Лазерное зондирование океана

Известно, насколько широко используются системы акустического зондирования океана (эхолоты) для научных исследований в практике судоходства, в рыбном промысле и т. д. Эти приборы стали неотъемлемой частью всего того, что связано с океаном. Электромагнитное излучение затухает в морской воде гораздо сильнее, чем звук, и только электромагнитное излучение видимого диапазона способно проникать на глубины порядка сотни метров.

Однако, попытки создать системы лазерного зондирования океана, способные восстанавливать структуру светорассеивающих слоев, предпринимаются довольно активно. Дело в том, что длина волны света значительно короче длины волны звуковых волн, которые возможно использовать для акустического зондирования океана. Поэтому можно ожидать, что размеры неоднородностей и структурных образований, которые возможно восстановить с использованием лазерного зондирования, будут значительно меньше. С другой стороны, механизмы взаимодействия, приводящие к рассеянию электромагнитного излучения, значительно отличаются от механизмов, приводящих к рассеянию звука. Это позволяет надеяться на то, что гидролидарные системы смогут значительно расширить возможности дистанционных методов зондирования океана.

Особенно привлекательными для исследования гидрофизических процессов, протекающих в верхнем слое океана, являются схемы зондирования через морскую поверхность, поскольку они позволяют проводить измерения со спутников или авианосителей [4-6]. Однако, при таком зондировании очень существенным является то влияние, которое оказывает состояние морской поверхности на сигнал обратного рассеяния, пришедший из-под поверхности.

Одна из задач, которая решается в лаборатории с 1988 г. — исследование пространственно-временной динамики светорассеивающих структур в верхнем слое океана с использованием лазерного зондирования. Установка лидарной системы на судне позволяет реализовать такие схемы зондирования, при которых всякое влияние состояния границы раздела вода-воздух на сигнал обратного рассеяния, пришедший из-под поверхности, будет исключен. Было опробовано много схем и методик для исключения влияния поверхности, и окончательный вариант гидролидара был установлен в гидрооптической шахте судна “Академик Лаврентьев” [1-3].

Рисунок 1 поясняет схему работы гидролидара, размещенного в гидрооптической шахте научно-исследовательского судна “Академик Лаврентьев”.

Рис. 1. Блок-схема гидролидара

Для зондирования использовалась вторая гармоника излучения Nd:YAG лазера с длиной волны 532 нм. Длительность импульса излучения 10 нс, частота следования импульсов 1 Гц, энергия излучения во второй гармонике до 200 мДж. Для получения такой величины импульсной энергии был разработан специальный лазерный излучатель, который состоял из лазера и двух каскадов оптических усилителей. Лазерное излучение телескопировалось системой 2 (сечение пучка увеличивалось от 5 мм до 40 мм). Зондирующий лазерный импульс через поворотное зеркало 3 направлялся по трубе малого диаметра к выходному иллюминатору 4. Рассеянное обратно излучение, через большой приемный иллюминатор 5, собиралось объективом 6. Погружные трубы и иллюминаторы 4 и 5 представляли собой герметическую систему. Торцы иллюминаторов выдвигались ниже корпуса судна. Такая конструкция позволяла работать по ходу судна.

Приемный объектив 6 имел апертуру 300 мм и фокус 420 мм. Угол поля зрения такой системы был равен 30. Два фотоумножителя (7 и 8) были расположены в фокальной плоскости объектива. Часть излучения, собранное объективом (около 20%), направлялось на фотоумножитель 7 делительной пластинкой, расположенной около фокуса. Излучение, прошедшее делитель, регистрировалось фотоумножителем 8. Использование двух каналов приема позволило увеличить динамический диапазон приемной системы. Фотоумножитель 7 проводил регистрацию сигнала в диапазоне глубин от 7 до 25 метров, фотоумножитель 8 регистрировал обратнорассеянный сигнал в диапазоне глубин от 25 до 50 метров. Диапазон глубин, с которого осуществлялся прием сигнала обратного рассеяния, устанавливался соответствующими схемами стробирования ФЭУ и световыми диафрагмами, устанавливаемыми на фотокатодах каждого ФЭУ.

После усиления, сигналы с каждого ФЭУ подавались на аналого-цифровые преобразователи 9 и 10 соответственно. Быстродействующие АЦП обеспечивали временное разрешение сигнала в 10 нс. В процессе обработки оцифрованные сигналы с двух ФЭУ объединялись в один после соответствующей нормировки для того, чтобы получить единый профиль сигнала обратного рассеяния в диапазоне глубин от 7 до 50 метров с пространственным разрешением порядка 1 метра.

