Исследования связи температуры стратосферы и тропосферы во время зимних стратосферных потеплений

ФГАОУ ВП «Северо-Восточный федеральный университет им. М.К. Аммосова»

Физико-технический институт

Кафедра радиофизики и электроники













Исследования связи температуры стратосферы и тропосферы во время зимних стратосферных потеплений 

Дипломная работа

(бакалавр: 03.03.03 «Радиофизика», профиль: «Электроника, микро и наноэлектроника»)









		Выполнил: студент 4 курса

		группы РФ-13 ФТИ СВФУ

		Корякин Николай Николаевич

		

		

		Руководитель: младший научный сотрудник ИКФИА СО РАН

		Титов Семен Вячеславович

			______________________

		(подпись)













Якутск 2017г.

Содержание:

Введение ………………..………………………………………....................3 стр.   

Глава 1.Температурная стратификация атмосферы и ее вариации.....4 стр.

1.1.Строение атмосферы, состав…………………………………………….4 стр.

1.2.Атмосферные слои……………………………………...………………10 стр.

1.3.Внезапные стратосферные потепления.……......…………….……….12 стр.

Глава 2. Методы исследований температур атмосферы……..……….16 стр.

2.1.Радиозондовый метод …..……………………………..……………….16 стр.

2.2.Лидарный метод ………..………………………………..……………. 20 стр.

2.3.Станция лидарного зондирования ИКФиА…………………..……….45 стр.

Глава 3. Исследования связи температуры стратосферы и тропосферы во время зимних стратосферных потеплений ………...…..……………………43 стр.

3.1.Результаты аэрологического зондирования………..…………………44 стр. 

3.2.Результаты лидарного зондирования…………………..……………...45 стр.

3.3.Обсуждение результатов……………………..………………………...46 стр.

Заключение ………………………………………….…………………….21 стр.

Список литературы………………………..…………………...................22 стр.

Отзыв руководителя ……………………………………….…………….23 стр.

















Введение

Актуальность дипломной работы. В настоящее время, основной и наиболее информативной характеристикой атмосферы является ее температура. Исследование температуры разных слоев атмосферы и последующее построение температурного профиля атмосферы в каждом районе земного шара дает нам представление о химических и физических процессах, которые протекают на различных  высотах атмосферы в различных районах нашей Земли. Зная эти процессы, мы можем проследить общую динамику атмосферы, и с той или иной долей вероятности прогнозировать ее поведение. С этой точки зрения Дальний Восток России, и в частности Якутия представляет собой огромный  интерес из-за его климатических особенностей. 

В лаборатории полярных сияний и свечения ночного неба Института космофизических исследований и аэрономии им. Ю.Г.Шафера с 2004 года в селе Октемцы, Хангаласского улуса на полигоне Якутской комплексной установки широких атмосферных ливней начал работу лидар (СЛ-1) для зондирования атмосферы. По обратно рассеянному атмосферному сигналу лазера он определяет температуру атмосферы, концентрацию атмосферного аэрозоля, а также прозрачность атмосферы на различных высотах до 60 км.

Цель работы. Исследовать влияния внезапных стратосферных потеплений на температуру тропосферы в целях установления механизма энергообмена между слоями атмосферы.В ходе данной работы были использованы данные лидарных измерений температуры стратосферы и аэрологического(радиозондового) зондирования атмосферы в Якутске во время внезапных зимних стратосферных потеплений с 2005 до 2016г. Для работы использованы данные измерений в январе – феврале месяцах. Также привлекались данные ECMF, опубликованные  Берлинским университетом.

Краткий обзор дипломной работы. Дипломная работа разбита на три главы. 

В первой главе рассматривается строение, состав и слои атмосферы, а также внезапные стратосферные потепления. Общие понятия физики атмосферы.

Во второй главе описаны основные методы исследования атмосферы. Подробно рассмотрена программная и аппаратная часть каждого метода, а также методика восстановления температурной стратификации по данным лидара и обработка ошибок измерений.

В третьей главе приведены результаты лидарного и аэрологического зондирования атмосферы.

