Методы исследования атмосферы

Методы исследования атмосферы.

 

Исследования  атмосферы.

Исследования атмосферы  стационарными лидарами остаётся наиболее публичной отраслью применения технологии. В мире развёрнуто несколько постоянно действующих исследовательских сетей (межгосударственных и университетских), наблюдающих за атмосферными явлениями.

Измерение скорости и направления  воздушных потоков. Теоретическое  обоснование применения наземного  доплеровского лидара для таких измерений было дано ещё в 1980-е годы. Первые практические разработки использовали неподвижные оптические системы с лучом, направленным вертикально в зенит; в 1990-е годы были предложены технологии, позволяющие доплеровским лидарам сканировать широкий угол обзора.  В 2001 Alcatel предложил размещение лидаров на борту спутников, так, что «созвездие» спутников на орбите способно отслеживать движение воздушных масс в рамках целого континента, а в потенциале — на Земле в целом. Лидары активно используются для наблюдений за загрязнением атмосферы. Особый класс дифференциальных лидаров (differential absorption lidar, DIAL), излучающих одновременно свет с разной длиной волны, способен эффективно определять концентрацию отдельных газов, оптические показатели которых зависят от длины волны.

Измерение температуры атмосферы. Разработано и реализовано на практике несколько основных методов  измерения профилей температуры.

В первом методе используется резонансное рассеяние на атомах щелочных металлов, в частности, натрия, калия, а также железа. Облака атомов металлов находятся на высоте 85 — 100 км. Температура измеряется по доплеровскому уширению резонансных линий с помощью зондирования узкополосным подстраиваемым лазером (используются жидкостные лазеры с активным веществом в виде раствора органического красителя). Первые измерения были осуществлены с помощью искусственных натриевых облаков, забрасываемых в атмосферу ракетами. Несмотря на то, что метод ограничен диапазоном высот, на которых присутствуют атомы металла, рассеянный сигнал оказывается относительно большим, и это дает возможность измерять температуру с точностью до 1.5 ˚К.

Второй метод — метод рэлеевского рассеяния (Rayleigh lidar), основан на нерезонансном рассеянии света на молекулах воздуха. Впервые он был применен в 1953 году в опытах с прожекторным зондированием атмосферы. Суть метода заключается в следующем. Если отсутствует аэрозольное рассеяние, то мощность обратно рассеянного сигнала прямо пропорциональна плотности воздуха, из которой можно рассчитать температуру. Разрежение воздуха с высотой позволяет использовать метод рэлеевского рассеяния на высотах не более 90 км. Нижняя граница высоты измерения (около 20-30 км) обусловлена присутствием в граничном слое большого количества аэрозоля, который значительно увеличивает рассеяние, но практически не влияет на плотность воздуха.

Третий метод основан на вращательном рамановском (комбинационном) рассеянии молекулами воздуха (Raman lidar. Когда температура увеличивается, интенсивность переходов с большими квантовыми числами возрастает, в то время как интенсивность линий вращательного рамановского спектра, соответствующих маленьким квантовым числам, уменьшается. Переходы с большими квантовыми числами соответствуют линиям рамановского спектра, расположенным дальше от центральной частоты. Температура определяется при использовании измерений в двух областях спектра с различной температурной зависимостью. Максимальная высота зондирования составляет около 30 км, погрешность измерения менее 1 ˚К до высоты 10 км. Так как в приемнике линия упругого рассеяния подавляется, то измерения можно проводить и в присутствии значительных концентраций аэрозолей.

Измерение температуры может  проводиться так же с помощью DIAL лидара, но этот метод не получил большого распространения.

Помимо научных целей  и метеорологических наблюдений, активно испытываются комплексные  системы мониторинга воздушных  потоков в районах аэропортов. Среди практических предложений  последних лет — системы автоматического  управления ветрогенераторами, использующие лидары для определения силы и направления ветра.

Раннее оповещение о лесных пожарах. Лидар, размещённый на возвышенности (на холме или на мачте) и сканирующий горизонт, способен различать аномалии в воздухе, порождённые очагами пожаров. В отличие от пассивных инфракрасных систем, распознающих только тепловые аномалии, лидар выявляет дымы по аномалиям, порождаемым частицами горения, изменению химического состава и прозрачности воздуха и т. п. Технология с радиусом обнаружения дымов в 20 км была впервые заявлена в 1990, активные поиски оптимальных конфигураций систем ведутся по сей день.

 

 

Процессы нагревания и охлаждения приземного слоя атмосферы.

Факторы, влияющие на нагревание и охлаждение воздуха

Тепловым режимом атмосферы  называют характер распределения и  изменения

температуры в атмосфере. Тепловой режим атмосферы определяется главным

образом ее теплообменом с  окружающей средой, т.е. с деятельной поверхностью

и космическим пространством.

За исключением верхних  слоев, атмосфера поглощает солнечную  энергию

сравнительно слабо. В  частности, непосредственно солнечными лучами

тропосфера нагревается  незначительно. Основным источником нагревания       нижних

слоев атмосферы является тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В

дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением, деятельная

поверхность нагревается; становится теплее воздуха, и тепло передается от

 нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло путем излучения и

 становится холоднее  воздуха. В этом случае воздух  отдает тепло почве, в

 результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной

 поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере  может осуществляться с

 помощью следующих  процессов.

 Молекулярная теплопроводность. Воздух, соприкасающийся деятельной

 поверхностью, обменивается  с ней теплом посредством молекулярной

 теплопроводности. Однако  вследствие того, что коэффициент  молекулярной

 теплопроводности неподвижного  воздуха сравнительно мал, этот  вид

 теплообмена тоже весьма  мал по сравнению с другими видами.

