при зондировании
с 350 км изм еняется от 10 2 (30 к м ) д о 1,5* 10 3 (10 к м ). Н е ­
тр удно подсчитать число импульсов л азер а для приема сиг­
нала с погреш ностью 2 % , которое б удет меняться от 25 им­
пульсов (30 к м ) д о 2 (12 к м ). При частоте зондирования 1 Г ц
горизонтальное уср едн ени е составит примерно 200 км на вы ­
соте 30 км и примерно 15 км на вы соте 10 км. Р езультаты
расчетов представлены на рис. 3.10.
П рим ерно к таким ж е результатам приходят авторы работ
[16, 159— 161]. М оделирование проведено с целью ан али за в о з­
м ож ностей дистанционного зондирования стратосф ерного аэр о ­
зол я при помощ и ли дар а, установленного на КА «Ш аттл».
П ланир уется применение каналов на дл и н ах волн 532 и
1064 нм (ш ирина полос соответственно 0,5 и 1,0 н м ) с м ощ ­
ностью импульсов 0,6 Д ж и частотой посылок 10 Гц. Д и а м ет р
зер к ал а 1,25 м, а ш ирина пучка 1 м рад. П олученны е р езул ь ­
таты указы ваю т на возм ож ность восстановления по данны м
наблю дений в ночное время вертикального профиля аэр озол я
106
3.6. Основные параметры спутникового лидара
Рис. 3.10. П роф и л ь п роп ускан и я
(Г ), сигн ал об р атн о го рассеян ия
(?) и число им пульсов л а з е р а ( Ы) ,
н еобходи м ое д л я и зм ерения сиг­
н а л а с погреш ностью 2 %.
с
высотным разреш ением
0,5— 1,0 км в стратосф ере
и
выше,
включая
м езо•сферный аэрозоль и с е р е б ­
ристы е обл ак а при р а зр е­
шении соответственно
1,0
я 0,25 км. Горизонтальное
разреш ен и е
с
помощ ью
р азр абаты ваем ой
ап п ар а­
туры составит 100 км в тр о ­
посф ере, 200 км в стр ато­
с ф е р е и 2000 км на вы со­
тах 60— 85 км. П ри бо л ее четкой структуре (серебри сты е и п е­
ристы е обл ак а, аэрозольны е сл о и ) горизонтальное разреш ение
м ож ет быть улучш ено.
К осмический лидар, который предпол агается установить на
советскую пилотируемую орбитальную станцию «М ир», р а зр а ­
баты вается И нститутом прикладной геофизики имени а к а д е­
мика Ф едорова Е. К. совм естно со С л уж бой аэроном ии (Ф р ан ­
ция) в рам ках программы сотрудничества «И нтеркосм ос». О ри­
ентировочные характеристики л и дара: длина волны излучения
532 нм, энергия излучения в импульсе 50 м Д ж , частота .повто­
рения импульсов 50 Гц, расходи м ость л азер н ого луча после п е­
редаю щ ей оптической антенны 0,5 м рад, ди ам етр приемной
оптической антенны 0,4 м, угол поля зрения 0,5 м рад. А п п ар а­
тура д о л ж н а использоваться для изм ерений глобального р а с­
пределения стратосф ерного аэр озол я (особен н о во время вул ­
канических и звер ж ен и й ) с разреш ением по вертикали 1,5—
2 км и по горизонтали 15— 20 км. О дноврем енно п р едп ол ага­
ется определять степень общ его облачного покрова, высоту
ВГО ср едн его и ниж него ярусов (с точностью до 150 м ),
а так ж е высоту, толщ ину и оптическую плотность перистых о б ­
лаков.
В заклю чение н еобходим о отметить, что в последние годы
за р у беж ом созданы и п р оходят испытания сам олетны е лидары
д л я зондирования аэр озол я [150, 170]. П о своим характеристи-.
кам р азр аботан ны е лидары близки к ли дарам , которые п р ед ­
п олагается установить на И С З.
107
Г ла ва 4. И зм ер ен и я вет ра
В о б зо р е Н ациональной академии наук СШ А [166], п освя­
щ енном деятельности М етеорологической служ бы этой страны,,
констатируется, что сущ ествует еди нодуш н ое м нение сп ец и а­
листов о том, что получение инф ормации о ветре является о с­
новным условием улучш ения качества прогнозов погоды. В от­
чете обращ ен о внимание на лидар, как на единственны й п ер с­
пективный инструмент, который м ож ет обеспечить потребителе»:
достаточн о точной и оперативной инф орм ацией о ветре в гло­
бальны х м асш табах.
Учитывая важ ность названной проблемы , а так ж е то о б ­
стоятельство, что в изданны х м онограф иях п оследовательно нерассм отр ен о больш инство вопросов, связанны х с доплеровским
изм ерением ветра в оптическом д и а п азон е длин волн, авторып одробн о остановились на различны х аспектах таких и зм е­
рений.
С ледует отметить, что в последни е годы появились о б ст о я ­
тельны е теоретические исследования (наприм ер, Х оф ф ак ера и
др . [135]), в которых м етодом м атем атического м оделирования
получены результаты , непосредственно относящ иеся к и зм ер е­
ниям ветра с И С З. Связаны эти исследования с реали зац ией
программы «В и ндсат» — создан и ю доплеровского бортового ли ­
д а р а дл я определения ветра в атм осф ере. Основные р езул ь ­
таты проведенны х работ нашли отр аж ен и е во второй части
н астоящ ей главы.
И звестно, что л азерны е изм ерения скорости ветра в н а зем ­
ных условиях проводятся с помощ ью лидаров дв ух классов:
доп леровских и времяпролетны х.
В рем япролетны е лидары [82] работаю т по принципу и зм е­
рения времени пролета атм осф ерного аэрозоля (п р едп ол ага­
ется, что аэрозоль полностью увлекается атмосферны м п ото­
к ом ) м еж д у зондируемы м и объ ем ам и . Р асстоя н и е м еж д у о б ъ ­
ем ами известно из геометрии эксперим ента, а время п ролета
оп ределяется как точка м аксим ума функции взаим ной корреля­
108
4.1. Д о плеровский метод изм ерения скорости ветра
ции последовательностей лидарны х сигналов, принятых из раз­
личных зон ди руем ы х объ ем ов. Ясно, что попытка разм естить
такой л и дар на борту И С З приведет к непреодолим ы м техни­
ческим и м етодическим трудностям , связанны м с н ео б х о д и ­
мостью длительное время (зам етн о п ревосходящ ее время про­
л е т а ) удер ж ивать в поле зрения фиксированны й набор зо н д и ­
руем ы х объем ов.
П оэтом у бортовой анемом етрический ли дар д о л ж ен быть
доплеровским .
4.1. Д оплеровский метод изм ерения скорости ветра
В 1842 г. Д о п л ер установил эф ф ект изм енения частоты со,
испускаемой источником, дви ж ущ и м ся по отнош ению к н абл ю ­
дател ю , по сравнению с собственной частотой шо того ж е ис­
точника в систем е отсчета, в которой он покоится. Э ф ф ект
Д оп л ер а приводит к см ещ ению частоты на величину
сод = ©„■— со = © о ------------ =
кс
(4.1)
где /е — волновой вектор, &= соо/с, V — скорость источника, с —•
скорость света. С оотнош ение (4 .1 ) справедливо в п р едп ол ож е­
нии м алости величины р = о/с. Это п редп ол ож ен и е испол ьзу­
ется д а л е е во всей главе, так как дл я наибольш их скоростей,
которые зд есь рассм атриваю тся, р < Л 0 ~~4.
Л егко п оказать, что дл я излучения, рассеянного объектом ,
->
дви ж ущ и м ся со скоростью
V,
доплеровский сдвиг частоты
(4.2)
->
—>
где & и 1г' — волновы е векторы соответственно п адаю щ его и
р ассеянного излучения.
Э ф ф ект Д о п л ер а , первоначально использованны й, н апри­
мер, в астроном ических н аблю ден и ях, в дальнейш ем , с с о з­
данием и развитием квантовой электроники, наш ел ш ирокое
применение для бесконтактны х и высокоточных изм ерений
скоростей потоков газа и ж идкости. Был р азр аботан класс
приборов — лазерны х
доплеровских
изм ерителей
скоростей
(Л Д И С ), со зд а н а их теория, рассчитаны оптимальны е методы
ан ализа сигналов Л Д И С , разр аботан ы различны е методики
изм ерений. О бстоятельном у излож ению перечисленны х вопро­
сов посвящ ен, наприм ер, сборник статей [75], в котором приве­
ден а та к ж е обш ирная библиограф ия по Л Д И С .
Р ассм отри м основные способы реали зац ии Л Д И С . П р еж д е
всего отметим, что для получения инф орм ации о скорости
109
Г ла ва 4. И зм ерения ветра
1
8
5
Ри с. 4.1. Д и ф ф е р ен ц и а л ь н а я схем а д оп леров ск ого л о к ат о р а.
1 — передатчик;
2 — передаю щ ая антенна; 3 — зондируемый объем; 4 — приемная
тенна; 5 — приемный блок; 6 — блок регистрации и обработки.
ан­
рассеивателя н еобходи м о измерить разность частот п ер едан ­
ного и принятого сигналов. Е стествено, для этого сл едует в о с­
пользоваться м етодом гетеродинирования, при котором автом а­
тически происходит вы деление разностной частоты на нелиней­
ном эл ем ен те (ф отоп рием н ик е), куда поступаю т два сигнала,
оптические частоты которых разнесены на величину доп л ер ов ­
ского сдвига. П ри этом в первом случае один из сигналов м о­
ж ет непосредственно поступать от передатчика — такая схем а
реализации Л Д И С назы вается схем ой прямого гетероди н иро­
вания, во втором случае оба см еш иваем ы х сигнала поступаю т
от рассеивател я — такая схем а назы вается диф ф еренциальной.
П рименение схемы прямого гетеродинирования предъявляет
ж есткие требования к м алости угла рассогласовани я опорной
(т. е. поступаю щ ей от гетер оди н а) и сигнальной (т. е. п осту­
пающ ей от р а ссеи в ател я ) волн. Вы полнение эти х требований,
особенн о на борту И С З, п редставляет собой нетривиальную
техническую за да ч у , поэтом у на первый взгляд каж ется, что
в бортовом анемом етрическом л и дар е ц ел есообр азн ее прим е­
нять диф ф еренциальную схем у.
П ринцип работы диф ф еренциальной схемы Л Д И С пояснен
на рис. 4.1. Л уч передатчика дели тся на две равны е части,
которые затем сводятся в зондируемы й объем передаю щ ей ан­
тенной. А эрозол ь, движ ущ ийся через зондируемы й объем со
скоростью у , рассеивает излучение в направлении приемной
антенны, и на ф отоприем нике в силу его нелинейны х свойств
вы деляется разн остн ая частота
Лео = 2со0 — — э т
с
а
(4.3)
2
где со0 — частота передатчика; а — угол м еж д у зондирую щ им и
лучами; и х — проекция вектора V на перпендикуляр к би ссек т­
рисе угла м еж д у зондирую щ им и лучами, л еж ащ и й в одной
плоскости с ними.
по
4.1. Д оп лер о вски й метод изм ерения скорости ветра
Рис. 4.2. С хем а п рям ого гетер о д и н и р о в ан и я.
I — лазер; 2 — оптическая ан­
тенна; 3 — фокусирующая линза;
4 — аттенюатор;
5 — фотоприемник; 6 — регистрирующ ая аппаратура.
Н е будем п одробн о анализировать р абот у ди ф ф ерен ц и аль­
ной схемы и обращ ать внимание на ее достои н ства, так как
одно из главных ее преим ущ еств (в назем ны х усл ов и я х) пре­
вращ ается при зондировании с И С З в принципиально н еустр а­
нимый н едостаток. Речь и дет о сущ ественном уменьш ении доплеровского сдвига частоты по сравнению со схем ой прямого
гетеродинирования, что, вообщ е говоря, позволяет сузить п о­
л о су прием но-регистрирую щ его тракта и выиграть в отн ош е­
нии сигнал/ш ум . О днако реализовать это преим ущ ество (д а и
д р у г и е) в условиях чрезвы чайно м алы х значений углов а , х а ­
рактерны х дл я зондирования с орбиты И С З , не удается . В с а ­
мом д ел е, как показы вает простой расчет, при начальном р а з­
носе зон ди рую щ и х пучков примерно 3 м и наклонной (даль­
ности около 300 км, угол а ^ Ю -5 р ад. Это значит, что д а ж е
для излучения видимого ди а п а зо н а (а не И К , что, как б удет
п ок азан о ниж е, является предпочтительны м дл я технической
р еал и зац и и ) и за в ед о м о завы ш енной скорости рассеивателя
относительно И С З и± ~ 1 0 4 м -с - 1 сдвиг частоты Av (у = со/2тс)
составляет примерно 10 5 Гц.
В то ж е время ясно, что р ади ал ьн ое пространственное р а з­
реш ение, н еобходи м ое дл я получения геофизически значимой
инф орм ации, тр ебует применения импульсного передатчика
с длительностью импульса т ^ Ю -5 с. З а так ое время о ж и д а е ­
мый сдвиг частоты м ож н о изм ерить с относительной погреш ­
ностью около 1 0 0 %, что соверш енно неприем лем о с точки зр е ­
ния вы деления скорости ветра на ф оне дви ж ен и я И С З . П о
аналогичны м причинам непригодна дл я реализации на борту
И С З и обратная ди ф ф еренциальная схем а. П оэтом у несмотря
на трудности вы сокоточного сведения волновы х фронтов в бор ­
товом л и дар е н еобходи м о реализовать схем у прямого гетероди ­
нирования.
Один из вариантов схемы прямого гетеродинирования п р ед­
ставлен на рис. 4.2. П ер ед тем как приступить к ан али зу ее
работы , ц ел есо о б р а зн о ознаком иться с характеристиками л а ­
зер а , вы полняющ его в дан ной схем е функции передатчика и
гетеродина.
111
Г ла ва 4. И зм ерения ветра
4.2. Основные т ребования к лазерам
д л я доплеровских лидаров
К степени когерентности и стабильности излучения лазеров
в доплеровских л и д а р а х предъявляю тся высокие требования.
П р еж д е всего это относится к погреш ности изм ерений, св я зан ­
ной с доплеровской частотой, которая в зависим ости от ск о­
рости ветра л еж и т в ш ироких п р едел ах (табл . 4 .1 ).
Т абли ца 4 .1 . Значение доплеровских частот (Гц), соответствую щ их
различным скоростям ветра для лазеров на аргоне
и углекиолом газе
V,
М ■С
1
%, мкм
ю- 1
0,488
10,6
10=
2,1 ■105
9 , 4 - 104
2 ,М О 8
9 , 4 - 107
8-10»
1 ,6 - 1010
7 ,3 - 109
П оэтом у при погреш ности измерений 1СН, например, при
и = 0 ,1 м - с - 1 и л = 10 ,6 мкм, погреш ность оп ределени я вели­
чины V д о л ж н а составлять 94 Гц.
Н а рис. 4.3 приведен спектр одн ом одового ТЕМоо? г а зо ­
вого л азер а . Д л я гелий-неонового л а зер а Д г д , « 1,7* 10® Гц,
для аргонового АгД(? = 3 ,5 • 109 Гц.
В аж н ой чертой С 0 2-лазеров является м алая ш ирина линии усиления на п ер еходе
( 00 ° 1 ) — ( 10 °0 )
линии
Р ( 20)
(длина
волны
излучения
10,58 м к м ). Уш ирение линии, вы званное эф ф ектом Д оп л ер а,
Рис. 4.3. С пектр о д н ом одового
ТЕМоо«
излучения газо в о го л а з е р а .
Д\;
сдвиг частот между осевыми модами излучения
АГр—ширина резонансного
пика резонатора; 6\! — ширина спектральной линии излучения лазера; ДКУ — допле*
ровская кривая усиления.
112
4.2. Основные требования /с мазерам для доплеровских лидаров
при давлении в несколько сотен паскалей и температуре 300 К
составляет ( 5 . . . 6 ) - 1 0 7 Гц. Сдвиг частот А у между осевыми
модами излучения Vgг определяется параметрами оптического
резонатора
Дv = c/2L,
(4.4)
где Ь — расстояние между зеркалами резонатора. При длине
резонатора 1 м для С 0 2-лазера разность между соседними мо­
дами равна 1,5 • 108 Гц, поэтому генерация двух продольных
мод оказывается невозможной. Величина Дv определяет пре­
дельное значение однозначного определения частоты Доп­
лера при использовании одномодового лазера. При гетеродин­
ном фотоприеме должно выполняться условие
Гц <
Дv,
(4.5)
так как доплеровский сигнал содержит набор частот Vgí■±vд.
Если условие (4.5) не выполняется, то следует применять од­
ночастотный режим работы лазера. Это обстоятельство обус­
ловливает преимущество С 0 2-лазера для использования в ка­
честве передатчика в доплеровском лидаре, размещенном на
ИСЗ в условиях значительных (примерно 109 Гц) сдвигов час­
тоты. Генерация единственной продольной моды исключает не­
однозначность в определении доплеровского сдвига частоты
без существенных технических трудностей и энергетических по­
терь, неизбежных при переводе многомодового лазера в одно­
частотный режим.
Кроме С 0 2-лазера, в качестве передатчика могут быть ис­
пользованы лазеры с малой длиной резонатора Ь. Однако из
формулы (4.4) нетрудно заметить, что исключение неоднознач­
ности в измерении доплеровского сдвига возможно лишь при
¿г^гЮ-1 м. Такое условие ограничивает возможности приме­
нения газовых лазеров по энергетическим соображениям. Воз­
можность применения твердотельных лазеров будет рассмот­
рено в п. 4.7.3.
Приведем еще некоторые основные формулы параметров
лазеров, которые необходимы для разработчиков доплеров­
ских лидаров.
Ширина резонансного пика резонатора Дvp определяется
2ц ¿V
V
сс^с
добротностью о. = —-, Дур == — = ------------ , гдеа * — коэффициса
0
2п ь
ент потерь
за
одно прохождение волныв
резонаторе. Обычно
значение Дvp«í 108. .. 107 Гц. Минимальная ширина спектраль­
ной линии определяется формулой
.
8 л/IV . 2
..
Д'Утт ----- -
*и
Д^р'
(4.6)
113
Глава 4. Измерения ветра
При Р 0= 1 0 “ 3 Вт для гелий-неонового лазера 6гт ш может составлять 1СН Гц, так как в основном за счет непостоянства
параметров резонатора и активной среды величина 8 ч = 8 уэф,
а величина 6уЭф на несколько порядков шире. Для непрерывных СОг-лазеров при выходной мощности 10 Вт ширина
спектра равна нескольким кГц (при времени измерений ме­
нее 1 с). Наконец, относительная стабильность частоты излу­
чения лазера ограничена тепловыми движениями корпуса резо­
натора.
Одним из основных параметров, определяющих возможность применения лазерных излучателей для определения ветра
в атмосфере, является мощность излучения. Здесь наиболее
перспективными являются СОг-лазеры, работающие как в не­
прерывном, так и в импульсном режимах. Техническая реали­
зация одночастотных СОг-лазеров рассматривается, например,
в монографии [77], некоторые параметры лазеров, используе­
мых в лидарных анемометрах, приведены в табл. 4.3.
!
!
|
1
|
|
|
4.3. С хем а прям ого гетеродирования
Пусть передатчик доплеровского лидара излучает сигнал
Е (¿), имеющий комплексную огибающую А (¿):
/:'(/-)
(4.7)
На фотоприемнике сигнал гетеродина Её {1) смешивается с. сиг­
налами индивидуальных аэрозольных рассеивателей £ т (/)
(1^/и ^ Л ^ , N — полное число рассеивателей в зондируемом
объеме) и образует результирующее поле Е г ^ ) :
Е Д 0 = = З Д + I £ ,„ ( 0 т— 1
(4-8)
Отметим, что в доплеровском лидаре, размещенном на
борту ИСЗ, один и тот же лазер не может выполнять функции
и передатчика и гетеродина, так как передатчик, как отмеча­
лось выше, должен работать в импульсном режиме с длитель­
ностью импульса т ^ Ю -5 с, а гетеродин должен обеспечить
прием излученного импульса с задержкой 4 = 21 / с в течении
времени tr = 2Zr|c (здесь Z — наклонная дальность до ближай­
шего зондируемого слоя, 1 Г— радиальная протяженность зон­
дируемого объема). Величины и и 1Т по порядку величины со­
ставляют соответственно 10~2 и 10~~5 с, откуда ясно, что гете­
родин должен работать в непрерывном или квазинепрерывном
режиме. Этообстоятельство приводит к необходимости
моди­
фикации схемы, приведенной на рис. 4.2. Конкретныеварианты
такой модификации рассмотрены в пп. 4.6 и 4.7.2.
114
|
\
|
4.3. Схема прямого гетеродирования
Продолжим анализ работы гетеродинной схемы, предпола­
гая выполненным условие малости угла рассогласования опор­
ной и сигнальной волн у, т, е.
у < 1,22Х1Ь,
(4.9)
где b — размер фотокатода.
Конкретизируем вид E g (t ) и Em(i ). Можно положить
Е т {1) = атА{1~-( ,п) е ш'п\
(4.10)
JEe (0 = V V >
(4Л1>
где ат — случайная комплексная величина, зависящая от ам­
плитуды рассеяния т -й аэрозольной частицы и от ее расстоя­
ния долидара Zm;tm= 2 Z m/c — время запаздывания сигнала от
т -йчастицы;
ит = со0+ сос + От (шс — доплеровский сдвиг час­
тоты, обусловленный относительным движением лидара и зем­
ной поверхности; Qm — доплеровский сдвиг частоты, обуслов­
ленный движением т -й аэрозольной частицы относительно по­
верхности Земли); A g — постоянная величина.
Возможность представления поля гетеродина в виде (4.11)
■оправдана тем, что естественная ширина спектра СОг-лазера
равна доплеровскому сдвигу, соответствующему скорости при­
мерно 10-2 м -с -1. Погрешностями такого порядка в спутнико­
вой лидарной анемометрии пренебрегают, так как другие (не­
устранимые) погрешности существенно их превышают.
Перепишем теперь соотношение (4.8) в обозначениях, ана­
логичных принятым в работе [8], и, следуя данным этой ра­
боты, получим спектральную плотность фототока
Е г = Аг (0 е ы + A / V = Е, (t) + Е е (t),
где
(4.12)
„
®1
= со0 + ®с; A i ( t ) =
т— 1
атА (t — tm) e ia’n .
Ток фотодетектора определяется выражением
i(f) = T|Er (*)£(*)
где т) — квантовая эффективность детектора.
Подстановка (4.12) в (4.13) приводит к выражению
i(t) = ig + i 1 (t) + 2 $ R e \ A 1( t ) A sei(C0' - ae ) i},
(4.13)
(4.14)
где i t ( t ) и ig — составляющие тока, обусловленные соответст­
венно сигнальной и опорной волнами. Для корреляционной
функции фототока получаем с учетом дробового шума:
В (т) = < i (t) i (t
т )>
(ig 4~
б (t ) =
= e (ig + <C¿i>) 6 (t) + ¿g + Bi (T) 4*
4 2tg< i x > R e {Yi(T)el“«T},
(4.15)
115
Глава 4. Измерения ветра
где <?— элементарный заряд; б (т)-д е л ь та-ф у н кц и я Дирака;
B i ( x ) — составляющая корреляционной функции, обусловлен- ,
ная детектированием только сигнала; y i( t ) — нормированная
корреляционная функция поля сигнала; угловые скобки озна­
чают усреднение по флуктуациям передатчика
< E 1 (t)Er1 (t + т ) >
< Лх (/) л ; (/ + <*)>
< E 1 (t)Ei (t)>
< A x(i)A\(t)>
7i W = ----------------------- = ------------- 5----------- ег ш‘х.
(4.16)'
Таким образом, вычисление корреляционной функции фото­
тока сводится к вычислению корреляционной функции огибаю­
щей поля сигнала
N
а (т) = < M i ( 0 A \ ( t -(- т ) > = <
£
a maeA ( t — t m) x
m, l— l
X A* (t + т — *,) е “
> .
(4.17>
Так как'флуктуация огибающей сигнала передатчика и свой­
ства рассеивателей статистически независимы; выражение
(4.17) можно записать в виде
а (т) = а А (т)
Z
(4.18)
т, /=1
где
а А (т) = с A ( t ) A * ( t + т ) > — корреляционная функция
огибающей поля излучения передатчика.
Сумму в формуле (4.18) можно вычислить, разбив ее 'На
диагональную и недиагональную части и используя очевидный
факт равномерности распределения фаз комплексных величин
ат в интервале (—л, я ) и независимости распределения этих
фаз от распределения модулей:
£ cma;ett(°'» -Q/ ) - ia'x =
га, I
=
£
ama*ieu (Qm - Qd ~ iaix
m, 1=1
m-fl
+ Z Iam I2eiQm% =
= N < \ a m |2>
+
+ N ( N — l ) < f l ma / > m, , X
Шi-1
X
i =
in /
-гат -1/20?, -t2
= iVa2e
e
Q ,
Шч
(4Л9)
4.3. Схема прямого гетеродированчя
где угловые скобки < ‘> т , <
> - т, / означают^ усреднениепо ансамблю рассеивателей; аа= < | а т 12> т , £ 2 = < О т > т ,
а | = < ;(О т — Q)2 > m (распределение величин (£2т —□) пред­
полагается нормальным).
С учетом (4.18) и (4.19) соотношение (4.17) принимает вид.
7г (т) = 7л (*)
(4.20)
где ул(т) — нормированная корреляционная функция огибаю­
щей поля передатчика. Подставив (4.20) в (4.15) и применяя
преобразование Фурье, приходим к следующему выражению*
для энергетического спектра фототока:
5
= —
2я
+
+
| £>
е- (СОТ
+ < I > ) + ф (со) +
( 5 л (р ) * 6
ста УйГ ^
^
__
(со) +
2° 3 а ) р = « > + « . + 0 - ® « +
*е
20 2
’
(4'21^‘
где знаком * обозначена операция свертки; 5](©)-— энергети­
ческий спектр, обусловленный детектированием только сиг­
нала; 5 а (ю) — энергетический спектр огибающей поля излуче­
ния передатчика.
Заметим, что, так как обычно выполняется условие
N
£ « ( * ) » I Е т((),
т 7--1
(4.22)
слагаемыми 5] (со) и —
в (4.21) можно пренебречь.
2я
Из формулы (4.21) видно, что энергетический спектр фо­
тотока имеет постоянную составляющую, обусловленную дро­
бовым шумом, составляющую, обусловленную детектированиемопорного излучения и сосредоточенную в нуле, и составляю­
щую, расположенную симметрично относительно частоты со„ =
= сй1—<±>й+ 0, форма которой повторяет форму свертки спектра
огибающей поля передатчика и гауссовой кривой, ширина ко­
торой определяется дисперсией скоростей рассеивателей в зон­
дируемом объеме. В случае если распределение отклонения
скоростей от средней по ансамблю рассеивателей не является
нормальным, последняя кривая не имеет гауссовой формы, но-
ИГ
Глава 4. Измерения ветра
Рис. 4.4. Энергетический спектр фототока.
.1 — составляющая, обусловленная дробовым шумом; 2 — составляющая, обусловленная
.детектированием опорного излучения; 3 — составляющая, симметричная относительно
частоты ыи .
для дальнейшего изложения это не является принципиаль­
ным *. Вид энергетического спектра фототока приведен на
рис. 4.4.
Задача апемо.метричсского зондирования состоит в опреде­
лении центральной частоты (ои. Это определение осуществляют
различными методами, некоторые из которых рассмотрены
в последующих разделах. Здесь мы ограничимся только за­
мечаниями общего плана. Из выражения для со„ видно, что
весьма удобно выбрать частоту гетеродина соя = Ш] = со0+ сос.
Помимо преимущества непосредственной интерпретации это
позволяет минимизировать ширину полосы приемно-регистрирующего тракта, т. е. выиграть в отношении сигнал/шум. Од­
нако при таком подходе необходимо постоянно перестраивать
частоту гетеродина, так как величина озс зависит как от ши­
роты точки зондирования, так и от угла между волновым век­
тором зондирующего излучения и вектором скорости ИСЗ от­
носительно зондируемого объема. Поскольку естественным яв­
ляется стремление к увеличению ширины обзора с борта ИСЗ,
то этот угол необходимо изменять. С другой стороны, выбор
частоты гетеродина, равной частоте передатчика, помимо уже
•отмеченного ухудшения отношения сигнал/шум, приводит к не­
обходимости осуществлять спектральный анализ в области бо.лее высоких частот, что порождает дополнительные технические
трудности. Оптимальным, по-видимому, является промежуточ­
* Принципиальным является то обстоятельство, что средняя по ан­
самблю рассеивателей скорость может не совпадать со средней по объему
•зондирования. Это имеет место в том случае, если в слоях с различной ско­
ростью внутри объема зондирования заметно разнятся показатели обратного
рассеяния. В этом случае теряет силу использованное при выводе (4.19) со-
_ £(2 «£
¿£2 X
отношение < | О-т
&т 12> т < е т > т . Впрочем, результаты
'численного моделирования [135], показывают, что к большим погрешностям
это не приводит.
.118
4.4. Условия измерений ветра с борта ИСЗ'
ный вариант, ограничивающий как полосу перестройки, так и
полосу пропускания приемно-регистрирующего тракта. Оценка
необходимой полосы перестройки определяется условиями зон­
дирования (см, п. 4.4).
4.4. У словия изм ерений ветра с борта ИСЗ
Рассмотрим работу доплеровского анемометрического ли­
дера, размещенного на борту ИСЗ, пролетающего на высоте Н
над точкой земной поверхности, имеющей географическую ши­
роту сро- Воспользуемся при этом системой координат, центр'
которой совпадает с центром масс ИСЗ, ось I направлена в на­
дир, а ось X — к Северному полюсу (рис. 4.5). Центральная
частота энергетического спектра фототока озм, согласно (4.21)
и (4.1), определяется выражением
-мс
(4.23>
где íl = kv — информационная часть доплеровского сдвига, со—> —->
ответствующая средней скорости ветра V, и——
скорость спут>
ника в геоцентрической системе координат, w — линейная ско­
рость земной поверхности, обусловленная вращением Земли.
Соотношение (4.23) позволяет определить величину сом че­
рез надирные и азимутальные углы путевой скорости и ,н а­
правления зондирования:
fí =С0 „ - г % — ® 0 &u(sin 0Мsin 0/¡ X
X cos (ij)„ —%) + cos 0Ucos О*) + k W 0 cos ф sin 0/г,
(4.24>
где lí^o —0,46 к м -с-1 — скорость вращения Земли на экваторе;;,
ср— географическая широта зондируемого объема ( ф « ф 0+
н
Ч------ tg 0/е cos %, R — радиус Земли).
с
Рис. 4.5.
динатных
Ориентация коор­
осей. 0 р — надпр-
пый угол вектора р. г|)р — ази­
мутальный угол вектора р.
119’
Г лава 4. Измерения ветра
Формула (4.24) показывает, что выбор оптимальной час­
тоты гетеродина определяется условиями зондирования: диа­
пазоном изменения надирных углов 0Й и 0„, угловой шириной
полосы обзора -фй—а|)ц и скоростью и. Ввиду очевидного усло­
вия 0м>0/г ясно, что минимизация полосы пропускания рри■емно-регистрирующего тракта для неперестраиваемого гетеро­
дина достигается при его частоте со/, определяемой соотно­
шением
= ©о4~Ьзш ^
/
х sin Í 0/е 4-
( 0 Г 14 - 0 Г Х) X
n m a x i Amin \
ц
^ .. а— \ + -j- k W 0 sin 0,Тах ,
(4.25)
где 0 ^ a„x,min-— соответственно наибольшее и наименьшее зна­
чения надирных углов; u ^Ui \/ R/ ( R + H ) (равенство, справедливое для круговых орбит); « i— первая космическая скорость.
Соотношение (4 .2 5 ) выполняется для кругового зондирова­
ния (i¡)=i|)u—ip*, изменяется в пределах от —я до я). Сумма
двух последних слагаемых определяет полосу пропускания
приемно-регистрирующего тракта. В случае зондирования
только в переднюю полусферу (cos-фХ)) перед вторым слагае­
мым в (4.25) следует поставить множитель 1/2, а при зонди­
ровании только в заднюю полусферу (cos-ф>0) — множитель
—7г- Из (4.24) следует, что абсолютная погрешность опреде­
ления информационного доплеровского сдвига (6Q) связана
с погрешностями измерения параметров орбиты (6ф м, 60«, 6а),
погрешностями визирования (60ft, ói|)&) и привязки спутника
(бср), нестабильностью частоты гетеродина 6<%, а также по­
грешностью измерения центральной частоты энергетического
■спектра фототока бсо« соотношением
(8Q)2 = (бсо„)24- (б(ов)а 4- k\ix (6и)2 44- feVua (60ü)2+ k2u2 sin26 Г Хsin2 0,Tax X
x [(б'фи) 2 + Ш
21 + k 2 ( W¡ COS2 0/f " + U2fX2) (60/e)2,
(4.26)
тде (Ai — наибольшее из значений cos2(0ft±0u ); ц2 — наиболь­
шее из значений sin2(0Й± 0 „) по всему диапазону надирных
углов.
Декартовы компоненты вектора скорости ветра v опреде­
ляют по результатам зондирования под различными угла,ми
(двумя, если необходимо восстановить только горизонтальные
120
4.5. Рассеяние излучения СО^-лазера атмосферным аэрозолем'
составляющие, и тремя в общем случае), решая относительновеличин а,- систему уравнений
Z 1 Я; ( « г « /) = b h « / = ^ rк~ \
¿=
—>
bi =
к
(4 -2 7 )'
(где / = 1, 2, 3, / = 2, 3;
— волновые векторы зондирующего из­
лучения, соответствующие различным углам зондирования) w
вычисляя
у, 2 через а,- по формулам:
i
vx — £ a£sin 0fc£cosi|)w,
£=1
I
vy = Е
¿=1
sin 0/г£sin г1?/е£,
i
0г = Z fli cos0,;i.
(4.28)
г= 1
Последняя из формул (4.28) применяется только при зон­
дировании под тремя углами. При зондировании под двумя
углами предполагается г>г = 0. Данные численного моделирова­
ния ошибок, возникающих в результате такого предположения,,
приведены в п. 4.7.1. Указанный подход к определению декар­
товых компонент предполагает горизонтальную однородность
поля ветра, что также является дополнительным источником
ошибок, влияние которого может быть учтено только в рам­
ках конкретной модели поля ветра.