ГЛАВА 1

Температурная стратификация атмосферы и ее вариации



1.1. Строение атмосферы, состав

Атмосфера Земли есть газообразная оболочка земного шара. Ее масса равна около 5,27·1015 тонн, т.е. составляет несколько менее одной миллионной массы земного шара (5,977·1021 тонн) и представляет собой смесь взаимодействующих друг с другом компонентов. Соотношения между концентрацией этих компонентов постоянно изменяются, что приводит к разнообразию оптико-метеорологических ситуаций. С позиций оптики атмосферы и ее динамики среди компонентов атмосферы можно выделить четыре принципиально различные части: сухой незасоренный воздух; оптически активные малые газовые примеси; водяной пар; атмосферный аэрозоль.

Основные особенности вертикальной структуры атмосферы отражены в ее расслоенном делении. Атмосфера представлена ??как состоящая из концентрических сферических оболочек с различными физическими свойствами. По характеру изменения температуры с высотой атмосфера обычно делится на несколько слоев: тропо-, страто-, мезо-, термо- и экзосферы; По характеру ионизации в ней выделяются несколько слоев ионосферы; По характеру фотохимических процессов, атмосферы, которая включает в себя озоносферу и т. д. [3]

Фундаментальное значение для статики и динамики атмосферы имеют неизменность молярной массы сухого незасоренного воздуха в гомосфере (табл. 1.1) вплоть до высоты 90–95 км  и ее изменение в гетеросфере выше 90–95 км. Две главные составляющие этой смеси – азот и кислород  образуют около 99 % сухого воздуха, как по объему, так и по массе. Поэтому изменения концентрации таких важных для оптики атмосферы компонентов, как углекислый газ, озон, оксиды азота, и других малых газовых компонентов воздуха практически не отражаются на молярной массе сухого незасоренного воздуха.[8]











Таблица   1.1

Состав  незасоренного  сухого   воздуха  к   области  гомосферы



Газ

Объемное содержание, %

Молярная масса М,

Кг/кмоль





Азот

78,084

28,0134

Кислород

20,9476

31,9988

Аргон

0,934

39,948

Углекислый газ

0,0314

44,00905

Неон

1,818*10-6

20,183

Гелий

524,0*10-6

4,0026

Криптон

114,0*10-6

88,80

Ксенон

8,7*10-6

131,30

Водород

50,0*10-6

2,01594

Окись азота

50,0*10-6

44,0128

Метан

200* 10-6

16,04303

Озон

До 7,0*10-6 (летом)

47,9982

Озон

До 2,0*10-6(зимой)

47,9982

Сернистый ангидрид

До 100*10-6

64,0628

Перекись азота

До 2,0*10-6

46,0055

Йод

До 1,0*10-6

253,8088

Воздух

100

28,964420



Второй   важной   особенностью   сухого   незасоренного   воздуха является то, что все составляющие его газы имеют либо столь низкую критическую температуру, либо столь низкую концентрацию, что при условиях, наблюдаемых в атмосфере, могут находиться только в газообразном состоянии. Поэтому их можно рассматривать как идеальные газы.

В атмосфере содержится также водяной пар, попадающий туда при испарении с поверхности морей и материков. Роль пара в явлениях атмосферы очень велика, так как его сгущение дает начало облакам и осадкам, а кроме того, превращения водяного пара сопровождаются поглощением или выделением больших количеств тепла. Содержание пара в атмосфере весьма изменчиво. В отличие от сухого незасоренного воздуха, содержание водяного пара в атмосфере претерпевает существенные пространственные вариации – от 0 до 4 % по объему. Водяной пар не всегда может рассматриваться как идеальный газ. Если его пары не насыщены, то его характеристики почти строго следуют законам идеальных газов, а при насыщении заметно отклоняются от этих законов. Он может менять свое агрегатное состояние, превращаясь в воду или кристаллы льда, вновь испаряться.

В атмосфере всегда в виде взвеси присутствует аэрозоль, который интенсивно рассеивает и поглощает оптическое излучение. Гигроскопически активные малые частички содействуют началу и ускоряют процессы конденсации и сублимации водяного пара, способствуют образованию туманов и облаков. Именно аэрозоль и его трансформации в атмосфере играют решающую роль в пространственно-временных изменениях прозрачности атмосферы в видимой и ближней ИК-области спектра.

В воздухе также постоянно имеется пыль твердые частицы земного или космического происхождения и самого разнообразного состава. Пыль играет существенную роль в процессах теплообмена, в процессах формирования земной поверхности.