 Турбулентное перемешивание.  Атмосферный воздух находится  в постоянном

 движении. Движение отдельных его небольших порций, объемов, вихрей имеет

 неупорядоченный, хаотический  характер. Такое движение называется

 турбулентным перемешиванием  или, короче, турбулентностью. Турбулентность

 оказывает большое  влияние на многие атмосферные  процессы, в том числе на

 теплообмен. В результате  турбулентного перемешивания атмосферы  возникает

 интенсивный перенос  тепла из более теплых ее  слоев в менее теплые.

 Теплообмен между земной  поверхностью и атмосферой посредством  турбулентного

 перемешивания происходит  значительно интенсивнее, чем  теплообмен за счет

 молекулярной теплопроводности  воздуха. Так, летом в полуденное  время над

 сушей турбулентный  поток тепла при одинаковом  градиенте температуры

 примерно в 10000 раз  больше молекулярного. В отдельных  же случаях он может

 отличаться от молекулярного  еще больше.

 Тепловая конвекция.  Тепловой конвекцией называется  упорядоченный перенос

 отдельных объемов  воздуха в вертикальном направлении,  возникающий в

 результате сильного нагрева нижнего слоя атмосферы. Теплые порции воздуха

 как более легкие  поднимаются, а их место занимают  холодные, которые

 затем тоже нагреваются  и поднимаются. Тепловая конвекция  первоначально

 возникает как движение  отдельных небольших струй объемов,  вихрей, которые

 постепенно сливаются,  образуя мощный восходящий поток,  сопровождаемый

 компенсирующими его  нисходящими движениями в соседних  районах. Вместе с

 перемешивающимися порциями  воздуха происходит перенос тепла  от более

 нагретых слоев атмосферы  к менее нагретым.

 Над сушей тепловая  конвекция возникает в результате  неравномерного

 нагревания разных  участков деятельной поверхности  почвы. Над морем она тоже

 возникает в случае, когда водная поверхность теплее  прилежащих слоев

 атмосферы. На водоемах  такое положение часто имеет  место в холодное время

 года и в ночные  часы. Конвективный перенос тепла  при благоприятных условиях

 может охватывать по  вертикали всю толщу тропосферы.

 Радиационная теплопроводность. Некоторую роль в передаче  тепла от почвы к

 атмосфере играет излучение  деятельной поверхностью длинноволновой  радиации, поглощаемой нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последовательно передают тепло вышележащим слоям. В период

 охлаждения поверхности  радиационный поток тепла направлен  от вышележащих

 слоев атмосферы вниз. Над сушей этот поток проявляется  главным образом в

 ночные часы, когда  турбулентность резко ослаблена,  а тепловая конвекция

 отсутствует.

 Испарение влаги с  деятельной поверхности и последующая  конденсация

(сублимация) водяного пара  в атмосфере. При конденсации  (сублимации)

 выделяется теплота,  которая идет на нагревание  окружающего воздуха.

 Из пяти перечисленных  процессов обмена теплом между  деятельной

 поверхностью и атмосферой  превалирующая роль принадлежит  турбулентному

 перемешиванию и тепловой  конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть

 индивидуальными. Они  характеризуют изменение теплового  состояния

 определенного количества  воздуха. Однако температура в  определенном месте

 может изменяться также  в результате перемещения воздуха  в горизонтальном

 направлении, т. е. при адвекции. При адвекции тепла в данное место

 поступает воздух, имеющий  более высокую температуру, чем  воздух,

 находившийся здесь  раньше, а при адвекции холода - воздух, имеющий более

 низкую температуру.  Адвекция тепла (или холода) является  важным фактором

 местного изменения  температуры не только в тропосфере, но и в стратосфере

 

 Характер деятельной  поверхности оказывает большое  влияние на процессы

 нагревания и охлаждения  прилегающего к ней слоя атмосферы.  Тепловые

 воздействия суши и  водной поверхности на атмосферу  неодинаковы: деятельная

 поверхность суши отдает  воздуху значительно большую часть получаемого ею

 лучистого тепла (35-50%), чем поверхность водоемов, которая  большую часть

 получаемого тепла  отдает более глубоким слоям.  Много тепла на водоемах

 затрачивается также  на испарение воды, и лишь незначительная  его часть

 расходуется на нагревание  воздуха. Поэтому в периоды  нагревания суши воздух

 на ней оказывается  теплее, чем над водной поверхностью. Когда же деятельная

 поверхность охлаждается  путем излучения, то суша, не  накопившая достаточно

 запаса тепла, сравнительно  быстро охлаждается и охлаждает  прилегающие слои

 воздуха.

 Моря, океаны и большие  озера в теплое время года  накапливают в своей

 толще значительное  количество тепла. В зимнее  время они отдают его воздуху.

 Поэтому воздух над  водными поверхностями зимой  теплее, чем над сушей.

 Поверхности материков  в свою очередь являются неоднородными.  Леса,

 болота, степи, поля  отдают воздуху неодинаковые  количества тепла. Кроме

 того, почвы различных  видов (чернозем, песок, торф) также  оказывают

 неодинаковое термическое влияние на воздух .

 Растительный покров  оказывает существенное влияние  на температуру

 воздуха. Поверхность  густого растительного покрова  поглощает почти всю

 приходящую к ней  радиацию и практически является  деятельной поверхностью.

 Прилегающий к ней  воздух днем прогревается, а по  направлению вверх и вниз