4.5. Рассеяние и злуч ен и я СОг-лазера атмосферным
аэрозолем
По имеющимся оценкам, показатель объемного аэрозоль­
ного рассеяния излучения С 0 2-лазера на один-два порядка
меньше аналогичной величины, например, для излучения ру­
бинового лазера [40]. Однако такие оценки основаны на исполь­
зовании эмпирического соотношения для приземного слоя воз­
духа, учитывающего МДВ. Поэтому представляет интерес рас­
смотреть некоторые последние экспериментальные данные поопределению показателя обратного аэрозольного рассеяния из­
лучения .С02-лазера. Профиль обратного аэрозольного рассея­
ния так же как технические параметры прибора и высота ор­
биты определяют потенциал лидара космического базирования.
Наиболее полно данные таких измерений приведены в рабо­
тах [135, 149, 155].
Показатели обратного рассеяния до высоты 10 км измеря­
лись когерентным С 0 2-лидаром на длинах волн 9,25 и 10,6 мкм,.
параметры которого приведены в табл. 4.2. Схема используе121
Глава 4. Измерения ветра
Таблица 4.2. Основные параметры лидара [149]
П ередатчи к
П арам етр
Энергия в импульсе
Длительность импульса
Частота повторения
Расходимость луча после
антенны
П рием ник
Значение
П арам етр
Значени е
1—3 Дж
1—2 мкс
0,1 Гц
0,2 мрад
Диаметр приемной ан­
тенны
Ширина полосы тракта
Средняя частота
0,15 м
10 МГц
30 МГц
мой аппаратуры приведена на рис. 4.6. Оптический резонатор
импульсного лазера 9 представляет нестабильный резонатор,
состоящий из дифракционной решетки и германиевого ответ­
вителя, выполненного в виде выпуклого мениска. Централь­
ная часть мениска (квадрат, сторона 15 мм) оставлена
прозрачной, остальная — покрыта изнутри и снаружи специ­
альным отражающим составом. Ответвитель крепится на пье­
зокристалле для настройки длины резонатора. Излучение
лазера 18 (лазер с волноводом, работающий в режиме незату­
хающих колебаний), пройдя через небольшое отверстие зер­
кала 13 и центральную часть выходного зеркала лазера 9,
поступает на дифракционную решетку для синхронизации л а­
зера внешним сигналом. Кроме того, часть излучения от зер-
Рис. 4.6. Блок-схема когерентного С 0 2-лидара [149].
1, 17 — п ь е з о э л е к т р и ч е с к и е п р е о б р а з о в а т е л и ; 2 —С 0 2 — л а з е р с м е с т н ы м г е т е р о д и н о м ;
3, 4 — ф о т о с м е с т и т е л и ; 5, 12 —з а т в о р ы ; 6— п р и е м н а я а н т е н н а ; 7—п е р е д а ю щ а я а н ­
т е н н а ; 5, 16 — и м п у л ь с н ы е д е т е к т о р ы ; 9 — ш м п у л ь сн ы й С О г -л а зе р ; 10 — д и ф р а к ц и о н н а я
р е ш е т к а ; 11— д е т е к т о р ; 13—з е р к а л о с о т в е р с т и е м ; 14— р а с ш и р и т е л ь л у ч а ; 15 — к о т и ­
р о в о ч н ы е Н е —К е - л а з е р ы ; 18— С 0 2-л а з е р с в о л н о в о д о м и и н ж е к ц и о н н ы м г е н е р а т о р о м ;
19 — о п т и к о -а к у с т и ч е с к и й д е т е к т о р .
122
4.5. Рассеяние излучения С 0 2-лазера атмосферным аэрозолем
кала 13 через прерыватель 12 падает на фотодетектор 11. Вы­
ходной сигнал этого фотодетектора (Н^Сс1Те) воспроизводит
положение резонансов лазера 9 при сканировании частоты л а­
зера 18. В некоторых случаях в контур лазера 18 вводится оп­
тико-акустический детектор 19 для стабилизации частоты л а­
зера. Ячейка детектора заполнена углекислым газом и сигнал
лазера с частотой модуляции настраивается через контур ли­
нии поглощения. Использование сигнала ошибки позволяет
удерживать частоту лазера 18 на заданной частоте линии по­
глощения С 0 2.
Импульс лазера 9 направляется далее на передающую оп­
тическую антенну 7. Принятый антенной 6 сигнал обратногорассеяния поступает на охлаждаемый фотосмеситель (ИдСс1Те)..
Местный гетеродин (2) стабилизирован на смещенной относи­
тельно лазера 18 частоте 30 МГц. Приемник, который усили­
вает и фильтрует выходной сигнал после фотосмещения, также
центрирован на / = 30 МГц.
Определение показателей обратного рассеяния с помощьюпредставленной аппаратуры потребовало измерения геометри­
ческого фактора лидара (с помощью специальных отражающих
экранов), привлечения данных об ослаблении лазерного излу­
чения парами НгО, СОг и 0 3. Методика определения аэрозоль­
ного рассеяния в этом случае достаточно подробно представ­
лена в работе [129].
Наблюдаемые профили аэрозольного рассеяния указывают
на сильную изменчивость величин, связанную с состоянием ат­
мосферы. Показатель обратногорассеяния для длины волны
9,25 мкм часто бывает значительно выше аналогичных вели­
чин для длины волны 10,6 мкм. Авторы работы [129] ^читают,
что возможной причиной наблюдаемого эффекта является се­
лективное рассеяние ча­
стицами сульфата аммо­
ния.
Полученные в 1982—
1983 гг. в Боулдере (Ко­
лорадо)
аналогичные
данные для длины вол­
ны 10,6 мкм составили
основу банка данных
НОАА (около 180 сеан­
Рис. 4.7. Средние сезонные
профили обратного аэрозоль­
ного рассеяния на длине волны
10,6 мкм [135].
I —о с е н ь 1982 г .;
3— в е с н а
2 — зи м а
1983 г.
1983 г.;
123'
Глава 4. Измерения ветра
сов зондирования). На рис. 4.7 представлены средние сезон­
ные профили, показателя обратного рассеяния (каждый про­
филь по 103 импульсов лазера). Штриховой кривой обозначен
предел чувствительности для используемой аппаратуры. Пред­
ставленные данные являются необходимыми для определения
потенциала доплеровского лидара, входной сигнал которого про­
порционален обратному аэрозольному рассеянию.
4. 6. И з м е р е н и я в е т р а д о п л е р о в с к и м и л и д а р а м и
с Зем ли и самолетов
Разработка доплеровских лидаров для измерений ветра и
-обнаружения турбулентности безоблачной атмосферы была на­
чата в 70-е годы (см. [75] и приведенную в ней библиогра­
фию). Например, в одной из первых работ [151], опубликован­
ных более десяти лет назад, представлено описание самолет­
ного лидара. Излучение газового С 0 2-лазера, установленного
на самолете, фокусировалось по курсу самолета на расстоянии
20 м. Частицы аэрозоля, пролетающие со встречным потоком
воздуха через фокальный объем, рассеивают излучение лазера
во все стороны, в том числе и назад.
Блок-схема аппаратуры, поясняющая принцип измерения,
приведена на рис. 4.8. Луч С 0 2-лазера И проходит два полу­
прозрачных зеркала (9, 10) и далее через оптическую систему
5 и 6 и окно 4 фокусируется на 20 м от самолета в объеме 3.
Рассеянное излучение, пройдя в обратном направлении, фоку­
сируется на вторичном зеркале 6 и далее, от полупрозрачного
4
Рис. 4.8. Блок-схема самолетного доплеровского лидара [151].
!_
2
3
гетер о д и н , у п р ав л я е м ы й н ап р я ж е н и ем ;
— блок пром еж уточной частоты ;
— рас­
сеиваю щ ий о б ъ ем атм осф еры ;
— окно сам о л ета; 5 — первичное зе р к ал о ;
— вторич ное
зер кал о ; 7 — см еситель; 3 — п ред вари тельны й усили тель;
— полупрозрачн ы е
зеркала;
— лазер;
— зеркало;
— перем енны й
аттен ю атор;
— ф отодетектор;
— к изм ерителю частоты .
4
11
124
12
16
14
9, 10, 13
15
6
4.6. Измерения ветра доплеровскими лидарами с Земли и самолетов
Таблица 4.3. Параметры оптических элементов и лазера [151]
Элемент
Первичное зеркало
Основные характеристики
5
Зеркала 9 , 10, 13
Зеркало 12
Линза перед фотоприем­
ником
Окно самолета 4
Детектор
15
Аттенюатор
Лазер
11
14
Вогнутый параболоид, диаметр 10 см, точность по­
верхности Я/10, отражающая поверхность — золото
на подложке из хрома
Пластины германия, покрытые просветляющим слоем
Покрыто слоем золота, осажденного в вакууме
Выполнена из германия, обеспечивает пятно на фото­
катоде 0,3 мм
Поликристаллическая германиевая пластина, тол­
щина 19 мм, апертура 15 см, точность Я/10
Ртутно-кадмиевый теллурид, охлаждается жидким
азотом
Две пластины арсенида галия под углом Брюстера,
изменение прозрачности — вращение аттенюатора
вокруг луча: ослабление луча лазера до 1 Вт
25—50 Вт, стабильность от 10 10 (в течение 0,1 с) до
¡О7 (более 8 ч), ширина луча 2,5 рад, поляризация ли­
нейная
зеркала 9 попадает на зеркало-смеситель 13 и детектор 15.
Переменный аттенюатор 14 служит для оптимизации отноше­
ния мощностей прямого и отраженного излучения. Некоторые
данные оптических элементов системы и лазера приведены
в табл. 4.3.
Высокая стабильность частоты лазера достигалась главным
образом за счет встроенной зеркальной системы. Частота излу­
чения лазера соответствовала переходу Р ( 20), Я= 10,591 мкм.
Примененная схема автоподстройки отслеживает по частоте
очень слабые сигналы в диапазоне нескольких МГц. Выходом
схемы является напряжение местного гетеродина, позволяю­
щее точно определить частоту входного сигнала. Полученные
данные обрабатывались на бортовой ЭВМ, а также регистриро­
вались в виде фотоснимков с экрана спектроанализатора.
В последующие годы наблюдается интенсивное совершен­
ствование метеорологических доплеровских лидарных анемомет­
ров. Несомненно, что создание таких систем во многом обеспе­
чивалось одновременной разработкой доплеровских лидаров для
слежения за ИСЗ, сопровождением целей и т. п. В качестве при­
меров такой аппаратуры можно назвать лазерный локатор «ПгеропсЬ (США) с непрерывным режимом излучения (высокоста­
бильный лазерный передатчик на С 0 2). Выходная мощность
лазера до 10 кВт позволила при оптической приемной антенне
диаметром 0,48 м начать локацию ИСЗ, оборудованных уголко­
выми оптическими отражателями до дальности 6000 км. В те же
годы началось создание доплеровских систем аналогичного на­
значения, использующих импульсные С 0 2-лазеры. Примером
125
Глава 4. Измерения ветра
такой системы служит лидар DREV (Канада) с пиковой мощ­
ностью до 400 кВт при длительности импульса около 1 мкс [77].
Вкратце остановимся на некоторых исследованиях послед­
них лет.
В работе [129] описывается мобильная когерентная лидарная
система на основе импульсного С 0 2-лазера, разработанная поконтракту с НОАА (США) и предназначенная для дистанцион­
ного изучения атмосферных турбулентностей и измерения ско­
рости ветра. Энергия зондирующего излучения системы в им­
пульсе на длине волны 10,6 мкм составляет 0,065—0,15 Дж..
Длительность излучаемого импульса находится в пределах 2—
8 мкс, а частота следования импульсов может изменяться от 1
до 25 Гц. Оптическая система лидара обеспечивает возможность,
сканирования луча в пределах от 5 до 90° по углу места и от
0 до 360° по азимуту с погрешностью Io. Детектирование рас­
сеянного излучения производится с помощью охлаждаемого
HgCdTe-фотоприемника, на который поступает также лазер­
ный гетеродинный сигнал. Обработка сигналов осуществляется
мини-ЭВМ.
Авторы работы [140] приводят описание сравнительно про­
стого лидара для измерения ветра в пограничном слое атмо­
сферы. Мощность излучения С 0 2-лазера 3,5 Вт, диаметр при­
емного телескопа 0,3 м. Измерения скорости ветра были про­
ведены до высоты 750 с разрешением 10 м. Разрешение поскорости составило 0,2 м-с-1. Лидарные данные находятся
в согласии с одновременными результатами, полученными ра­
диозондами.
Другая доплеровская система с импульсным С 0 2-лазером:
(100 мДж, 10 Гц, 2 мкс) и диаметром приемной оптической ан­
тенны 0,28 м позволила увеличить дальность измерений до12 км. Стандартное отклонение между данными, полученными
лидаром и акустическими анемометрами, составило 0,34 м-с-1,.
с радиозондовыми данными — 2,5 м-с-’1.
Дальнейшее развитие получили самолетные доплеровские лидары [104, 171]. Самолетная система LATAS [171] показала вы­
сокую надежность работы в период экспериментов, проводимых
в течение 3 лет при различных метеоусловиях. Целью экспери­
ментов было получение данных в условиях сильных гроз и
сдвига ветра, изучение отраженного сигнала в облаках, дожде
и практически незамутненной атмосфере — выше 13 км.
Другая самолетная система ADLS, разработанная по про­
екту НАСА [105], эксплуатировалась на реактивных самолетах.
Подробное описание одного из последних вариантов аппара­
туры приведено в работе [104]. Основные технические характе­
ристики системы ADLS: длина волны излучения лазера
10,6 мкм, длительность импульса 1 мкс, пиковая мощность
¡26
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
5 кВт, частота повторения импульсов 200 Гц, диаметр приемной
оптической антенны 0,3 м. Достигнутое пространственное раз­
решение 150 м.
С помощью указанной лидарной системы получены резуль­
таты измерений поля ветра в различных полетах.
Несомненные успехи в разработке и эксплуатации наземных
и самолетных доплеровских лидаров позволили перейти к мето­
дическим и техническим исследованиям с целью определения
глобального поля ветра с ИСЗ.
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
4.7.1. Данные математического моделирования
Рассмотрим основные результаты, полученные с помощью
комплексной компьютерной модели измерений глобального
поля ветра с ИСЗ [135].
Проведенные на ЭВМ вычисления включали следующие мо­
дели: движения Р1СЗ (параметры орбиты,'ошибки определения
траекторных параметров и т. д.), доплерйвского лидара (опти­
ческая система, характеристики лазера, дальность зондирования,
пространственная протяженность импульса и др.), системы ска­
нирования (стробы, углы визирования), атмосферы (поле ветра,
поглощение, рассеяние, облачность, турбулентность), процес­
сора (алгоритм обработки сигнала, моменты спектра, ошибки
измерения и т. д.). Все эти блоки в совокупности представляют
собой средства математического обеспечения, предназначенные
для моделирования процесса исследования любого района зем­
ного шара. Моделирование обеспечивает имитацию измерения
параметров в заданном объеме атмосферы и накопление данных
•о мощности отраженного сигнала, радиальной скорости ветра
и ширине доплеровского спектра в каждом стробимпульсе.
На выходе процессора получают сведения о профилях пока­
зателя ослабления в одном стробимпульсе, среднеквадратиче­
ских ошибках измерения скорости ветра и рэлеевском рассея­
нии. Методом наименьших квадратов оцениваются продольная и
поперечная составляющие вектора скорости ветра, а также
среднеквадратичные ошибки этих оценок для объемной цели.
Анализировать данные по всей земной тропосфере или по­
лученные в пределах одного витка ИСЗ, с вычислительной точки
зрения непрактично. Целесообразнее описать некоторый выбран­
ный объем, определив параметры атмосферы в его пределах
и его положение относительно ИСЗ. Таким способом можно
смоделировать атмосферу всего земного шара, зондируя за
1 раз один определенный объем.
После того как определены размеры заданного района зем­
ного шара, моделируется процесс сканирования с помощью
127
Глава 4. Измерения ветра
спутникового импульсного лидара. Для анализа выбираются
только те зондирующие импульсы, которые попадают в заданный объем атмосферы. Этот объем (или объемное пятно) облучения имеет размеры 300x300 км и толщину 20 км. Он может
располагаться на любом расстоянии в поперечном относительно
орбиты направления (ограниченном горизонтом) от подспутникового следа. Угол полуконуса относительно надира дает возможность получать отраженный сигнал доплеровского лидара
с некоторого максимального расстояния, считая от плоскости
орбиты. Это расстояние называется дальностью сканирования.
Так, лидар, расположенный на 800-километровой орбите и
имеющий угол относительно надира 53,6°, может обеспечить
дальность сканирования 1400 км, считая от подспутникового
следа. Анализ показывает, что такие параметры обеспечивают
в процессе движения ИСЗ глобальный обзор. Далее моделируется коэффициент направленного действия антенны для каждого импульса лазера с учетом эффекта дрожания по углу, который приводит к изменению направления визирования. На выходе модели определяется показатель ослабления и первые три
момента доплеровского спектра для различных заданных распределений облачности и скорости ветра.
Важным результатом моделирования являются сведения об
ошибках, полученных в итоге осреднения скоростей ветра в пре­
делах объемного пятна облучения. Чтобы получить достовер­
ные оценки этих окончательных ошибок, была выбрана модель
различных случайных флуктуаций скорости, полученных по вы­
боркам импульсов лазера в каждом стробе дальности. Оценка
радиальной (вдоль линии визирования) скорости зависит от
угловых ошибок аппаратуры и неполной компенсации движения ИСЗ, а также степени уширения спектра, вызванного сдви­
гом ветра и турбулентностью. Эти оценки радиальной скорости
далее были обработаны методом наименьших квадратов для
получения окончательных значений скорости ветра и отклоне­
ний от известных (заданных по модели) ее значений в пределах
объемного пятна облучения. Повторяя этот процесс много раз,
можно найти, каковы среднеквадратичные ошибки в получен­
ной скорости ветра относительно известных отклонений для
каждой независимой реализации.
Так как существует связь между полем ветра в пределах
объемной цели и сглаживанием, применяемым при интерполя­
ции, авторы работы [135] находили ошибки в определении скоро­
сти ветра методом Монте-Карло. Каждая составляющая ошибки
и флуктуация рассматривалась в модели независимо, и эти
значения вводились в источник с помощью генератора случай­
ных чисел, имеющего соответствующую функцию распределе­
ния, которая отвечает (или предполагается, что отвечает) каж128
>
(
|
!
!
(
|
|
!
|
I
\
!
|
|
!
!
}
|
I
|
1
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
дой случайной переменной. Таким образом, статистическим спо­
собом генерировалось множество случайных реализаций сред­
ней скорости ветра, средней концентрации аэрозольны х частиц
и инструментальных угловых ошибок. Путем сравнения изме­
ренной скорости ветра, полученной в модели, с известной ско­
ростью ветра в заданном пятне облучения определялась ошибка
единичного измерения. Такая процедура позволила выявить
ошибки смещения и найти среднеквадратичные ошибки как
в продольной, так и в поперечной составляющей скорости ветра.
Для использования лидарной сканирующей модели необхо­
димо, чтобы надирный и азимутальный углы, период сканирова­
ния по конусу и частота повторения импульсов были первона­
чально заданы. Необходимо также задать размеры объемного
пятна облучения и положение его относительно ИСЗ. При этих
условиях модель сканирования позволит промоделировать дви­
жение ИСЗ, сканирование и излучение импульсов лазера. Лю­
бой импульс лазера, попадающий в пределы заданного пятна об­
лучения, сохраняется и разделяется на стробы дальности, ко­
торые затем обрабатываются. Как при использовании ИСЗ на
800-километровой орбите, так и при использовании КА «Шаттл»
на 300-километровой орбите (см. табл. 4.6) число импульсов
лазера, которое можно осреднить на любой заданной высоте,
при частоте повторения лазерных импульсов 8 Гц достаточно
велико. Поэтому несмотря на то, что каждый строб дальности
может давать большую ошибку в радиальной составляющей
скорости, связанную с осреднением, путем осреднения многих
импульсов лазера, которые попадают в пределы пятна облуче­
ния, итоговая ошибка в измерении скорости ветра сильно сни­
жается.
Если импульсы посылаются с постоянной частотой, то плот­
ность распределения импульсов в расчете на единицу площади
на экстремальных расстояниях чересчур велика. Однако меняя
частоту повторения импульсов в пределах периода сканирования,
можно получить относительно равномерное распределение
плотности импульсов по площади во всех объектах зондиро­
вания.
В расчетах использовались модели атмосферы, разработан­
ные Кэмбриджской исследовательской лабораторией ВВС для
тропиков, для средних широт летом, для средних широт зимой,
для приполярных широт летом, для тех же широт зимой. Счи­
талось, что наиболее важным механизмом ослабления ИК-части
спектра при отсутствии облачности является поглощение атмо­
сферными газами и континуум поглощения парами. Н20 в ниж­
ней тропосфере. Ослабление лазерного луча за счет рассеяния
молекулами газа или аэрозольными частицами не учитывалось.
Общие коэффициенты молекулярного поглощения были най5 З а к а з № 3710
129
Глава 4. Измерения ветра
дены для 32 высотных уровней, пяти перечисленных выше моделей атмосферы и разных длин волн излучения лазера.
Авторы работы [135] исследовали все сильные линии поглощения (общим числом 84) для трех изотопов С 0 2: 13С160 2,
13С180 2 и ,12С180 2.
После тщательного анализа была выбрана линия генерации
лазера /?(20) изотопа 12С180 2 (Я=9,11 мкм). Для этой линии
характерно малое и равномерное значение коэффициента поглощения во всем доплеровском спектре. Основным недостатком генерации на этой линии является несколько пониженная
эффективность лазера.
Ослабление сигнала облачностью ограничивает возможности
оптического зондирования земной атмосферы. В среднем облачность покрывает около 40 % поверхности Земли и, как правило,
непрозрачна для ИК-лучей, за исключением перистых облаков.
Поэтому для анализа пространственных и временных возможностей зондирования атмосферы необходимо располагать сведениями о пространственном и временном распределении облачности.
Чтобы выявить степень влияния облачности, была определена прежде всего частота появления облаков в трех слоях Я:
нижнем (0—2 км), среднем (2—8 км) и верхнем (8—20 км).
Если дополнительно располагать данными о вероятности окон
прозрачности в облачности для различных углов визирования
в пределах слоя, можно определить вероятности проникновения
излучения через каждый слой. Если имеется ряд слоев, то суммарная вероятность проникновения через все эти слои равна
произведению вероятностей для отдельных слоев при условии,
что они статистически независимы. В худшем случае приходится
предположить, что при наличии облачности зондирование атмо­
сферы невозможно. Общее число импульсов, которые посыла­
ются с ИСЗ и достигают заданной высоты, уменьшается про­
порционально вероятности проникновения до этой высоты. Соответственно увеличиваются ошибки измерительной системы.
Чтобы найти, какова вероятность проникновения в зависимости
от направления зондирования, были использованы данные работ
[145, 162]. Результаты вычислений приведены в табл. 4.4. Н а­
пример, для средних широт летом (40° с. ш., июль) и для угла
визирования 0 = 60° относительно надира по приведенным здесь
данным 77 % излученных импульсов проникнет ниже верхней
границы среднего слоя, т. е. ниже 8 км. Из этого числа 73 %
проникнет в средний слой. Следовательно, только 57 % им­
пульсов, как можно ожидать, достигнет высоты 2 км и ниже.
Средние значения ожидаемого увеличения ошибок измерения
в целом для всего земного шара в зависимости от высоты и
угла визирования относительно надира приведены в табл. 4.5.
130
|
|
|
!
|
|
[
;
!
|
|
|
|
!
;
|
|
>
|
;
!
|
|
!
;
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
Таблица 4.4. Вероятность окон прозрачности в облаках для различных углов
визирования в случае независимых слоев [135]
0
М одель
1
2
3
4
5
0
Н км
8—20
2 -8
0—2
8—20
2—8
0—2
8—20
2—8
0—2
8—20
2—8
0—2
8—20
2—8
0—2
0
10
0,808
0,781
0,779
0,810
0,764
0,688
0,821
0,745
0,657
0,802
0,727
0,598
0,831
0,761
0,665
0,807
0,781
0,777
0,807
0,764
0,685
0,820
0,745
0,653
0,801
0,727
0,593
0,831
0,761
0,662
20
0,803
0,781
0,773
0,806
0,764
0,678
0,817
0,745
0,646
0,797
0,727
0,586
0,829
0,761
0,656
30
0,799
0,779
0,767
0,802
0,761
0,672
0,815
0,743
0,638
0,793
0,725
0,576
0,826
0,759
0,650
40
0,794
0,775
0,760
0,796
0,756
0,621
0,809
0,738
0,630
0,781
0,719
0,566
0,823
0,755
0,641
50
0,785
0,769
0,746
0,787
0,751
0,646
0,803
0,734
0,613
0,776
0,713
0,547
0,818
0,751
0,626
60
0,773
0,754
0,733
0,775
0,737
0,630
0,793
0,720
0,598
0,762
0,699
0,529
0,809
0,740
0,612
70
0,760
0,737
0,712
0,763
0,720
0,604
0,785
0,712
0,571
0,764
0,677
0,497
0,801
0,724
0,586
П р и м е ч а н и е. Модели атмосферы в таблице обозначены: 1 — тропиче­
ская, 2 — средиеширотная летняя, 3 — среднеширотная зимняя, 4 — приполяр­
ная летняя, 5 — приполярная зимняя.
Помещенные в таблице данные показывают, что средние зна­
чения ошибок для всех углов визирования относительно надира,
по-видимому, не возрастают более, чем в 1,75 раза.
Чтобы найти характеристики системы при сильной облачно­
сти (в среднем), были использованы сведения о профиле облач­
ности, собранные Центром использования данных об окружаю­
щей среде для технических целей ВВС США в трех случаях
вблизи атмосферных фронтов и в одном случае во внутритропической зоне конвергенции. Вероятности окон прозрачности в об­
лаках были получены для 15 слоев (высота 0— 11 км) поданным
наземных и самолетных наблюдений, а также по данным ИКизмерений со спутников. Горизонтальная разрешающая способ­
ность всех этих наблюдений около 45 км. Полученные вероят­
ности были использованы в модели вместо сведений о глобаль­
ных средних значениях. Для случая фронтальной системы
изучался эффект облачности в трех зонах размерами 300Х
Х300 км: в холодном секторе, в зоне фронта и в теплом секторе.
С учетом статистики распределения облачности над всем
земным шаром можно сделать вывод о том, что данные о ха­
рактеристиках атмосферы, получаемые с помощью доплеровского бортового лидара, мало искажаются, если частота повто­
рения импульсов лазера достаточно велика. В то же время сте­
пень достоверности данных в районах тропических ураганов и
5*
131
Глава 4. Измерения ветра
Таблица 4.5. Глобальное суммарное (в среднем) увеличение ошибок измерения,
обусловленное облачностью
о
Н км
8—20
2—8
0—2
0
10
20
30
40
50
60
70
1,11
1,28
1,55
1,11
1,28
1,55
1,11
1,28
1,56
1,11
1,28
1,58
1,12
1,29
1,61
1,12
1,30
1,63
1,13
1,32
1,68
1,14
1,35
1,75
в теплых секторах типичных циклонических штормов несколько
снижается.
Остановимся на влиянии рефракции, обусловленной турбу­
лентностью. В когерентной системе должны сохраняться фазо­
вые фронты отраженного сигнала от каждого рассеивающего
элемента. Рефракция за счет турбулентности частично нару­
шает поперечную пространственную когерентность, и поэтому
чувствительность системы может падать. Как показали авторы
работы [135], для тех расстояний зондирования, которые воз­
можны с орбит 300 и 800 км, и длин излучаемых волн 9—11 мкм
рефракция за счет турбулентности слабо влияет на полученные
данные.
В результате планируемого эксперимента в любой точке не­
которой сеточной области должны определяться четыре пара­
метра: компоненты скорости ветра и, V, ш и интенсивность тур­
булентности. Интенсивность турбулентности выражается через
коэффициент, описывающий скорость диссипации турбулентной
энергии Ле2/з, где А — универсальная постоянная, е — скорость
диссипации турбулентной кинетической энергии в единице
массы. Составляющие и я V представляют собой параметры, ко­
торые необходимо измерить. Наличие вертикальной составляю­
щей и турбулентности снижает точность измерений скорости
ветра, так как первая из них приводит к сдвигу в измеренных
значениях горизонтальной скорости, а турбулентность обуслов­
ливает расширение доплеровского спектра.
Составляющие скорости ветра и и и дают представление
о горизонтальной скорости ветра в пределах пятна облучения,
имеющего форму квадрата со стороной 300 км. Чтобы получить
поле горизонтальной скорости ветра, прежде всего производится
сглаживание поля случайных чисел (белого шума), имеющихравномерное распределение с единичной дисперсией и нулевым
средним значением. Для этого используется двумерный фильтр,
на выходе которого получают значения и и у, имеющие опреде­
ленную автокорреляционную функцию. Предполагается, что
атмосферные движения двумерны, однородны и изотропны, по132
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
Рис. 4.9. Профили среднего
ветра для невозмущенного (/)
и возмущенного (2) случаев
[135].
этому фильтр обладает центральной симметрией. При масшта­
бах более 10 км эти предположения не слишком далеки от ре­
альности, а при сильной конвекции и в условиях грозы и бури
•они не приемлемы. Было установлено, что в грозовых условиях
■составляющая скорости ветра, направленная по нормали к век­
тору, соединяющему две точки, может в 2 раза превышать сред­
неквадратичное значение составляющей, направленной вдоль
вектора. Однако в работе [135] не ставилась задача смоделиро­
вать сильно турбулентные, грозовые условия.
Обычно вертикальные движения выражены слабо и при ос­
реднении по большой площади скорость их равна нулю. В уело-:
виях сильной турбулентности, когда хорошо заметна конвекция,
вертикальные скорости могут достигать ± 5 м-с-1 на расстоя­
ниях, которые влияют на лидарные измерения. Вертикальные
скорости могут достигать больших значений в горных районах и
в прибрежных районах при наличии гравитационных волн и
бризовой циркуляции. Области, охваченные большими верти-1
кальными скоростями, обычно имеют размеры более несколь­
ких километров, поэтому для решения поставленных здесь за-,
дач предполагается, что значение скорости до, осредненной
в квадрате со стороной 300 км, равно нулю.
{
Типовые профили среднего ветра, построенные по данным ис-‘
•следований НАСА в пяти пунктах для случаев отсутствия воз­
мущений и наличия их, приведены на рис. 4.9. Эти профили ис­
пользовались при моделировании запусков ИСЗ.
Профиль для невозмущенных условий построен по данным
измерения профилей с 50 %-ной вероятностью превышения на
базах ВВС США Эдвардс и Ванденберг. Максимальные значе­
ния скорости составляли 30 м-с-1 на высоте 10 км, 5 м-с-1
у земли и 10 м-с^1 на высоте 20 км. Толщина слоя с максиму­
мом скорости изменяется обратно пропорционально значению
этой скорости. В данном случае была выбрана толщина 4 км.
Профиль скорости для возмущенных условий соответствует
вероятности превышения 75 %. Максимальная скорость 50 м-с^1
133
Глава 4. Измерения ветра
Таблица 4.6. Значения основных параметров, используемых при моделировании;
измерений ветра [135]
Значение
П арам етр
КА
Высота орбиты
Угол надира
Частота повторения импульсов
Период сканирования
Ошибка угла визирования
короткопериодная
долгопериодная
Нестабильность частоты местного гетеродина
Энергия лазера в импульсе
Эффективность лазера
Длина волны
Длительность импульса
Диаметр приемной оптической антенны
Эффективность приемника
Модель атмосферы
Поле ветра
Облачность
«Ш аттл»
300 КМ
62°
8 Гц
7 с
2 мрад
50 мрад
50 кГц
10 Дж
0,05
9,11 мкм
6,7 мкс
1м
0,1
Среднеширот­
ная летняя
Трехмерное
Учтена
ИСЗ
800 км
53°
8 Гц
11 с
2 мрад
50 мрад
50 кГц.
10 Дж
0,05
9,11 мкм
6,7 мкс
1м
0,1
Среднеширот­
ная зимняя
Трехмерное
Учтена
и толщина слоя с максимальной скоростью 2 км. Скорость,
ветра у поверхности земли 10 м -с"1, на высоте 20 км — 20 м-с^1.
В общем случае составляющие и и V считались одинаковыми,,
поэтому величина каждой из них равна значению скорости, де- {
ленному на |2.
В процессе численного эксперимента авторы работы [135] де- |
тально рассмотрели возможные погрешности измерения скоро- !
сти ветра.
|
Одна из задач моделирования состояла в том, чтобы опреде- !
лить совокупность основных параметров аппаратуры на КА. !
«Шаттл» и оперативном ИСЗ, а затем выяснить, как изменения ;
этих характеристик скажутся на значениях ожидаемых ошибок
при расчете поля скорости ветра.
В табл. 4.6 приведены основные параметры, использованные |
для анализа систем.
!
Расчеты с использованием указанных параметров показали,. {
что измерение продольной и поперечной составляющих скоро- |
сти ветра с КА «Шаттл» можно осуществить с погрешностью |
не хуже 1 м-с-1.
!
На рис. 4.10 показан диапазон величин среднеквадратичных {
ошибок при задании основных параметров оперативного ИСЗ- [
(см. табл. 4.6). Погрешности в измерении обеих составляющих I
134
...
1
4.7. Определение ветра,в тропосфере с ИСЗ
Н км
Рис. 4.10. Диапазон значений
не превышает 1 м - с " 1 до Я ~ 10 км, а выше погрешность резко
возрастает.
Была проанализирована зависимость ошибок измерения ско­
рости ветра от метеорологических условий (типичные ситуа­
ции, исключающие, например, ураганы, так как в этом случае
■отсутствуют некоторые необходимые для моделирования дан­
ные) .
По мере увеличения ширины спектра скорости ошибки изме­
рения радиальной скорости ветра возрастают. Ширина же спек­
тра зависит от продолжительности импульса, а также от сдвига
■скорости и интенсивности турбулентности в зондируемом объеме
атмосферы, где измеряется скорость ветра.
Из результатов моделирования следует, что при сдвиге ско­
рости 2-10~3 с-4 ошибка измерения скорости ветра увеличива­
ется незначительно. При больших значениях сдвига простран­
ственную протяженность лазерного импульса следует умень­
шить. Зависимость ошибки измерений скорости ветра от сдвига
показана на рис. 4.11 (все параметры, за исключением задан­
ного поля ветра, приведены для измерительной системы КА
«Шаттл»),
Обычно предполагается, что среднее значение вертикальной
скорости ветра равно нулю. В действительности оно отличается
н км
Рис. 4.11. Зависимость средне­
квадратичной ошибки поперечной
-составляющей скорости ветра от
высоты и сдвига скорости ветра
[135].
