книги из ГПНТБ / Зуев, В. Е. Лазер-метеоролог

Серия численных экспериментов по лазерному зонди­ рованию серебристых облаков была выполнена автором с сотрудниками [51]. Расчеты проводились на основе использования метода статистических испытаний. Цель экспериментов сводилась к выявлению оптимальных

значений параметров лидеров при зондировании сере­ бристых облаков с учетом присутствия аэрозоля между слоем облаков и лидаром. Расчеты выполнены для им­ пульсов лазеров на рубине и на флюорите с диспро

зпем.

Модели самих серебристых облаков были построены на основе имеющихся литературных данных о концепт рации, спектрах размеров, комплексном показателе пре­ ломления частиц. Для построенных моделей были рас­

110

считаны соответствующие оптические характеристики облаков. Проведенные расчеты подтвердили возможность зондирования серебристых облаков лидерами как на ос­ нове рубинового лазера, так и лазера на флюорите с диспрозием. Для значений оптической толщи облаков от 0,005 до 0,00005 получены ожидаемые эхо-сигналы для конкретных параметров лидаров. В частности, по­ казана возможность зондирования серебристых облаков с борта орбитальной космической станции лидаром с относительно скромными параметрами. Использование лидара на флюорите с диспрозием обеспечивает полу­ чение эхо-оигналов от серебристых облаков, практически свободное от влияния молекулярного рассеяния.

Перспективы. Важнейшей задачей лазерного зондиро­ вания облаков и туманов является определение спект­ ров размеров и концентрации частиц облаков. Ясно, что существующие методы прямых измерений этих характе­ ристик (скажем, при использовании специальных лову­ шек частиц при самолетном зондировании) не могут ре­ шить проблемы в целом, даже если бы эти методы были достаточно совершенны. Технически невозможно осуще­ ствить самолетное зондирование микроструктурных па­ раметров облаков в массовом масштабе. Поэтому метод лазерного зондирования, несомненно, должен сыграть решающую роль среди всех других методов дистанцион­ ного зондирования, поскольку эффективные сечения рас­ сеяния облаков и туманов максимальны именно в опти­ ческом диапазоне длин волн.

Как следует из рассмотренного ранее материала, микрофизические параметры облаков и туманов при их лазерном зондировании не могут быть получены при ис­ пользовании импульсов излучения одной и той же ча­ стоты, если регистрация рассеянного излучения прово­ дится в одном направлении, как правило, в направлении назад.

Спектр размеров и концентрация частиц могут быть определены при многочастотном зондировании, или при зондировании под различными углами с целью измере­ ния если не полной индикатрисы рассеяния, то хотя бы определенной ее части. Информация о спектрах разме­ ров облачных частиц может быть извлечена также из результатов лазерного зондирования, при котором изме­ ряются другие компоненты матрицы рассеяния и прежде

Ш

Г Л А В А III

ЛАЗЕРНОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

ТЕМПЕРАТУРА, ПЛОТНОСТЬ, ДАВЛЕНИЕ

Температура, плотность и давление атмосферы свя­ заны аналитическими зависимостями, которые, вообще говоря, позволяют по известному значению плотности определять температуру и давление (см. ниже).

Температура и давление — это параметры атмо­ сферы, имеющие весьма важное значение с точки зрения проблемы прогнозов погоды и с точки зрения их (пара­ метров) влияния на процессы поглощения оптических волн в атмосфере. В настоящее время известно не­ сколько идей, при использовании которых может быть извлечена информация о профилях плотности, а следо­ вательно, температуры и давления из результатов лазер­ ного зондирования атмосферы. Прежде чем излагать эти идеи, мы кратко рассмотрим имеющиеся сведения о вер­ тикальных профилях температуры и давления.

Вертикальные профили температуры и давления. Хо­ рошо известно, что атмосферное давление убывает с вы­ сотой по экспоненциальному закону, т. е. очень быстро. Основными атмосферными газами являются азот и кис­ лород, процентное содержание которых приведено в табл. 9 вместе с процентным содержанием других газов, встречающихся в сухом воздухе в планетарном мас­ штабе. Вопрос о концентрации водяного пара в атмо­ сфере мы рассмотрим позже, когда речь пойдет о зон­ дировании влажности.

