книги из ГПНТБ / Гайгеров С.С. Исследование синоптических процессов в высоких слоях атмосферы

Излучение, воспринимаемое прибором в различных частотах, генерируется различными слоями атмосферы; это известное поло­ жение является основой для извлечения информации о термиче­ ской структуре атмосферы [122]. В общем случае используется уравнение переноса инфракрасного излучения в интегральной

ний /„ необходим набор значений т и одновременных прямых темпе­ ратурных измерений. С помощью этих квазиэмпирических данных может быть вычислена весовая функция К(\пр)~ dz/d(lnp).

На рис. 31 представлены весовые функции для шести каналов SCR в зависимости от давления как вертикальной координаты. Весовые функции охватывают перекрывающиеся, но вполне опре­ деленные слои атмосферы для каждого спектрального интервала [277].

Обратное решение уравнения радиационного переноса не яв­ ляется, однако, единственным, поскольку можно построить ряд температурных профилей, которые будут удовлетворять набору из­ меренных значений радиации [379]. Поэтому в качестве первого приближения используются климатические данные или применя-

ются статистические методы «привязки» к предшествующим мате­ риалам зондирования [410]. При оперативном объективном ана­ лизе крупномасштабных процессов в Национальном метеорологи­ ческом центре США используется статистический метод построе­ ния вертикальных профилей температуры и высот изобарических

коэффициенты регрессии для данных спектральных интервалов и изобарических поверхностей. Таким образом, профиль темпера­ туры определяется отклонениями спектральной радиационной яркостной температуры и квадратами отклонений, найденных по данным наблюдений SIRS величин радиации в упомянутых выше спектральных интервалах.

Согласно исследованиям А. М. Обухова [154], распределение геопотенциальных высот может быть задано с большой точностью относительно небольшим числом статистических функций (см. также [315, 146]). Исходя из этого положения, профиль геоиотенциальной высоты, так же как температурный профиль, аналогично (24) выразим с помощью результатов измерений SIRS:

высоты некоторой изобарической поверхности (например, поверх­ ности 1000 мб). Найденная разность высот придается в качестве поправки к величинам z(pj).

Описываемая методика предусматривает также исправление наблюденных значений спектральной радиации на влияние облач­ ности, гор и нагретой поверхности [409].

Для подсчета коэффициентов регрессии уравнений (24) и (25) производится выборка результатов наблюдений радиации SIRS и обычных профилей температуры и геопотенциальных высот по радиозондовым наблюдениям. В пределах северного полушария эти материалы выбирались для трех перекрывающихся широтных зон (18—40, 35—55 и 50—80° с. ш.) по оперативным объективно ана­ лизируемым данным радиозондирования и наблюдениям SIRS с соответствующей временной интерполяцией. Объем совокупности для каждой широтной зоны ограничивался 700 комплектами дан­ ных, которые подбирались за период около двух недель. Выборки обновляли через несколько дней, приближая подсчеты коэффици­ ентов к периодам восстановления профилей.

Описанная система обработки спутниковой радиационной ин­ формации применима до уровней 30—10 мб. Схемы восстановле­ ния, изложенные в работе Роджерса [393], а также в работе Сми­ та, Вульфа, Флеминга [411], позволяют получать температурные данные до уровня 0,01 мб. Однако основным препятствием к при­ менению этих методов является уменьшение точности измерений с высотой. Это можно проиллюстрировать данными табл. 15, в ко­ торой приведена точность температурных измерений в различных каналах SCR, характеризуемая интегральным временем, необхо­ димым для достижения средних квадратических отклонений а температур, равных Г К [277].

Таблица 15

Точность температурных наблюдений по SCR

точным, тогда как количество наблюдений с эквивалентной точно­

функциях на высоких стратосферных уровнях, значения темпера­ туры, извлеченные для уровней выше 10 мб, становятся недоста­ точно надежными для синоптического использования [294]. Поэ­

радиационных данных SIRS колебания температуры стратосферы. Так как максимум весовой функции 8-го канала SIRS (669 см - 1 ) близок к 23 км (30 мб), в работах Лабитцке эти радиационные данные наносились на карту уровня 30 мб, а данные канала А ра­ диометра SCR — на карты уровня 45 км [336, 337].

Судя по сообщению на XV сессии КОСПАР (май 1972 г.) [294], недавно разработана сравнительно простая схема для прямого

AZ км 29т-

стями. Величины относительных геопотенциалов определяются по

Преимущество этого метода заключается в том, что, как указыва­ лось выше, спектральные измерения несут в себе информацию о термическом состоянии слоев атмосферы довольно значительной вертикальной мощности. Например, приблизительно 80% энергии, фиксируемой 8-м каналом SIRS, поступает от слоя между 100 и

2 мб. График регрессии между интенсивностью энергии в 8-м ка­

ким образом, совместное использование указанным методом ра­ диационных данных со спутников, ракетных и радиозондовых данных может явиться основой для построения карт изобарических поверхностей до верхней стратосферы и нижней мезосферы вклю­ чительно. Соответствующие примеры построения и анализа карт приведены в главе IV.

2.ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВЕРТИКАЛЬНЫХ ПРОФИЛЕЙ ПЛОТНОСТИ

ИТЕМПЕРАТУРЫ С ПОМОЩЬЮ ЛАЗЕРНОГО ЗОНДИРОВАНИЯ

Уже через несколько лет после создания первых лазеров (1960 г.) и лазерных локаторов получил развитие новый перспек­ тивный метод дистанционного исследования атмосферы — метео­ рологическая лазерная локация. Как указано в книге В. М. Заха­ рова и О. К. Костко [95], оптические квантовые генераторы нахо­ дят применение во всех разделах метеорологии: в измерении стандартных метеорологических параметров атмосферы, в иссле­ довании облачности, прозрачности атмосферы и ее состава. Здесь мы коснемся лишь вопроса о возможности зондирования высоких слоев атмосферы с помощью лазерных локаторов.