Кривая .......................................
Сдвиг скорости, с"1 ................
/
2
3
2 - 10“ 3
6 - 10“ 3
10” 2
4
2 - 1 0 -2
Глава 4. Измерения ветра
ДК м-с~1
Рис. 4.12. Ошибки смещения попе­
речной составляющей скорости ветра
Да в зависимости от расстояния до
подспутникового следа 2 [135].
от нуля, и когда для расчета скорости ветра применяется, на­
пример, метод наименьших квадратов (при использовании ко­
торого вертикальная скорость не учитывается), в результатах
расчета появится погрешность смещения. Предположим, напри­
мер, что в объеме пятна облучения вертикальная скорость
равна 1 м-с*“1. Тогда ошибка смещения в поперечной составляю­
щей скорости ветра будет зависеть от расстояния облучаемого
участка до подспутникового следа (рис. 4.12).
Для наиболее близко расположенного к подспутниковому
следу пятна облучения ошибка смещения (3 м-с-1) чересчур
велика. Такое значение ошибки может наблюдаться в области
сильных ветров. Таким образом, если по данным процессора
нельзя выявить и оценить отличное от нуля значение вертикаль­
ной скорости, то погрешность смещения приведет к снижению
точности измерения поля ветра. Продольная же составляющая
скорости ветра изменится мало, так как углы визирования
в пределах каждого пятна облучения симметричны.
Близкие к реальным поля ветра обладают флуктуирующими
вертикальными скоростями в пределах всего зондируемогообъема. Наиболее типичное поле ветра характеризуется нуле­
вым средним значением флуктуирующей вертикальной скорости,
что определяется дивергенцией горизонтальных составляющих
и описывается уравнением неразрывности. Даже для реального
поля ветра при наличии возмущений вертикальная составляю­
щая скорости в любой точке зондируемого объема не превосхо­
дит 0,3 м-с-1. Когда ряд значений составляющих радиальной
скорости во всем объемном пятне облучения осредняется, то
погрешность смещения за счет флуктуирующих вертикальных
составляющих исключается и значения случайных ошибок
в продольной и поперечной составляющих в общем случае
возрастают незначительно. Таким образом, флуктуирующая вер­
тикальная скорость не ухудшает качество оценки горизонталь­
ной скорости ветра, если осредняются данные измерений не­
скольких импульсов лазера в заданном объемном пятне облу­
чения.
136
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
В случае когда невозмущенное поле ветра при заданных
значениях основных параметров операционной системы заменя­
ется на поле ветра с возмущениями, суммарные погрешности
определения горизонтальной скорости становятся меньше
1 м-с-1 из-за увеличения ширины спектра скорости, обусловлен­
ного увеличением сдвига и усилением турбулентности.
При моделировании измерений системами с основными пара­
метрами, характерными для КА «Шаттл» и оперативных ИСЗ,
-использовались приведенные выше данные об осредненных
в глобальных масштабах вероятностях попадания в зоны, сво­
бодные от облачности. Для системы параметров оперативного
ИСЗ моделирование погрешностей измерения поперечной со­
ставляющей скорости осуществлялось при задании безоблач­
ного неба, умеренной облачности и облачности 8 баллов. Нали­
чие перистой облачности на высотах между 10 и 14 км улучшает
оценки скорости ветра на этих уровнях вследствие увели­
чения показателя ослабления, но экранирование лазерного из­
лучения на более низких уровнях ухудшает качество оценок ско­
рости. При 8-балльной облачности всего несколько импульсов
.лазера примерно из сорока, приходящихся на данное пятно об­
лучения, достигают пограничного слоя, и поэтому скорости
ветра в этом слое определяются с большой погрешностью. На
высоте 1 км погрешность измерений скорости составляет при­
мерно 2 м-с” 1 (однако достоверность оценок, полученных по
такому малому количеству импульсов лазера, вызывает со­
мнения).
Анализ чувствительности измерений к инструментальным по­
грешностям позволил авторам работы [135] сделать следующие
замечания. Основными инструментальными погрешностями яв­
ляются длиннопериодные и короткопериодные погрешности оп­
ределения угла визирования и нестабильность частоты локаль­
ного лазерного осциллятора.
Чтобы компенсировать эффекты вращения Земли и ИСЗ,
необходимо располагать точными сведениями об ориентировке
.луча лазера относительно орбиты. Погрешность определения
в радиальной скорости 1 м-с-1 для 300-км орбиты при угле ви­
зирования 60° относительно надира накладывает ограничение на
.длиннопериодную погрешность задания этого угла, равную
300 мкрад. Вклад в эту погрешность вносят неточность данных
астрономических таблиц, ошибки системы ориентации по звез­
дам, дрейф гироскопа и инструментальные погрешности си­
стемы. Среднеквадратичная погрешность определения угла
визирования для системы установленной на КА «Шаттл», со­
ставляет 70 мкрад, что вполне удовлетворяет требованиям
к точности.
Для надежного гетеродинирования сигнала необходимо,
137
Глава 4. Измерения ветра
чтобы оси визирования при запуске лазера и отраженного луча
совпадали. Дрожание сканирующего зеркала, вибрации системы:
и ошибки в компенсаторе угла задержки во время сканирования приводят к их расхождению.
Для телескопа диаметром 1 м при короткопериодной средне­
квадратичной погрешности, равной 2 мкрад, расхождениемежду излученным и отраженным лучами составляет менее
10 %. Расчет показал, что требование обеспечить погрешностьменее 2 мкрад завышено, его можно снизить до 4 мкрад. Поэтому оценки скорости до высот 20 км можно получить сосреднеквадратичной погрешностью 2 м-с-1 и менее, а до высотдо 10 к м — 1 м-с-1 и менее.
Авторы работы [135] также показали, что нестабильность,
частоты гетеродина 100 кГц увеличивает погрешность измерений
скорости ветра менее чем на 1 м-с-1.
Наконец, авторы работы [135] рассмотрели наиболее небла­
гоприятный случай больших инструментальных погрешностей
в сочетании с моделями наиболее неблагоприятных внешних'
условий, влияющих на поглощение и обратное рассеяние лазер­
ного излучения. В этом случае погрешности измерений скорости
ветра в тропосфере не превышают 2 м-с-1, включая случаи
сильного сдвига скорости, турбулентности и значительных флук­
туаций вертикальной составляющей скорости ветра. Тропические ураганы из-за плотной облачной системы ухудшают характеристики системы; для типичных циклонических условий:
(в теплом секторе) можно осуществлять измерения скорости
ветра на уровнях выше 2 км.
|
!
I
I
[
!
|
!
!
!
|
|
|
|
|
!
4.7.2. Возможная техническая реализация
Исследования, проведенные НОАА (США), показали, чтодоплеровский лидар на С 0 2 может быть приспособлен к существующему классу автономных метеорологических ИСЗ
с околополярной орбитой.
Исследования определялись несколько измененными (посравнению с данными табл. 4.6) требованиями к системе орбитального модуля «Виндсат» (табл. 4.7). В программе последуюТаблица 4.7. Значения параметров лидара по [125]
П арам етр
Диаметр приемной антенны
Энергия лазера в импульсе
Частота повторения импульсов
Длительность импульса
Общее число излучений импульсов
138
Значени е
1,25 м
10 Дж
2 Гц
3—4 мкс
108
|
[
|
|
|
|
4,7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
щего усовершенствования лидара учитывалось, что параметры
¡имеющихся в настоящее время носителей останутся неизмен­
ными вплоть до начала 1990-х годов. Исследовательская про­
грамма будет включать наземные эксперименты, моделирова­
ние, космические полеты и, возможно, проверки состояния обо­
рудования в полетах КА «Шаттл». Орбитальный модуль
должен выводиться на орбиту этим КА.
Излучатель доплеровского лидара представляет также
импульсный прокачиваемый СОг-лазер (^=9,11 мкм). Зондирова­
ние атмосферы производится с ИСЗ, синхронизованного с Солндем, режим работы: непрерывное коническое сканирование с пе­
риодом вращения 19,04 с и неподвижное положение. Предусмот­
рены высокое пространственное разрешение последовательных
измерений ( ^ 1 5 ° от нормали к траектории полета), бортовая
■обработка данных доплеровского сдвига и передача данных как
в реальном масштабе времени, так и в режиме накопления.
Считается необходимым сохранение работоспособности системы
в течение 2 лет (примерно 108 импульсов лазера).
Вывод модуля должен осуществляться с помощью КА
«Шаттл» на промежуточную орбиту с последующим прямым
или непрямым переходом на рабочую околополярную орбиту.
При разработке системы предполагается использовать для
.предионизации ультрафиолетовый лазер, что приведет к повы­
шению эффективности системы и отпадет необходимость приме­
нять высокое напряжение (80— 100 кВ) с низкой частотой для
.предионизации с помощью электронного пучка. Единственный
непрерывный лазер может использоваться как в качестве гете­
родина, так и в качестве источника накачки. Благодаря этой
модернизации уменьшения массы и потребляемой мощности по
■сравнению с прототипом прогнозируются соответственно рав­
ными 14- кг и 30 Вт. Необходимое время жизни лазера достига­
ется соответствующим подбором состава газа.
Оптическая система в основном идентична той, которая раз­
рабатывалась для предыдущей программы. Однако с целыо
уменьшения массы главные элементы оптической системы
(включая и главное зеркало) были сконструированы из ячеи­
стого бериллиевого сплава, изготовленного с применением горя­
чего изостатического прессования [125]. Р1спользование такого
метода позволяет уменьшить массу оптической системы при­
мерно на 40 % по сравнению с разработкой для КА «Шаттл».
Автономный модуль «Виндсат» имеет синхронизированную
-с Солнцем круговую орбиту на высоте 833 км, т. е. обладает
наклонением к экватору 98,7° и периодом обращения, равным
приблизительно 102 мин. Скорость перемещения проекции ИСЗ
¡по поверхности Земли равна 6,576 км -с^1, а расстояние между
последовательными витками орбиты вдоль экватора равно 25,5°.
139
Глава 4. Измерения ветра
Угловая ширина отслеживаемой за один проход полосы относительно центра Земли равна примерно 22,8° и между отслеживаемыми за последовательные проходы полосами имеется мертвая зона шириной примерно 300 км. Так как горизонтальное
разрешение равно номинально 300 км, то ежесуточно вся по­
верхность Земли будет отслеживаться аппаратурой ИСЗдважды. Для получения оптимального режима освещения солнечных элементов ИСЗ, углы пересечения орбиты должны выбираться таким образом, чтобы угол между направлением на
Солнце и перпендикуляром к траектории полета всегда иаходился в пределах 5—40°.
Доплеровский процессор должен располагаться на борту
ИСЗ, а данные, относящиеся к рассеянию назад, частоте и
сдвигу частоты, должны передаваться на Землю для каждой:
высотной ячейки во время каждого импульса. Нижний 20-кило­
метровый слой атмосферы покрывается двадцатью ячейками
глубиной 1 км. Требование разрешения по вертикали при последующих исследованиях может быть уменьшено до 2 км. Данные должны передаваться как в режиме реального времени:
(когда наземные станции находятся в пределах непосредствен­
ной связи), так и после их накопления (так что данные, собран­
ные в процессе перемещения по орбите, должны быть восста­
новлены).
Параметры подсистемы КА (грузоподъемность, угол поля:
зрения, мощность, терморегулирование, контроль положения,,
накопление данных, связь и командоуправление) определялись
главным образом на основании требований, предъявляемых
к операционной системе.
КА «Шаттл» можно использовать для вывода на орбиту покрайней мере двух ИСЗ одновременно. Так как вовсе не обязательно, чтобы оба ИСЗ имели сходные склонения и узловые
точки рабочих орбит, с необходимостью возникает потребность,
в использовании промежуточной транспортной орбиты, на кото­
рой производится отделение ИСЗ от КА «Шаттл». Для ИСЗпредполагается, что наихудшая из возможных транспортная
орбита имеет склонение 104° и узел орбиты, отличный от тре­
буемого на 5 ч. Изменение склонения должно выполняться
с помощью бортовой двигательной системы спутника, а для из­
менения положения узла орбиты КА должен быть переведен
на промежуточную орбиту ожидания на высоте 460—480 км,
на которой он может находиться в течение почти 90 сут, пока
плоскость орбиты в результате прецессии не достигнет требуе­
мого узла. Принимая во внимание, что такая же процедура мо­
жет использоваться и в процессе вывода на орбиту КА и чтодля перехода на промежуточную орбиту и далее на рабочую*
орбиту (включая сюда и процедуру изменения склонения) тре140
(
}
!
'
I
|
!
!
|
]
;
|
;
|
I
|
|
\
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
Рис. 4.13. Автономный модуль «Внндсат» в рабочем положении [125].
2
3—
/ — ради ационн ы й ох л ад и тел ь детекто р а;
— ради атор;
раскры ваем ы й ради ацион­
ны й
;
— лазер;
— блок зв езд н о й н ав и гац и и ;
— оптическая скам ья;
7 — м одуль крепления оборудования;
поворотн ая теп ловая заслон ка;
б ак ги д ­
разина;
— солнечная б атар ея;
— д в и г а т е л ь (4 ш т у к и ) м а л о й т я г и (445 Н ) ;
—
б а к а з о т а (4 ш т у к и ) д л я в ы д а в л и в а н и я т о п л и в а ;
— о т с е к и а к к у м у л я т о р о в (6 ш т у к ) ;
— вр ащ аю щ и й ся телескоп .
защитный экран 4
10
5
8—
11
14
13
6
9—
12
буется расход 658 кг гидразина из 703 кг, максимальная «сухая
масса» КА (т. е. без горючего) при наихудшем сценарии (не­
прямой вывод на орбиту) равна 1369 кг.
Автономный модуль «Виндсат», разрабатываемый в настоя­
щее время, имеет массу примерно 1182 кг. Следовательно, при
наихудшем варианте вывода на операционную орбиту с исполь­
зованием промежуточной орбиты космический аппарат имеет
запас по массе 187 кг.
Доплеровский лидар и космическая платформа разрабаты­
вались таким образом, чтобы удовлетворить ограничениям, на­
лагаемым носителем КА «Шаттл», используемым для вывода
автономного модуля на орбиту. Кроме того, учитывалось обес­
печение необходимого поля зрения лидара и подсистем полет­
ного модуля.
На рис. 4.13 приведено изображение автономного модуля
«Виндсат» в рабочем состоянии. Контейнер, содержащий обо­
рудование лидара, в варианте ИСЗ должен размещаться на
конце инструментального модуля космической платформы ИСЗ.
Телескоп, коммутатор и узел детектора с подсистемой лазера
объединены воедино и размещены на оптической скамье.
141
Глава- 4. Измерения ветра
Основным результатом конструкторских разработок теле­
скопа и оптической системы было уменьшение их массы до
285 кг.
Были получены оценки, согласно которым система лазера
для автономного модуля «Виндсат» должна потреблять мощ­
ность 448 Вт и весить 155 кг при объеме 1,5 X 1X 0,5 м. Коэф­
фициент полезного действия лазерного излучателя равен 5,3%.
Охлаждение лазера обеспечивается жидким теплоносителем,
проходящим через рубашку теплоносителя и прокачиваемым
далее через пассивный радиатор большой площади, расположен­
ный на неосвещаемой стороне космического аппарата. Детектор
на основе сплава Н^Сс1Те, который применяется в данной си­
стеме, использует радиационное охлаждение точно такого же
типа, что и применяемое в настоящее время для охлаждения
космических бортовых инфракрасных радиометров. Помимо ис­
следований, связанных с выбором изотопного состава активной
среды лазера, наиболее важным техническим усовершенствова­
нием является использование облегченного импульсного модуля­
тора, обладающего повышенным ресурсом работы.
Третьим основным элементом лидара является сигнальный
процессор. Главные задачи этого процессора-— аналого-цифро­
вое преобразование выходного сигнала излучения, обеспечение
работы бортового доплеровского процессора и компрессия дан­
ных, поступающих со скоростью 242 кбит-с^1, к более приемле­
мой скорости в масштабе реального времени. Данные, подлежа­
щие передаче на Землю, должны содержать информацию
о трех основных параметрах обработанного сигнала для каж ­
дого высотного строба и в каждом импульсе зондирования.
Этими параметрами являются: общая детектируемая мощность;
средняя частота, которая связана с радиальной составляющей
скорости ветра; изменение спектрального распределения энер­
гии. Общая скорость передачи данных для 20 строб-импульсов
за один импульс зондирования лазера с частотой повторения
зондирующих импульсов 2 с“ 1 равна 960 бит-с“ 1 (соответст­
венно 10, 8 и 6 бит для трех указанных параметров).
Методы обработки данных, предложенные для использования
в автономном модуле «Виндсат», в основном те же, что предла­
гались при разработке системы, монтируемой на КА «Шаттл».
В частности, они включают метод быстрого преобразования
Фурье для спектральных исследований.
Процессор состоит из четырех основных элементов. Пер­
вы й— перестраиваемый синтезатор частоты, который использу­
ется для вычитания из общего сигнала его части, обусловлен­
ной доплеровским сдвигом вследствие движения ИСЗ и вра­
щения Земли. Предполагается реализовать этот элемент из
синтезатора с электронной настройкой (на основе генератора
142
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
Таблица 4.8. Энергопотребление систем «Виндсат»
в рабочем режиме [125]
С и стем а
М о щ н о с ть » В т
Лидар
Оптическая подсистема (телескоп, механизм ска­
нирования, конструкция оптической скамьи)
Излучатель лидара (СОа-лазер, местный генератор,
охлаждение детектора, преобразователь напря­
жения)
Сигнальный процессор (обработка данных)
Компенсатор момента
85
6
В целом для лидара
559
20
448
Космическая платформа
Определение и контроль высоты
Терморегулирование
Командоконтроль
Связь
Энергоустановка
Обработка данных
В целом для космической платформы
В целом для ИСЗ
85
80/54
30
¡1
6
17
229/203
788/762
на железо-иттриевом гранате), полосового фильтра и задаю­
щего генератора. Вторым элементом процессора должен быть
высокоскоростной аналого-цифровой преобразователь. Третий
элемент — система памяти с высокой скоростью записи данных.
Четвертый элемент — спектроанализатор, использующий два па­
раллельно включенных микрокомпьютера, которые разработаны
для процессора быстрого преобразования Фурье и генерации
трех основных параметров передаваемого сигнала.
Остальные вычислительные функции возложены на бортовой
компьютер космической платформы. Весь сигнальный процессор
размещается в трех контейнерах с целью обеспечения рассеяния
тепла и для упрощения крепления его под створчатым радиато­
ром аппарата. Потребляемая мощность сигнального процессора
и его масса уменьшились от 186 Вт и 51 кг, характеризующих
конструкцию, которую предполагалось монтировать на КА
«Шаттл», до 85 Вт и 12 кг в случае автономного модуля «Винд­
сат» (табл. 4.8).
Лидар размещается на теневом конце модуля платформы/
ИСЗ, что обеспечивает контакт с холодным пространством ко-|
нического радиометра с охлаждаемым НдСс1Те-детектором и!
143 '
Глава 4. Измерения ветра
большого радиатора площадью 1,5 м2, который используется
для охлаждения лазера. Радиатор закрывается только в фазе
вывода на орбиту и в период нахождения на промежуточной
орбите для того, чтобы ограничить рассеивание тепла в окру­
жающее пространство и тем самым сэкономить энергию, пред­
назначенную для поддержания охлаждающего лазер теплоноси­
теля в жидком состоянии. Конец модуля, на котором располо­
жен лидар, удален от Солнца. Солнечная батарея состоит из 10
панелей и может вращаться вокруг лонжерона, «удерживая
Солнце» со стороны фоточувствительного слоя, синхронно
с движением КА на околоземной орбите.
Солнечные батареи полностью развернуты лишь во время
нахождения КА на операционной орбите.
Система потребляет электроэнергию не только в течение вы­
полнения непосредственной программы исследования во время
движения по рабочей орбите на высоте 833 км, но также и в те­
чение фаз вывода на орбиту, которые должны иметь длитель­
ность по 200 мин каждая (переход с транспортной орбиты КА
«Шаттл» на промежуточную орбиту и переход с последней на
рабочую орбиту), а кроме того, и во время нахождения на про­
межуточной орбите (в течение примерно 90 сут). Принципиаль­
ным является требование сохранения работоспособности всех
систем по возможности в течение двух лет.
В табл. 4.8 приведены требования, относящиеся к вкладу
различных подсистем в общий баланс потребляемой мощности,
достигающей 800 Вт. (788 Вт при угле Солнца 5° и 762 Вт при
40°). Эта мощность энергосистемы ИСЗ должна поддержи­
ваться в течение двухлетнего срока пребывания его в рабочем
режиме, что обеспечивается увеличением площади солнечных
батарей до 14,6 м2 с использованием вместо 8 (стандартные
ИСЗ) 10 панелей солнечных элементов и изменением диапазона
значений углов освещения батарей (углов между направлением
на Солнце и нормалью к орбите) от 5 до 40°. Такое освещение
соответствует раннему утру или полудню локального времени
для восходящего узла орбиты. Поэтому солнечное освещение
попадает на фоточувствительные элементы батарей под углом,
близким к перпендикулярному, обеспечивая тем самым необхо­
димую мощность, включая и процесс подразрядки аккумулято­
ров. На борту должны использоваться три никелькадмиевых
аккумулятора емкостью 25 А-ч каждый для питания систем
ИСЗ в период нахождения его в тени и при краткосрочной пи­
ковой перегрузке.
Напряжение бортовой сети (17—30 В) поступает на преобра­
зователь напряжения (30—40 кВ), который обеспечивает пита­
ние лазера. Для уменьшения потребляемой мощности радиа­
тор лазера должен быть закрыт в течение нерабочих периодов
144
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
полета, чем достигается снижение радиационного теплообмена
с окружающим пространством и предотвращается замерзание
теплоносителя. Аккумуляторы играют существенную роль
в обеспечении энергоснабжения системы ИСЗ не только в те­
чение 200-минутных фаз смены орбит, но и во время вполне ве­
роятного пребывания ИСЗ на промежуточной орбите, которое
может длиться 90 сут. В течение 35—50-минутного периода во
время выхода на орбиту КА имеет возможность ориентиро­
ваться (поворотами), чтобы обеспечить эффективное освещение
солнечных элементов с целью зарядки аккумуляторов. Таким
же образом в течение всего периода нахождения на промежу­
точной орбите КА ориентируется с целью освещения солнечных
батарей. Подобным способом обеспечивается генерация необхо­
димой мощности, потребляемой системами ИСЗ в течение всех
фаз полета.
Для терморегулирования лидара необходимо прежде всего
отвести тепло (около 40 Вт) от лазера. Для этого рекомендо­
вана схема с прокачкой теплоносителя через резонатор лазера
и далее в трубы, расположенные с обратной стороны радиатора
площадью 1,5 м2, обращенной к неосвещенной части простран­
ства. При температуре теплоносителя 330 К и температуре ра­
диатора 320 К отвод тепла обеспечивается полностью.
Детектор лидара должен охлаждаться до температуры 105 К.
Для этого применен многоступенчатый пассивный радиатор.
Этот радиатор должен располагаться на теневой стороне опти­
ческой скамьи. Сигнальный процессор при работе выделяет
тепло (примерно 85 Вт), которое также должно отводиться во
избежание перегрева аппаратуры. Используя размещение про­
цессора в трех контейнерах соответствующих размеров, можно
установить его под четырьмя створками радиатора инструмен­
тального модуля космической платформы. Каждый радиатор
в состоянии рассеивать мощность, равную примерно 25 Вт, если
контейнер, закрепленный под ним, имеет рабочую температуру
примерно 45 °С. Тем самым обеспечивается терморегулирование
процессора.
Наведение и управление бортовой двигательной установкой
обеспечивается в течение фазы выхода на орбиту с помощью
компьютера, который использует методы автоматического изме­
рения скорости и параметры наведения, задаваемые с Земли,
для управления работой жидкостных ракетных двигателей. Для
датчиков пространственной ориентации используются три гиро­
скопа инерциального измерительного блока. Азотный двигатель
применяется для изменения ориентации КА во время работы
маршевых двигателей для того, чтобы обеспечить соответствую­
щее расположение солнечных батарей относительно Солнца,
а также для производства иных необходимых маневров.
145
Глава 4. Измерения ветра
Таблица 4.9. Масса систем «Виндсат» [125]
С истем а
Конструкция
Тепловая система
Система определения и кон­
троля высоты
Энергетическая установка
Система связи
Система команда — контроль
Система обработки данных
М асса, кг
196
32
58
172
9
30
42
С и стем а
Коммуникации
Силовая установка (без го­
рючего)
Полезная нагрузка
КА без горючего
Стартовая масса
Тяга бортовой двигательной
установки
Запас массы
М асса, кг
69
104т
470'
1182'
1915
2102:
187
Система управления ориентацией использует ориентацию по
звездам (блок астрономических датчиков для точного опреде­
ления положения) и гироскопы инерциального измерительного
блока для непрерывного слежения за ориентировкой. Эта си­
стема представляет собой трехосевую систему регулирования
с нулевым моментом, которая следит за пространственным по­
ложением с помощью трех блоков реактивных маховиков.
Предполагаемая масса отдельных систем в соответствии
с указанными разработками приведена в табл. 4.9.
4.7.3. Альтернативные возможности
В работе [138] показано, что существует возможность созда­
ния когерентного доплеровского лидара на основе ЫсЬУАО-лазера для дистанционного зондирования ветра. Использование
в такой установке длины волны около 1 мкм позволит добиться
меньшей ошибки в определении скорости ветра по сравнениюс длиной волны 10 мкм. Погрешность при этом уменьшится
в ]/10— 10 раз. При одном и том же значении погрешности из­
мерения скорости пространственное разрешение с указанным
уменьшением длины волны излучения увеличивается в 10 раз.
Установка, использующая длину волны 1 мкм, может работать
при отношении сигнал/шум в 3 раза меньшим, чем установка,
использующая длину волны 10 мкм, при том же значении раз­
решения по скорости.
Отраженный в атмосфере сигнал при длине волны 1,06 мкм,
соответствующей излучению лазера, в 40—200 раз больше, чем
отраженный сигнал 10-мкм излучения. Квантовое ограничение
шумов на длине волны N(1: УАй-лазера в 100 раз больше, чем
на длине волны С 0 2-лазера. Это приводит к тому, что отноше­
ния сигнал/шум для этих случаев приблизительно одинаковы.
146
4.7. Определение ветра в тропосфере с ИСЗ
Технология как N(3: УАй-лазеров, так и С 0 2-лазеров в на­
стоящее время достаточно хорошо разработана. Электрооптический коэффициент преобразования энергии в случае использо­
вания СОг-лазера больше, чем в принятых схемах накачки со­
временных N(1: УАй-лазеров, использующих лампы накачки.
Неодимовые лазеры обладают меньшими размерами, а разви­
вающаяся технология накачки этих лазеров с помощью полу­
проводниковых лазеров может обеспечивать тот же коэффи­
циент преобразования электрической энергии в энергию излуче­
ния, ч т о и в случае СОг-лазеров.
Дальнейшие исследования смогут определить, каким именно
типам лазеров необходимо отдать предпочтение при разработке
'бортовых доплеровских лидаров.
Глава 5, Определение
термодинамических параметров
и влажности атмосферы
5.1. Определение термодинамических параметров
атмосферы методом дифференциального
поглощения
Дистанционное оптическое зондирование атмосферы с при­
менением метода дифференциального поглощения успешно при­
меняется для определения концентрации различных атмосфер­
ных газов (см. гл. 6). Дифференциальное поглощение лазерного
излучения может быть использовано и для определения термоди­
намических параметров атмосферы.1
Рассмотрим особенности применения этого метода для ди­
станционного определения профиля температуры. Для решения
задачи целесообразно использовать поглощение лазерного излу­
чения молекулярным кислородом. Известно, что кислороду при­
суще равномерное перемешивание в атмосферной смеси до
высот порядка 100 км. Для кислорода могут быть выбраны необ­
ходимые линии поглощения и спектральные участки минималь­
ного поглощения, в которых излучают достаточно хорошо ос­
военные лазеры, например, в участке спектра около 760 нм. По
результатам измерения профилей сигнала обратного аэрозоль­
ного рассеяния при зондировании в линии и вне линии поглоще­
ния определяется профиль оптической плотности, обусловленной
поглощением кислорода (ОПК), затем распределение кислорода
на трассе зондирований. Далее рассчитывается профиль бари­
ческих высот, поскольку концентрация молекул кислорода в не­
котором объеме атмосферы является однозначной функцией
давления. В свою очередь температурный профиль может быть
вычислен по вертикальной производной профиля барометриче­
ской высоты. Подобная многоступенчатая косвенная процедура
определения искомого параметра, естественно, приводит к сни­
жению точности измерений и делает более жесткими точност­
ные требования к методу измерений.
Следует отметить и другие факторы, влияющие на результи­
рующую точность измерений температуры и связанные с мето1 Здесь и далее под термодинамическими параметрами атмосферы под­
разумеваются температура, давление, плотность (число частиц в единице
объема).
148
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы
дической обеспеченностью наблюдений при использовании диф­
ференциального поглощения. К таким факторам относятся:
сдвиг центра линий поглощения кислородом и вариации их
полуширины на различных высотах в связи с изменением дав­
ления, нестабильность длин волн излучения лазера и конечная
ширина линии излучения, наличие высокочастотных составляю­
щих в спектре флуктуаций показателя рассеяния наблюдаемогоаэрозольного слоя, спектральный ход рассеивающих свойств,
аэрозоля, влияние водяного пара на условия равномерного пе­
ремешивания кислорода в атмосферной газовой смеси по высо­
там и возникающие в связи с этим вариации, не описываемые
основным уравнением гидростатики [124].
Для каждой из длин волн (одна из которых соответствует
центру линии поглощения, а другая — минимальному поглоще­
нию вне линии) может быть записано известное уравнение л а­
зерного зондирования (3.4).
При зондировании на двух длинах волн
(5.1)
где А/Соа— дифференциальный показатель поглощения 0 2;
аппаратурных коэффициентов; остальныеобозначения введены выше.
В равенстве (5.1) учтено, что показатели аэрозольного и мо­
лекулярного рассеяния неизменны для двух длин волн. По­
этому прежде всего необходимо производить одновременное зон­
дирование на таких двух длинах волн, чтобы отношения
^я/сгпа== 1- В работе [124] указывается, что в этом случае допу­
стимая разность времени зондирования на каждой из длин волн
должна быть не более 1 , мс.
В работе [163] проведен анализ спектральной зависимости
показателей рассеяния, который показал, что спектральный ход
характеристик рассеяния можно с удовлетворительной точ­
ностью учесть на основании стандартной оптической модели
атмосферы. Ожидаемые естественные вариации оптических
свойств аэрозоля могут привести к незначительному изменению
полученной таким образом оценки (порядка 0 , 1 %).
Важным является оптимальный выбор длин волн зондирую­
щих излучений в области спектра 760 нм. Структура полос по­
глощения в этой области спектра рассмотрена в работах [163,
173]. Результаты измерений, проведенных со спектральным раз­
решением 0,5 нм (10 см^1), указывают на широкий максимум
поглощения в области Р-ветви и Р-ветви (рис. 5.1). Существуют
две подходящие длины волн, которые могут быть выбраны для
зондирования с поглощением 0 2: 760,7 и 763,2 нм.
149■
К \ 1К 2— отношения
.Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
Рис. 5.1. Поглощения кис­
лородом в области спектра
около 760 нм [163].
О
760
765
X НМ
В работе [173] указывается, что профиль ОПК для указанных
.длин волн
можно
приближенно
представить
в виде
•ехр (— &о, Р Ц*), где &o2 = 4-10~4 — эмпирический коэффициент
¡поглощения, Р — давление (гПа), г) * — показатель, равный
1,175 и 1,045 соответственно для длин волн 760,7 и 763,2 нм.
Отношение изменений сигналов для двух длин волн в зависи­
мости от давления
(йМ/йР)2
па
.Здесь индексы 1 и 2 относятся соответственно к длинам волн
.760,7 и 763,2 нм.
Равенство (5.2) может быть преобразовано к виду
(5.3)
¡где 6 1 и 6 2 — абсолютные погрешности изменения сигналов, про­
порциональные
Проведенные в соответствии с (5.3) расчеты показывают,
что зондирование на длине волны 760,7 нм является предпочти­
тельным, поскольку при этом регистрируемый сигнал имеет бо­
лее заметную зависимость от давления и температуры. Для зон­
дирования без поглощения могут быть выбраны длины волн
759,0 и 761,4 нм.
.150
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы
Равенство (5.1) можно переписать в других обозначениях:
-M i i g L = Q (# ).
(5.4)»
Здесь величина Q (Я) зависит от давления столба атмосферы
между ИСЗ и стробируемым слоем и поглощения кислорода на
трассе. Эта величина определяется суммарной массой кисло­
рода, приходящейся на единицу площади поперечного сечения
луча,
Р Ui)
m ( H ) = [ — ydP = ^ P ( H ) ,
(5.5>
J
8
S
о
где g — ускорение свободного падения, у — доля кислорода в ат­
мосферной смеси в предположении ее однородности. С учетом
(5.5)
/
Р (Я )
ч
Q (Р) = exp ( — У- f ßdP = е х р [— F (Р) Р].
(5.6)V
g
о
/
Здесь F ( Р ) — некоторая функция давления. Сопоставление ра­
венств (5.4) и (5.6) показывает, что может быть проведена
следующая процедура определения профиля давления. Так как
в соответствии с (5.4) можно определить профиль величины Q,
то для каждой высоты в этом профиле в соответствии с (5.6)
можно найти такую величину давления, при которой расчетное
значение Q ( P ) будет равно измеряемому значению QP (H)..
Однако для этого должна быть задана функция F ( P ) . В работе
[163] для преодоления этой методической трудности предлага­
ется провести одновременный эксперимент (например, в начале
осуществления программы лидарных наблюдений с ИСЗ) по
измерению Q с помощью лидара и Р с помощью радиозонда..
Если располагать некоторой выборкой таких параллельных из­
мерений при различных метеоусловиях, то можно определить
эмпирически функцию F (Р) и использовать ее при лидарных
наблюдениях.
В работе [163] утверждается, что систематическая погреш­
ность, обусловленная эмпирическим подходом определения за­
висимости ОПК от давления, не превышает среднеквадратичной
погрешности измерения давления с помощью радиозонда.