Таким образом, атмосфера Земли состоит из отдельных частиц в виде атомов, молекул и аэрозолей и является дискретной средой. Однако при ее математическом описании удобно использовать гипотезу сплошности, что позволяет ввести в рассмотрение ряд измеряемых на практике макроскопических величин: плотность, давление, температура, показатель преломления, коэффициенты поглощения и рассеяния и т. д. Это дает возможность перейти к рассмотрению полей оптико-метеорологических величин и сформулировать уравнения, описывающие их изменение в пространстве и времени.

В метеорологии для перехода к рассмотрению полей метеовеличин используется пространственное осреднение. При атом объем осреднения выбирается с таким характерным размером l, который значительно больше длины свободного пробега молекул l0и значительно меньше характерного масштаба рассматриваемого явления L=b/gradb  гдеb — произвольная исследуемая величина. Такой выбор объема осреднения исключает флуктуации определяемых, величин за счет теплового движения молекул воздуха.

В оптике атмосферы регистрируемый оптический сигнал формируется, как  правило, при взаимодействии излучения как с атомами и молекулами воздуха, так и с аэрозолем. Поэтому используемые в метеорологии объемы осреднения могут оказаться недостаточными при рассмотрении полей оптических характеристик воздуха. Особенно это касается полей оптических характеристик аэрозоля. Действительно, если в нижних слоях при стандартных условиях средняя длина свободного пробега молекул составляет ~0,07мкм, то среднее расстояние между аэрозольными частицами в зависимости от реализующихся концентраций, аэрозоля.  составляет ~103–104 мкм.

При  выявлении  возможности  использования  гипотезы  сплошности необходимо иметь в виду увеличения как длины свободного пробега молекул, так и среднего расстояния между аэрозольными частицами с высотой над поверхностью Земли, а также соотношение длины свободного пробега молекул воздуха и размера аэрозольных частиц. Последнее особенно важно при оценке сопротивления воздуха движению аэрозольных частиц. В этом и других случаях, даже когда описание атмосферы как сплошной среды допустимо, рассмотрение процессов на микроскопическом уровне с учетом дискретности среды позволяет построить более адекватные модели.[9]



1.2.Атмосферные слои



В атмосфере мы различаем несколько слоев. Нижний слой, толщина которого около 10—11 км вумеренных и полярных широтах и 14—17 км в тропических широтах, называется тропосферой. В этом слое разыгрываются изменчивые явления погоды, образуются восходящие и нисходящие токи воздуха, формируются облака. Над тропосферой лежит стратосфера, почти всегда безоблачная и более спокойная. По предложению Международного союза геофизики и геодезии стратосферой называют слой, простирающийся до высоты 40 км, а слой от 40 до 80 км называют мезосферой.

По этой номенклатуре слой выше 80 км называют термосферой, так как в нем сильно повышается температура с высотой. Более распространено пока для него название «ионосфера», так как этот слой отличается многими замечательными электрическими свойствами. Эти последние тесно связаны с составом воздуха в ионосфере. А так  жеэкзосфера, которая  находится  свыше  450 км.

Между  этими  слоями  существуют  четыре  переходных  слоя: тропопауза, стратопауза, мезопауза и  термопауза (рис 1.1).

В  самом нижнем слое (тропосфере) температура уменьшается с ростом  высоты над земной поверхностью в среднем на 6,5°С на 1 км. Тропосфера нередко неустойчива и охвачена сильными горизонтальными и вертикальными движениями.  В теплых и холодных течениях тропосферы, близ их границ (фронтов) образуются облака и осадки. В полярных и умеренных  широтах высота тропопаузы достигает 8–12 км, а в тропиках — 16–18 км. По динамическому признаку в тропосфере выделяют планетарный пограничный слой 

Рис. 1.1. Температурный профиль атмосферы

толщиной 1–1,5 км, где скорость течений ослаблена трением  о  земную поверхность. В этом слое происходит интенсивный обмен количеством движения, теплом и водяным паром между атмосферой и поверхностью Земли и океана, формируются свойства фронтов, возникают местные  ветры, особые формы слоистых облаков и пр. Нижнюю часть этого слоя  толщиной около 50 м, в котором очень велики вертикальные градиенты  температуры, скорости ветра и влажности, называют приземным слоем.