В основе метода, судя по работе Райта и др. [443], лежит использование лазерного локатора для получения относительных величин плотности над местом наблюдений. Абсолютные значения могут быть определены из сравнения с результами радиозондирования на сопоставимых высотах.

При безоблачном небе интенсивный, хорошо юстированный монохромати­ ческий импульс света рубинового лазера посылается вертикально вверх. По мере прохождения через атмосферу он рассеивается молекулами и аэрозолями. Отра­ женный сигнал принимается телескопом и фотоумножителем. Высота h, на ко­

то, согласно [443], интенсивность принятого сигнала на единицу длины пройден­ ного пути выразится как

Если выразить а в соответствии с теорией Релея рассеяния газовыми молеку­

в первых скобках, меняется с высотой, то параметры, заключенные во вторых скобках, являются постоянными или зависят от характеристик применяемой ап­ паратуры. Критерием точности измерений являются средние квадратические отклонения числа фотонов для данного интервала высот, которые обычно в большей степени определяются возможностью системы измерений, чем ошиб­ ками, обусловленными внешним источником шумов. Затухание возвращающегося сигнала вызывается в основном рассеянием в плотных слоях атмосферы, обу­ словленным взвешенными жидкими и твердыми частицами ниже 25 км, и осо­ бенно ниже 10 км.

В Кингстоне (Ямайка, 18° с. ш.) измерения проводились установками трех конструкций: подвижной системой, служащей для определения коэффициента прозрачности атмосферы и изучения нижней атмосферы, а также зондирующими системами «Марк-1» и «Марк-2». Оптический локатор «Марк-1», описанный в ра­

чение часа) общий счет фотонов быстро убывает с высотой, а среднее квадратическое отклонение возрастает. Соответствующие величины при подсчете в ин­

Таким образом, система «Марк-1» пригодна для сбора информации о плотности атмосферы только ниже 60 км.

в 3 раза. Такая серия технически осуществима за период 10 мин, хотя, насколько известно, столь большая скорость чередования зондирующих посылок еще не испытывалась.

Таблица 18

Ошибки измерений (%), возникающие при использовании системы «Марк-2»

Большими преимуществами лазерного зондирования по сравнению с ракет­ ными измерениями являются относительно малая стоимость отдельного зонди­ рования и возможность проведения очень частых зондирований в течение ясных ночей. При этом появляется возможность изучать короткопериодную изменчи­ вость, обусловленную, например, гравитационными волнами и приливными коле­ баниями в верхней мезосфере. Эксперименты с установкой «Марк-2» уже дают указания на возможные волновые эффекты [443]. Среди недостатков лазерного зондирования можно указать на необходимость проведения измерений только

вясные ночи.

3.ИЗУЧЕНИЕ РЕЖИМА ВЕТРА МЕТОДОМ РАДИОЛОКАЦИИ

МЕТЕОРНЫХ СЛЕДОВ

Изложенные выше непрямые методы зондирования высоких слоев атмосферы пока не позволяют изучать режим ветра. Этот пробел частично заполняют методы радиолокации дрейфа ионизи­ рованных метеорных следов. Метеоры входят в земную атмосферу со скоростью около 40 км/с и оставляют ионизированные следы в слое от 120 до 80 км. При достаточной плотности ионизации от­ раженный от следа сигнал радиолокатора обнаруживается менее чем за полсекунды. В эти мгновения ионизированный метеорный след, дрейфующий вместе с атмосферой, служит индикатором воз­ душных течений.

В радиолокации метеорных следов применяется система одной радиолокационной станции, а также системы двух и многих стан­ ций. Как наиболее простая и дешевая широко распространена методика одной станции, в частности импульсно-когерентный ме­ тод радиолокации метеорных следов, достаточно подробно изло­ женный в работах Б. Л. Кащеева, В. Н. Лебединца, М. Ф. Лагу­ тина, И. А. Лысенко, И. А. Делова [113, 135, 112].

Измерение скорости движущейся цели в когерентных радиолокационных си­ стемах основано на использовании эффекта Доплера-Белопольского. Величина доплеровского сдвига частот AF зависит от радиальной скорости движущейся цели по отношению к радиолокационной станции (vT) и от длины волны излу­ чаемых сигналов (к):

Величина AF в импульсно-когерентной системе может быть найдена путем под­ счета импульсов, укладывающихся между характерными точками огибающих доплеровских биений. Значение vr применительно к такой методике определяется как

того, что высота преимущественного появления метеоров для А,«9 м, согласно экспериментальным данным, близка к 95 ± 2 км, т. е.

ляется на запад для определения в течение 30 минут восточно-западных компо­ нентов. Необходимость наблюдать в двух взаимно перпендикулярных направле­ ниях уменьшает общее количество данных за час. Кроме того, горизонтальная протяженность района наблюдений возрастает примерно до 200 км. Это является недостатком метода, так как делает его непригодным для изучения мезомасштабных явлений типа гравитационных волн. С другой стороны, сглаживание по времени и пространству оказывается полезным для изучения средних и крупномасштабных синоптических особенностей и явлений приливов.

По единичным величинам v определяются средние часовые значения v от­ дельно для северо-южных и восточно-западных направлений. Средние часовые значения скорости используются для анализа суточных вариаций ветра. Эти ва­ риации удовлетворительно аппроксимируются рядом Фурье вида.

ность индикации азимута, которая способствует улучшению пространственного

может быть получено направление и скорость ветра в слое 80—120 км через