Представляет интерес другой подход к определению про­
филя давления атмосферы по данным ОПК, полученным с по­
мощью лидара. В работах [139, 143] отмечается, что в отдален­
ном крыле линий в спектральной области около 760 нм наблю­
дается наиболее заметная зависимость поглощения от давления,
причем при соответствующих условиях влиянием температуры:
151■
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
атмосферы можно пренебречь. Кроме того, более чем на два
порядка снижаются требования к стабильности длин волн излу­
чения лазера по сравнению со случаем, когда используется
диапазон минимального поглощения между двумя сильными ли­
ниями Ог. Учитывая, что в указанном спектральном диапазоне
поглощение мало, для увеличения точности определения давле­
ния целесообразно пользоваться интегральной величиной, на
трассе от ИСЗ до исследуемого атмосферного слоя.
Как указывают авторы работы [143], профиль крыла линии
поглощения может быть точно представлен в виде степенного
ряда
f (V— v 0) =
Avc
■
i
Т (v — v 0)2
Av= y
(
V V — v0
_l
J ‘
3
f
Avo v i
2 ln 2 V v — v0 /
J
(5.7)
где Ave и A v d — уширения линии за счет столкновений и доплеровское, Т — температура атмосферы.
Для интегрального коэффициента поглощения в крыле ли­
нии можно записать:
н
Ko,dH:
а Р2 {Н)
(V
-v0)
1-
Аv c2 {T)
Р 2 (Н)
2 (v — v0)
Av2 (Т)
3
2 ln 2
(у — V(j 2
(5.8)
где а — молекулярная константа линии поглощения.
Равенство (5.8) слабо зависит от температуры, если энерге­
тические уровни выбранной линии поглощения близки к
3 —
—
Е = — кТ, где Т — средняя температура по трассе зондирования
[139]. В работе [139] отмечается, что изменение средней темпе­
ратуры на ± 2 К приводит к погрешности определения профиля
давления, равной примерно 0,05 %.
Как уже отмечалось, на основании данных о профиле дав­
ления можно рассчитывать профиль температуры. Для этого
¡необходимо использовать универсальный газовый закон и урав­
нение гидростатики, что позволяет записать следующее соот­
ношение:
Т (Я) = ——-------- ^ ----- ,
4 ’
Я
¿[1п Р( Н) ]
(5.9)
4
где Я — универсальная газовая постоянная.
Следует подчеркнуть, что применение данного метода для
построения профиля температуры связано с необходимостью
152
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы.
высокоточных лидарных измерений величины <). Достаточно
отметить, что обеспечение погрешности расчета температуры
± 1
К приводит к необходимости измерений величины (¡> с по­
грешностью 0 , 1 %.
Как уже отмечалось, частично это обстоятельство обуслов­
лено применением многоступенчатой косвенной процедуры восста­
новления профиля температуры. Другой причиной является сла­
бая зависимость между профилями давления и температуры,
описываемая с помощью основного уравнения гидростатики.
Одновременно температура атмосферы непосредственно силь­
нее влияет на наблюдаемый экспериментально с помощью
лидара профиль поглощения 0 2. Поэтому целесообразно рас­
смотреть другой метод построения профиля температуры, предъ­
являющий более слабые требования к точности лидарных из­
мерений ОПК. Для этого метода характерно то, что профиль
температуры определяется непосредственно по вариациям ин­
тенсивности линии поглощения кислородом. Показатель погло­
щения, усредненный по высотному интервалу АН, может быть
выражен следующим образом:
N (ЯДО N (Я —АН) %■
(5.10)
Ко, (Н)
2Д Н
_ N ( Я Д 2) N (Н — АН) к
В свою очередь коэффициент поглощения может быть выражен
через параметры линии поглощения. При использовании метода
дифференциального поглощения длина волны излучения лазера
обычно расположена в центре линии поглощения, и форму
линии можно аппроксимировать линией Лоренца. При этом
коэффициент поглощения может быть представлен в виде
К 0' ( Н) = А Ш --------------- Ш -------------..
(5.11)
Здесь 5 — интенсивность линии поглощения, зависящая от тем­
пературы Т\ VI) — частота, соответствующая центру линии по­
глощения в стандартных условиях; р — полуширина линии,
зависящая от температуры и давления; у — сдвиг линии.
Интенсивность и полуширина линии поглощения кислоро­
дом записываются в следующем виде:
Здесь S 0 — интенсивность линии при эталонной температуре Т0;
k — постоянная Больцмана; (30— полуширина линии поглощения
при эталонных условиях Т 0, Р 0; ¿о — вращательная энергия
153
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
перехода ¡при эталонных условиях; по,(Н) — профиль концент­
рации кислорода.
С учетом (5.11) — (5.13) для коэффициента поглощения
можно полупить следующее соотношение:
Ко, (Я) =
..5оР°-
1,132яр0
-
Р( Н)
(5.14)
■Следует отметить, что равенство (5.14) можно использовать
для определения профиля температуры, если известны вели­
чины По, и Р. Однако концентрация и давление также явля­
ются ¡неявными функциями температуры. Поэтому использу­
ется итерационный алгоритм, позволяющий вычислить профиль
температуры. Причем итерационная процедура может быть
применена Для двух случаев: а) последовательной корректи­
ровки в каждом шаге итерации только концентрации, по­
скольку давление может быть определено независимо в соот­
ветствии с равенствами (5.5) и (5.8); б) уточнения на каждом
шаге интерации концентрации и давления. Уточненные значения
концентрации и давления на каждом шаге итерации рассчи­
тываются в соответствии с уравнениями гидростатики.
Вычисление профиля температуры непосредственно по па­
раметрам линии поглощения позволяет значительно повысить
точность измерений. В работе [139] отмечается, что погреш­
ность определения давления 1 % приводит к погрешности опре­
деления температуры, равной ОД К- Кроме того, в отличие от
предыдущего метода определения температуры по профилю
давления, в таком случае точность определения температуры
линейно зависит от точности измерения величины С}.
С целью дальнейшего упрощения и улучшения сходимости
рассмотренного итерационного алгоритма восстановления про­
филя температуры могут быть проведены лидарные наблюде­
ния с использованием трех длин волн зондирующих излучений
(например, третьей длины волны, соответствующей второй ли­
нии поглощения кислородом с центром 763,2 нм). Таким обра­
зом, используются две пары длин волн, для каждой из которых
записывается равенство (5.14). Восстановленный профиль тем­
пературы получаем с использованием выражения
(^0»)2
^02р02 ехр
+ Ж
'
(5.15)
Здесь индексы 1 и 2 относятся к случаю зондирования с ис­
пользованием следующих пар длин волн: 760,7 и 759 нм; 763,2
и 759 нм.
154
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы
Линия поглощения с центром 760,7 нм наиболее чувстви­
тельна к изменению температуры. Поэтому использование вто­
рой линии поглощения не снижает чувствительность к темпе­
ратуре отношения коэффициентов поглощения (5.15). Темпера­
тура, соответствующая измеренному отношению коэффициентов
поглощения, может быть определена после простого преобразо­
вания (5.15):
Т(Я) = _— ---- -------------- -------------------------------- - • (5.16)
1
1п
1п ( К0,к
( Ео 1 — Е о2)
к
Т
о
ЗогРо
(*о,)2
Для оценки погрешности измерений коэффициента погло
щения и температуры получены следующие равенства:
АЫг
Д/Со.
АТ
АЫ2
АНМу
1
1
ЕМТ
Т Л
/
(5.17)
А НЫ2
аы2
Д/Уд
А Я Л ^1
_ д
ны2■)]
(5.18)
В (5.18) опущены слагаемые, вносящие вклад в ошибку изме­
рения примерно на порядок меньший. В случае когда прием
рассеянного лазерного излучения сопровождается также по­
мехами от фоновых источников излучения, в равенстве (5.18)
где Ыс и Л/ф — число фотоэлектронов, обус­
ловленное рассеянным лазерным излучением и излучением фо­
новых источников.
При многоволновом зондировании атмосферы необходимо
достаточно быстро осуществить измерения на всех длинах
волн, В работе [163] авторы оценили эффект, связанный со слу­
чайным изменением концентрации аэрозоля и других оптиче­
ских свойств в рассеивающем объеме за время между зонди­
рующими импульсами лазера на длинах волн в линии и вне
линии поглощения.
В табл. 5.1 'Приведены погрешности измерений температуры
и давления, возникающие вследствие изменения показателя
аэрозольного рассеяния между импульсами излучения на раз­
личных длинах волн. Как и следовало ожидать, незначительные
Таблица 5.1. Погрешности измерений температуры,
давления и влажности
нижней тропосферы
0,01
0,001
дг
АР
т
р
Апн ао
пн 2о
0,2
0,016
0,08
0,004
0,37
0,21
155
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
вариации показателя рассеяния приводят к большим ошибкам
измерения температуры и давления. Поэтому целесообразно
проводить одновременное зондирование на двух длинах волн,
используя для этого независимые лазеры, излучающие одновре­
менно или с задержкой не более 1 мс.
Необходимо отметить и другую особенность метода диффе­
ренциального поглощения, которая может 'существенно влиять
на результирующую погрешность измерения температуры и дав­
ления: влияние конечной ширины линии излучения лазера и ее
спектральная нестабильность. Полуширина линии излучения
лазеров, используемых в диапазоне 700 нм, составляет 0,02—
0,05 см -1, т. е. сравнима с 'полушириной линии поглощения
кислородом. Конечная спектральная полуширина излучения
лазера приводит к некоторому изменению коэффициента погло­
щения по сравнению с линией, лежащей © центре линии погло­
щения. Вообще говоря, этот эффект можно учесть с помощью
вычисленных поправок к равенству (5.11). Для этого линия
излучения лазера аппроксимируется гауссовым или треуголь­
ным распределением. Однако расчет усложняется нестабиль­
ностью длины волны излучения лазера и смещением центра
линии поглощения и изменением ее профиля ¡при 'изменении
атмосферного давления. Поэтому более целесообразным явля­
ется экспериментальная оценка указанных явлений, например,
в процессе наземного зондирования атмосферы одновременно
с помощью лидара и контактных датчиков.
Для исследования возможностей рассмотренных методов
определения давления и температуры атмосферы и выработки
технических требований к лидарам необходимо проведение
модельных численных экспериментов. Прежде ¡всего вырабаты­
ваются исходные требования к точности лидарных измерений
давления и температуры атмосферы с учетом задач, решаемых
с использованием ИСЗ. Например, среднеквадратичная погреш­
ность определения температуры должна составлять примерно
0,5 К (см. гл. 2 ). При проведении численного моделирования
указанная погрешность ¡измерений обычно относится к наи­
худшим условиям наблюдений (минимальное значение зареги­
стрированного приемником лидара энергии рассеянного лазер­
ного излучения).
Оценка требуемых энергетических характеристик лидара,
установленного на ИСЗ, должна производиться с учетом дости­
жения необходимой точности измерений в диапазоне больших
высот исследуемых слоев атмосферы. Используя равенство
(5.18), молено перейти от заданной суммарной погрешности
измерений температуры к погрешности измерения первичных
экспериментальных данных, например к ошибке измерения
сигнала обратного рассеяния. При Л Г = 0,5 К относительная
156
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы
ошибка измерений энергии рассеянного излучения составляет
0,9 %.
Следующим шагом в численном моделировании является
оценка необходимой энергии рассеянного лазерного излучения,
зарегистрированной приемником лидара, с учетом возможной
погрешности измерения этой величины.
Для оценки энергетических 'параметров лидара необходимо
использование модельных данных о профилях показателя
аэрозольного и молекулярного рассеяния, общей прозрачности,
температуры, ¡параметров линии поглощения кислородом.
В работе [72] приведены результаты экспериментальных и тео­
ретических 'исследований, которые позволили построить ¡верти­
кальные профили •прозрачности и показателей аэрозольного
рассеяния для континентального аэрозоля на различных длинах
волн, в частности 694,3 ,нм. Эти данные могут быть также
экстраполированы для 'использования в спектральном диапа­
зоне около 760 нм. Вертикальное распределение температуры
может быть взято по данным радиозондирования (либо по таб­
лицам стандартной атмосферы). В свою очередь плотность
атмосферы и коэффициент поглощения рассчитываются по про­
филю температуры с использованием параметров линии погло­
щения, приведенных в табл. 5.2.
Данные о фоновом свечении атмосферы на теневой стороне
орбиты ИСЗ взяты из работы {136]. Высота орбиты ИСЗ пред­
полагалась равной 300 км. При максимальной высоте зондиро­
вания 30 км и учете приведенных исходных данных был оценен
обобщенный энергетический параметр лидара, при котором
достигается необходимая точность измерения в условиях наи­
меньшего уровня энергии рассеянного лазерного излучения.
Полученный обобщенный энергетический параметр равен
3,2-10~* Д ж -м 2, что в свою очередь позволяет построить про­
фили сигнала рассеянного лазерного излучения для более низ­
ких слоев атмосферы (рис. 5.2) при ¡зондировании в линии и вне
Таблица 5.2. Параметры линии поглощения кислородом и водяным паром
при температуре 296 К и давлении 1013 гПа
П оглощ аю щ и й
газ
Д л и н а волны ,
нм
И нтенсивность
л и н и и , см
П олуш ирина
линии, см "1
Э н ер ги я н и ж н его
состоян и я
с м -1
о2
771,2
760,7
786,6
694,38
734-1 0 -29
431 • 1 0 -28
362-10 - 27
161,6-10—27
0,042
0,042
0,066
0,097
1803,18
1422,5
704,2
Н.,0
Е0,
157
линии ¡поглощения. Как видно, точность измерения энергии рас­
сеивания повышается с уменьшением высоты зондирования.
Оценим необходимую энергию излучения лазера, исходя
из указанного значения обобщенного энергетического пара­
метра. При диаметре приемной оптической антенны 1 м, коэф­
фициенте оптических потерь 0,5 и квантовой эффективности
фотоумножителя 0,05 суммарная энергия излучения лазера
за время наблюдения должна составлять 8 Дж. Получить,
такую энергию излучения в моноимпульсе на борту ИСЗ за­
труднительно. Поэтому возникает вопрос об горизонтальном
усреднении экспериментальных данных по направлению полета
ИСЗ в процессе многократного повторения импульсов излуче­
ния лазера. Здесь необходимо подчеркнуть то обстоятельство,,
что в данном случае в усреднении участвуют профили, полу­
ченные с плохой точностью при однократном излучении лазера.
Это может привести к смещенной оценке измеряемой величины
по сравнению со случаем, когда усредняются репрезентативные
данные в пределах того же самого горизонтального масштаба.
В первой главе анализируются требования к пространствен­
ным масштабам метеорологических наблюдений. В частности,
для температуры пространственное разрешение должно состав­
лять около 300 км. Однако под этим понимаются наблюдения
точечные, относящиеся к узлам сетки 300X300 км. Поэтому
нельзя исходить из того, что при лидарных наблюдениях гори­
зонтальное усреднение может быть сделано от узла до узла
этой сетки, ¡поскольку во многих случаях возникает необходи­
мость экстраполяции метеодаиных для промежуточных точек
между узлами сетки.
В работе [120] приводятся данные об использовании экстра­
полированных данных с масштабом около 100 км. Вероятно,
из этого размера целесообразно исходить и при определении
требований к горизонтальным масштабам лидарных наблюде­
те
5.1. Определение термодинамических параметров атмосферы
Н км
Рис. 5.3. Профили температуры, восстановленные по результатам второго
этапа численного моделирования (сплошная кривая), и исходный, применен­
ный на первом этапе (пунктирная кривая).
иий, что позволяет оценить допустимое время наблюдения
(около 15 с). Для того чтобы за это время получить указанные
выше 8 Дж, необходимо, например, использовать лазер, имею­
щий энергию излучения в моноимпульсе около 0,5 Д ж при
частоте повторения 1 Гщ, что согласуется с существующими
в ¡настоящее время техническими возможностями ¡применения
¡подобных лазеров на борту ИСЗ.
На втором этапе численного моделирования анализируются
возможности метода восстановления профиля температуры на
основе использования профилей энергии рассеянного лазерного
излучения, рассчитанные на первом этапе. В первую очередь
представляет интерес оценить устойчивость метода ¡восстанов­
ления к случайным ошибкам измерения энергии рассеяния.
Для этого на исходные профили, изображенные ¡на рис. 5.2,
накладывались случайные вариации, не выходящие за пределы
доверительных интервалов. Определение профиля температуры
производилось с использованием равенства (5.14).
На рис. 5.3 представлены результаты расчетов для ¡погреш­
ности измерения энергии, составляющей 0,5 %. На этом же
рисунке изображен исходный ¡профиль температуры, использо­
ванный на первом этапе моделирования. Сравнение восстанов­
ленных профилей с исходным указывает на их удовлетвори­
тельное совпадение, в том числе и в интервале высот, где н а­
блюдается инверсия температуры. Обращает на себя внимание
тот факт, что погрешность измерений не хуже 0,5 К во всем ин159
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
Рис. 5.4. Зависимость по­
грешности
измерения
температуры от погреш­
ности измерения сигнала
рассеянного
лазерного
излучения при зондиро­
вании с ИСЗ для раз­
ных ОПК.
К ривая
ОПК . .
1 2
0 ,2 5
0 ,5
3
4
1,0
2 ,0
тервале высот в тропосфере и нижней стратосфере может быть
достигнута, если обеспечивается высокая точность измерений
профилей энергии рассеянного лазерного излучения. Как отме­
чалось, это возможно при многократном повторении импульсов
излучения лазера для получения одного усредненного профиля
энергии рассеянного лазерного излучения. Однако при этом,
могут возникать неопределенности в интерпретации экспери­
ментальных данных за счет усреднения по горизонтали.
При увеличении концентрации аэрозоля в атмосфере, и
в частности в стратосфере, за счет вулканической деятельности,
повышается точность измерения профилей энергии рассеянного
лазерного излучения, что обусловлено более интенсивным уве­
личением поперечника аэрозольного рассеяния по сравнению
с интегральным пропусканием атмосферы. Таким образом,
зондирование более замутненной атмосферы при неизменных
энергетических параметрах лидара позволяет уменьшить гори­
зонтальный масштаб усреднения данных.
На рис. 5.4 приведена зависимость погрешности определения
температура от погрешности измерения энергии рассеянного
лазерного излучения вне линии поглощения. Параметром при
расчетах была выбрана ОПК для линии поглощения. Из ри­
сунка следует, что погрешность определения температуры
не хуже 2 К не может быть достигнута при больших значениях
ОПК в линии поглощения.
5.2. Определение температуры методом
комбинационного рассеяния
В данном методе используется прямая зависимость интен­
сивности вращательных линий спектра основных газовых ком­
понентов от кинетической температуры атмосферы. Интенсив­
160
5.2. Определение температуры
ность отдельных линий спектра, соответствующих различным
квантовым числам, может быть рассчитана в соответствии
со следующим равенством [116]:
Е (/, Т) = Е0к ^ §еЫ0 ~
X ехр
(2/ + 1) х
я Л 2,
кТ
(5.19)
где Е о и VI) — энергия и частота возбуждающего излучения;
/ и / ' — вращательные квантовые числа;
— коэффициент
'пропорциональности; g e — статистический вес, обусловленный
спином ядра молекулы; &— постоянная Больцмана; В — вращ а­
тельная константа молекулы; Я^ — матричный элемент пере­
хода молекулы из состояния / в состояние /'.
Относительное изменение интенсивности отдельных линий
можно характеризовать следующим функциональным множи­
телем:
/* (Г, 2) = :Ш Н" 1П / .+
2 Г ( 2 /- Ь 3 )
ехр
^ / ( / + 1)]-
(5.20)
На рис. 5.5 представлены результаты расчетов, характери­
зующие распределение интенсивности спектральных линий
Рис. 5.5. Распределение интенсивности линий вращательного комбинацион­
ного рассеяния азотом при возбуждении лазерным излучением (694,3 нм)
для температуры 220 К (1), 260 К (2) и 300 К (3) [116].
‘/26 Заказ № 3710
16!
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
в спектре азота [116]. Можно отметить, что с ростом темпера­
туры интенсивность стоксовых линий, соответствующих кван­
товым числам /> 1 0 , также возрастает. При квантовых числах
/ < 1 0
интенсивность стоксовых линий падает при возрастании
температуры. В линиях антистоксовой ветви также наблюдается
характерная зависимость интенсивности линий от кинетической
температуры газа.
Следует отметить, что не все линии вращательного спектра
одинаково информативны. Наибольшую 'информативность, оче­
видно, будет иметь отношение интенсивностей тех линий, кото­
рые имеют противоположную зависимость от температуры. Еще
более резко зависит от температуры отношение суммы интен­
сивностей всех линий с квантовыми числами / > 1 0 вращатель­
ных спектров N2 и 0 2 к сумме интенсивностей линий с квантозыми числами / < 1 0 этих же спектров. Указанное отношение
'••шеет следующий вид:
В*(Т)
(5.21)
В связи с тем что аналитическая зависимость В * ( Т ) не может
быть получена в явном виде, рассчитанная с помощью равен­
ства (5.21) теоретическая зависимость используется в качестве
градуировочной при проведении экспериментальных измерений
температуры.
По экспериментально измеренным значениям В * ( Т ) определяются соответствующие значения температуры. Целесообразно
построить экспериментально градуировочную зависимость
В * ( Т ) . Для этого необходимо провести зондирование некоторого
объема атмосферы, температура которого может быть измерена независимым образом. В случае когда имеется возможность провести измерения при различных температурах, может
быть построена необходимая градуировочная зависимость
В * ( Т ) . Экспериментально определенное значение В * ( Т ) может
быть выражено следующим образом:
(5.22)
где
< 4 — полное сечение комбинационного рассеяния на ча­
стоте V/; Ф(у) — амплитудная характеристика спектрального
162
|
{
|
!
|
|
|
|
!
|
|
5.2. Определение температуры
прибора; FJ(T) — больцмановская вероятность заселения вра­
щательного уровня / при температуре Т; Е — энергия зареги­
стрированного сигнала; а — показатель ослабления атмосферы.
Индексы 1 и 2 обозначают участки спектра, в которых произ­
водится регистрация энергии вращательного рассеяния Ы2 и 0 2
и которые имеют противоположную зависимость интенсивности
линий вращательного рассеяния от температуры.
Если допустить, что пропускание атмосферы постоянно
в пределах .всего участка вращательного спектра, как это сде­
лано во всех работах, посвященных разработке рассматривае­
мого метода измерения температуры, то равенство (5.22) при­
нимает следующий вид:
В*{Т) = Е г!Ег.
(5.23)
Таким образом, только сделав указанное предположение о не­
изменности пропускания атмосферы, можно получить соотно­
шение (5.23), пригодное для экспериментального измерения
температуры. Необходимость такого допущения является серь­
езным ограничением рассматриваемого метода, так как до­
статочно узкий диапазон вращательного спектра не является
веским обоснованием.
Ослабление лазерного излучения в атмосфере, обусловлен­
ное только рассеянием, можно считать практически неизмен­
ным в узком спектральном интервале. Но если принять во вни­
мание поглощение водяным паром и другими атмосферными
газами, спектр которых интенсивен во всем диапазоне распо­
ложения длин волн лазера и имеет сложную тонкую структуру,
то может оказаться, что поглощение на длинах волн комбина­
ционного рассеяния существенно влияет на результирующее
пропускание атмосферы. Поэтому по полученному эксперимен­
тально значению В * ( Т ) нельзя однозначно определить искомое
среднее значение температуры в исследуемом объеме атмосферы.
С целью устранения отмеченного недостатка проведена
дальнейшая разработка метода, основные результаты которой
можно сформулировать следующим образом. Повышение ин­
формативности лазерно-локационного эксперимента может
быть достигнуто, если спектральный анализ рассеянного лазер­
ного излучения проводить одновременно в нескольких участках
спектра, соответствующих комбинационному рассеянию при
возбуждении основных газовых компонентов атмосферы лазер­
ным излучением с различными длинами волн. В этом случае
спектральная зависимость В*%(Т) может быть известна заранее
(рассчитана или получена экспериментально при калибровке
лидара), что позволяет разработать методику контроля и
оценки влияния поглощения при определении профиля темпе­
ратуры. Для этого профиля В*х (Т) определяют независимо
4-26*
163
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
в соответствии с равенством (5.22) для каждой длины волны
возбуждения. В каждой из точек профилей должен сохраняться
один и тот же вид спектральной зависимости, совпадающий
со спектральной зависимостью, полученной при калибровке.
Нарушение этой зависимости будет указывать на наличие селек­
тивного поглощения лазерного излучения.
Поперечники комбинационного рассеяния азотом и кислоро­
дом в несколько раз слабее рэлеевского поперечника, однако
энергетические показатели лидара, реализующего данный метод
наблюдений, являются приемлемыми для применения в усло­
виях зондирования с КА.
Заканчивая раздел, связанный с измерением температуры ат­
мосферы, необходимо отметить следующее. Рассмотренные
методы не являются единственно возможными в арсенале
средств лазерного зондирования атмосферы. Например, изве­
стны способы определения температуры по доплеровскому
контуру линии резонансного рассеяния либо по плотности
атмосферы, полученной в результате одночастотного зондирования (в последнем случае для перехода от плотности к темпе­
ратуре используется барометрическая формула). Достаточно
подробно указанные методы рассмотрены, например, в [40].
Оба метода имеют свои существенные ограничения. Первый
применим только для высот атмосферы, с которых возможно
принять сигнал резонансного рассеяния, обусловленный при­
сутствием необходимых компонентов. В случае измерения температуры по рассеянию на натрии (см. главу 6 ) эти высоты
ограничены 80— 100 км. При этом слабая зависимость доплеровской полуширины линии от температуры (АчД~ ~ / Т ) приво­
дит к значительным погрешностям определения температуры.
Эксперименты по измерению температуры вторым методом
были начаты в 1967 г. в Уинкфилде (высоты 50—80 км) и ведутся по сегодняшний день. В Советском Союзе такие работы,
проводимые под руководством Г. Ф. Туликова, позволили по­
лучить распределение температуры на высотах 27—45 км
и сравнить данные лазерного зондирования с данными измере­
ний аэрологическим зондом на высоте около 27 км [96], Метод
является наиболее ¡простым в технической реализации, однако
позволяет определить температуру только при пренебрежимо
малом вкладе аэрозольного рассеяния (т. е. на высотах боль­
ших 30 км). В случае распространения аэрозольных частиц,
обусловленных вторжением метеорных потоков и другими при­
чинами, вклад аэрозольного рассеяния значительно возрастет
и, следовательно, увеличится погрешность определения тем­
пературы и для высот более 30 км. Тогда в определенных
вполне реальных ситуациях экстремумы на профиле темпера­
туры могут быть обусловлены присутствием аэрозольных слоев.
164
|
I
!
!
|
I
|
;
|
[
5.3. Определение влажности атмосферы
5.3. Определение влажности атмосферы
Лидарные измерения профиля влажности «а основе метода
дифференциального поглощения развиваются в нескольких на­
правлениях. К первому относится создание лидаров с лазером
на рубине и термической перестройкой длины волны излучения
в диапазоне 694,2—694,5 нм. Созданный в ИОА ТФ СО АН
СССР передатчик лидара, имеющий следующие основные пара­
метры: энергия излучения 0,1 Дж, длительность импульса 30 нс,
воспроизводимость длины волны излучения 5 * 10“- 4 нм, полу­
ширина линии излучения 1 0 _ 3 «м, позволил в отдельных слу­
чаях при наземном зондировании определить профиль водяного
пара до высоты 17 км.
За рубежом развивается метод дифференциального погло­
щения для определения паров воды в ИК-области спектра.
Вертикальные измерения концентрации водяного пара в атмо­
сфере до высоты 9 км с погрешностью примерно 15 % при про­
странственном разрешении 300 м и времени измерений 50 мин
были проведены с использованием лидара, основные параметры
которого приведены в табл. 5.3 [147].
Поперечное сечение поглощения парами воды составляет
1,9- 10" 2 3 см 2 на длине волны 723,2 нм и 9-10_ 2 3 см2 на 724,3 нм.
Пары воды интенсивно поглощают излучение в области
спектра 9,2— 11,9 мкм, где лежит излучение С 0 2-лазеров на
изотопах 1 2 С!6 0 2, 1 3 С 1 6 0 2, 14 С 16 0 2. В указанной области спектра
разработан передатчик, используемый в лидаре с гетеродинным
приемом [130]. В отличие от прямого фотодетектирования метод
Таблица 5.3. Основные параметры лидара для измерений
паров воды [147]
П арам етр
Значение
Передатчик
Энергия излучения
Длительность импульса
Спектральная ширина линии излучения (при X =
= 724 нм)
Частота импульсов
Расходимость луча
70 мДж
12 не
1,5 им
10 Гц
0,5 мрад
Приемник
Диаметр телескопа
Угол поля зрения
Спектральная ширина интерференционного фильтра
Число каналов
6
З а к а з Л'« 3710
0,6 м
3 мрад
2,4 им
256
165
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы:
Н км
15 г
Рис. 5.6. Погрешность измерений па­
ров воды при пространственном раз­
решении 1 км (Л , 2 км (2) и 5 км(3) [175].
а— длина
волны
волны
724,348
718,740
нм;
нм .
б — длина:
10
5
а
5
о
20
40%
гетеродинирования, сто оценкам авторов, позволяет увеличить
дальнодействие системы в 5 раз при снижении энергии импуль­
сов лазера примерно на порядок. Лазер-передатчик и лазергетеродин излучают на линиях R ( 20) и i? (18), которые совпа­
дают с полосами поглощения воды. Профиль паров воды изме­
рен лидаром с гетеродинным приемом излучения на трассах
2 — 1 0 км.
Среди перечисленных методов дифференциального погло­
щения для определения концентрации паров воды в атмосференаибольшее признание получил метод с применением лазера,,
излучающего в области 724 нм {110]. Проведенные расчеты;
[175] свидетельствуют о том, что использование двух длин волн
(718, 74 и 724, 348 нм) при энергии излучения, достигающей
3 Дж, и диаметре приемной оптической антенны около 1 м
позволит производить измерения распределения концентрации
воды в тропосфере с КА «Шаттл». Рисунок 5.6 иллюстрирует
погрешность измерений паров воды при зондировании с КА
при различном пространственном разрешении.
В качестве первого этапа технической реализации спутни­
ковых лидарных систем и отработки при этом многих методи­
ческих вопросов можно рассматривать самолетные лидары.
Причем, кроме определения паров воды, аппаратура разраба­
тывается и для измерений озона, аэрозоля, различных пара­
метров облачности. Например, в НАСА создана лидарная си­
стема DIAL, которая служит прообразом лидара космическогобазирования [113, 114].
В лидарную систему входят два двухчастотных Nd-лазера,.
166
5.3. Определение влажности атмосферы
служащих для оптической ¡накачки двух независимо регулируе­
мых лазеров на красителе. Длина волны 'излучения лазеров
регулируется в области 710—960 нм. Один лазер настраивается
на линию поглощения Н20 около 720 нм, длина волны излу­
чения другого лазера лежит вне линии поглощения. Временной
интервал между импульсами обоих лазеров 100 мкс. Приемная
система лидара содержит: телескоп Кассегрена диаметром
35 см, светофильтр, фотоумножитель и блок обработки данных.
Проведенное моделирование эксперимента показывает, что с по­
мощью описанной лидарной системы можно измерять концент­
рацию водяного пара в пограничном слое атмосферы, в сред­
ней и верхней тропосфере и в районе тропопаузы. При высоте
полета самолета 3 км и погрешности измерения концентрации
1 0 % вертикальное и горизонтальное разрешение соответственно
составляет 200 и 500 м, а при высоте полета 7 км — 500 и
1000 м. Представлены также результаты моделирования изме­
рений для лидарной системы КА типа «Шаттл».
В соответствии с объединенной американо-французской про­
граммой исследований (NASA/CNES cooperation) лидар уста­
новлен на борту высотного самолета ER-2 [115, 148].
Существуют предложения использовать для определения
концентрации паров воды другие типы лазеров в космических
лидарах. Среди них заслуживает внимания лазер на александ­
рите, излучающий в области спектра 700—800 нм [120]. При
энергии излучения 1 Дж, частоте повторения импульсов 10 Гц
лидар может быть использован на ИСЗ с полярной орбитой
до 800 км.
Определение .влажности атмосферы методом дифференци­
ального поглощения практически не отличается от определения
температуры с использованием той же методики. Некоторое
отличие наблюдается в описании линии поглощения водяным
паром:
S Ш) -
(Я )
Ир [ _ i
(_ J _
.
(5,24)
В этом равенстве приняты те же обозначения, что и в (5.12).
Для линии поглощения водяным паром показатель 5*= 1,5,
а для линии поглощения кислородом он равен единице.
Концентрацию водяного пара можно определить по следую­
щему равенству:
„
1<(Н) 1,132яр„
Р(Н)
Пн„0 \ П ) = -------- ---------------Г---
Т(Н)
То .
■ 1/2
ч/
/ \
х а р [--г-(-т к -й -)]( 5 -2 5 )
Как следует из (5.25), для расчета профиля концентрации
6*
167
Глава 5. Определение термодинамических параметров и влажности атмосферы
водяного пара наряду с экспериментально определяемым про­
филем коэффициента поглощения и известными параметрами
линии поглощения в стандартных условиях необходимы также
профили давления и температуры. Использование итерацион­
ного алгоритма, аналогичного (5.16), в таком случае не пред­
ставляется -возможным. Поэтому данные о температуре и дав­
лении атмосферы должны быть взяты из независимых измерений.
В частности, измерение влажности с применением указан­
ной методики может быть совмещено с измерением темпера­
туры и давления на основе лидарных методов, рассмотренных
в предыдущем разделе.
Отметим, что измерение влажности методом дифференци­
ального ¡поглощения, как и измерение температуры сопряжено
с различными методическими трудностями, такими, как необ­
ходимость учета влияния нестабильности линии поглощения
и линии излучения лазера, пространственно-временной и спект­
ральной изменчивостью аэрозольного рассеяния, а также неко­
торых других факторов. Однако при измерении влажности учет
различных сопутствующих физических эффектов может прово­
диться менее строго по сравнению со случаем измерения темпе­
ратуры методом дифференциального поглощения. Это обуслов­
лено тем, что необходимую точность измерений, указанную
в главе 2 , можно достичь за счет более резкой зависимости от
концентрации водяного пара экспериментально определяемого
коэффициента поглощения, как это следует из (5.25).
Для оценочного энергетического расчета необходимые пара­
метры линии поглощения водяным паром приведены в табл.
5.2. Указанные параметры отнесены к температуре 288 К и дав­
лению 1013 гПа. При расчете использовалась модель атмосферы
для средних широт в летнее время [72]. Остальные используемые в расчете параметры
Н КМ
01
0,2
0,3 Мрхр с
лидара указаны в п. 5.2.