Над тропосферой расположен переходной слой — тропопауза. Выше находится стратосфера, отличающаяся очень малым вертикальным градиентом температуры (небольшим падением ее с увеличением высоты зимой и небольшим возрастанием летом). Стратосфера весьма устойчива, вертикальные порывы ветра в ней слабы и случайны. Стратосфера теплее над умеренными и полярными широтами (около -55 °С) и значительно холоднее над тропиками (-80 °С), где она служит как бы ловушкой, вымораживающей водяной пар. Поэтому влажность над тропиками очень мала и облаков почти не бывает. Примерно с высоты 32 км температура в стратосфере быстро повышается — до стратопаузы (на высоте 47–52 км), где она постоянна и близка к 0°С.

Над стратопаузой находится мезосфера, где температура снова понижается и на верхней границе составляет около -86,5 °С. Здесь изредка образуются так называемые мезосферные, или серебристые облака.

Переходный слой мезопаузы на высоте около 85–95 км отделяет мезосферу от расположенной над ней термосферы, где температура резко повышается с высотой (примерно до 2000 °С на уровне 450 км — средней высоте верхней границы термосферы).

Самая верхняя часть атмосферы (выше 450 км) — экзосфера — мало изучена. Плотность воздуха в ней очень мала, и молекулы и атомы могут свободно выбрасываться в межпланетную среду и навсегда покидать атмосферу Земли.

Численные значения давления, температуры и плотности воздуха на различных высотах для стандартной атмосферы приведены в табл. 1.2. Стандартная атмосфера – некоторое условное распределение температуры, давления и плотности в функции высоты, принятое международным соглашением по инициативе Международной организации гражданской авиации.

Таблица 1.2.

Стандартная атмосфера

Высота, гп м

Температура, К

Давление, мбар

Плотность, кг/м3

0

1000

2000

300

4000

5000

6000

7000

8000

9000

10000

11000

12000

14000

16000

18000

20000

22000

24000

26000

28000

30000

32000

288,15

281,65

275,15

268,65

262,15

255,65

249,15

242,65

236,15

229,65

223,15

216,65

216,65

216,65

216,65

216,65

216,65

218,65

220,65

222,65

224,65

226,65

228,65

1013,25

898,745

794,952

701,085

616,402

540,199

471,810

410,607

355,998

307,424

264,362

226,320

193,304

141,018

102,874

75,0481

54,7487

39,9978

29,3048

21,5308

15,8628

11,7186

8,68014

1,2250

1,1116

1,0065

0,90912

0,81913

0,73612

0,65970

0,58950

0,52517

0,46635

0,41271

0,36392

0,31083

0,22675

0,16542

0,12068

0,088035

0,063727

0,046267

0,033688

0,024599

0,018012

0,013225



В стандартной атмосфере принято, что при z=0 температура Т=288,15К. Эта температура близка к средней температуре атмосферы земного шара на уровне моря. Принято также, что высота тропопаузы равна 11 геопотенциальным (гп.) км (как в умеренных и полярных зонах), средний градиент температуры в тропосфере составляет 6,6 К на гп. км, воздух сухой, и его молекулярная масса М= 28,966.[9]



1.3.Внезапные стратосферные потепления



Внезапные стратосферные потепления (ВСП) характеризуются неожиданно быстрым повышением температуры (на несколько десятков градусов в течение нескольких суток) в стратосфере. Эти явления обычно наблюдаются в полярной и субполярной зонах в зимний период [6]. Аэрологические и ракетные наблюдения за температурным режимом средней атмосферы показали, что ВСП формируются далеко не каждую зиму. Их появление инициируется планетарными волнами при резком торможении последних [14].



Рис. 1.2. Временные хода температуры (Тси) и высоты (Нсп) стратопаузы во время стратосферного потепления зимой 1997/98 г. [15]

Результаты лидарных исследований средней атмосферы во время ВСП приведены в работах [15]. Рассмотрим изменения, которые претерпевают профили температуры в этот период на примере данных лазерного термического зондирования средней атмосферы на обсерватории ALOMAR в северной Норвегии (69° с.ш., 16° в.д.) в январе-феврале 1998 г. [15]. Как видно на рис. 1.2, где показано поведение высоты стратопаузы (Hсп) и ее температуры (Tсп), начало ВСП приходится на 2 февраля 1998 г.