Степень убывания среднего атмосферного давления с высотой характеризуется следующими цифрами: на высотах 10, 20, 30, 40 и 100 км среднее давление меньше,

113

Таблица 9

30-километровом слое атмосферы. В этом слое давление па соответствующих высотах меняется в небольших пре­ делах. На уровне моря его изменения не превышают3% от среднего значения, равного 1013 мб. В верхних слоях атмосферы давление испытывает значительные вариации в зависимости от места и времени. Одна из причин этих вариаций связана с приливным характером движения воздушных масс, вызванного влиянием Солнца и Луны. Известны и другие причины, однако они еще слабо изу­ чены, а имеющихся данных о плотности верхней атмо­ сферы пока еще недостаточно, чтобы можно было сде-

114

лать определенные количественные выводы о средних профилях плотности п доверительных интервалах, гово­ рящих о том, как часто и как сильно конкретные про­ фили отличаются от средних. Можно надеяться, что внедрение метода лазерного зондирования плотности верхней атмосферы поможет существенно продвинуться в решении этой интересной и важной проблемы.

Температура атмосферы — весьма изменчивая харак­ теристика. Ее значения на всех высотах зависят от вре­ мени, широты и долготы местности. При любом отдель­ ном измерении вертикального профиля температуры, вообще говоря, получают неповторимый индивидуальный результат. Однако средний статистический профиль, по­ лучающийся усреднением многих измерений в различ­ ных местах, представляет собой четко выраженное зако­ номерное изменение температуры с высотой. В тропо­ сфере температура убывает с высотой, в стратосфере, наоборот, возрастает. Высотный ход средней температуры в мезосфере и термосфере аналогичен тропосферному и стратосферному соответственно. В тонких слоях атмо­ сферы, расположенных между тропосферой и стратосфе­ рой, стратосферой и мезосферой, мезосферой и термо­ сферой, происходит изменение знака вертикального гра­ диента температуры. В этих слоях, называемых тропопаузой, стратопаузой и мезопаузой, температура, согласно стандартной модели атмосферы, для 45° с. ш. соответственно равна —56, —2 и —92° С. На уровне моря и на высотах 200, 300 и 700 км эта модель для той же широты дает значения температуры 15, 963, 1159

н1235°С.

Виндивидуальных вертикальных профилях темпера­ туры часто встречаются инверсии или аномальные зави­ симости температуры от высоты, когда знак вертикаль­

ного градиента температуры для отдельных интервалов высот противоположен знаку согласно стандартной мо­ дели атмосферы. Особенно часто инверсии температуры наблюдаются в нижнем 2—3-километровом слое атмо­ сферы.

Выполненные в последние годы измерения в верхней стратосфере и мезосфере обнаружили значительные из­ менения температуры от времени суток. Оказалось, что амплитуда осцилляций возрастает с высотой. Обнаружен волновой характер этой зависимости, обязанный своим

115

происхождением явлению приливов, вызванных Солнцем. Например, па высоте 70 км длина «волны температуры» в вертикальном направлении примерно равна 15 км, а ее амплитуда достигает 40°. Такого же порядка флюктуа­ ции наблюдаются от дня ко дню.

Накопленного материала пока, однако, совсем недо­ статочно, чтобы можно было сделать статистически обес­ печенные выводы о закономерностях изменения темпе­ ратуры в верхних слоях атмосферы. Разработка и внедрение дистанционных методов зондирования про­ филей температуры, несомненно, должны обеспечить соответствующий прогресс в решении этой проб­ лемы.

Зондирование на основе использования явления мо­ лекулярного рассеяния света. Как уже говорилось ра­ нее, определяемый при зондировании объемный коэффи­ циент обратного молекулярного рассеяния однозначно связан с объемным коэффициентом молекулярного рас­ сеяния. В свою очередь объемный коэффициент молеку­ лярного рассеяния однозначно связан с плотностью атмосферы (числом молекул в единице объема). Таким образом, если в экспериментах получены данные об объ­ емном коэффициенте обратного молекулярного рассея­ ния, то можно считать решенной задачу зондирования плотности атмосферы. Плотность и температура атмо­ сферы связаны аналитической зависимостью, имеющей вид

Т. г,

где Tz и рг — температура и плотность на высоте z; Т\ и pi — температура и плотность на вершине зондируе­ мого слоя атмосферы; М —молекулярный вес; g — уско­ рение силы тяжести; R — универсальная газовая по­ стоянная.