2 0 ------ г
На рис. 5.7 приведен
рассчитанный профиль ин­
тенсивности рассеянного л а­
зерного излучения, который
показывает, что превыше­
ние сигнала над уровнем
Ю
ночного фона может быть
достигнуто до высот 2 0 км.
о
168
10
20
30
N С"'
Рис. 5.7. Расчетный профиль ин­
тенсивности рассеянного лазер­
ного излучения при зондирова­
нии с ИСЗ на длинах волн
694,38 нм ( 1) и 347,15 нм (2).
5.3. Определение влажности атмосферы
Уменьшение концентрации аэрозоля, как и в случае измерения
температуры методом дифференциального поглощения, приво­
дит к снижению уровня регистрируемого сигнала. Такие же
заметные вариации интенсивности рассеянного излучения на­
блюдаются в различные сезоны.
Другая возможность определения ¡профиля абсолютной
влажности атмосферы с борта И'СЗ основана на использовании
эффекта комбинационного рассеяния лазерного излучения
основными газовыми компонентами атмосферы — водяным па­
ром и азотом. Сопоставление интенсивностей комбинационного
рассеяния этими газами позволяет разработать простой метод
определения концентрации водяного ¡пара в долях по отноше­
нию к концентрации азота, содержание которого в тропосфере
достаточно стабильно и хорошо известно. Применительно к ¡на­
земному л'идарному зондированию влажности ОК'Р — метод до­
статочно полно .разработан в ряде работ. Можно отметить, что
в расчете профиля влажности не используются большинство
аппаратурных параметров лидара, которые обычно плохо из­
вестны, но которые можно считать неизменными на длинах
СКР-волн азота и водяного пара. При одновременной регист­
рации интенсивностей рассеяния ¡на обоих длинах волн не учи­
тывается также нестабильность энергии излучения лазера «а
возбуждающей длине волны. Кроме того, обычно полагают, что
«я, = «х» в связи с незначительными комбинационными сдви­
гами длин волн для указанных газовых составляющих. При
выборе спектрального диапазона, в котором обеспечивается
максимальная дальность зондирования, необходимо максими­
зировать произведение следующих параметров, имеющих спект­
ральную зависимость:
(5.26)
где оскр — поперечное сечение СКР.
Проведенные расчеты дают оптимальный спектральный ра­
бочий диапазон 340—350 нм.
Результаты оценочного энергетического расчета приведены
на рис. 5. 7 для случая использования лазера с энергией излу­
чения 1 Дж на длине волны 347,15 нм. Остальные параметры
лидара те же, что и в предыдущем случае. При расчете исполь­
зовалась модель атмосферы для средних широт в летнее время.
Изображенный на рис. 5.7 профиль интенсивности рассеяния
соответствует одному импульсу излучения лазера с указанной
энергией. Как видно, во всем диапазоне .высот необходимо про­
водить накопление сигнала при многократном повторении из­
лучения лазера.
169
§
Глава 6. Определение
малых газовых составляющих
атмосферы
Развитие наземных, а в последующие годы и самолетных
лазерных исследований газового состава атмосферы стимули­
ровало изучение возможностей использования с этой целью
лазеров, установленных на ИСЗ. Впервые достаточно подробно
вопрос об измерениях газовых компонентов в различных слоях
атмосферы с КА с помощью лазеров дискутировался на 9-й
Международной конференции по лазерной локации атмосферы
(1979 г., Мюнхен). Авторами отдельных докладов были пред­
ставлены проекты программ с использованием КА «Шаттл»,
включающие 26 типов различных лазерных измерений, в том
числе определение распределения «атрия, калия, лития, магния,
озона, паров воды, окиси азота, атомарного кислорода, гид­
роксила, фреонов и других малых газовых составляющих раз­
личных слоев атмосферы {112, 131].
В отечественной литературе планируемые на КА измерения
газового состава атмосферы обсуждались, например, в моно­
графиях [50, 6 6 ]. Со времени публикации этих монографий
за последние годы появились новые данные, свидетельствую­
щие о дальнейшем прогрессе в области исследований газовых
составляющих атмосферы. Эти новые сведения частично при­
ведены в пп. 6.1—6.3 настоящей главы.
В п. 6.1 и 6.2 рассматриваются последние достижения, по­
лученные при измерениях газовых составляющих методами
дифференциального поглощения и резонансного рассеяния.
Именно эти методы, с точки зрения авторов, в ¡первую очередь
будут использованы при измерениях газовых компонентов из
космоса. Расчет потенциала бортового лидарного озонометра
на основе эксимернош лазера приведен в п. 6.1.2. Несомненно,
что эксимерные лазеры будут все чаще использоваться в лидарных исследованиях атмосферы.
В п. 6.3 приведены некоторые последние данные об исполь­
зовании флуоресценции для определения газовых составляю­
щих атмосферы. Обращает внимание высокая чувствительность
этого метода. Однако достаточно сложная по сравнению с дру170
6.1, Метод дифференциального поглощения
тими методами техническая реализация бортовой аппаратуры
делает пока проблематичным использование флуоресценции
для глобальных 'измерений газовых составляющих атмосферы .
Наконец, в разделе 6.4 рассматривается задача, решение
которой необходимо для правильной интерпретации данных из­
мерений газовых составляющих атмосферы.
6.1. Метод дифференциального поглощения
При использовании метода дифференциального поглощения
д л я определения концентрации газовых компонентов сравни­
ваются сигналы обратного рассеяния, приходящие на приемник
лидара, в линии и вне линии поглощения исследуемого веще­
ства. Локационный принцип измерений достигается в этом
•случае за счет отражения от зеркала, уголкового отражателя,
топографических объектов или от аэрозоля.
Метод дифференциального поглощения имеет несомненные
щреимущества по сравнению с другими лидарными методами
определения газового состава атмосферы. Сечения поглощения
значительно превышают сечения спонтанного комбинационного
рассеяния и резонансного рассеяния, в связи с чем эти методы
обладают по сравнению с методом дифференциального погло­
щения значительно меньшей чувствительностью. Использование
же резонансного рассеяния, обладающего большой эффектив­
ностью взаимодействия лазерного излучения с атомами и мо­
лекулами газов, ограничено набором определенных компонен­
тов, резонансного рассеивающих излучение некоторых созданных
лазеров.
Поскольку зондирование методом дифференци­
ального поглощения проводится « а двух близких длинах волн,
практически можно не учитывать различие показателей обрат­
ного молекулярного и аэрозольного рассеяния, а также и основ­
ных аппаратурных параметров (коэффициентов пропускания
приемной и передающей оптики, квантовой эффективности
•фотоприемника и т. п.).
Наконец, созданные и разрабатываемые лазеры в принципе
■позволяют определять* практически все газовые примеси в ат­
мосфере. Естественно, в каждом конкретном случае метод диф­
ференциального поглощения имеет свои ограничения по чувст­
вительности, связанные с концентрацией газов, сечением диф­
ференциального поглощения, ¡протяженностью исследуемой
трассы и оптическим состоянием атмосферы.
Развитие метода дифференциального поглощения началось
в 70-е годы. Именно в это время были получены данные изме­
рений концентрации Ш г и Б 0 2 в приземном слое атмосферы
с помощью лазеров на красителях и лазеров на аргоне, С 2 Н4,
■СО и Н20 — с помощью полупроводниковых лазеров, 0 3, ЫН3,
и др.— с помощью лазеров на С 0 2 [40].
171
Глава 6, Определение малых газовых составляющих атмосферы
Дальнейшее развитие метод дифференциального поглощения
получил в связи с созданием нового класса лазеров: диодных.
лазеров и лазеров на эксимерах. Первый тип лазеров позволяет ‘перекрыть спектральный диапазон 'Примерно от 2
до 30 мкм, в котором лежат полосы поглощения таких компо­
нентов, как НС1, Н 2 СО, СН4> GO, CS2, С 0 2> 0 3> NO, S 0 2, Н 2 0 ,
СН4, N 0 2, NH3, NH 2 0 , SF6, С2 Н 4 [6 6 ]. Малая выходная мощ­
ность диодных лазеров позволяет применять их ¡на сравни­
тельно коротких приземных трассах протяженностью до 1 км
и измерять в свободной атмосфере содержание загрязняющих
газов на уровне 1 — 1 0 млрд-1.
Излучение другого типа эксимерных лазеров лежит в УФобласти спектра и обладает более высокими энергетическими
характеристиками.
6.1.1. Возможность использования эксимерных лазеров
Рассмотрим возможность применения наиболее освоенных
зарубежной промышленностью эксимерных лазеров, используяг
максимальные параметры лазеров, приведенных в табл. 6 . 1 .
Таблица 6.1. Параметры эксимерных лазеров [121]
Л азер
П арам етр
2
A rF
K rC l
157
12
193
500
222
25
249
350
1
4
2,5
35
100
100
200
100
Lumonics
ТЕ-861Т-4
Lambda
Physik EM/200
Lumonic
ТЕ
TE-861T-4
Questek
2400
f
Длина волны, нм
Энергия в импуль­
се, мДж
Средняя
мощ­
ность, Вт
Частота
повто­
рения, Гц
Фирма
K rF
Продолжение табл. 6.1
Л азер
П арам етр
Длина волны, нм
Энергия в имульсе, мДж
Средняя
мощ­
ность, Вт
Частота повторе­
ния, Гц
Фирма
172
ХеС1
X eF
N+
308
200
350
200
428
0,1
20
10
-
100
100
1000
Questek 2400
Tachisto 800Х
Quanta-Ray
EXC-410
;
|
j
(
6.1. Метод дифференциального поглощения
Длины волн 157, 193 и 222 нм практически полностью по­
глощаются молекулярным кислородом. Длина волны 157 нм
лежит в области континуума Шумана—Рунге: для нее сечение
поглощения 0 2 составляет 1(Н 7 см2; длина волны 193 нм лежит
в области полос Шумана—Рунге: для ¡нее сечение ¡поглощенияравно 1СН0 см2; длина волны 222 нм лежит в области контину­
ума Герцберга: для нее сечение ¡поглощения примерно6 • 1 0 - 2 4 см2.
При концентрации молекулярного кислорода в приземном
слое воздуха 5,6-10 18 см~ 3 пропускание лазерного излучения
на трассе 1 км составляет: ехр (— 107) для 157 нм, ехр (— 104)
для 193 нм, ехр (— 10) для 222 нм. Даже не учитывая погло­
щение в этой области ¡парами воды (сечения поглощения 1 0 ~18—
10- 19 см2), С 0 2 (сечение примерно 1 0 ~ 19 см2), аэрозолем и т. д.,
из приведенных оценок следует, что кислород практически пол­
ностью поглощает УФ-излучение в области спектра 157—222 нм.
Длина волны 249 нм (КгР) соответствует максимуму погло­
щения ¡полосы Хартли Оэ. Сечение ¡поглощения озона состав­
ляет примерно 10~~17 см2. Практически все поглощающие УФ’
малые газовые составляющие атм-осферы имеют меньшие сече­
ния ¡поглощения. По данным работы [6 6 ] сечения поглощения
малых газовых примесей для длины волны излучения 250 нм
составляют:
Примесь
Сечение, см2 '
ЫН,
N0
< ю - 23
< ю —21
ы о2
~ 2-10—20
3 ,5 -Ю -19
~ ю —22
Примесь
Сечение, см2
Н,0„
б- Го-20
НМСЦ
—2 - ю —20
НО,КЮ,
~ 1 0 - 18
С12
5-10—22
1,1-ю —т
н а
N*0
сю ы о
Примесь
Сечение, см2
СЮНО,
5 ,8 -10 -1»
сш о2
9,9- 10—19
С1МО
4,9- Ю -19
НОС1
1,8-1 0 -19
Примесь
Сечение, см2
СОС12
3,7-10—18
ВгОЫО,
7,8 -10 -19
СН^Вг
8 ,5 -1 0 -21
СР2Вг
5 ,4 -1 0 -19
Примесь
Сечение, см2
НС104
4-10-21
СЮО
1,3-1 о - 17
СЮ
3,6- 10—18
бо 2
~ ю - 18
Поэтому применение лазера на КгР возможно для измере­
ний концентрации малых газовых примесей в приземном слоеатмосферы в случае, когда концентрация озона меньше содер­
жания исследуемого газового компонента. Примером исполь­
зования лидара с лазером на КгР служит система для опреде­
ления концентрации паров воды до высоты 1200 м [117].
Показатель поглощения равен произведению концентрации
поглощающего компонента на сечение поглощения. Достаточно­
изменчивая концентрация озона в приземном слое воздуха
( 1 0 й—■1 0 13 см-3) тем не менее значительно превышает кон­
173:
Глава 6. Определение малых газовых составляющих атмосферы
центрации других малых газовых примесей и дает основной
вклад в ослабление излучения. Пропускание иа трассе 1 км
при концентрации озона около 1 0 ~ 12 см~ 3 составляет примерно
0,15, т. е. для наземных измерений ослабление излучения
с длиной волны 249 нм велико, а определение других погло­
щающих компонентов из-за выполнения условия о0ОзМо3 > о0кЫк
невозможно (а 0 — поперечное сечение, N — концентрация, к —
поглощающий компонент).
На длине волны 308 ям (ХеС1) сечение поглощения 0 3 со­
ставляет 1,2• 10~ 19 см2 (при Т = 229 К). С этим сечением срав­
нимо, например, сечение поглощения Ы 02, равное 1,76 -Ю ^ 19 см 2
(310 нм). Меньшими сечениями обладают Н 2 О 2 , НЖ)з, N 2 0 5
и др., несколько большими — ЭОг. Концентрации Б 0 2 и Ы0 2
в приземном слое воздуха промышленных центров либо в спе­
циальных выбросах могут ¡превышать концентрацию озона. Од­
нако существуют другие методы (с применением, ,например,
лазеров на красителях), позволяющие измерять концентрацию
N 0 2 и БОг.
Рассмотрим подробнее использование эксимерных лазеров
на ХеС1 для определения концентрации озона.
6.1.2. Измерения озона
Первоначально измерения профиля концентрации атмос­
ферного озона были начаты с помощью лазеров -на растворах
органических красителей с перестраиваемой частотой излуче­
ния [6 6 ]. Сложность использования таких лазеров состоит в по­
следовательном преобразовании длин волн лазерного излуче­
ния (1060-^-530^580—630^290—315 нм), в результате чего
выходящее лазерное УФ-излучение обладает сравнительно
низкими энергетическими характеристиками. Например, в луч­
шей созданной аппаратуре, позволяющей проводить измерения
концентрации Оз до высот 30 км, энергия излучения лазера на
красителе (285—310 нм) составляет 40 мДж при частоте по­
вторения 10 Гц [147]. Такие значения следует, очевидно, счи­
тать предельными для указанного типа лазеров.
Поэтому создание лазеров «а ХеС1 с более высокой энер­
гией излучения, частотой повторения импульсов и ресурсом
работы быстро привело к разработке и использованию экси­
мерных лидарных озонометров [164, 174]. Энергия излучения
лазера на длине волны 308 нм в лидарах, описание которых
приведено в работах [164, 174], составляет 150 мДж при частоте
повторения импульсов 100 Гц, расхождение луча сведено
к 1 мрад. Например, установленная в Альпах (для исключения
поглощения излучения в пределах первых километров от по­
верхности Земли) аппаратура позволила с 1982 г. производить
измерения распределения озона до высоты 50 км.
174
6.1. Метод
диф ференциального
поглощ ения
Т аб ли ц а 6.2. Основные параметры лидара для измерений
тропосферного озона [169]
Значение
П араметр
В К Р -л азер
ХеС1-лазер
290,4 нм
2— 4 мДж
2 — 5 не
1 мрад
2 Гц
308 НМ
50— 100 м Д ж
34 нс
2,1 м рад
5 Гц
П ередат чик
Д л и н а волны
Э нерги я в им пульсе
Д л и тел ь н о сть им пульса
Р асходим ость и злучен ия
Ч астота следования
..П род олж ение т а б л . 6.2.
П арам етр
Значение
П рием ник
Д и ам етр оптического телескопа
У гол поля зрен и я
П олоса п р о п у скан и я ф ильтра
О п тическая база
Ф отоум нож итель
В ерти к ал ьн ое разреш ен ие
Ч и сл о к ан ал о в
0,5 м
4,8 м рад ■
2,9 нм
3 м
ЕМ 19558-В
150 м
1000
Одним из нереш енны х вопросов использования л азер а для
и зм ерений озон а является выбор второй длины волны и злуче­
ния. П ри и зм ерениях вертикального расп ределени я озон а в тр о­
п осф ер е пара зон ди рую щ и х длин волн излучения, как показано
в работе [66], д о л ж н а л еж ать в бо л ее коротковолновой области
спектра. С оздан и е дл я такой задач и второй длины волны в оз­
м ож но, наприм ер, за счет вы нуж денного комбинационного р ас­
сеяния (В К Р ) в м етане от накачиваемого излучения л азер ом на
КгР. И м енно такая систем а (табл. 6.2) использовалась авто­
рам и работы [169] дл я определения вертикального р а сп р едел е­
ния озон а на вы сотах 4 — 12 км.
Д л я изм ерений в стр атосф ере при бол ее длинноволновой паре
излучение, сл або поглощаем-ое озоном , генерируется В К Р о с­
новного излучения (308 нм) в м етане (338 ¡нм), либо в м оле­
кулярном в о дор оде (353 н м ). Т акая схем а предпочтительнее
ещ е и по той причине, что не тр ебует второго л азер а накачки.
П рактически В К Р в этом случае м ож ет быть реализовано,
наприм ер, на установке, описание которой приведено в работе
175
Глава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
Р и с. 6.1. С хем а эксп ери м ен тал ьн ой у стан о в к и ВК.Р [12].
1 — лазер на ХеС1; 2 и 7 — калориметры; 3 — кварцевая линза (/ равны 0,6 либо 2 м);:
4 — камера со сжатым водородом; 5 — линза (/=0,6 м); 6 — диспергирующая кварцевая
система [12].
[12] (рис. 6 .1 ). Л а зе р 1 на ХеС1 излучает импульс дли тел ь­
ностью 40 не, расходим ость излучения составляет 1— 3 мрад.
И злучение с помощ ью кварцевой линзы 3 ф окусируется в кю ­
вету 4 длиной 1 м из ¡нержавеющ ей стали со скошенными квар­
цевыми окнами. Часть энергии накачки дл я контроля отводится
в калориметр 2. И злучение трех стоксовы х составляю щ их (363,.
414 и 499 н м ), а та к ж е прош едш ей накачки диспергировалось
кварцевой системой 6 в калориметры 7. Д ав л ен и е водорода
в к ам ере изменялось в п р едел ах 5 0 0 — 2000 кП а, максимальны е
значения преобразован и я указанны х стоксовы х составляю щ их
при давлении 2000 кП а составляли соответственно 0,33, 0,15
и 0,025.
Д л я определения возм ож ностей использования эксим ерны х
л азер ов в л и дар ах, изм еряю щ их р асп ределени е озона с борта
И С З, проведем вычисления для тр ех длин волн: поглощ аем ой
озон ом — 308 нм и опорны х — 338 и 353 нм. При этом будем
считать эфф ективность п р еобразован и я основного излучения
равной 0,15 (338 ¡нм) и 0,3 (353 нм) [12].
О бщ ее пропускание на тр ассе зондирования Р (Н ) сум м и­
руется из м олекулярного рассеяния ом(Н), аэрозольного р а с­
сеяния и поглощ ения аа(Н) и поглощ ения газовы ми к ом п о­
нентами. И з них в области длин волн 308— 353 нм, кроме озон а,
н аибол ее интенсивно ¡поглощают излучение двуокись серы и
двуокись азота. Таким о бр азом , общ ее ¡пропускание атм осферы
в этом случае м ож н о записать в виде
Т 2 (Я ) = ехр ( — 2 | [<х„, я (/г) + а а>х (/г) +
I
~Ь а о3, х Ф)
176
я
х Ф) + « з о 2, хФ)]
•(6 - 1 )
6.1. Метод
диф ференциального
поглощ ения
Т аб ли ц а 6.3. Сечения молекулярного рассеяния
для трех длин волн излучения лазера
% нм
О»
м см2.1026
°ям см2. с р - ! 1027
308
338
353
5,22
3,60
3,02
6,26
4,32
3,62
В ел и ч и н а ам>хФ) — Р Ф-) °м (^), где р (К) — число молекул и атомов
в единице объ ем а на вы соте /г, а м°(Х) — поперечное сечение м о­
лек ул яр н ого рассеяния. В табл. 6.3 приведены значения общ их
и обратны х поперечных сечений м олекулярного рассеяния, и с­
пользуем ы е в расчетах.
Д а л е е , при вы числениях величин ста, я (к) были и спользо­
ваны таблицы , приведенны е в работе [72]. В этой работе д а н ­
ные в сам ой коротковолновой области спектра приведены для
Я = 347,1 ¡нм. Д л я пересч ета величин оа,х (к) при дли не волны
30 8 нм использовалась зависим ость
347
ста, 308 (/г) ~ 0 а>М7 (К) -------&
308
яг: 1,10а, 847 Ф)у реком ендованная, например, авторами работы [144].
Е стественно, что принятая в [72] м одель и пересчет при и зм ен е­
нии длины волны являю тся в некоторой м ере оценочными, однако
п орядок получаем ы х величины в одном из сом нож ителей вы­
ражения- (6.1) достаточно верно о тр а ж а ет оптические свойства
атм осф ерного аэр о зо л я в ук азан ной обл асти спектра.
Н еобходи м ы е д а л е е значения расп ределени я концентрации
о зо н а в д и а п а зо н е высот 2— 74 км были взяты из средн еш и ­
ротной м одели [141]; расп ределени я БОг и Ы 0 2 и их попереч­
ные сечения — по данны м м онограф ии [66]; значения р(/г) —
по таблицам стандартной атм осферы . П оперечны е сечения <Уо3
поглощ ения О з , и спользуем ы е в расчетах, бы ли выбраны из
уточненны х дан ны х Б а сса и Л а у р а [2] при тем п ературе атм о­
сферы 218 К (средн яя тем п ер атура озон осф ер ы ): 1,174- 1 0 -19см2
д л я длины волны 308 нм, 1,31 • 10~21 см 2 для 338 нм и 2 ,4 Х
X 10~22 см 2 дл я 353 нм.
Результаты проведенны х вычислений расп ределени я вели­
чины Т2 (Н, X) в ди а п а зо н е высот от 350 км (вы бранная высота
п олета И С З ) д о ниж них слоев тропосф еры при зондировании
с КА ( | ) ' и поверхности Зем л и ( | ) приведены на рис. 6.2.
Р асч ет при зондировании с З ем л и м ож ет :быть полезен для
оценки потенциала л и дар ов в постановке подспутниковы х эк с­
перим ентов. П ри распространении л азер н ого излучения с д л и ­
ной волны 308 нм с борта И С З вниз пропускание уменьш ается.
177
Г лава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
Н км
Рис. 6.2. П роф и л и п роп ускан и я атм осф еры в д и а п а зо н е вы сот 10— 350 к м
(а ) и 2— 10 к м (б) при зо н ди рован и и ввер х ( | ) и в низ ( | ) н а р а зн ы х %,
К ри вая
. . .
К н м ...............
1
2
308 {| ) 308 ( | )
3
4
5
6
7
8
9
338 ( | ) 338 { ф ) 353 ( | ) 353 ( | ) 308 (4 ) 338 ( + ) 353 ( ф >
О но составляет: 0,93 на высоте 50 км, 0,53 на 30 км, 0,28
на 24 км, 0,16 на 20 км, 0,08 на 14 км и 3 • 10_3 на 2 км.
П ри распространении излучения вертикально вверх про1 пускание Т2 (308 им ) так ж е ум еньш ается. Оно составляет
: 0,052 на высоте 10 км, 0,016 на 20 км, 5 - 10~3 на 30 км, 2 ,8 - 10~3
на 50 км и выше практически не изм еняется.
З а счет меньш его поглощ ения озоном пропускание на оп ор­
ных дл и н ах волн изм еняется сл абее. Н априм ер, при зон ди р о­
в а н и и вниз значения Т2 д о 30 км примерно равны единице;
; на 20 км пропускание равно 0,89 для длины волны 338 ¡нм
; и 0,94 дл я 353 нм; на 10 км пропускание равно 0,57 для 338 нм
; и 0,64 дл я 353 нм и Т. Д .
'
П ер ей дем теперь непосредственно к вычислению расп р еделения профиля сигналов обратного рассеяния. М олекулярная
и аэрозол ьн ая м одель атм осферы выбраны ¡прежними, как и при
расч етах пропускания, а величина индикатрисы аэрозольногорассеяния н а за д считалась равной 0,1.
П ри вы числениях 'были выбраны сл едую щ и е реальные п а р а ­
метры л и дара, установленного на И С З: энергия излучения
50 м Д ж на 308 ям , коэффициенты преобразован и я при В К Р
0,15 (338 я м ) и 0,3 (353 н м ), диам етр приемной антенны 0,3 м,
коэффициенты пропускания приемной и передаю щ ей оптических
178
\
!
1
!
|
|
|
6.1. Метод
диф ференциального
поглощ ения
Н км
антенн 0,8 интерференционного фильтра 0 ,3 , квантовая э ф ­
фективность Ф ЭУ 0,2.
Н а рис. 6.3 показано р асп редел ени е сигнала обратного р а с­
сеяния за один импульс дл я тр ех длин воля в тр опосф ере
и стратосф ере ¡при зондировании с 350 км. П ространственное
вертикальное разр еш ен и е А Н = 2 км.
И сходя из приведенны х результатов расчетов, м ож но оц е­
нить возм ож ности использования лидарного эксим ерного озонометра на бор ту И С З. Н априм ер, н ео б ходи м о провести и зм е­
рения концентрации озон а с погреш ностью 10 % в слое атм о­
сферы
19— 21 км. Д л я оценки погреш ности оп ределени я
концентрации озон а N о3 [66] воспользуем ся вы раж ением
А Д у/Ут
± т
МЧ (Я«+ з) -I
6 ° 3 ' "
2М0з(АНк)Аа0з%&Н к
’
^ 2>
где Ыо3 — концентрация озон а в сл ое А Н к (в данном случае
Д # /г= 2 к м ),
Асто3,л, — ди ф ф еренц и ал ьн ое сечение поглощ ение
озоном (~ 1 ,2 -1 0 ~ 19 см2). Т огда, дл я приведенны х выше п а р а ­
метров ли дара н ео б х о ди м о 2 - 1 0 4 импульсов л а зер а , что при
частоте повторения 100 Гц п отр ебует время накопления сиг­
нала 200 с. П ри этом п ростран ствен н ое р азр еш ен и е ¡по гори зон ­
тали н а 20 км составляет около 1500 км.
В аж ны м является и р есурс работы эксим ерного л азер а.
При среднем р есурсе 106 импульсов и для приведенны х п ар а­
метров аппаратуры и погреш ностей измерений м ож но п рои з­
179
Г л а ва 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
вести всего 50 измерений. У величение энергии излучения л азер а
■от 50 до 200 м Д ж , ди ам етра приемной оптической антенны
д о 0,6 м и ресурса л а зер а д о 107 у ж е п озволяет произвести
д о 8 - 103 изм ерений с задан н ой погреш ностью 10 %.
Таким о б р азом , данны е вычислений свидетельствую т о пер­
спективности м етода глобальной лидарной озоном етрии с при­
м енением эксим ерного л а зер а с у ж е достигнуты ми хар ак те­
ристиками. П од о б н а я система до л ж н а использоваться на низкоорбитальны х И-СЗ с операторам и, что позволит сделать и зм е­
рения распределения озон а долговрем енны м и (возм ож ность у в е ­
личения ресурса л а зер а за счет смены элем ентов излучателя
и т. п .).
6.2. Метод резонансного рассеяния
Р езон ан сн ое р ассеяние [40, 66] о б л а д а ет -высокой эффектив«остью взаим одействия (табл. 6 .4 ), и поэтом у оно и спользо­
валось дл я определения некоторы х парам етров верхней атм о­
сферы -при -наземном л азерн ом зондировании.
Сечения резон ан сного -рассеяния зависят от соотнош ения
полуш ирин линий: естественной Ave, доплеровской Av и уп р у­
гих столкновений Avy. с- В стратосф ере и выше вы полняется со­
отнош ение AvH> A v e> A y y. с, в тр опосф ере
Avy. c> A v e> A v K.
В табл. 6.4 приведены поперечные сечения резонансного р а с ­
сеяния для некоторы х атм осф ерны х составляю щ их. Р а зб р о с
величин поперечных сечений объ ясн яется слож ностью вычис­
ления матричных элем ентов ¡переходов атомов и молекул для
составляю щ ей дипольного момента на направление п ол яри за­
ции п адаю щ ей и рассеянной волн. П о это м у авторы, вычисляю­
щ ие поперечные сечения резонансного рассеяния, использую т
различны е приближ енны е вы ражения.
С ведения о сечениях резонансного рассеяния, приведенны е
в табл. 6.4, свидетельствую т о больш их возм ож н остях м етода
д л я определения концентрации различны х атм осф ерны х со ­
ставляю щ их. О днако в -настоящее время этим м етодом д е ­
тально исследуется натрий, повыш енное содер ж ан и е кото­
рого (1 0 3— 104 см- 3 ) н абл ю дается на вы сотах 80— 100 км.
Н езначительное время ж изни в в озбуж ден н ом
состоянии
(порядка 10~8 с) практически исклю чает возм ож ность туш е­
ния возбуж ден и я на указанны х вы сотах, а излучение лазеров
на р одам ине (достаточно -простых, н адеж н ы х и обл адаю щ и х
сравнительно высокой энергией излучения) резон ан сно р а ссеи ­
вается н а атом ах натрия.
Л а зер н о е зон ди рован и е «атр и я ставит целью не только оп­
р едел ен ие пространственно-врем енного расп ределени я этого ком­
понента. Связь образов ан и я натрия с поступлением космической
пылевой материи, оп ределени е тем пературы атм осферы по
180
i
6.2. Метод резонансного рассеяния
Таблица
6.4. П оперечны е сечения резонансного рассеян и я для угла
Составляю щ ая
атмосферы
Ма
К
Д л и н а волны,
589
589,6
766,5
769,9
Нй
са
РЬ
и
щ
Са
С а+
Ва
В а+
А1
Ре
Се
N
N
О
Не
257,3
326,1
228,8
283,3
670,8
285,2
422,7
393.4
396,6
553,6
455,4
394,4
372,0
361,2
821.6
493,5
777,5
436,8
297,2
1083,0
388,9
N 2 (0,0)
1051,0
N 2 (1,0)
N 2 (2,0)
N2 (3,0)
885,0
748,4
682,4
нм
ТК
300
166
200
166
300
166
200
166
200
300
300
300
300
200
200
200
200
200
200
200
200
200
200
166
166
166
166
200
—
рассеян ия я
0° см2-ср-1
9 ,8 -1 0 —13
1 ,2 -1 0 —12
6,1 • ю - 13
6 , 6 - ю - 13
1 ,7 - 1 0 - 12
3 .0 -1 0 —12
1 ,1 -1 0 —13
1 ,7 - ю —12
5 ,7 -1 0 —13
5,1 -10—14
3 ,5 -1 0 —15
1 ,5 - 1 0 - 13
5 , 7 - 1 0 - 13
4,2-10—13
8 ,2 -1 0 —13
1 ,6 -1 0 —12
5 ,7 -1 0 -13
2 , 8 - Ю - 13
3 , 0 - ю - 12
1,3- ю - 12
7 , 9 - 1 0 - 14
3 , 7 - 1 0~ 13
1 ,2 - 10—12
5 , 8 - 10 —13
1, 8 - 10 —14
8 , 8 - 1 0 - '3
3 ,4 - 1 0 - 18
5 , 9 - 10—23
260
1 ,5 9 -1 0 - 13
8 , 0 - 1 0 - 15
6 , 0 - ю - 18
166
166
3 ,2 - 1 0 - 17
4 ,2 -1 0 - 13
3 ,0 -ю - 13
—
—
(0,0)
391,4
166
3 , 5 - 10—14
(0.0)
391,4
260*
3,4-10—17
(1,0)
358,2
166
1,2-10“ 14
(3,0)
687,2
166
3 ,1 -Ю -13
N +(1,0)
918,0
260*
3 , 8 - Ю - 17
N0
N0
868,3
789,8
166
166
~ 1 0 - 14
~ 1 0 - 14
^
П р и м е ч а н и е . В скоб ках д л я м ол екул даны колебательны е квантовы е
числа г /, V"; звездочкой отмечены случаи д л я АХЛ = 1 нм.
181
Глава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
Т абли ца 6.5. П арам етры ли дара, используемого
для зондирования натри я в м езосф ере [137]
П араметр
Значение
П ер ед а т чи к
Д л и н а волны и злучен ия
Э нерги я и злучен ия
С п ек тр ал ьн ая ш ирина
Д л и тельн ость им пульса
Ч астота повторения
Расходим ость л у ч а после передаю щ ей антенны
589,0 нм
1,0 Д ж
8,5 пм
3 мкс
0,25 Гц
0 ,5 м рад
П рием ник
Д и ам етр телескопа
П лощ ад ь зе р к ал а
У гол поля зрен и я
С п е к тр а л ьн а я ш ирина ф ильтра
0,41 м
0,13 м2
3 мрад
0,5 нм
спектральной полуш ирине линии резонансного рассеян и я,оц енк и
горизонтальной скорости ветра при локации в тр ех разнесенны х
точках — это дал ек о не полный перечень всей информации,
полученной в проведенны х эксперим ентах.
В табл. 6.5 приведены основные характеристики одного из
последних л и даров, используем ы х дл я зондирования натрия,
а рис. 6.4 иллю стрирует вариации натрия, н аблю даем ы е в стол бе
атм осферы и кривые равной концентрации на вы сотах 80—
100 км.
П одсчитаем число ф отоэлектронов в сигнале обратного р а с­
сеяния при зондировании натрия в м езосф ер е с И С З ( Н 0=
= 350 к м ). При энергии излучения в импульсе 1 Д ж ( - 3 - Ю18
ф отон ов), значениях / ( 1 = 0 ,8 , Д ’ 2 = 0,8, / ( ф = 0,3, т) = 0,1, Д Я = 1 км,
ди ам етр е приемной антенны 0,3 м , 0Р° = 3 -1 О “ 12 см2, получим,
что с высот 80— 100 км в одном импульсе число детектируем ы х
ф отоэлектронов л еж и т в п р едел ах 2— 10. С ледовательно, при
частоте импульсов л а зер а 1 Гц за 100 с детектируем ы й сигнал
составит сотни ф отоэлектронов. Таким обр азом , определение
распределения концентрации натрия с низкоорбитальны х И С З
является у ж е сейчас реальным, и создан н ая назем ная ап п ар а­
тура при соответствую щ ей технической дор аботк е м ож ет быть
использована для глобальны х измерений в м езосф ере.