Именно с этого числа наблюдается быстрое опускание Hсп от своего типичного положения на высоте около 50 км до 38 км и одновременно рост Tсп от 0 до 50 °С. После достижения Hсп и Тсп своих экстремальных значений (4–5 февраля) в течение последующих 4–5 дней высота стратопаузы практически не менялась, в то время как температура снизилась до значений, отмеченных в начале стратосферного потепления.



Рис. 1.3. Вертикальный температур-ный профиль во время стратос-ферногопотепления 4 февраля 1998 г. над Северной Норвегией (сплошная линия) в сопоставлении с профилями, полученными при ракетном и лидарном зондировании во время СП в предыдущие годы. Квадратиками на графике представлен профиль температуры для СП, рассчитанный согласно модели TSMGCM, крестиками - январский профиль модели CIRA-86с  малой  базой.На рис. 1.3 представлен вертикальный профиль температуры, полученный с помощью лидара в наиболее выраженной стадии рассматриваемого стратосферного потепления (4 февраля 1998 г.). Он приведен в сопоставлении с другими температурными профилями, наблюдаемыми во время ВСП в предыдущие годы и полученными с помощью лазерного и ракетного зондирования. Кроме того, здесь же изображен модельный профиль вертикального распределения температуры для января полярных широт (CIRA-86). Видно, что отличие наблюдаемых значений температур во время стратосферных потеплений примерно на 60° превышает модельные значения.

Значительно реже, чем в полярных широтах, и, как правило, менее мощные ВСП наблюдаются также и в умеренной зоне [9].

ГЛАВА 2

Методы исследований температуры атмосферы



2.1.Радиозондовый метод

Основы метода радиозондов. Метод радиозондов имеет ряд преимуществ по сравнению с другими методами исследования свободной атмосферы. В отличие от метода шаров-зондов, по которому результаты зондирования могут быть получены только после нахождения прибора, результаты измерения при радиозондировании становятся известными (принимаются на слух или на запись) уже во время подъема прибора.

Независимость получения данных от возвращения приборов дает возможность с успехом производить подъемы радиозондов в полярных районах, над морями и океанами (с кораблей и на островах), в области пустынь и т. д. Это обеспечивает регулярные исследования свободной атмосферы в этих районах до высот, не доступных другим видам зондирования. Кроме того, радиозонды применимы в любых условиях погоды.

Наряду с определением давления, температуры и влажности, при подъеме радиозондов проводятся измерения ветра: при прямой видимости радиозонда — с помощью теодолитных наблюдений, при невозможности оптических наблюдений (при тумане и облачности или в ночное время) — с помощью радиопеленгационной или радиолокационной установки.

Наконец, дополнительные приспособления дают возможность определения высоты нижней и верхней границ облачных слоев, обледенения, вертикальных движений и пр.

Таким образом, с помощью радиозонда можно осуществить целый комплекс важнейших аэрологических измерений, что наряду с другими его преимуществами и привело к быстрому развитию метода радиозондов в последние годы.

Метод радиозондов состоит в том, что к выпущенному в свободный полет шару, наполненному водородом, подвешивается прибор (радиозонд), в котором приемники метеорологических элементов управляют сигналами легкого коротковолнового передатчика. При подъеме радиозонд автоматически посылает кодированные сигналы, соответствующие показаниям прибора. Приняв эти сигналы на земле, и расшифровав их, получают значения метеорологических элементов на различных высотах.

Наряду с выпуском в свободный полет на шаре, наполненном водородом, радиозонды могут устанавливаться на самолетах, на аэростатах или на других летательных аппаратах.

В отличие от метеорографа, радиозонд, кроме приемников метеорологических элементов, имеет кодирующее устройство, переводящее показания в характерные сигналы, и радиоблок. Последний включает передатчик, обычно коротковолновый (KB) или ультракоротковолновый (УКВ), излучающее устройство и источники электрического питания.

Дальность действия передачи радиозонда составляет около 150–200 км,что соответствует 1,5–2 часам его непрерывной работы.