Задав значение температуры на высоте z\ и (разбив слой атмосферы между высотами Z\ и z-i на участки, в пределах которых плотность р можно считать постоян­ ной, без большого труда из известного профиля плот­ ности получаем профиль температуры. Имея профили плотности и температуры, с помощью уравнения состоя-

116

Viпя идеального газа можйо определить профиль давле­ ния.

Весьма важным вопросом при лазерном зондирова­ нии является калибровка лидара, или определение коэф­ фициента £, входящего в уравнение лазерной локации. Выше мы отмечали, что на высотах от 30 до 60 км, как правило, при лазерном зондировании атмосферы не об­ наруживается ощутимый вклад аэрозолей в эхо-сигнал лазерного импульса. Таким образом, калибровку лидара можно провести, измеряя эхо-сигналы с любой из при­ веденных высот. Предпочтительнее, однако, взять для градуировки высоту 30 км, потому что, во-первых, вели­ чина сигнала для нее больше, чем для других высот интервала, во-вторых, высоты 30 км достигают радио­ зонды, которые могут дать количественные данные о плотности атмосферы из непосредственных измерений. Приведенная таким образом градуировка исключает не­ обходимость отдельного измерения прозрачности атмо­ сферы, входящей в уравнение локации, поскольку по­ следняя в этом случае автоматически будет включена в коэффициент

Пренебрежение ролью аэрозолей в формировании эхо-сигнала лазерного импульса па высоте 30 км, ко­ нечно, нуждается в дополнительных экспериментальных доказательствах. Еще раз подчеркнем, что отсутствие ощутимого вклада аэрозолей в отраженный эхо-сигнал еще совсем не означает отсутствие аэрозолей на соответ­ ствующих высотах.

Исходя из предположения, что на высоте 30 км аэро­ золи не вносят заметного вклада в отраженный эхо-сиг­ нал лазерного импульса рубинового генератора, и по­ лагая, что на этой высоте плотность атмосферы соответ­ ствует ее значению по стандартной модели атмосферы, некоторые исследователи провели серии зондирования плотности верхней атмосферы. Такого рода зондирова­

более мощная лидарная система была использована на Ямайке. Она обеспечивала точность определения про­ филя плотности 3% ДО высоты 90 км при использовании около 300 импульсов в течение 2 часов. Такая же точ­ ность при измерениях в Англии обеспечивалась до

117

высоты 70 км при посылке 3500 импульсов и в штате Мэриленд — до высоты 50 км при 1600 импульсах. В по­ следних двух случаях измерения проводились в течение длительного времени, а именно в период с 3 по 17 ав­

клонения волнообразно растут с высотой, достигая мак­ симального значения (более 100%) на высоте около 100 км. Авторы этих экспериментов предположительно объясняют обнаруженный волнообразный характер от­ раженного эхо-сигнала возможным влиянием на верхнюю атмосферу Земли явления приливов и отливов. О причи­ нах самих отклонений ничего определенного, по-види­ мому, сказать нельзя, так как они могут быть вызваны как наличием аэрозольных слоев, так и изменением плотности чистой атмосферы по той или другой при­ чине.

118

Па рис. 44 приведена зависимость температуры от высоты, полученная на основе обработки результатов лазерного зондирования плотности атмосферы с исполь­ зованием приведенной выше формулы.

Все рассмотренные выше результаты зондирования плотности относились к мезосфере, поскольку выделение

Ри5м/ррос

Рис. 43. Отношения измеренной плотности р„зм к рас­ считанной ррас по стандартной модели атмосферы, по­ лученные в Кингстоне на Ямайке при использовании

молекулярного рассеяния на этих высотах проводится относительно просто в рамках рассмотренных выше предположений о пренебрежимо малой роли аэрозоль­ ного рассеяния в формировании отраженного эхо-сиг­ нала. На высотах от 0 до 30 км, как мы уже видели, аэрозольное рассеяние вносит существенный вклад в эхо-сигналы, однако пока еще нет возможности с до­ статочной точностью отделить его от вклада за счет мо­ лекулярного рассеяния. Поэтому для тропосферы и пиж-

419