С ледую щ им после натрия атмосферны м компонентом, со ­
дер ж а н и е которого было оп р едел ено м етодом резон ан сного
рассеяния, являю тся атомы калия [66]. В эксперим ентах исполь­
зовалось л азер н ое излучение с длиной волны 769,9 нм; повы­
ш енное со дер ж ан и е калия (до 3 -1 0 2 см~3) бы ло зареги стри ­
ровано на вы сотах около 90 км.
182
6.2. Метод резонансного рассеяния
Рис. 6.4. Р е зу л ь т а т ы изм ерений н а тр и я я км
11— 12 ф е в р а л я 1979 г. [137].
■а — и золин и и равн ой к о н ц ен тр ац и и
(103 с м -3 )
полученн ы е через 1 ч (Д # = 1 ,2 к м ); б — в р е ­
менные в а р и ац и и о бщ его с о д е р ж а н и я н атр и я
(10’°
с м “ 2)
на
вы сотах
80— 100
км .
С оздан и е новых л азер ов , о б ­
л адаю щ их сравнительно б о л ь ­
шой энергией излучения, с д л и ­
нами волн, указанны м и в табл. 30
6 .4 , позволит определять и д р у ­
гие составляю щ ие верхней ат­
мосферы .
85
С л едует обратить внимание
на уникальную возм ож ность р е­
зон ан сного рассеяния — в о зм о ж ­
ность
изм ерений
некоторы х
80
ионов и в о збуж д ен н ы х атомов
в верхней атм осф ере. П ри этом
2
чувствительность м етода явля­
ется весьма высокой. С огласно
оценкам , проведенны м в работе
[ 66 ], предельно обн ар уж и ваем ы е
?
концентрации дости гаю т 10 ~8—
10~~9 млн-1 . Н априм ер,
мини­
мально о б н ар уж и в аем ая концен­
трация ионов бария при исполь1820
зовании резон ан сного рассеяния на дл и не волны 455,4 нм на
высоте 100 км составляет 7 • 10 “ 2 см“ 3.
П ерспективны м является со зда н и е бортовой аппаратуры
для оп ределени я ионов N 2+ (первая отрицательная систем а) и
возб у ж ден н о го кислорода в состоянии Ог (а1Ае). Б ортовая лидар н а я аппар атура м ож ет быть использована и для изм ерений
содер ж ан и я атом арного кислорода при резонансном рассеянии
на авроральном и трансцвроральном п ер еходах кислорода.
Р азви ти е теории, позволяю щ ей интерпретировать данны е л а ­
зерного зондирования при р езон ан сном рассеянии на м атастабильных уровнях, со зд а н и е аппаратуры , использую щ ей другие
типы л азер ов , позволят получить важ ны е сведения о ф отохи ­
мических реакциях в верхней атм осф ере. Открываются и в о з­
м ож ности контроля искусственно создаваем ы х заряж ен н ы х
областей, исследования их трансф орм ации, взаим одействия со
спорадическим и слоям и ионосферы .
П ри глобальны х н абл ю ден и ях перечисленны х компонентов
всегда возникнет целый ряд исследовательских задач , тр ебую ­
щ их оп ределени я други х газовы х составляю щ их в различны х
183
220
Г лава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
подспутниковы х точках и на разны х вы сотах атмосферы . П о ­
этом у в следую щ ем р а зд ел е представляется ц елесообразны м
рассм отреть дости ж ен и я последних лет в области ди стан ци ­
онной л азерн ой диагностики атм осферны х газов.
6.3. М е т о д ф л у о р е с ц е н ц и и
6.3.1. И зм ерения ги др о к с и л а
Р ади к ал гидроксила ОН оп р едел яет ф отохимические источ­
ники и стоки С Н 4, Н 2, СО, N 0 * , ЭОг и други х газовы х примесей
в атм осф ере. П оэтом у в последние годы в специальной л и тер а­
туре отм ечается повышенный интерес к изм ерениям концентра­
ции ОН.
О дним из интенсивно разр абаты ваем ы х методов о п р ед ел е­
ния гидроксила являю тся изм ерения с помощ ью ф луоресценции,
в о збуж д ен н ой л азером . Суть явления состоит в том, что л азер
в У Ф -области
спектра в о зб у ж д а е т переходы 2л ( \ " = 0)-+- ^ 22 + ( ^ = 1 ) , а затем н абл ю дается ф луоресценция при п ер ехо­
д а х 22 + ^ / = 1 ) - > 2я ( у " = 1 ) , детек ти руем ая специальным прием ­
ником лидара. В зависим ости от длины волны в озб у ж д а ю щ его
излучения детек ти руется ф л уоресцентное излучение на той или
иной дли не волны. Н априм ер, эксперим ентальная сам олетная
установка со д ер ж а л а Ыс1-лазер (А ,=530 н м ), служ ивш ий для
оптической накачки л а зер а на красителе [172]. И злучение л а ­
зер а п роходило через кристалл, где генерировалась вторая гар­
моника (К — 282,5 н м ), которая с помощ ью телескопа К ассегрена направлялась в атм осф еру. Ф луоресцентная радиация ОН
(Я—309 н м ), в о зб у ж д ен н а я в ок руж аю щ ем в о зд у х е, соби ралась
приемной антенной и направлялась на входную щ ель спектро­
метра с реш еткой (3600 ш тр и х/м м ). П риемником радиации
в спектрометре служ и л ф отоум нож итель, работавш ий в реж им е
счета фотонов. И зм ерен ия концентрации ОН были проведены
в СШ А в конце м арта 1979 г. на вы сотах 10— 12 км. И зм ер ен ­
ные концентрации составили 10 5— 10 7 см~3.
Д руги м вариантом л и д ар а для изм ерений гидроксила явля­
ется аппаратура, описание которой приведено в р аботе [126].
С хем а ли дара приведена на рис. 6.5. Л а зер на экси м ере служ и т
источником накачки дл я двухчастотного л азер на красителе.
О ба луча л азер ов , раздел ен н ы е на 100 нм специальной з а д е р ж ­
кой, направляю тся в атм осф еру. Л а зер на к расителе имеет
центральную дл и ну волны излучения
307,995
нм
(АК =
= 2 • 10~ 4 н м ), эксимерны й л азер — 307,9 и 308,2 нм ( А Х ^
~ 8 - 1 0 ~ 2 н м ). Д л я контроля стабильности длин волн л азер а
использована специальная кю вета, в которой в о зб у ж д а ет ся
ф луоресценция гидроксила.
6.3. Метод ф луоресценции
Р и с. 6.5. С хем а л и д а р а д л я изм ерений ги д р о к си д а [126].
/ — л а зе р на ХеС1 (150 м Д ж , 308 н м ); 2 — л а зе р на к р а с и т е л е (1 м Д ж , 308 н м ); 3 —
устройство за д е р ж к и ; 4 и 5 — ф о то у м н о ж и тел и ; 6 — п ер е д а ю щ а я оп ти ческая ан тен н а;
7 — п р и ем н ая о п ти ч еская а н т е н н а ; 8 — и н терф ерен ци он ны й ф и л ьтр; 9 — кю в ета с О Н .
Так как гидроксил частично возникает в атм осф ере при ф о­
толи зе озон а
0 8+ М
^ 3 1 0
hm
) - ^ 0 ( 1D ) +
0 ( Ч ) ) + Н в0 - » - 2 0 Н ,
0 2,
(6.3)
важ н о е зн ачен и е п ри обретает одноврем енны е изм ерения озона
и гидроксила в стратосф ере. С этой целью сотрудникам и Годдарск ого центра космических полетов (Н А С А , С Ш А) сконстру­
ирована л идарная систем а, предназн ачен ная дл я установки на
воздуш ном ш аре и изм ерений в стр атосф ере (на вы сотах 2 0 —
37 км) концентрации озон а и гидроксильны х радикалов [133].
Были оценены временны е колебания концентрации гидроксиль­
ных ради к алов на вы сотах 34— 27 км. У становлено, что кон­
центрация гидроксила изм еняется от 40 (вскоре после полудня)
до 5 трлл “ 1 (спустя 2 ч после за х о д а С о л н ц а). С целью повы­
шения чувствительности аппаратуры д о уровня м енее 1 трлл - 1
п редл ож ен ряд усоверш енствований, реал и зац и я которы х по­
зволит производить изм ерени е радикалов гидроксила на вы со­
тах 20— 30 км.
Специалисты , разр абаты ваю щ и е м етод оп ределени я гидро­
ксила с помощ ью ф луоресценции, обр ащ аю т внимание на силь­
ное р азр уш аю щ ее воздей ствие У Ф -излучения, приводящ ее
к двум основным н едостаткам . Во-первы х, зондирую щ ий луч
сп особствует р а сп а д у атм осф ерн ого Оз, в результате чего при
З а к а з N ° 3710
185
Глава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
реакции с Н 20 обр азую тся новые молекулы ОН, и тем
самым
наруш ается его естественная концентрация. Во-вторы х, индуцируемый сигнал ф луоресценции неразличим в фоновы х ш ум ах,
имею щ их нестатический харак тер. В п редлож ен н ом и
реализованном м етоде [119] применяю тся два л азер а — PIK и УФдиапазонов. Первый накачивает колебательны е уровни ОН,
а второй (А ~ 3 5 0 нм) переводит систем у в н и ж ел еж ащ ее к оле­
бательное состояние с сопутствую щ ей ф луоресценцией на
длине волны Я«*310 нм. П одобн ая последовательная д в у х ф о ­
тонная ф луоресценция позволяет с больш ей точностью интер­
претировать сигнал обратного рассеяния.
Д л я оп ределени я гидроксила исследуем ы м м етодом с борта
И С З н аибол ее ц елесообразны м является разр аботк а п ередатчика на б а зе эксим ерного л а зер а .
О дно из преимущ еств применения эксим ерного Х еС Ь лазера
для диагностики атмосферы состоит в больш ом числе л а зе р ­
ных импульсов ( > 1 0 6) , которые м ож но получить от обы чного
л а зер а , если применять специальны е присадки к газовой
смеси. В работе [142] излож ены результаты разработки электрор азрядного Х еС Ь л азера для активного дистанционного контроля радикалов ОН в стратосф ере при орбите И С З 200 км.
Д л я этого необходим а энергия в импульсе около 1 Д ж . Такая
энергия получена из проточного эл ек троразря дн ого л азер а
высокого давления с активным объ ем ом 1 ,4 X 5 X 7 7 см. Д л и ­
тельность л азер н ого импульса варьировалась от 16 д о 20 не.
Н астройка л азер а на длину волны поглощ ения ради к ала ОН
осущ ествлялась инж ектированием в ХеС1-усилитель захваты вающ ей частоты от л а зер а на красителях. В качестве задаю щ его генератора так ж е и спользовался непосредственно ХеС1л азер с дисперсионной оптикой. В обои х случаях энергии УФизлучения дости гала 1 Д ж при полном к.п.д. 1 %•
j
j
j
1
|
|
|
|
[
:
|
|
j
j
I
6.3.2. И зм ерения д р у ги х газовы х сост авляю щ их
Приведенны й выше дл я изм ерений гидроксила м етод ф л уо­
ресценции стал разр абаты ваться и для други х малы х газовы х
примесей атмосферы : N O , S O 2, О, N.
Д л я окиси азота последовательная двухф отон н ая индуци­
рованная ф луоресценция достигается использованием и злуче­
ния с длиной волны 226 нм (п ер еход Х 2/П -+ Л 22 ) и 1064 нм
(п ер ех о д А 2Ъ-^-02Ъ ) . В л абораторной установке применены
N d : YAG-л азер , излучение которого после удвоителя частоты
(532 нм) сл уж и т накачкой л а зер а на красителе [108]. Д а л е е
частота излучения снова удваи вается и вы деляется часть и з­
лучения с длиной волны 226 нм. Л азерны й луч вводится в ка­
меру, содер ж ащ ую смесь в о зд у х а и окиси азота; в приемной
систем е используется двойной м онохром атор. Энергия излу186
j
j
(
6.3. Метод ф луоресценции
чения на 226 нм составляет 0,65 м Д ж , на 1064 нм — 75 м Д ж .
П ок азан о, что чувствительность изм ерения концентрации N 0
составляет 0,3 трлл - 1 при времени интегрирования 20 мин.
В работе [107] приводятся данны е о р азр аботк е л а б о р а т о р ­
ного макета при бора, предназначенного для бы строго оп р еде­
ления содер ж ан и я примесей N 0 и Б 0 2 в атм осф ерном воздухе.
П рибор регистрировал излучение ф луоресценции, возникаю щ ей
при воздействии на и сследуем ы е молекулы резон ан сного л а зе р ­
ного излучения (для N 0 и Б 0 2 •— на д л и н ах волн соответст­
венно 226 и 222 н м ). И спользованная л азер н ая систем а со д е р ­
ж ал а промыш ленный импульсный л азер на р аств орах красителей
(Х = 577 нм) дл я N 0 с накачкой излучением Ш :У А О - л а зер а с удвоенной частотой (Х = 532 н м ); нелинейный кристалл,
в котором генерировалась вторая гармоника излучения л азер а
на красителе (Я = 2 8 8 н м ); нелинейный кристалл, в котором
эта вторая гармоника см еш ивалась с излучением Ш -л а зе р а на
основной частоте дл я вы деления излучения с длиной волны
226 нм. Д л я получения длины волны 222 нм, необходим ой для
возб у ж д ен и я Б 0 2, зам ен ял ась активная ср еда в л азер е на кра­
сителе. В ы ходная энергия л азер н ой системы 1 м Д ж в импульсе,
частота повторения 10 Гц. П роточная газовая ячейка изготов­
лена из стекла и пассивированной нерж авею щ ей стали, и зм ен е­
ние содер ж ан и я N 0 (или Б 0 2) в потоке в о зд у х а , п роходящ ем
через ячейку, осущ ествлялось регулированием д в у х потоков
с калиброванны м содер ж ан и ем N 0 ( Б 0 2).
Д л я м оделирования условий тропосф еры в ячейку д о б а в л я ­
лись пары воды (парциальное давл ен и е Н 20 д о 3 к П а ). Л а зе р ­
ное излучение ф окусировалось в ячейке двум я кварцевыми лин­
зам и , м еж д у которыми располож ены узкополосны й фильтр
(АЯ = 4 нм в сл учае изм ерений N 0 и 15 нм — Б 0 2) и дв е кюветы
с поглотителям и, отсекаю щ ие коротко- и длинноволновое и зл у­
чение. Э лектронная систем а детектирования излучения ф л уо­
ресценции р а ботал а в реж и м е накопления сигнала со ск оро­
стью 7 ф отонов/имп дл я N 0 и 55 ф отонов/им п для Б 0 2.
П олучен о количественное совп адени е теоретических и эк с­
перим ентальны х результатов. П редп ол агается, что на основе
разр аботан н ого м акета п рибора б у дет со здан а бортовая сам о­
летная установка, с помощ ью которой м ож но б удет проводить
эк сп ресс-ан ал и з проб атм осф ерного в о зд у ха на различны х вы­
сотах. Отмечено, что влияние ф онового сигнала, обусловлен ного
возм ож ной ф луоресценцией др уги х примесей ( 0 3, С 2 и С гН 3),
м ало и не сн и ж ает точности изм ерений концентраций N 0 и Б 0 2.
В течение многих лет сущ ествовала п роблем а детек ти рова­
ния атомны х ср ед, находящ и хся в основном энергетическом со ­
стоянии. М етоды одноф отонного детектирования, такие, напри­
м ер, как м етод резон ан сного рассеяния, оказы ваю тся непригод7*
187
Г лава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
ными для изм ерений, поскольку исследуем ы е среды в основном
непрозрачны в вакуум ной У Ф -области спектра.
А вторами работы [106] представлена новая методика детектирования атомных ср ед в основном состоянии, использую щ ая
двухф отон н ое в о зб у ж д ен и е л а зер н ого излучения. П ричем среда
прозрачна на длине волны лазерн ого излучения. П р ед л о ж ен ­
ная схем а детектирования применяется для регистрации атомов
кислорода и азота. В эксперим енте концентрацию атомов О и
14, равную примерно 1 0 14 см “3, получаю т в микроволновом
электрическом р азр я д е с прокачкой газа. При поглощ ении л а ­
зерного УФ -излучения на дл и н ах волн 225 и 211 нм происходит
в о зб у ж д ен и е п ереходов соответственно 0 ( 3Р-+Зр3Р) и N ( 45°-н>- 9- 3 р4/ ) 0). Т р ебуем ое У Ф -излучение ф ормируется в процессе
В К Р в в о дор оде излучения л а зер а на красителе при генерации
антистоксовой компоненты 3-го порядка. Д етек ти руется ф л уо­
ресценция возбуж ден н ы х атомов в ближ ней И К -области спек­
тра в д и ап азон е длин волн 845— 870 нм. Были измерены сечения
двухф отонного поглощ ения атомов к ислорода и азота и оп ре­
делены радиационны е времена ж изни и скорости туш ения в оз­
буж ден н ы х состояний. О бсуж даем ы й сп особ является очень
чувствительным при детектировании атомов, так как увел и ­
чение энергии л азерн ого излучения д о 1 м Д ж позволяет детек ­
тировать атомы на уровне концентраций примерно 10 й см -3
в условиях низкого давления.
М етод ф луоресценции м ож ет быть использован для об н а р у ­
ж ения паров ртути — одного из н аиболее токсичных загр я зн и те­
лей атмосферы [156]. В лабораторном эксперим енте кам ера, со ­
д ер ж а щ а я атомы ^
в буф ерном газе, подвергается облучению
на дл и нах волн 253,7 и 283,5 нм (излучение сум м арной частоты
N<1: У А в -л а зер а с %= 1060 н и и удвоенной частоты л азер а на
красителе с накачкой Ш : У А в -л а з е р о м ), соответствую щ их п е­
р еходам б ^ о -^ б 3^! и 63Р 1- > 7 15 0. Чувствительность системы о б ­
наруж ения при нормальны х атм осф ерны х условиях взятия проб
по предварительны м оценкам д о л ж н а достигать 103 см -3 . Р е ­
зультирую щ ая ф луоресценция на длине волны 185 нм ок азы ­
вается сдвинутой в коротковолновую область спектра. При
идеальны х условиях взятия проб, т. е. с использованием Н е
и Аг в качестве буф ерны х газов, предельная чувствительность
м ож ет достигать нескольких атом ов на 1 см 3.
П редлож енны й в работе [156] м етод был м одиф ицирован и
применен авторами работы [103] непосредственно в атм осф ере.
Энергия излучения л а зер а в импульсе составила 230 м Д ж на
дл и не волны 532 нм при частоте повторения импульсов 10 Гц.
П осл е прохож ден и я красителя (родам ин 6 й ) энергия и злуч е­
ния стала 100 м Д ж . Д а л е е излучение с длиной волны 567,06 нм
поступало на ум нож итель частоты на кристалле (К Д П ), а после
188
;
;
*
|
6.4. Статистические аспекты контроля газовы х
примесей
К Д П излучение (283,54 нм, 25 м Д ж ) п опадало в кювету, з а ­
полненную Н 2 при давлении 800 кП а. В результате антисток­
сового
п ер ехода
генерировалось
поглощ аю щ ее
излучение
с длиной волны 253,65 нм. Энергия излучения на этой длине
волны равна 0,7 м Д ж . В не резон ан са применялось излучение
2 53,6 8 нм. Н а тр а ссе протяж енностью 1 км устанавливался
отр аж ател ь . И злучение возвращ алось н а за д , поступало на оп­
тическую систем у, ф отоприемник и систем у регистрации. На
и ссл едуем ой тр ассе была и зм ерена концентрация паров ртути,
которая составила 4 нг • м“ 3.
6.4. Статистические аспекты к о н т р о ля
газовы х примесей
со
Е(х, t) =
J Ё
—
(0 , со) е
-
В п реды дущ их р а зд е л а х основное внимание было обращ ен о
на изм ерения газовы х компонентов, которые у ж е в ближ айш ие
годы м огут быть реализованы с И С З . О днако развитие л а зе р ­
ной техники, ф отоприемников и другой специальной ап пар а­
туры со врем енем позволит осущ ествить измерения различны х
газовы х примесей в тр опосф ере и стратосф ере вначале с борта
и сследовательских сам олетов, а затем и с И С З. П рименение
ди одн ы х л азер ов ср едн его И К -д и а п а зо н а в диагностике газов
[39] дл я таких составляю щ их, как N H 3 , S iF 4, ВС1, C F 2CI2 и др.,
парам етрических генераторов света (для изм ерений 0 3, С Н 4,
С О , Н 20 ) [73], дискретно перестраиваем ы х С 0 2-лазеров (для и з­
мерений N H 3, С 6Н 6, 0 3, С 0 2, Н 20 [35], други х непреры вных л а ­
зеров И К -д и ап азон а (для изм ерений С Н 4, ЫН4, N 0 и др .) [18]
т р ебует не только новых технических р азр аботок , но и реш е­
ния некоторы х м етодических вопросов, в частности учета влия­
ния атм осф ерной тур булентности и стохастической природы
поля концентрации, на м етод и м етрологию изм ерений. С ледуя
р езул ьтатам работы [67], остановим ся п одр обн ее на этом во­
просе.
П ри изм ерениях концентрации N (х) сл едует иметь в виду,
что величина N (х) п р едставляет собой случайное поле. С ле­
довательно, случайным является и поле 1(х ) — интенсивности
излучения л а зер а на расстоянии ' х от источника. Выполним
расчет средней интенсивности < /( х )> (угловы е скобки здесь и
д а л ее означаю т усредн ен и е по а н с а м б л ю ).
В эйкональном приближ ении напряж енность электрического
поля имеет вид
Оп (X,
Х
§
0
©)
dx
da,
(6.4)
— 00
где п (х,(о) = ti1(x, (o) + tn 2 (.х, со) — комплексный показатель пре189
Г лава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
ломления: £ ( 0 , с о )— спектральный компонент излуч аем ого
электрического поля, с — скорость света в воздухе. Н ачальное
условие за д а д и м в виде < Е (0, cox) Ё* (0, со2) > = G ( с о ^ б ^ — со2),
а энергетический спектр зондирую щ его излучения — в виде
G(co) = / 08 (co— <д>х) + /аб(со■— соа), причем линия ©о леж и т вне кон­
тура поглощ ения (т. е. n 2 ( © o ^ ) = 0 ) , а соа — в контуре.
Т огда корреляционная функция поля на расстоянии х от
источника им еет вид
В(х, г) = <сЕ(х, t)E*( xt + т ) > =
/
X
о°
=
J G( 0 ,
—оо
\
«>)ег<вт< е х р ( _ - ^ - f n 2 (co, x ) d t > d c o )•
V e o
/
П ри вычислении в ф орм ул е (6.5) использована н езависи­
мость флуктуаций поля источника излучения и мнимой части
показателя преломления. (М нимая часть п оказателя п релом ле­
ния п редставляет собой случайную величину, так как п 2 (со, х) =
= — N( x)G a {со),
СО
где
0 а (с о )— сечение
руем ого г а з а ). И з формулы
сивность
поглощ ения
контроли-
(6.5) сл едует, что средняя интен­
< / (х) > = В (х, 0) = / 0 + 1а < ехр ^ — 2 Ga (со) J N (х) dx'j > •
(6 .6)
З ак он Б угера сл едует из вы раж ения ( 6 . 6 ), если поле явля­
ется регулярны м, т. е. операции усреднения и вычисления эк с­
поненты перестановочны . Если поле N (х) является случайным,
то эти операции неперестановочны . Ч тобы оценить, насколько
стохастический характер поля N (х) приводит к отклонению от
зак он а Б угера, п р едпол агаем , что длина трассы л: сущ ественно
превыш ает ради ус корреляции поля концентрации к онтролируе­
мого газа гс. Т огда, согласно центральной предельной теорем е,
*
величина
¡ N ( x ) d x является гауссовой и м ож но воспользо0
ваться соотнош ением
. 1 2
<г>+-х-ог
< е г> = е
2
,
(6.7)
где г — гауссова случайная величина, a az2 ее диспрессия. И з
ф ормулы ( 6 . 6 ) следует:
< / (х) > = / 0 + / я ехр X
6.4. Статистические аспекты контроля газовы х примесей
В водя корреляционную функцию
i|:(x— y) = < N ( x ) N ( y ) > ,
где N( x ) = N ( x ) — < . N > , получим после замены переменны х
в двойном интеграле
] ] < N (х) N {у) > dxdy = 2 f г|) (у) (х— у) dy
0 0
(6.9)
о
или
< / (х) > = / 0 + l a exp X
X( —2< N >
оах + 4 о2ах J tJ) (у) ^ 1----- d y j •
С учетом условия х~^>гс вторым слагаемы м
теграл а м ож но пренебречь и используя оценку
( 6 .10)
под знаком ин­
Я
Hty(y)dy = o2Nrc
(6 . 1 1 )
О
ф орм ул у (6.9) м ож н о переписать в виде
< /( x ) >
= / 0 + / Qe x p ( —
2 < N > a ax ( l
— 2
(6.12)
И з соотнош ения (6.12) сл едует, что при оп ределении ср ед ­
ней концентрации м етодом диф ф еренциального поглощ ения от­
носительная погреш ность
8N = 2 - ^ %rcN
<N>
( 6 -13)
и реальное зн ачен и е <N > превысит изм еренное. Так как на
практике 2{N')oax ~ \ *, то ф ор м ул у (6.13) у добн о переписать
8Моо ¡д,2
,
(6.14)
где ¡X2= Gn 2I ( N } 2 — относительная ди сперсия концентрации.
* Е сл и 2 < М > с г а Ж 1, то о слаб л ен и е по т р ас се м ал о и, след о в ател ьн о ,
в ел и ка погреш ность его и зм ерения, а если 2 < Ы '> О а Х '> \, т о о слаб л ен и е очень
в ел и ко и, с л ед о в ател ьн о , м ал о отнош ение си гн ал /ш ум в и зм ерительном к ан ал е .
191
Г лава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
К азал ось бы, услови е rc/x<C l , которое использовалось при
вы воде соотнош ения (6 .1 4 ), гарантирует малость относительной
погреш ности, вносимой в изм ерение средней концентрации <iV>
стохастической природой N( x ) , но, вообщ е говоря, это не так.
Д е л о в том, что в типичных услови ях изм ерения антропогенны х
загрязн ени й р,3>1. Это обусл овл и вает необходим ость бол ее кор­
ректного учета эф ф екта, рассм отренного выше, чем это бы ло
принято д о сих пор. Д л я устранения ук азанной погреш ности
при определении средней концентрации м ож но реком ендовать
вм есто формулы
2о ах
f f -,
I 0( I a {x))
(6.15)
где Io(x) и I a(x) — регистрируемы е интенсивности на частотах
©о и соа, использовать ф орм улу
( N ) = — i— < l n
4 '
2(TaX
/o/oW ■ > .
I0Ia (x)
(6.16)
K
О днако практическое применение формулы (6.16) связано с р е­
ализацией логариф м ического отклика канала регистрации, что
со зд а ет серьезны е технические трудности при аналоговой р еа ­
лизации нелинейны х операций.
Р а н ее при рассм отрении зондирования приземной трассы
п адаю щ ая волна п р едп ол агал ась пространственно неограничен­
ной. Это было сдел ан о дл я того, чтобы вы делить в чистом виде
эффекты , обусловленны е неперестановочностью операций вычис­
ления бугеровской экспоненты и статистического усреднения.
О днако на практике при л азер н ом контроле газовы х загрязнений
предполагается использование пространственно ограниченного
пучка. П оглощ аю щ ая ср еда п редставляет собой по отн о­
шению к так ом у пучку пространственно-распределенны й ам пли­
тудный экр ан, диф ракция на котором приводит к дополнитель­
н ом у уш ирению пучка. Е сли приемная апертура (или о т р а ж а ­
тель) не перекры вает зондирую щ ий пучок полностью, то это
вызывает дополнительны е (по отнош ению к бугеровским ) по­
тери энергии на частоте соа и, следовательно, завы ш ение и зм е­
ренных значений < #> по отнош ению к истинным. З д е сь в аж н о
отметить, что упомянуты й эф ф ек т (адсорбти вн ое уш ирение)
вызван диф ракцией на п ространственно-распределенном ф а зо ­
вом экране, который обусл овл ен турбулентны ми пульсациями
п оказателя прелом ления атм осф ерного воздуха. Т урбулен тн ое
уш ирение пучка — хорош о известный и давн о описанный э ф ­
фект, и мы рассм отрим адсорбти вн ое уш ирение по аналогии
с ним в приближ ении марковского процесса.
192
6.4. Статистические аспекты контроля газовы х
примесей
Уравнение дл я функции взаим ной корреляции Г г(х, рь р2) =
= <£'(х, Р 1 ) • Е * ( х , р2> л азер н ого пучка в турбулентной атм о­
сф ере, где р, р — координаты в плоскости наблю дения, имеет
вид
Ш
П г (Р1- Р4) Г = 0 .
+ (Д х— Аг) Г +
дх
(6.17)
3
З десь
( р ) = 2 п | Ф в1 ( х ) ( 1 —
(6. 18)
где Ф 8, (к)— энергетический спектр турбулентны х
диэлектрической проницаемости; &= ю/с.
пульсаций,
Р а сп р ед ел ен и е средн ей интенсивности ( I ( х, р)> в попереч—>
ном
сечении
пучка
связан о
с
Г (х ,
рь
—>■
р2)
соотнош ением
( / ( * , р )) = г ( х ,
(6.19)
Д осл ов н о повторяя этот вы вод дл я диэлектрической прони­
цаем ости вида е = 1 + 81 + г'<82> + №2 в предлож ен и и статистиче­
ской независим ости полей турбулентны х пульсаций температуры
и концентрации загрязн яю щ их газов (т. е. 2( Ы}) , получим у р а в ­
нение
2Иг —----1- (Л].— Да) Г т —— [ ^ 1 (р 1 —■Рг) +
дх
4
1\
/
+ О, (р а- £ ) ] Г + 2Иг2 (^<е2>----- ^ а2
/ с '} Г = 0,
(6.20)
где 0 22 = <в22) , а
и £)2 связаны с энергетическим и спектрами
полей 81 и е2 соотнош ением вида (6 .2 0 ).
У равнение (6 .2 0 ), так ж е как и (6 .1 7 ), интегрируется в к вад­
р а т у р а х , но дл я наш их полей реш ение м ож но не выписывать.
2 >+44 )~
-й ( ( е
гс
З а м ен а Г = е
^
7 Г приводит уравнение (6.20) к виду
(6.17) (с точностью до соответствия />!-^-/) + £?2) и показы вает,
что последний член в уравнении (6.20) описы вает эфф ект, р а с­
смотренны й в п. 6.3. П оявление в уравнении дл я Г члена
- ^ ~ о ( ро— р х )р приводит к дополнительном у уш ирению зонди4
4
у
193
Глава 6. О пределение м алы х газовы х составляющих атмосферы
рую щ его пучка. В самом дел е, характерны й разм ер пучка
определяем ы й из соотнош ения
Д
М =
М
М
М
_ ,
I
1
(6,21)'
I (I (У> Р)> Ф
связан с характеристикам и трассы соотнош ением
Яю (X) = Я.1 (X) +
1>! ^
^ (0) х 3,
(6 . 2 2 )
где Я о ( х ) — гауссова полуш ирина пучка при распространении
в однородной среде. И з вы раж ения (6.22) видно,
что пучок и з­
лучения на частоте соа испытывает больш ее уш ирение,
чем на
частоте со0, что приводит к дополнительны м потерям энергии.
Е сли этот эф ф ект не учитывать, то измеренны е значения ( М}
бу д у т превышать истинные. Чтобы количественно оценить д о ­
полнительное уш ирение пучка, м ож но воспользоваться соотно­
шением
|
Б (0) - <т!//0,
(6.23)
|
где /о — внутренний м асш таб корреляции поля концентрации
поглощ аю щ его газа.
Т огда с учетом у ж е использовавш ейся оценки 2(Ы)аах ~ I
получим
|
|
ДЯ?0 ~ ^ - - р ,
№ и
(6.24)
где Д/?ю 2 — дополнительное уш ирение пучка на частоте о)аИ з формулы (6.24) сл едует, что обсуж даем ы й эф ф ект становится значимым при изм ерени ях на протяженны х тр ассах
с сильными локальными неоднородностям и контролируемой
примеси при условии использования для зондирования сфокусированны х пучков и при сравнительно слабой турбулентности.
6.5. Общие зам ечания
Т ехнические требования к л и дарам космического бази р о в а ­
ния дл я определения газового состава атмосферы долж ны р а с­
сматриваться в к аж дом конкретном случае. О днако некоторые
общ ие зам ечания по этом у вопросу необходим о сделать.
Н а и б о л ее реальным, как у ж е отм ечалось, является оп р ед е­
ление озона и натрия. Д л я изм ерения озона сл едует применять
194
|
|
I
|
!
:
6.5. Общие зам ечания
лазеры на эксим ерах, а дл я изм ерения натрия — на красите­
лях. П риведенны е расчеты показы вают, что при энергии при­
мерно 1 Д ж и ди ам етре приемной оптической антенны около
1 м в озм ож н о н а д еж н о е детектирование сигнала обратного р ас­
сеяния, позволяю щ ее определить указанны е компоненты. Э н ер­
гия излучения 1 Д ж дости ж и м а у ж е сейчас для л азеров на ХеС1
и органических красителях.
С ледую щ им и важ ны ми парам етрам и л азеров являются ч ас­
тота повторения импульсов и р есур с работы . Ч астота повторе­
ния импульсов оп р едел яет время накопления сигнала обратного
рассеяния с необходим ой статистической погреш ностью и тем
самым пространственное разреш ение по горизонтали при вы­
бранном вертикальном строб-им пульсе. Ч астота посылок им­
пульсов эксим ерны х л азер ов дости гает сотен герц, в то время
как для л азеров на красителях при энергии излучения при­
м ерно 1 Д ж эта величина изм еняется от дол ей до едииниц герц.
Р есу р с работы л а зер а оп р едел яет время работы ли дара на
ор би те И С З. При р есур се л а зер а , равном примерно 106 вспы­
шек, время работы системы, зависящ ее от конкретных н абл ю ­
дений, б у д ет сравнительно небольш им (порядка нескольких
м еся ц ев ). П оэтом у в настоящ ее время ц елесообразн ы эк сп е­
рименты на И С З с операторам и, которы е см огут зам енить и з­
лучатель либо его отдельны е элементы .