Для измерения метеорологических элементов в радиозондах обычно применяются стандартные датчики. Так, температура измеряется при помощи термометра сопротивления (термистора) и термоконденсатора. Для измерения влажности также используют принцип изменения электросопротивления некоторого индикатора в зависимости от изменения относительной влажности или применяют психрометрический метод.

Прием сигналов радиозондов осуществляется с помощью обычных или специализированных радиоприемников. Наиболее простой способ приема – это обычный, слуховой, не требующий у приемника дополнительных приспособлений. Однако автоматическая регистрация сигналов имеет ряд преимуществ перед слуховым приемом.

Преимущества автоматической регистрации заключаются в большей объективности фиксации получаемых сигналов, в более подробном освещении структуры атмосферы (запись в виде метеорограммы), а также в удобстве обработки. Наряду с полной автоматизацией применяется также комбинированный способ приема (полуавтоматическая регистрация); в этом способе сигналы принимаются на слух и регистрируются с помощью соответствующего приспособления.

В случае,   когда   измерения   элемента   происходят   не   непрерывно, частота их должна быть обусловлена требованием достаточной полноты сведений, необходимых   для   построения   кривых   стратификации   атмосферы до предельных высот. Принимая во внимание среднюю вертикальную скорость радиозонда около 300 м/мин, вряд ли можно  допустить, измерения температуры реже, чем через 15 секунд,   а   измерения влажности — через 30 секунд. Измерения давления дают возможность с достаточной точностью построить кривую давления, если отдельные измерения следуют через 50-100 мб.[5] 



2.2.Лидарный метод

Оптическое зондирование атмосферы, основанное на упругом рассеянии света. Однако оптические методы зондирования природной среды стали интенсивно развиваться лишь с появлением лазеров. Такие характеристики первых рубиновых лазеров, как высокая мощность излучения и коллимированность светового пучка, сделали их конкурентно способными с ламповыми прожекторами, ранее использовавшимися для зондирования. Развитие методов модуляции добротности позволило получать короткие импульсы и проводить пространственное разрешенные измерения подобно радарам. Отсюда, и возникло название лидар или световой локатор (англ. Lidar – lightdetectionandranging ).

Источником зондирующего излучения в лидаре является лазер. При дистанционном зондировании атмосферы молекулы газов и аэрозоли вызывают ослабление проходящего через него лазерного излучения. Часть зондирующего лазерного излучения рассеивается на обратном направлении (в сторону приемника лидара), на аэрозольных частиц. Это излучение с помощью приемной оптики собирается и направляется на фотодетектор, который преобразует его в электрический сигнал, пропорциональный интенсивности принятого оптического излучения. Значение принятого сигнала определяется свойством атмосферы рассеивать излучение в обратном направлении, отражающими характеристиками отражателей, ослаблением излучения на трассе зондирования «лидар - объект зондирования - лидар». Поэтому электрический сигнал, снимаемый с фотодетектора, содержит информацию о присутствии в атмосфере газов и аэрозолей, их концентрации и расстоянии до объектов зондирования. Однако чтобы извлечь эту информацию, необходимы специальные методы измерения и алгоритмы обработки, т.к. величина регистрируемого лидаром сигнала зависит от длины волны лазерного излучения, числа, размеров, формы и оптических свойств аэрозольных частиц и молекул газов, находящихся на трассе зондирования.

Лидары – лазерные локаторы, используемые для зондирования атмосферы,  толщи моря, морской и земной поверхности. Все они имеют много общего в своих структурных схемах. Основные блоки лидара следующие:

- лазер-передатчик; 

- передающая оптическая система; 

- приемная оптическая система;

- спектроанализатор и фотоприемное устройство;

- блок обработки сигнала;

- блок управления;

- поворотное устройство;

- система отображения полученной информации;

На рис.2.1 показана структурная схема лидара (кроме поворотного устройства, на которое обычно при наземном варианте устанавливают передатчик и приемник, и блок управления, синхронизирующего работу остальных блоков и управляющего их параметрами). В зависимости от конкретных задач изменяют конструкцию лидара, отдельные блоки – особенно лазерный источник и приемник.

Источники излучения. В качестве источника излучения в лидарных системах дистанционного зондирования используются лазеры, генерирующие в узком спектральном интервале короткие мощные импульсы излучения с малой угловой расходимостью. Когда лидар









Рис.2.1 Структурная схема лидар(кроме поворотного устройства, на которое обычно при наземном варианте устанавливают передатчик и приемник, и блок управления, синхронизирующего работу остальных блоков и управляющего их параметрами)









предназначен для получения с самолета или космического аппарата карт распределения контролируемого параметра, необходима также высокая частота повторения импульса.

Основными элементами излучателя лазера является активная среда (АС), в которой происходит преобразование энергии внешнего источника в энергию электромагнитных колебаний оптического или инфракрасного диапазона волн, и оптический резонатор, основное назначение которого – формирование частотных и пространственных характеристик генерируемого лазером излучения.

По типу активной среды лазеры делятся на несколько классов – твердотельные, газовые, жидкостные и полупроводниковые.

В твердотельных лазерах активные центры создаются ионами примеси в кристаллической решетке (или в стекле). В нашем случае будет использоваться твердотельный лазер на кристаллах иттрий-алюминиевого граната (YAG) c примесью неодима (Nd). В лазерах такого типа в кристалл Y2Al5O12 внедрены ионы Nd+3. Иттрий-алюминиевый гранат, активированный неодимом, занимает особое место среди активных сред твердотельных лазеров. Из-за низкого энергетического порога возбуждения и хорошей теплопроводимости  он может работать как при больших частотах повторения  импульсов генерации (свыше 50 Гц),  далеко выходящих за пределы, допустимые для рубина и стекла, так и в непрерывном режиме излучения при достаточно высоком КПД, достигающем 3,3 %. Длина волны излучения лазера на Nd:YAG составляет 1,06 мкм.

В лазерах на Nd:YAG, генерирующих излучение на очень высоких частотах следования импульсов генерации (1…50 кГц), активный элемент накачивается лампой непрерывного горения, а изменение добротности, осуществляется внутрирезонаторным переключателем добротности. Для обеспечения работы с высокой частотой повторения импульсов, как правило, приходиться прибегать к водяному охлаждению лазера.

Передающая и приемная оптика. Оптический импульс, излучаемый лазером, передается в направлении объекта зондирования через передающую оптическую систему. Оптическая система лазерного передатчика необходима для улучшения коллимации пучка и осуществления пространственной фильтрации. Во многих случаях часть импульса лазера используется для маркировки начала отсчета времени и калибровки интенсивности (т.е. для задания опорного сигнала, которым нормируется полезный принимаемый сигнал в случае нестабильности параметров выходных лазерных импульсов), а также контроля длины волны лазерного излучения, когда это необходимо.

Основными элементами приемной оптики в большинстве систем дистанционного зондирования в настоящее время являются отражающие телескопы Ньютона, Кассегрена, Грегори (рис. 2.2).

Размер апертуры  приемника сильно зависит от характера зондируемого объекта и расстояния до него. Наибольшее требование к размерам апертуры приемника предъявляются при лазерном зондировании с космических аппаратов и лазерном зондировании атмосферы, например, с использованием комбинационного рассеяния (в этом случае приходится применять собирающие телескопы большого диаметра – порядка 1 м.)



Рис. 2.2.Телескопы систем дистанционного зондирования:

а) Ньютона; б) Кассегрена; в) Грегори;

Приемник излучения. Излучение, собранное приемной оптикой прежде чем попасть в блок фотодетектирования, проходит спекроанализатор.  Этот прибор служит для  выделения интервала длин волн, в котором проводится наблюдение, и соответственно отсечки фонового излучения на других длинах волн. Спректроанализатор представляет собой моно- или  полихроматор, набор узкополосных фильтров. Выбор фотодетектора определяется спектральной областью наблюдений, которая, в свою очередь, зависит от характера зондируемого объекта и типа используемого лазера. Сигнал фотодетектора может подвергаться аналоговой или цифровой обработке.

	В  настоящее время существуют два основных метода приема лазерных эхо – сигналов: 

1) энергетический или некогерентный метод (метод прямого фотодетектирования).