Заключение
В современны х условиях научно-технической револю ции
контроль природной среды является одной из самы х актуальных проблем . Если сравнительно недавно эта п роблем а носила
чисто исследовательский харак тер, то теперь она п риобрела
социальное, общ егосуд арствен н ое и общ ем ировое значение. За
последние десятилетия в результате антропогенной деятельности произош ло опасное для природы наш ей планеты загр я знение атмосферы , М ирового океана, озер, рек и почвы. В се это
тр ебует н адеж н ы х способов предохранения природной среды
от чрезм ерны х экологических нагрузок и н адеж н ы х м етодов
прогноза ее будущ его состояния.
В данной ситуации особенн о н еобходим ой является объ ек ­
тивная инф ормация о фактическом состоянии биосферы , осн о­
ванная на систем е наблю дений, позволяю щ их в том числе вы­
делить и изм енения, происходящ ие под влиянием человеческой
деятельности. Такая система наблю дений, названная чл.-коррА Н С С С Р Ю. А. И зр аэл ем мониторингом, призвана реш ать с а ­
мые различны е задач и , конечной целью которых является
оценка изм енений и тенденций изменений зем ной биосферы .
Н априм ер, сущ ествует много различны х причин возм ож н ого
изменения климата: изм енение радиационного балан са атм ос­
феры и з-за роста содер ж ан и я аэр озол я , углекислого газа; и з­
менение альбедо; перенос галоген оуглеводородов и други х газов
в стратосф еру; появление нефтяных пленок в океане, н аруш а­
ю щ их энерго- и газообм ен м еж д у океаном и атм осф ерой, в о зр а ­
стаю щ ее использование человеком различны х видов энергии,
приводящ ее к прям ому нагреву тропосф еры . Чтобы учесть п е­
речисленны е и другие факторы и д а л ее предсказать возм ож ны е
изменения климата и предпринять корректирую щ ие действия
н еобходим о создать соответствую щ ие матем атические модели.
Р а зр а б о т к а таких м оделей тр ебует многочисленны х, постоян­
ных сведений о самы х различны х характеристиках природной
среды, расш ирения арсен ала сущ ествую щ их средств контроля..
196
|
!
|
!
|
I
Заклю чение
А налогичная п роблем а возникает и при прогнозировании и з­
менений озоносф еры за счет проникновения химических вещ еств
из приземного слоя в оздуха в бо л ее высокие слои атмосферы ,
действия высотных сам олетов, возвращ аем ы х космических ап­
паратов.
С ущ ествую щ ие методы и приборы дл я определения п арам ет­
ров атмосферы , М ирового океана, подстилаю щ их поверхностей
никак не могут в полной м ере удовлетворить все возрастаю щ ие
потребности специалистов. С оверш енно очевидна и н еобходи '
мость глобальны х наблю дений природной среды , что стало в о з­
можным с развитием космической техники.
Авторы книги ограничились одним аспектом: возм ож ностью
применения л азерн ого зондирования атм осф еры для о п р ед ел е­
ния ее парам етров с И С З. Конечно, глубоким забл уж ден и ем
является мнение, что с использованием лазерны х космических
методов все проблемы изучения м ногообразны х атм осф ерны х
процессов будут реш ены. И зд есь д ел о не только в технической
слож ности л азер н ой аппаратуры , но и в некоторых случаях
в принципиальной невозм ож н ости получения интересую щ ей ин­
ф ормации. Впрочем , преим ущ ества и недостатки методов л а з е р ­
ного зондирования атмосферы у ж е не р аз дискутировались в сп е­
циальной литературе.
Что нуж но, чтобы ускорить исследования атм осферы л и д е ­
рами с И С З? С оздать н еобходим ую элем ентную б а зу лидаров, обл адаю щ ую высокими н адеж ностью и ресурсом работы;
расш ирить возм ож ности энергопотребления на борту Р1СЗ;
р азр аботать бо л ее эфф ективны е методы солнечной накачки л а ­
зеров. П о сути д ел а , космическое л азер н ое зон дирование ат­
мосферы тр ебует, п р еж де всего, реш ения чисто технических
проблем, так как м етодику изм ерений м ож но считать отр а б о ­
танной в результате обстоятельны х теоретических и ссл едов а­
ний ,а так ж е назем ны х и сам олетны х экспериментов.
О коло пятнадцати лет н а за д акад. В. Е. З уев писал: « И с­
пользование лазеров в атм осф ере ещ е только начинается. Оно
в значительной степени зависит от состояния проблемы расп ро­
странения лазерн ого излучения в атм осф ере и от того, насколько
быстро имею щ иеся знания станут достоянием ш ирокого круга
лю дей, призванны х реш ать вопросы практического и спользова­
ния л азер ов в различны х устройствах, предназначенны х для
работы в атм осф ере.» 1 С егодня б л агодар я плодотворной работе
руководим ого Зуевы м коллектива И нститута оптики атм ос­
феры и коллективов Ц ентральной аэрологической обсервато-
■ З у е в В. Е. Л а з е р
и зд-во, 1972, с. 16.
п о к о р яет небо. Н овосиби рск:
Зап.-С и б. к н и ж н ое
197
рии, И нститута общ ей физики А Н С С С Р, И нститута прикладной
геофизики им. акад. Ф едорова Е. К., Главной геоф изической о б ­
серватории им. А. И. В оейкова, М осковского государственного
университета, И нститута физики А Н Б С С Р и др уги х ор ган и за­
ций, а та к ж е бл а го да р я исследованиям зар убеж н ы х коллег мы
вплотную подош ли к реали зац ии глобальны х космических эк с­
периментов с применением лидаров.
Список литературы
1. А в и а ц и о н и о - к л и м а т и ч е с к и й а тл а с-сп р аво ч н и к С С С Р /П о д ред.
Л . С. Д у б р о в и н о й . — М .: Г и д р о м етео и зд ат, 1975, т. 1, вып. 3,—
158 с.
2. А л е к с а н д р о в Э. Л ., X р г и а и A. X. М еж д у н а р о д н ы й сим позиум
по а тм осф ерн ом у озон у.— И зв. А Н С С С Р . Ф и зи ка атм осф еры и океана,
1985, т. 21, № 6, с. 683— 687.
3. А н т р о ш е н к о В. С., Г л а з о в а К. С., М а л к е в и ч М. С., Ф е й г е л ь с о н E. М. Р а с ч е т ярк ости света в атм о сф ер е при ан изотропном
рассеян и и .— Т руды И Ф А А Н С С С Р , 1962, № 3, с. I— 222.
4. А в д ю ш и н С. И. , Т у л и к о в Г. Ф., Д у д о л а д о в 10. П. и др. П е р ­
вы е р е зу л ь т ат ы и ссл ед о в ан и я ш иротн ы х в ар и ац и й с тратосф ерн ого а э р о ­
зо л я м етодом л и д а р н о го зо н д и р о в ан и я с б орта научн о-и ссл ед овател ьского с у д н а.—■Т р у д ы И П Г , 1986, вып. 78, с. 151— 155.
5. А с т а ф у р о в В. Г., Г л а з о в Г. Н . С татистическое и спы тани е гипотез
« З е м л я — обл ак о» при зон ди рован и и из ко см о са.— В кн.: Т езисы докл.
I I I В сесою зн. сими, по лазерн . зон дированию атм осф еры . Томск, И О А
С О А Н С С С Р , 1974, с. 201— 205.
6. А с т а ф у р о в В. Г., Г л а з о в Г. Н . С тати сти к а ф отосчетчи ков и р е ­
ж и м ы регистраци и атм осф ерн ого л и д ар н о го си гн ал а.— В кн.: Тезисы
д о к л . I I I В сесою зн. симп. по расп ростр. л азер н . и злучен ия в атм осф ере.
Т ом ск, И О А СО А Н С С С Р , 1975, с. 267— 268.
7. А т м о с ф е р н ы й а э р о з о ль и его влияние на перенос и зл у ч ен и я/П о д
ред. К. Я. К о н д р а т ь е в а,— Л .: Г и др о м етео и зд ат, 1978.— 120 с.
8. А х м а н о в С. А., Д ь я к о в Ю. Е „ Ч и р к и н А. С. В веден ие в стати ­
стическую р а д и о ф и зи к у и оп ти к у.— М .: Н а у к а , 1981, с. 375— 376.
9. Б а к у н Б . H., Г р е ч к о Г. М ., И в а и ч е н к о в А. С. и др. И зм ерение
х а р ак т ер и с т и к верхн их слоев атм осф еры З ем л и в полосе поглощ ения
озон а с пи лотируем ой о рб и тал ьн ой станци и «С алю т-6»,— М .: Ф И А Н ,
П репринт, № 276, 1982.'— 16 с.
10. Б а й б а к о в C. H. , М а р т ы н о в А. И . С орбиты спутн ика — в гл а з
тай ф у н а.— М.: Н а у к а , 1986.— 176 с.
11. Б а й д а л о в С. И. , М и з у н Ю . Г. Л и д а р н ы е и зм ерения ди нам и ки н и ж ­
ней атм осф еры в вы соких ш и р о тах .— В кн.: Т езисы д о к л . V III В сесою зн.
симп. по л азер н . и акуст. зо н д и ров ан и ю атм осф еры . Т ом ск, 1984, с. 93—
96.
199
С писок литературы
12. Б а р а н о в В. Ю. , Б о р и с о в В. М. , В и н о х о д о в А. Ю . и др. В К Р излучен ия э л е к тр о р а зр я д н о го им пульсно-периодического ХеС1 л азер а
в с ж а т о м Н 2.— К в ан то в а я эл ек тр о н и ка, 1985, 12, № 5, с. 1100— 1102.
13. Б а с с Ф. Г., Ф у к с И . М . Р а с се я н и е волн на стати стически неровной
п оверхности.— М .: Н а у к а , 1972.— 424 с.
14. Б е л о в В. В., Г л а з о в Г. И. , К р е к о в Г. М . О р асч ете л азерн ого
эхо-си гн ала от о б л а к а с учетом м ногократн ого р а сс еян и я.— И зв. В У Зов.
Р а д и о ф и зи к а , 1978, т. XXI, № 2, с. 275— 280.
15. Б и р и ч Л. Н. , Г е р м а н А. И. , К н я з ь Т. А., М а к с и м о в Ю . В.
Т ехнические возм о ж н о сти определени я вы соты верхней грани цы об л ак о в
средн его и ни ж него яр у со в с И С З л азерн ы м и л о к ат о р ам и .— Т руды Ц А О ,
1977, вып. 130, с. 37— 43.
16. Б и р и ч Л. Н. , Г е р м а н А. И. , К о с т к о О. К., М е л ь н и к о в В. Е.
К определению пространственно-врем енн ы х в ар и ац и й а эр о зо л я в а т м о ­
сф ере л азерн ы м и л о к ат о р ам и с косм ических к о р аб л ей .— Т руды Ц А О ,
1979, вып. 138, с. 11— 15.
17. Б и р и ч Л . Н . М етод и ка определени я вы соты верхн ей грани цы обл ак ов
скани рую щ им и л и д а р а м и с косм ических а п п а р ат о в .— В кн.: Т езисы д о к ­
л ад о в V I В сесою зн. симп. по лазерн . и акустич. зон ди рови аи ю а т м о ­
сф еры .— Томск, 1980, с. 134— 136.
18. Б и р ю л и н В. П. , Г а б р и э л я н ц Г. А., Г о л у б е в О . А. и др. Л а ­
зерны й ан ал и з газо в д л я реш ения сейсм ологических и геологи ческих
за д а ч .— В кн.: Л а з е р н ы е абсорбцион ны е м етоды а н ал и за м икроконцен­
трац и й газо в . М .: Э н е р го ато м и зд ат, 1984, с. 3— 14.
19. Б о р о в и к о в А. М. , К о с т ы р е в В. В. О точности изм ерения вы соты
обл ак ов ради ол окац и он н ы м м етодом ,— Т руды Ц А О , 1961, вып. 36,
с. 37— 42.
20. Б о б у х В. И., Л е ж е н А. С. Н екоторы е вопросы м етоди ки измерений
п ар ам етр о в волнения л азер н ы м и ди стан ционн ы м и м етодам и с исполь­
зованием И С З .— В кн.: Н ек о н так тн ы е м етоды изм ерения о к еа н о гр аф и ­
ческих п а рам етров. М.: Г и д ром етеои зд ат, 1977, с. 121— 124.
21. Б у д ы к о М. И . К л и м ат в прош лом и буд ущ ем .— Л .: Г и дром етеои зд ат,
1 9 8 0 .- 3 5 2 с.
22. Б э л ы о Л. , С т у л и н г е р Э.
М аш иностроение, 1977.— 232 с.
О р б и та л ьн ая
станци я
«С кайлэб».— М.:
23. В е т л о в И . П . К осм и ческая систем а «М етеор» на с л у ж б е ги д ром етео­
рологии.— И ссл ед о в ан и е З ем л и из косм оса, 1980, № 2, с. 11— 27.
24. В е т л о в И . П., Д ж о н с о н Д . С. Р о л ь спутн иков в п р о гр ам м ах ВМ О
в 80-е годы . В сем и рн ая с л у ж б а погоды . Д о к л а д по планированию . Ж е ­
нева, 1978, № 36.— 102 с.
25. В и н о г р а д о в Б. В. К осм ически е м етоды изучения при родной среды .—
М.: М ы сль, 1976,— 286 с.
26. Г е р м а н М .
1975,— 367 с.
м етеорология.— Л .:
Г идром етеои зд ат,
27. Г е р м а и М. А. К осм ические м етоды и сследования
Л .: Г и дром етеои зд ат, 1985.— 351 с.
в м етеорологии.—
200
А.
С п утн и ковая
Список литературы
28. Г е р м а н А. И. , Т и х о н о в А. П., Т я б о т о в А. Е . И ссл ед о в ан и е п о ­
л яр и зац и о н н ы х х а р ак т ер и с т и к о тр аж ен н ы х сигн алов от о б л а к о в и п о д ­
стил аю щ ей поверхности с пом ощ ью м етеорологического л и д а р а .— Т руды
Ц А О , 1975, вып. 109, с. 51— 58.
29. Г е р м а н А. И ., Т и х о н о в А. П., Т я б о т о в А. Е . Р е зу л ь та ты с т а ­
тистической об р аб о тк и изм ерений степени п о л яри зац и и и зм ерения О К Г ,
о т р аж ен н о го от о б л а к о в и под стилаю щ ей п оверхности.— Т руды Ц А О ,
1977, вып. 130, с. 44— 49.
30. Г е р м а н А. И. , Т и х о н о в А. П., Т я б о т о в А. Е. И ссл ед о в ан и я об ­
л а к о в на ф оне под стилаю щ ей поверхности по х а р ак т ер и с т и к ам си гн а­
лов о тр аж ен н о го излуч ен и я О К Г .— Т руды Ц А О , 1977, вып. 130, с. 50—■
54.
31. Г е р м а н А. И. , З а х а р о в В. М. , Т и х о н о в А. П. , Т я б о т о в А. Е.
И ссл ед о в ан и я обл ачн ы х о б р азо в ан и й и под стилаю щ ей поверхности с п о­
м ощ ью д в у х ч асто тн о го л и д а р а .— Т руды Ц А О , 1979. вып. 138.
32. Д и н е в и ч С. Е., М е д в е д е в Г. А., Ч е р н е н к о В. И . И ссл едован и е
р ад и о л о к ац и о н н ы х п а р ам е тр о в ливн евы х и гр ад о в ы х о б л ак о в.— В кн.:
Т руды V В сесою зного со вещ ан и я по ради ом етеорол оги и . М .: Г идром етеои зд ат , 1981, с. 103— 106.
33. Д и с т а н ц и о н н о е
з о н д и р о в а н и е в м етеорологии, океанологии
и гидрологии. П о д ред. А. П . К р э к н е л л а . — М .: М ир, 1984.— 535 с.
-34. Д и с т а н ц и о н н о е з о н д и р о в а н и е а тм о с ф ер ы /П о д ред. В. Е. З у ­
е в а . Н овосиби рск: Н а у к а , 1978.— 176 с.
3 5 . Д о л г и й С. И., Х м е л ь н и ц к и й Г. М. , Ш у б и н С. Ф. Д и ст ан ц и о н ­
ный г а зо а н а л и з в а тм о с ф ер е с пом ощ ью д и ск ретн о п е рестраи ваем ого
С 0 2-л а зе р а .— В кн.: Л а з е р н ы е абсорб цион ны е м етоды а н а л и за м и кро­
к онцентрац ий газо в . М .: Э н е р го ато м и зд ат, 1984, с. 121— 130.
36. Д у б р о в и н а Л . С. О б л а к а и о с ад к и по д анны м сам олетного зо н д и ­
р о в ан и я.— Л .: Г и д р о м етео и зд ат, 1982.— 216 с.
3 7. Е л н з а р е н к о А. С.,
С о л о м а т и н В. А., Я к у ш е н к о в Ю. Г.
О п ти ко-электрон н ы е системы в и ссл ед ов ан и ях п ри родны х ресурсов.— М.:
Н е д р а , 1984,— 215 с.
38. З а к а т о в Д. П. , К е м н е Ф. , П а х о м о в Л . А. и др. С пектром етр инт ер ф еп о л ято р на И С З «М етеор».— В кн.: Д и стан ц и он н ое зон ди рован и е
атм осф еры со спутн ика «М етеор». Л .: Г и др о м етео и зд ат, 1979, с. 3— 10.
39. 3 а с а в и ц к и й И . И ., К о с и ч к и н Ю . В., К р ю к о в П . В. и др. П р и ­
м енение д и одн ы х л а зе р о в средн его И К -д и ап азо н а в спектрал ьн ом газоа н ал и зе.— В кн.: Л а з е р н ы е абсорбцион ны е м етоды а н ал и за м и кроконцен­
тр ац и й газов. М.: Э н ер го ато м и зд ат, 1984, с. 88— 102.
40. 3 а х а р о в В. М ., К о с т к о О. К. М етеорол оги ческая л а з е р н а я л о к а ­
ц и я.— Л .: Г и др о м етео и зд ат, 1977.— 222 с.
41. З у б к о в и ч С. Г. С татистические х а р ак тер и с ти к и сигн алов, о тр аж ен н ы х
от зем ной поверхн ости ,— М .: Сов. ради о, 1968.— 223 с.
42. 3 у е в В. Е., К р е к о в Г. М ., К р е к о в а М . М ., Н а а ц И . Е. Т еоре­
тические аспекты проблем ы л азер н о го зо н д и р о в ан и я о б л а к о в .— В кн.:
Д и стан ц и о н н о е зо н ди рован и е атм осф еры . Н овосиби рск: Н а у к а , 1976,
с. 3— 33.
201
С писок литературы
43. 3 у е в В. Е., К а б а н о в М . В. П еренос оптических сигн алов в а тм о ­
сф ере (в у слови ях п о м е х ).— М .: Сов. ради о, 1977.— 368 с.
44. З у е в В. В., Р о м а н о в с к и й О. А. В ы сотное л азер н о е зондированиепроф и лей в л аж н о с ти и тем п ер ату р ы с б орта с ам о л ета и И С З .— И с сл е ­
до в ан и е З ем л и из косм оса, 1986, № 1, с. 79— 83.
45. И в а н о в А. П. О п тика рассеи ваю щ их сред,-— М инск: Н а у к а и техни ка1969,— 592 с.
46. И в л е в Л . С. Х им ический состав и стр у к ту р а атм осф ерн ы х аэр о зо л ей .—
Л .: И зд . Л Г У , 1982,— 366 с.
47. И в л е в Л . С., А н д р е е в С. Д . О птические
а эрозол ей .— Л .: И зд . Л Г У , 1986.— 360 с.
свой ства
атм осф ерн ы х
48. И н ж е н е р н ы й справочник по косм ической техни ке.— М .: И зд -в о М и­
н и стерства обороны , 1977.— 430 с.
49. И с и м а р у А. Р асп р о стр ан ен и е и рассеи вани е волн в с луч ай н он еодн о­
родн ы х средах. Т еория и п р и л о ж ен и я.— Т И И Э Р , 1977, т. 65, № 7, с. 46—
82.
50. К а р о л ь И. Л. , Р о з а н о в В. В., Т и м о ф е е в Ю. М . Г азовы е при­
меси в атм осф ере.— Л .: Г и дром етеои зд ат, 1983.— 192 с.
51. К а г а н В. К., К о н д р а т ь е в К. Я. О сновы инф орм ац ионной т ео р и и
види м ости в атм осф ере.— Л .: Г и др о м етео и зд ат, 1968.—-165 с.
52. К о и д р а т ь е в К. Я., Т и м о ф е е в Ю. М . М етеорологи ческое зо н д и ­
рован ие атм осф еры из к осм оса.— Л .: Г и дром етеои зд ат, 1978.— 280 с.
53. К о н д р а т ь е в К. Я. Н овы е за р у б е ж н ы е м етеорологические спутники.—
Л .: Г и дром етеои зд ат, 1975.— 38 с.
54. К о н д р а т ь е в К. Я. О м етеорологической косм ической системе н а ­
блю дений в СШ А .— М етеорологи я и ги дрол оги я, 1978, № 12, с. 107— 115..
55. К о н д р а т ь е в К. Я. М етеорологи ческое зон ди рован и е подстилаю щ ей:
поверхности из косм оса. Л .: Г и дром етеои зд ат, 1979.— 274 с.
56. К о н д р а т ь е в К. Я-, П о з д н я к о в
сф еры .— М .: Н а у к а , 1981.— 104 с.
Д . В. А эрозол ьн ы е м одели а тм о ­
57. К о н д р а т ь е в К. Я-, П о з д н я к о в Д . В. С тратосф ерн ы й аэр о зо л ь.—
О бнинск: И зд . В Н И И Г М И -М Ц Д , 1980,— 40 с.
58. К о н д р а т ь е в К.
изд ат, 1983.— 264 с.
Я.
С п утн и ковая
к л и м ато л о ги я.— Л .:
Г и дром етео­
59. К о н д р а т ь е в К. Я. П ерсп екти ва м етеорологических наблю дени й с о р ­
би тальны х косм и ческих станци й СШ А .— И ссл едован и е З ем ли из к о с ­
м оса, 1980, № 3, с. 111— 119.
60. К о н д р а т ь е в К. Я., П р о к о ф ь е в М. А., И в а н о в В. А. О пы т осу­
щ ествлен ия р ади ац и он н ы х под п рограм м А Т Э П и програм м «Р азрезы ».'—
В кн.: И тоги н ауки и техники. Сер. атм осф ера, океан, косм ос— про­
гр ам м а « Р а зр е зы » . М .: В И Н И Т И , 1984.— 103 с.
61. К о н д р а т ь е в К. Я-, К о з о д е р о в В. В., К о р з о в В. И. Н ек оторы е
р езу л ьтаты сравн ен и я д ан н ы х сам олетны х и спутн иковы х изм ерений.—
Т руды Г ГО , 1982, вып. 462, с. 29— 43.
202
Список литературы
62. К о н д р а т ь е в К. Я., К о р з ов В. И . Н е к о то р ы е р е зу л ьт ат ы и сп ол ь­
зо в а н и я д ан н ы х об угло в о й ан и зотроп и и о т р а ж е н и я поверхности д л я
р асч ета п отока У К Р -— Т руды Г ГО , 1982, вып. 462, с. 53— 64.
63. К о н д р а т ь е в К. Я., К о з о д е р о в В. В. А н ом ал и и ради ац и он н ого
б а л а н с а З ем л и и т е п л о с о д е р ж а н и я д еятел ьн о го слоя о кеан а к а к п р о я в л е ­
ния эн ергоакти вн ы х зон.'— В кн.: И тоги науки и техники. Сер. атм осф ера,
океан, косм ос — п р о гр ам м а « Р азр езы » . М .: В И Н И Т И , 1984.— 280 с.
64. К о с а р е в A. J I ., М а з и н И. П. , Н е в з о р о в А. Н . и др. О п тическая
п лотность о б л а к о в .— Т руды Ц А О , 1976, вып. 124.
65. К о с т к о О. К., Ч а я н о в а Э. А., О р л о в В. М . И сп о л ьзо в ан и е л а з е ­
ров н а И С З д л я получения м етеорологической инф орм ац ии,— Т руды
Ц А О , 1973, вып. 105, с. 3— 8.
66. К о с т к о О. К , П о р т а с о в В. С., Х а т т а т о в В. У., Ч а я н о в а
Э. А. П рим енение л а зе р о в д л я определени я с о ст ав а атм осф еры .— Л .:
Г и др о м етео и зд ат, 1983.— 216 с.
;67. К о с т к о О. К., К р у ч е н и ц к и й Г. М . С татистические аспекты к о н ­
т р о л я газо в ы х загр язн ен и й атм осф еры с пом ощ ью О К Г .— В кн.: Л а з е р ­
ны е абсорб цион ны е м етоды а н ал и за м икрокон ц ен трац и й газо в .— М.:
Э н е р го ато м и зд ат, 1984, с. 55— 61.
68. К о с т к о О. К., Т у л и н о в К. В. М етод и к а л и д ар н ы х наблю дени й
стр ато сф ер н о го а эр о зо л я .— Т руды Г о с Н И Ц И П Р , 1985, вып. 21, с. 85— 92.
69. К о с т к о О. К. О п ределение ста н д а р тн ы х м етео п ар ам етр о в атм осф еры
л азер н ы м и л о к а т о р а м и — Т руды Ц А О , 1977, вып. 130, с. 3— 13.
70. К р а с н о к у т с к а я Л . Д . А л ьбед о системы п о д сти л аю щ ая п о в ер х ­
н о с т ь — о б л а ч н а я а тм о сф ер а.— М етеорол оги я и ги дрол оги я, 1983, № 6,
с. 24— 32.
71. К р и н о в Е . Д . С п е к тр а л ьн а я о т р а ж а т е л ь н а я способность
о б р а зо в а н и й ,— М .: И зд . А Н С С С Р . 1947,— 250 с.
природны х
72. К р е к о в Г. М ., Р а х и м о в Р . Ф. О п ти к о-л окац и он н ая м одель к онти­
нентального а э р о зо л я .— Н овосиби рск: Н а у к а , 1982.— 200 с.
73. К у з н е ц о в В. И. , М и г у л и н А. В., П р я л к и н В. И. и др. И с п о л ь­
зо в ан и е п ар ам етри чески х ген ер ато р о в света в л и д ар н ы х иссл едован и ях.—
В кн.: Л а з е р н ы е абсорб цион ны е м етоды ан ал и за м и кроконцентрац ий
газов . М .: Э н ер го а т о м и зд а т, 1984, с. 103— 109.
74. К у з н е ч и к О. П ., Г о р е н к о в В. Н . Я ркость ночного неба на
670 нм.— В кн.: Т езисы д о кл . I I I В сесою зн. совещ . по распространени ю
л азер н о го излучен ия в дисперсной среде. 1981, ч. I, с. 116— 119.
75. Л а з е р н о е
доп лер о в ско е изм ерение скорости п оток ов ж и д к о сти и
г а зо в /П о д ред. Г. Л . Г р о д з о в с к о г о.— И зд . Ц А Г И , О Н Т И , 1976,
№ 481 — 386 с.
76. Л а з е р н ы й
к он трол ь атм осф еры /С б.
к л и . — М .: М ир, 1979.— 432 с.
статей
под
ред.
Э. Д .
Хин­
77. Л а з е р н а я л о к а ц и я /П о д ред. Н . Д . У с т и н о в а . М .: М аш иностроение,
.1 9 8 4 .- 2 7 2 с.
203
Список литературы.
78. Л е б е д ь к о Е. Г. К вы бору полосы п роп ускания оптико-электронн ой
системы при нестац и он арн ом локац и он н ом прием е.— Т руды Л И Т М О ,
1975, вып. 81, с. 57— 63.
79. М а л к е в и ч М. С. О птические и ссл едован и я атм осф еры со спутн иков.—
М .: Н а у к а , 1973,— 303 с.
80. М а л к е в и ч М. С., Ч а г а р Л . У.
О б учете п роп ускан и я в о б л а к а х
при определени и их вы соты ф отом етрическим м етод ом .— И зв. А Н С С С Р.
Ф изика атм осф еры и океан а, т. 12, № 2, 1976, с. 151— 158.
81. М а з и н И. П. , Ш м е т е р С. М . Ф и зи ка о б л а к о в.— Л .: Г и дром етео­
изд ат, 1983.— 279 с.
82. М а т в и е н к о Г. Г., С а м о х в а л о в И . В. Л а з е р н ы е изм ерения с к о ­
рости в ет р а к оррел яц и он н ы м м етодом .— В кн.: Д и стан ц и он н ое зон д и р о ­
ван ие атм осф еры . Н овосиби рск: Н а у к а , 1978, с. 113— 124.
83. М е т о д М о н т е - К а р л о в атм осф ерн ой о п ти к е/П од ред. Г. И. М а р ч у к а . — Н овосиби рск: Н а у к а , 1976.— 280 с.
84. М и н е р в и н В. Е. К ол еб ан и я вы соты ниж ней грани цы о б л а к о в во в р е­
мени.— Т руды Ц А О , 1974, вып. 106, с. 54— 66.
85. М и ш е в Д . Д и стан ц и он н ы е и ссл едован и я Зем ли из ко см о са.— М .: М ир,
1985,— 232 с.
86. Н а б л ю д е н и я
на гидром етеорологической
сети
С С С Р /П о д
О. А. Г о р о д е ц к о г о.— Л .: Г и д ром етеои зд ат, 1977.— 92 с.
87. П е р о в С. П., X р г и а н А. X. С оврем енны е проблем ы
озон а.— Л .: Г и дром етеои зд ат, 1980.— 287 с.
88. П р а т т
ред.
атм осф ерн ого
В. К. Л а зе р н ы е системы связи .— Л .: С вязь, 1972.— 232 с.
89. Р е л ь е ф З е м л и /П о д р едак ц и ей И . П. Г е р а с и м о в а , Ю. И. М е щ е ­
р я к о в а . — М .: Н а у к а , 1967.— 331 с.
90. Р е ш е т о в В. Д . Т р еб ован и я сл у ж б ы п рогнозов к аэрологи ческим д а н ­
ны м.— Т руды Ц А О , вып. 117, 1976, с. 5— 21.
91. Р о с с М . Л а зе р н ы е прием ники.— М.: М ир, 1969.— 520 с.
92. С и г н а л ы и помехи в л азер н о й л о к а ц и и /П о д ред. В. Е. З у е в а .
Р а д и о и связь, 1985.— 264 с.
М.:
93. С п и р и д о н о в а Ю . В. О собенности в ер ти к ал ьн ой стр у кту р ы обл ач- •
ности по д анны м И С З ,— Т руды В Н И И Г М И — М Ц Д , 1974, вып. 7, с. 12—
27.
94. С о л о м о н о в и ч А. Е., Б а к у н В. И. , К о з л о в В. С. и др. С убм иллим етровы й телескоп д л я орби тал ьн ой пи лотируем ой станции « С а ­
лю т-6».— Р а д и о те х н и к а , 1979, т. 34, № 5, с. 33— 40.
95. С я ч и н о в В. И „ К о з л о в Е. М . О п ределение вы соты верхней г р а ­
ницы о б л ако в с И С З . «К осм ос-320».— И зв. А Н С С С Р . Ф изика атм осф еры
и ок еан а, т. 10, № 9, 1974, с. 950— 957.
96. Т у л и н о в Г. Ф., Д у д о л а д о в Ю. П., И в а н о в М . С. и др. Л и д а р ный а п п ар ату р н ы й к ом п л екс д л я и ссл ед о в ан и я верхн их слоев а тм о сф е­
ры .— В кн.: Т езисы д о к л а д о в V В сесою зн. со вещ ан и я по исследованию
ди нам и ческих процессов в верхней атм осф ере Зем ли . О бнинск, 1985, с.
117— 118.
204
Список литературы
97. Ф е й г е л ь с о н Е. М. , К р а с н о к у т с к а я Л . Д . П отоки солнечного
излучен ия и о б л а к а .— Л .: Г и д р о м етео и зд ат, 1978.— 157 с.
98. Ф р и д з о н М . Б . К р а сч ету теплового б а л ан са терм ом етрических эл е ­
м ен тов.— Т руды Ц А О , 1969, вы п. 83, с. 68— 80.
99. Х м е л е в ц о в С. С., К а у ф м а н Ю. Г., К о л о м е е в М. П. С т р ат о ­
сф ерны й аэр о зо л ь и его влияние на к л и м а т Зем ли . И зв. А Н С С С Р . Ф и­
зи ка атм осф еры и ок еан а, 1982, т. 18, № 12, с. 1256— 1261.
100. Х р г и а н А. X. Ф изика атм осф еры .— Л .: Г и др о м етео и зд ат, 1969,— 647 с.
101. Ш м е л е в А. Б . Р а с се ян и е вол н стати стически
стям и.— У Ф Н , 1972, т. 106, вып. 7, с. 459— 478.
неровны м и
102. Э л е м е н т ы теории свето р ассеян и я и оптическая
В. М . О р л о в а.— Н овосиби рск: Н а у к а , 1982.—• 224 с.
п о в ер х н о ­
л о к а ц и я /П о д
ред..
103. A l d e n М. , E d n e r Н. , S v a n b e r g S. R em o te m e a su re m e n t of a tm o ­
sp h e ric m e rc y ry u s in g d iffe re n tia l a b s o rp tio n lid a r.— O pt. L ett., 1982, v. 7,
N 5, p. 281— 287.
104. B i l b r o J. W. , V a u g h a m W . W. W in d field m e a s u re m e n t in the nonp re c ip ito u s re g io n s s u rro u n d in g se v ere s to rm s b y a n a irb o rn e p u lse d D o p p ­
le r lid a r sy ste m .— B u ll. A m er. M eteo r. Soc., 1978, v. 59, N 9, p. 1095—
1100.
105. B i l b r o J. W. , F i e t h e G., F i t z j a z z a l d D. e t al. A irb o rn e D o p p le r
lid a r w in d field m e a su re m e n ts.— Bu ll. A m er. M eteo r. Soc., 1984, v. 65,.
N 4, p. 348— 359.
106. B i s c h e l W. K., P e r r y В. E., G r o s l e y D. R. D e te c tio n of О a n d N
a to m s b y tw o -p h o to n la s e r in d u ce d flu o re sc e n c e .— C onf. L a s e rs a n d E le c tr.
W a s h in g to n , 1981, p. 120.
107. B r a d s h a w J. D. , R o d g e r s М. O. , D a v i s D. D. S in g le p h o to n lase r-in d u c e d flu o resce n ce d e te ctio n of c o m p o sitio n a n d p e re ss u re .— A ppl.
O pt., 1982, v. 21, N 14, p. 2493— 2500.
108. B r a d s h a w J. D„ D a v i s D. D. S e q u e n tia l tw o -p h o to n la se r iduced
flu o resce n ce : a n ew m eth o d for d e te ctio n a tm o sp h e ric tra c e lev els of N O .—•
O pt. L ett., 1982, v. 7, N 5, p. 76— 81.
109. B r a n n e n E„ K u c e r o v s k y L. L a s e r a b so rp tio n te c h n iq u e s for the
m e a su re m e n t of a tm o sp h e ric w a te r v a p o r c o n c e n tra tio n .— J. A ppl. M e ­
teo r., 1978, v. 16, N 1, p. 1072— 1076.
110. B r a u n W. C. S im p lifie d c a lc u la tio n s for a cc u rac y of a lid a r d ial s y ­
stem to m e a su re a tm o sp h e ric IT20 v a p o r a n d te m p e ra tu re .— A ppl. Opt.,.
1985, v. 24, N 1, p. 109— 117.
111. B r u c e B. S p e c tra l a n d d in ru a l v a r ia tio n s in c le a r sky p la n e ta ry a lb e d o .—
J. A ppl. M eteor., 1982, v. 21, N 8, p. 1160— 1171.
112. В r o w e l 1 E. V. N A SA s h u ttle a tm o sp h e ric lid a r w o rk in g g ro u p s tu d y .—
A b s tra c ts 9 th In te r. L a s e r R a d a r C onf., 1979, M un ich , p. 176— 177.
113. В г о w e 11 E. V., C a r t e r A. E,, W i l k e r s o n T. D. A irb o rn e d iffe re n ­
tia l a b so rp tio n lid a r sy ste m for w a te r v a p o r in v e s tig a tio n s .— O pt. E n g .
1981, v. 20, N 1, p. 84— 90.
205
С писок литературы
114. B r o w e l l
E . V . R em o te
s e n s in g of
tro p o sp h e ric g a s e s a n d a e ro so ls
w ith a n a irb o rn e D IA L sy ste m .— O pt. a n d L a s e r R em o te S e n sin g , B erlin,
1983, p. 138— 147.
115. B r o w e l l
E. V. Is m a ils sp a c e b o rn e
lid a r in v e s tig a tio n o f the a tm o ­
sp h e re.— P ro c . E SA , W o rk sh o p S P IA T Sp L a s e r A ppl. a n d T e c h n o l, L es
D ia b le te rs, 1984, P a r is , p. 181— 188.
116. C o h e n A., C o o n e y J., G e l l e r K. A tm o sp h e ric
from lid a r m e a su re m e n ts of ro ta tio n a l
R am an and
A ppl. O pt., 1976, v. 15, N 11, p. 2896— 2901.
te m p e ra tu re p ro file s
e la stic s c a tte rin g .—
117. C o o n e y
J., P e t r i K., S a l i k A. M e a su re m e n ts of h ig h re so lu tio n
a tm o sp h e ric w a te r-v a p o r p ro file s b y u se a s o la r flin d R a m a n lid a r.— A ppl.
O pt. 1985, v. 24, N 1, p. 104— 108.
118. D a v i s J. M ., C o x S. K. R e fle cte d s o la r r a d ia tio n s from re g io n a l
sc e n es — J. A ppl. M eteor., 1982, v. 21, N 11, p. 1698— 1712.
119. D a v i s D. D., B
c tio n s a tm o sp h e ric
C onf. L a s e rs a n d
s h in g to n ), 1983, p.
scale
r a d s h a w J., R o d g e r s M . N ew m e th o d s of d e te ­
O H : se q u e n tia l tw o -p h o to n la s e r-in d u c e d flu o resce n ce .—■
E le c tro -O p t„ B a ltim o re , 1983, P ig T echn. P a p . (W a ­
200— 202.
120. E n d e m a n n M. , E n g l i s c h W . D e sig n of a sp a c e b o rn e lid a r for
m e a su re m e n ts from o p e ra tio n a l s a te llite s .— P ro c . E S A W o rk sh o p S P IA T
Sp. L a s e r A ppl. a n d T echnol. L es D ia b le re ts, 1984, P a ris , p. 197— 203.
121. E x c i m e r L a s e r U p d a te .— L a s e rs a n d a p p lic a tio n s , 1983, N 12, p. 43— 49.
122. G i l l e J. G. T he u se of s a te llite o b se rv a tio n s in m id d le a tm o sp h e ric re ­
se a rc h .— P ro c. In d o -U S W o rk sh o p g lo b a l ozone p ro b lem . N ew -D elhi,
1984, p. 47— 53.
123. G u i d e to m e te o ro lo g ic a l in s tru m e n t a n d o b se rv in g p ra c tic e s. W M O, P a ­
ris, 1984, 130 p.
124. G r a s s l H. , S c h l i i s s e l P . D iffe re n tia l a b so rp tio n lid a r in sp a c e for
te m p e ra tu re a n d h u m id ity p ro file s in a tm o sp h e re .— P ro s . E S A W o rkshop
o n S p a c e L aser. A p p lica t. a n d T ec h n o lo g y . L os D ia b le re ts, 1984, p. 219—•
224.
125. G u r k H. M. , K a s k i e w i c z P. F., A l t m a n W. P . W in d s a t freefly e r u s in g th e a d v a n c e d T iro s-N s a te llite .— A ppl. O pt., 1984, v. 23, N 15,
p. 2537— 2544.
126. H a g e l e J., P a s c h k e R., Z e l i n e r R. F ie ld m e a su re m e n t of tro p o ­
sp h e ric O H by lo n g -p a th U V la s e r a b so rp tio n .— P h y s . C hem . B ehav.
A tm o sp h . P o llu t. P ro c . 3, E u r. Sum p., V a rese, 1984, D o rd re c h t e. a.,
1984, p. 5— 11.
127. H a m i l P. , K i a n g G. S., C a d l e R. D. T he n u c le a tio n of H 2S 0 4— H 20
so lu tio n a e ro so l p a rtic le s in th e s tra to s p h e re .— J. A tm . Sci., 1977, v. 34,
N 2, p. 150— 162.
128. H a m i l P. , K i a n g C. S., T o o n O. B. e t a l. A o n e -d im e n tio n a l m odel
d e sc rib in g a e ro so l fo rm a tio n a n d e v o lu tio n in th e s tra to s p h e re .— J. A tm .
Sci., 1979, v. 36, N 4, p. 699— 736.
129. H a r d e s t y R. M . A tm o sp h e ric re m o te s e n s in g u s in g th e N O A A c o ­
h e re n t lid a r sy s te m .— O pt. a n d L a s e r R em ote S e n sin g . B e rlin e. a., 1983,
p. 350— 355.
206
Список литературы
130. H a r d e s t y R. M. C o h e ren t D IA L m e a su re m e n t of ra n g e -re so lv e d w a te r
v a p o r c o n c e n tra tio n .— A ppl. O pt., 1984, v. 23, N 15, p. 2545— 2553.
131. H a r r i e r J. E.,
B v o w e l l E. V. E v o lu tio n a ry s h u ttle a tm o sp h e ric
lid a r p ro g ra m .— A b s tra c ts 9 th In te rn . L a s e r R a d a r C onf. 1979, M unich,,
p. 180— 181.
132. H a s l e r A. F., M a c k R., N e g r i A. S te reo sco p ic o b se rv a tio n s from
m e te o ro lo g ic a l s a te llite s .— A dv. S p a c e Res., 1983, v. 2, N 6, p. 105— 111..
133. H e a p s W. S., M c G e e T. J., H u d s e n R. D. e t a l. S tra to s p h e ric o z o n e
a n d h y d ro x y l ra d ic a l m e a s u re m e n ts by b a llo n -b o rn e lid a r.—-A ppl. O pt.,
1982, v. 21, N 12, p. 2265— 2274.
134. H o f m a n n D. J., R o s e n J. M . S tra to s p h e ric su lp h u ric a v id lay e rs: e v i­
dence for a n a n tro p o g e n ic c o m p o n e n t.— Science, 1980, v. 208, N 4450,.
p. 1368— 1370.
135. H u f f a k e r M. , L a w r e n c e T., P o s t M . e t a l. F e a sib ility studiesfor a g lo b a l w in d m e a s u rin g s a te llite sy ste m ( W in d s a t) : a n a ly s is of s i ­
m u la te d p e rfo rm a n c e .— A ppl. O pt. 1984, v. 23, N 15, p. 2523— 2536.
136. J o n s o n F .
p. 431— 439.
S.
T he
s o la r
c o n s ta n t.— J.
M eteor.,
1959,
v.
11,
N
6,
137. J u r a m y P., C h a n i n M. L., M e g i e G. e t al. L id a r so u n d in g of th e
m eso sp h e ric so d iu m la y e r a t h ig h la titu d e .— J. A tm . T e rre s tr. P h y s., 1981,.
v. 43, N 3, p. 209— 215.
138. K o n e T. J., Z h o v B., B u e r R. P o te n tia l for c o h ere n t D o p p le r w in d
v e lo c ity lid a r u s in g neo d y m iy m la s e rs .— A ppl. O pt., 1984, v. 23, N 15,
p. 2477— 2481.
139. K o r b C., L a u r e n s e C., W e n g C. Y. A th e o re tic a l s tu d y of a tw ow a v e le n g th lid a r tec h n iq u e fo r th e m e a s u re m e n t of a tm o sp h e ric te m p e ra ­
tu re p ro file s.— J. A ppl. M e teo r. 1982, v. 21, N 9, p. 1346— 1355.
140. K o p p F., S c h w i e s o w R. L., W e r n e r Ch. R em ote m e a su re m e n ts
of b o u n d a ry -la y e r w in d p ro file s u s in g a CW D o p p le r lid a r.— J. C lim a te
a n d A ppl M eteor., 1984, v. 23, N 1, p. 148—-154.
141. K r u e g e r A. J., M i n z n e r R. A. A m id d le -la titu d e ozone m odel for
1976 U S . S ta n d a r d a tm o sp h e re .— J. G eoph. R es., 1976, v. 81, N 24,
p. 4477— 4481.
142. L a n d e n s l a g e r S. B., S v o r e e R. W. , M c D e r m i d I. S. e t al.
D e v e lo p m e n t a n d a p p lic a tio n of ex cim er la s e rs for re m o te s e n s in g .— X IL
RC: In t. L a s e r R a d a r C onf., S ilv e r S p rin g , 1980, C onf. A b str. S I, p. 80—
81.
143. L a u r e n s e C., K o r b C. L id a r tec h n iq u e fo r th e m e a su re m e n t of the
a tm o sp h e ric p re ssu re a n d te m p e ra tu re p ro file s.— P ro c . Soc. P h o to -O p t.
In s tr . E n g ., 1983. L a s e r B eam P ro p a g . A tm . C onf., A rlin g to n , 1983,
p. 4— 10.
144. L e f r e r e J., P e l o n J., C a h e n C. e t al. L id a r su rv e y of th e p o st
M t. S t. H e le n s s tra to s p h e ric a ero so l a t H a u te P ro v e n c e O b s e rv a to ry .—
A ppl. O p tics, 1981, v. 20, N 7, p. 1116— 1117.
145. L u n d J. A., S h a n k l i n M . D. U n iv e rs a l m e th o d s for e stim a tin g ^ p ro ­
b a b ilitie s of c lo u d -fre e lin e s-o f-s ig h ts th ro u g h the a tm o sp h e re .— J. Appl..
M eteor., 1973, v. 12, N 28, p. 1045— 1049.
207
Список литературы
146. M c C o r m i c k M . P ., S w i s s 1 e r T. J„ C h u W . P . e t al. P o s t-v o lv a n ic
s tra to s p h e ric a e ro so l decay a s m e a su re d by lid a r.—-J. A tm . Sci., 1978,
v. 35, N 7, p. 1296— 1303.
147. M e g i e C., P e l o n J., L e f r e r e J. e t al. O zo n e a n d w a te r v a p o r m o n i­
to r in g u s in g a g ro u n d -b a s e d lid a r sy ste m .— O pt. a n d L a se r R em ote S e n ­
sin g , B e rlin e. a., 1983, p. 223— 228.
148. M e g i e C., F 1 a m a n t P ., B o u r d e t M . e t al. A n F R -2 a irb o rn e lid a r
a s p a r t of th e d e v elo p m en t p ro g ra m of a sp a c e b o rn e sy ste m a p o te n tia l
N A S A /C N E S c o o p e ra tiv e p ro je c t.— P ro c . E S A w o rk sh o p S P IA T Sp. L aser
A ppl. a n d T echn., L es D ia b le re ts, 1984, P a ris , p. 189— 195.
149. M e n z i e s R. T., K a v a g a M. J., F 1 a m a n t P . H . e t al. A tm o sp h e ric
a e ro so l b a c k s c a tte r m e a su re m e n ts u s in g a tu n a b le c o h e re n t C 0 2 lid a r.—
A ppl. O p tics, 1984, v. 23, N 15, p. 2510— 2517.
150. M o r i P. , R e i n h a r d t M. E., R e n g e r W . e t al. The use of the
a irb o rn e lid a r sy ste m «A lex-1» fo r a e ro so l tr a c in g in th e lo w e r tro p o ­
sp h e re.— C o n trib . A tm o sp h . P h y s., 1981, v. 54, N 4, p. 150— 157.
151. M u n o z R. M. , M o c k e r H. W. , K o e h l e r L. A irb o rn e la s e r D o p p ler
v e lo c im e te r.— A ppl. O pt., 1974, v. 13, N 12, p. 2890— 2898.
152. O p t i c a l a n d la s e r re m o te s e n sin g . B e rlin e. a., 1983, 252 p.
153. O z o n e d a ta for th e w o rld . C a ta lo g e ozone s ta tio n s a n d c a ta lo g e of
ozone d a ta for 1980— 1983. E d. b y C a n a d A tm . E n v ir. S e rv ice a n d
W M O . D o w n s v ie w — O n ta rio , In d e x N 18, 1983, 147 p.
154. P o d z i m e k J. A itk en n u c le a r c h a ra c te ris tic s , ion flow a n d ozone
c o n c e n tra tio n in th e lo w er stra to s p h e re .— C A G G P S ym p. B u d g e t a n d
C ycles T rac e G a se s a n d A e ro so ls A tm ., B o u ld er, 1979, p. 48.
155. P o s t M . J. A e ro so l b a c k s c a tte rin g p ro file s a t C 0 2 w a v e -le n g th :
N O A A d a ta b a se .— A ppl. O ptics, 1984, v. 23, N 15, p. 2507— 2509.
the
156. R o d g e r s M. O., B r a d s h o w J. D., L i u K. e t al. S e q u e n tia l tw op h o to n la s e r-in d u c e d flu o resce n ce d e te ctio n of m e rc u ry .— O ptic. L ett., 1982,
v. 7, N 8, p. 359— 361.
157. R o s e n J. M. , H o f m a n n D. J., S i n g h S. P . A s te a d y -s ta te s t r a to ­
sp h e ric a e ro so l m o d el.— J. A tm . Sci., 1978, v. 35, N 7, p. 1304— 1313.
158. R u s s e l l P. B., S w i s s l e r T. J., M c C o r m i c k M . P . M e th o d o lo g y
fo r e rro r a n a ly s is a n d s im u la tio n of lid a r a e ro so l m e a su re m e n ts.—’A ppl,
O pt., 1979, v. 18, N 22, p. 3783— 3797.
159. R u s s e l l P. B., M o r l e y B. M. , G r a m s G. W . e t al. S p a c e S h u ttle
lid a r m e a su re m e n ts of a ero so ls, c lo u d s, a n d d e n sity : s im u la tio n re s u lts .—
IR C 1980: In t. R a d ia t. Sym p., F o r t C o llin s, 1980, p. 134— 136.
160. R u s s e l l P. B., M o r l e y B. M. , L e v i g s t o n J. M. e t al. O rb itin g
lid a r sim u la tio n s . 1: A ero so l a n d c lo u d m e a su re m e n ts by on in d e p e n d e n tw a v e le n g th tec h n iq u e.— A ppl. O pt., 1982, v. 21, N 9, p. 1541— 1553.
161. R u s s e l l P. B., M o r l e y B. M. , B r o w e l 1 E. V. S p a c eb o rn e lid a r
m e a su re m e n t a cc u rac y : s im u la tio n of a ero so l, c loud, m o le c u la r d en sity ,
a n d te m p e ra tu re re tv ie v a ls .— A dv. S pace Res., 1983, v. 2, N 5, p. 49— 53.
.162. S c h ü t z C., C a t e s W. L. S u p p le m e n ta l G lo b a l C lim a tic D a ta : J a n u a ry
a n d J u ly .— R a n d C orp. R -915/1-A R P A a n d R -1029/1-A R PA , 1974, 181 p.
■208
Список литературы
163. S m i t h W, L., P l a t t C. M. R. A la s e r m eth o d of o b se rv in g su rfa c e
p re s s u re a n d p re s s u re -a ltitu d e a n d te m p e ra tu re p ro file s of th e tro p o sp h e re
fro m s a te llite s .— N O AA, T echn. M em o., N e ss 89, W a s h in g to n , 1977, p. 39.
164. S t r a t o s p h ä r i c h e
O z o n sc h ic h t m it L a se r
B ull., 1984, v. 40, N 2, p. 44— 45.
Ü b e rw a ch .— E. D. P hys..
165. S z e j w a c h G., S 1 e 11 e n T. N., H a s 1 e r A. F. T he use of stereoscopies a te llite o b se rv a tio n in th e d e te rm in a tio n of th e e m iss itiv ity of c irru s .—
A dv. S p a c e R es., 1983, v. 2, N 6, p. 161— 164.
166. T e c h n o 1 o g i c a 1 a n d sc ien tific o p p o rtu n itie s for im p ro v e d w e a th e r
a n d h y d ro lo g ic a l se rv ic e s in th e c o m in g d e cad e.—■S e le c t C o m m ittee on
th e N a tio n a l W e a th e r S erv ice, N a tio n a l A c ad e m y o f S ciences, W a s h in g to n ,.
1980, 121 p.
167. T h e
s t r a t o s p h e r i c a e ro so l la y e r. E d.
V e rla g , B e rlin , H e id e lb e rg , N. Y., 1982, p. 154.
R. C. W h itte n .— S p rin g e r
168. T o o n O. B., P o l l a c k G. B. A g lo b a l a v e ra g e m o d el of a tm o sp h e ric
a e ro s o ls of r a d ia tiv e tr a n s f e r c a lc u la tio n s .— J. A ppl. M eteor., 1976, v. 15,.
N 1, p. 225— 246.
169. U c h i n o O., T o k u n a g a M ., M a l d a M . e t a l. D iffe re n tia l a b so rp tio n ,
lid a r m e a s u re m e n t of tro p o sp h e ric o z o n e w ith ex cim er.— R a m a n hybrid,
la s e r.— O pt. L ett., 1983, v. 8, N 7, p. 347— 349.
170. L i t h e E. A irb o rn e lid a r sy s te m s for a tm o sp h e ric o b se rv a tio n s.— In t.
G eosci. R em o te S en s. S ym p. E x te n d M a n ’s H o riz , S a n F ra n c is c o . 1983,.
v. 2, D ig e st, N. Y., 1983, F A 4.5/1— 4.5/6.
171. V a n g h a m J. M. , W o o d f i e l d A. A. W in d m e a su re m e n t w ith c o h e ­
r e n t la s e r r a d a r a t 10 m .— P ro c . E S A W o rk sh o p S P IA T Sp. L a s e r A ppl..
a n d T echn., L es D ia b le re ts, 1984, P a r is , p. 231— 238.
172. W a n g C. C., D a v i s L. I., S e l z e r P . M . e t a l. Im p ro v e d a irb o rn e
tec h n iq u e of la s e r-in d u c e d flu o resce n ce .— J. G eoph. R es., 1981, v. 86, N 2,
p. 1181— 1186.
173. W a r k D. A. , M e r c e r D. M . C o rre c tio n to a b s o rp tio n in the a tm o sp h e re
b y th e o x y g e n «A» b a n d .— A p p l. O pt., 1966, v. 5, N 9, p. 1469— 1475.
174. W e r n e r J., R o t h e K. W. , W a l t e r H . M o n ito rin g of th e s tra to s p h e ric
o z o n e la y e r b y la s e r r a d a r .— A ppl. P h y s., 1983, v. B22, N 3, p. 113— 118.
175. W i 1 k e r s o n T. D., S c h v e m n e r G . K. M e te o ro lo g ic a l lid a r.— A b ­
s tr a c ts 9 th I n te rn . L a s e r R a d a r C onf., 1979, M u n ic h , p. 192— 193.
176. Y e i s t e r M. , L a z v u s A. L., G a n d v u d B. W . S tra to s p h e r ic s u l f a te
a t h ig h a ltitu d e s .— G eoph. R es. L ett., 1977, v. 4, N 11, p. 521— 522.
Предметный указатель
А льбедо 18, 19, 20, 21, 22, 23
А эр о зо л ь стратосф ерны й
клим атические эф ф ек ты 79
к он тактн ы е и зм ерения 80, 81
л и д ар н ы е и зм ерения 81, 84
м одели 78
одн очастотн ое зо н д и р о в ан и е 76, 88
п о к а за те л ь п релом лени я 91
р асп редел ен и е частиц 78
спутн иковы е и зм ерения 85
с тр а ти ф и к ац и я 77, 102
ф а зо в о е состояние 77
химический состав 77
Б а л л ь н о с ть об лачности 20, 39
В ы сота верхней грани цы облачности 34, 35, 37, 46, 50, 70, 72, 73, 107
ни ж ней грани цы облачности 47
Г ен ератор так т о в ы х им пульсов 100
Г етерод и н и рован и е 110, 113, 114, 166
Д а л ь н о с т ь видим ости 46, 121
Д е ш и ф р ат о р к о д а 100
Д о л г о т а восх о д ящ его у зл а 8
точки в и зи р о ван и я 12
Д о п л ер о в ск и й сдви г частоты 115
З о н д и р о в ан и е н атр и я 182
к а л и я 182
озон а 174, 178
И злучен ие ф оновое 18, 20, 69, 157, 187
И н д и к а тр и с а р а ссеян и я 19
К ор р ел яц и о н н ая ф ун к ц и я ф о то то к а 115, 116
К оэф ф и ц и ен т д е п о л яр и зац и и 65
210
Предметный указатель
сим м етрии 59, 62, 67
уш ирен ня 59, 61, 67
Л азе р н ы й д о п леровск и й и зм еритель скорости 109, 110
Л а з е р эксим ерны й 172, 174, 176
на органи ческих к р ас и т ел я х 174
Л и д а р д о п леровск и й 108, 112, 119, 126, 138, 141, 146
в рем яп ролетн ы й 108
Л и н и я апси д 8
М етод асим п тотического си гн ал а 48
д и ф ф ерен ц и альн ого погл ощ ен и я 148, 156, 165, 167, 171
к ом бин ац ионного р а ссеян и я 160
р езонансного р ассеян и я 180
ф луоресценц ии 184, 186
пассивного зо н д и р о в ан и я 14, 31, 36
н е ф а н а л а за 39
п р о зрач н ости 31, 38
р ассеян и я 31, 37
эм иссионны й 31, 33
М ульти п л ексор стр о б а 100
О п ерати вн ое зап ом и н аю щ ее у строй ство 100
О р б и та г ео с та ц и о н ар н а я 9
к р у го в а я 8
наклонная 8
полярная 8
солн ечно-синхронн ая 9
с ум еречн ая 9
экваториальн ая 8
О сь к о н с тр у к ти в н а я 11, 16
О тнош ение об р атн о го р а сс еян и я 88, 89, 93, 103
П оглощ ение в о дян ы м п ар о м 157, 167
к и сл ородом 148, 151, 152, 157
П огреш ности о п редел ен и я верхн ей гран и ц ы о бл ачн ости 48, 53
коэф ф и ц и ен та сим м етрии 59, 61, 62
к оэф ф и ц и ен та у ш и рен и я 59, 61, 62
отнош ение об р атн о го р а сс ея н и я 89
П р и в я з к а п р о стр ан ств ен н ая 10, 14
в р ем ен н ая 10, 17
Р а с се ян и е а эр о зо л ьн о е 88, 103
в ы н у ж д ен н о е к ом би н ац и он н ое 175
к ом би н ац и он н ое 160, 164, 169
м о л ек у л яр н о е 88, 103, 177
резон ан сн ое 180
С елекция об лачности 46, 54
С ечение м ол ек у л яр н о го р а сс еян и я 181
р езон ан сн ого р а сс еян и я 181, 182
21Г
Предметный указатель
поглощ ение ки сл о р о д а 148, 157
двуоки си серы 174
двуоки си а зо т а 174
м ал ы х г азо в ы х примесей 174
о зо н а 174
С и н тезато р ч астоты 142
С п ектром етр 43, 44
С пектр ф о то то к а энергетический 117, 119
С р е д н е к в а д р а т и ч н ы е погреш ности и зм ерения д а в л ен и я 25
н ап р а в л е н и я в ет р а 129, 135
относи тельной в л аж н о с ти 28
скорости ветр а 25, 127, 129, 133
тем п ер ату р ы 25, 26
точки росы 28
'С тепень п ол яр и зац и и 65, 67
'С хем а измерений л и м б о в а я 32, 33, 36
н а д и р н ая 33
Т а н г а ж 49
У гол крен а 53
р ы ск ан и я 53
ск ан и р о ван и я 53
т а н г а ж а 53
У ш ирение адсо р б ти вн о е 192
Оглавление
П р е д и с л о в и е ......................................................................................................... .....
3
Г лава 1. Общая характ ерист ика и особенное пи использования
дистанционных методов и аппарат уры зондирования
ат мосферы с И С З .....................................................................
6
.
1.1.
1.2.
1.3.
1.4.
1.5.
Э лем енты и типы орби т И С З ..........................................................................
7
П р о стр ан ств ен н о -в р ем ен н ая п р и в я зк а д ан н ы х зо н д и р о в ан и я . . 10
Ф оновое и з л у ч е н и е ...................................... ..... ................................................... 18
Т р еб о ван и я к д ан н ы м изм ерений п ар ам е тр о в атм осф еры . . .
24
П асси вн ы е д и стан ц и он н ы е м етоды зо н д и р о в а н и я атм осф еры
с И С З ...............................................................................................................
31
1.5.1. М ето д э м и с с и и ................................................................................................ 33
1.5.2. М етод р а с с е я н и я ............................................................................................. 37
1.6.3. М ето д п р о з р а ч н о с т и ........................................................ ............................ 38
1.5.4. Д р у г и е м е т о д ы ................................................................................................ 39
1.6. А п п ар а ту р а, у с т а н а в л и в а е м а я на И С З .....................................................40
Г лава 2. Селекция облачности и определение высоты ВГО
. .
46
2.1. О п ределение вы соты В Г О ............................................................................... —
2.1.1. М етод определ ен и я вы соты В Г О ..........................................................—
2.1.2. П огреш ности о п редел ен и я вы соты В Г О с сам о л е та . . . .
49
2.1.3. О п ределение в ар и ац и й вы сот В Г О р азл и чн ы х яр у со в . . .
50
2.1.4. Т очность определ ен и я вы соты В Г О из к о с м о с а ....................... 51
2.2. С елекция об л ако в на ф оне подсти л аю щ и х поверхностей . . .
54
2.2.1. Р ас п р ед ел е н и е вы сот В Г О ипод стилаю щ их поверхностей
. 55
2.2.2. С татистич еские х ар ак т ер и с т и к и им пульсов л а з е р а , о т р а ж е н ­
ных от о б л а к о в и подсти л аю щ и х п о в е р х н о с т е й ............................ 57
2.2.3. П о л яр и зац и о н н ы е х ар ак т ер и с т и к и излуч ен и я л а з е р а , р а сс ея н ­
ного от о б л а к о в и подсти л аю щ и х п о в е р х н о с т е й ........................65
2.3. И н ф о р м ати в н о сть х а р ак т ер н ы х п ри зн ак ов о б л а к о в и п од сти л аю ­
щ их поверхностей при л о к ац и и им пульсны м и л и д а р а м и с И С З
66
2.4. О сновны е п а р ам е тр ы бортового л и д а р а д л я операти вн ого о п р е­
д ел ен и я вы соты В Г О и селекции о б л ачн ости с н и зк о о р б и т ал ь­
ных И С З ......................................................................................................................68
Глава
3.1.
3.
Определение парамет ров стратосферного аэрозоля
76
О сновны е сведения о страто сф ер н о м а э р о з о л е ..................................77
21
О главление
3.2. М етоды определ ен и я х а р ак т ер и с т и к стратосф ерн ого а эр о зо л я
80
3.2.1. К о н так тн ы е м е т о д ы ..................................................................................... —
3.2.2. Л и д ар н ы е и з м е р е н и я ..................................................................................81
3.2.3. С путниковы е и з м е р е н и я ............................................................................ 85
3.3. О дночастотное зон ди р о ван и е стратосф ерного аэр о зо л я . . . .
88
3.3.1. О сновны е теоретические с о о т н о ш е н и я ............................................... —
3.3.2. П огреш ности определения отнош ения о братн ого р ассеян и я 893.4. Л и д а р ы д л я наблю дени й за стратосф ерны м аэр о зо л ем . . . .
97
3.5. Р е зу л ь та ты зо н д и р о в ан и я стратосф ерного а э р о з о л я .....................102'
3.6. О сновны е п ар ам етр ы спутникового л и д а р а ....................................... 106
Глава 4. Измерения в е т р а .................................................................................... 108
4.1. Д о п лер о вски й м етод изм ерения скорости в е т р а ............................109
4.2. О сновны е тр еб о в ан и я к л аз ер а м д л я до п леровски х л и д ар о в . . 112"
4.3. С хем а п рям ого г е т е р о д и р о в а н и я ...............................................................114
4.4. У словия измерений ветр а с б о р та И С З ................................................ 1194.5. Р ассея н и е излучен ия С 0 2-л азер а атм осф ерн ы м аэр о зо л ем . . 121
4.6. И зм ерения ветр а доп леровски м и л и д а р а м и с З ем ли и сам олетов
1244.7. О пределение ветр а в тропосф ере с И С З ............................................ 127'
4.7.1. Д а н н ы е м атем атического м о д е л и р о в а н и я .................................... —
4.7.2. В о зм о ж н а я техни ческая р е а л и з а ц и я .............................................. 138
4.7.3. А льтернативны е в о з м о ж н о с т и ............................................................. 146-
Глава 5. Определение т ерм один ам ически х] п а р а м ет р о в и
влажности а т м о с ф е р ы . ...................................................................
148;
5.1. О пределение терм оди нам и ческих п ар ам етр о в атм о сф ер ы м етодом
д и ф ф еренц иального п о г л о щ е н и я ................................................................. —
5.2. О пределение тем п ер ату р ы м етодом ком бинационного р ассеян и я
1605.3. О пределение вл аж н о сти а т м о с ф е р ы ........................................................ 165
Г лава 6о Определение м а л ы х газовы х составляю щ их ат м о­
сф еры .................................................................................................................
170
6.1. М етод д и ф ф еренц иального п о г л о щ е н и я ................................................. 171
6.1.1. В о зм о ж н о сть исп о л ьзо ван и я эксим ерны х л азер о в
. . .. 1 7 2 ’
6.1.2. И зм ер ен и я о зо н а .........................................................................................174
6.2. М ето д р езон ан сн ого р а с с е я н и я ................................................................ 180
6.3. М ето д ф л у о р е с ц е н ц и и ...................................................................................... 184'
6.3.1. И зм ер ен и я ги д р о кси л а .
..................................................................... —
6.3.2. И зм ер ен и я др у ги х газо в ы х с о с т а в л я ю щ и х .....................................186
6.4. С татистические аспекты к о н тр о л я газо в ы х п р и м е с е й ................... 189
6.5. О бщ ие з а м е ч а н и я ............................................... ................................... 194'
З а к л ю ч е н и е ................................................................................................................................ 196
С писок л и т е р а т у р ы ................................................................................................................199*
П редм етн ы й у к а з а т е л ь .......................................................................................................211
М онограф ия
В л а д и м и р М ат веевич З а х а р о в
О лег К онстант инович Костко
Л еонид Н иколаевич Бирич
Г р и го р и й М и х а й л о в и ч К р у ч е н и ц к и й
В я ч е с л а в С ергеевич Порт асов
Л а з е р н о е зондирование ат м осф еры из косм оса
Редактор Л. И. Штанникова. Художник В. С. Устинов. Художественный редактор
Б. А. Денисовский. Технический редактор М. И. Брайнина. Корректор Л. И. Хромова.
ИБ № 1786. Сдано в набор 25.12.87. Подписано в печать 12.04.88. М-27085. Формат
60X90Чш. Бум ага типографская К» 1. Л итературная гарнитура. Печать высокая. Печ. л.
13,5. Кр.-отт. 13,5. Уч.-изд. л. 13,81. Тираж 1020 экз. Индекс МОЛ-216. З ак аз № 3710.
Ц ена 2 р. 50 к. Гидрометеоиздат. 199226. Ленинград, ул. Беринга, д. 38.
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского
объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой Союзполиграфпрома при Го­
сударственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли.
191126, Ленинград, Социалистическая ул., 14.
Отпечатано с набора в Ленинградской типографии К» 4 ордена Трудового Красного
Знамени Ленинградского объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой
Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств, поли­
графии и книжной торговли. 190000, Ленинград, Прачечный переулок, 6. Зак. 329.
Книга вышла в свет!
А. И. Л А ЗА Р Е В , В. В. К О ВА Л ЕН О К, С. В. АВАКЯН
«Исследование Земли с пилотируемых космических ко­
раблей. История наблюдений, анализ и интерпретация
атмосферных оптических явлений».
Объем 23 л. Цена 4 р. 10 к.
В книге обобщ ены результаты визуально-инструм ентальны х
исследований Зем л и с советских пилотируемы х космических ко­
раблей и орбитальны х научных станций «С алю т». П р едстав ­
лены данны е наблю дений за явлениями, происходящ им и в ат­
м осф ере, на акватории М ирового океана и поверхности суши.
П риведена история развития оптических наблю дений из к ос­
моса. В сесторонне рассм отрена природа обн аруж ен н ы х явле­
ний и д а н а их географ ическая интерпретация.
П редн азн ачен а как дл я специалистов в области геоф изики,
физики атм осферы и ионосферы , м етеорологии, океанологии,
геологии, так и дл я ш ирокого круга читателей, интересую щ ихся
достиж ениям и советской космонавтики в области оптических
исследований наш ей планеты.
З а к а з ы н а книгу м о ж н о н а п р а в л я т ь
по ад р есу : 197101, Л ен и н гр ад , Б о л ь­
ш ой пр., д. 57, м ага зи н № 15 «Л ен книги».
К н и га м о ж ет бы ть в ы сл а н а на­
лож ен н ы м п л а те ж о м .
ГИ Д РО М Е Т ЕО И ЗД А Т