2) гетеродинный метод (метод фотосмещения), использующий когерентные методы приема 

При энергетическом методе приема возможны два основных режима работы приемного устройства. Первый соответствует слабому отраженному сигналу от объекта зондирования, т.е. когда на фотоприемное устройство поступает разряженный поток отделенных фотонов. Огибающая импульса при этом режиме не воспроизводится, за время импульса на фотоприемнике регистрируется ряд коротких импульсов отдельных фотонов. Обработка такого сигнала сопряжена с большими трудностями. Второй режим соответствует приему отраженного сигнала, когда фотоприемное устройство регистрирует полную огибающую эхо – импульса. При гетеродинном методе приема необходим высокостабильный лазерный гетеродин. Лазерный сигнал от объекта зондирования вместе с помехами поступает на оптическую систему приемника и затем на вход фотодетектора. Одновременно на фотодетектор поступает гетеродинное излучение опорного ОКГ (гетеродина). В результате воздействия принятой реализации эхо – сигнала и опорного сигнала фотоприемника возникают колебания комбинационных частот. Одной из этих колебаний фильтруется и усиливается. При таком способе приема сигнала можно исключить влияние тепловых шумов и довести чувствительность приемника до квантового предела. Полученный сигнал подается в устройство где, где происходит его сравнение с пороговым значением. При практической реализации донного способа встречаются большие трудности. Фазовые фронты сигнала и излучения гетеродина должны совпадать на фотосмесителе, передающий лазер должен быть одномодовым, а приемное устройство – содержат систему автоподстройки гетеродина.

В настоящее время большинство лидаров используют прямое фотодетектирование. 

При выборе типа фотоприемника в большинстве случаев решающим фактором является длина волны излучения, на которой принимается сигнал. Фотоприемник является важной составной частью, в значительной степени, определяющей его основные технические параметры. В свою очередь, назначение лидара и характер регистрируемого лидаром лазерного сигнала должны определять выбор типа фотоприемника.

Приемники в ультрафиолетовой видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Фотоэлектронные умножители. В диапазоне длин волн 0.2…1 мкм (от ультрафиолетовой (УФ) до ближней (ИК) области спектра) предпочтительно применение многокаскадных фотоэлектронных умножителей (ФЭУ). Фотоприемники на основе ФЭУ получили широкое распространение в лидарах, т.к. у них большой коэффициент усиления и низкий уровень шума. 

В ФЭУ используются умножение потока электронов внутри прибора благодаря использованию вторичной электронной эмиссии одного или, чаще, нескольких эмиттеров, помещаемых между фотокатодом и анодом. Различные ФЭУ содержат от 1 до 14 эмиттеров (электродов). Коэффициент усиления ФЭУ может составлять до 108…109. ФЭУ также используют в лидарных системах на неодимовых лазерах (1,06 мкм) , но они здесь работают на пределе чувствительности. Спектральная характеристика фотокатода показывает зависимость его чувствительности от длины излучения. Его спектральные характеристики не имеют границы в коротковолновом участке, реальная спектральная чувствительность ФЭУ к ультрафиолетовому излучению ограничена лишь прозрачностью стекла баллона. В длинноволновой части спектра граница спектральной характеристики определяется порогом фотоэффекта для материала фотокатода .

В настоящее время разнообразные современные материалы фотокатодов обеспечивают широкий выбор спектральной чувствительности (рис. 2.3.) Выбор конкретного  типа ФЭУ в качестве фотоприемника определяется длиной волны излучения ОКГ, используемого в лидаре. На этой длине волны фотокатоды ФЭУ должен иметь по возможности большую спектральную чувствительность. 



Рис. 2.3.Типичные кривые спектральной чувствительности фотокатода

Схемы дистанционного лазерного зондирования. Существует две основные схемы дистанционного зондирования – бистатическая и моностатическая. Наибольшее распространение получила схема моностатического зондирования с совмещенными источником и приемником излучения. В этой схеме передатчик и приемник устанавливают в одном месте, например на  едином поворотном устройстве, которое позволяет изменить зенитный угол и азимут зондирования. Моностатическийлидар может иметь как коаксиальное, так и биаксиальное расположение оптических осей передатчика и приемника. В результате моностатического зондирования получается функция зависящая от высоты.

В коаксиальной системе оптическая ось лазерного пучка совпадает с оптической осью приемника. Возможные типы оптической схемы лидара при коаксиальной конфигурации осей показаны на рис. 2.4. В оптической схеме, показанной на рис. 2.4., а происходит раздельное распространение луча лазерного передатчика и принимаемого излучения, а в случаях, показанных .......................