В самом простом случае нас интересует восстановление распределение коэффициента ослабления лазерного излучения по глубине, которое связано со структурой светорассеивающих слоев. Последние вызваны неоднородностями показателя преломления воды, которые в свою очередь могут быть вызваны как взвешенными частицами (гидрозолем, куда попадает и фитопланктон), так и флуктуацией гидрофизических параметров морской воды.

Коэффициент ослабления лазерного излучения может быть записан в виде:

e (z) = a (z) + c , где a (z) = a f (z) + a b(z) — коэффициент рассеяния, а a f (z) и a b(z) — коэффициенты рассеяния излучения вперед и назад соответственно (в переднюю и заднюю полусферу соответственно), c — коэффициент поглощения морской воды, z — глубина. В первом приближении можно принять его независимым от глубины зондирования. Для типичных морских вод, и длины волны излучения 532 нм (вторая гармоника излучения Nd:YAG лазера), имеем следующие значения коэффициентов: e = 0.23 м-1, a = 0,16 м-1, c =0,07 м-1, отношение (индекс анизотропии) r = a f / a b порядка 10.

При восстановлении структуры a(z) мы предполагаем, что величины и c являются консервативными параметрами в данном регионе и слабо зависят от глубины и горизонтальной координаты. В действительности такое приближение является оправданным.

Для определения a(z) мы используем модель однократного расеяния, согласно которого

P(z) = P0 (ct S/2z2) [a (z)f(z)/2p (1+r)]exp[-2o a (z')dz'-2c z]

где -P(z) мощность обратнорассеянного сигнала с глубины z, P0 — средняя импульсная мощность лазерного импульса, ct /2 — пространственное разрешение, с — скорость света, t — длительность импульса, S — площадь приемной апертуры, a (z)/2p (1+r) — коэффициент обратного рассеяния в телесный угол, f(z) — геометрический фактор лидара.

Решением этого уравнения является функция:

a (z) = a (0) F(z)[1-2a (0)o dz'F(z')]-

где a (0) — граничное значение коэффициента ослабления (в начале трассы зондирования), его можно задавать, если нас интересуют не абсолютные значения, а относительные изменения (или динамика процесса). и

F(z) = P(z)exp(2c z) [4p z2(1+r)/ct P0Sf(z)]

Восстанавливая a (z) из лидарных данных в различных пространственных точках по курсу судна (или в дрейфе) возможно восстановить изолинии a (z,х) илиa (z,t), где х — горизонтальная координата, а t- время. Динамика изолиний позволяет нам восстанавливать пространственно временную структуру светорассеивающих слоев.

Приближение однократного рассеяния справедливо только для малых оптических толщин, для увеличения диапазона глубин в котором применимо это приближение, мы использовали приемник с очень маленьким приемным углом.

Ниже мы приведем лишь некоторые результаты, полученные нами при использовании гидрооптического лидара на НИС “Академик Лаврентьев”. Описанные результаты были получены в Японском море. Схема и дата проведения экспериментов приведена на рис. 2

Рис. 2. Положение судна и время проведения экспериментов по гидролидарному зондированию в 1987 году

Пример пространственного распределения a (,х), которое удалось восстановить в районе 3 (см. рис. 2) по ходу судна, движущегося со скоростью 8 узлов, показан на рис. 3

Рис. 3 Структура коэффициента ослабления лазерного излучения

Различные цвета соответствуют различным значениям a , как показано в нижней части рисунка. Наблюдается практически однородное распределение по всему маршруту судна, слабый светорассеивающий слой был зарегистрирован на глубине порядка 40 метров.

На рис. 4 показана структура светорассеивающих слоев, восстановленная с движущегося судна в районе 1 (см. рис. 2).

Рис. 4. Структура светорассеивающих слоев на разрезе 1

В нижней части рисунка приведены значения коэффициента ослабления лазерного излучения в градациях серого. В правой части рисунка приведено распределение температуры по глубине, которое было получено в начале разреза. Видно, что распределение имеет ярко выраженную слоистую структуру, которая промодулирована волновым процессом. Значение a(z,х) меняется от 0,2 м-1 на глубине 15 метров до 0,09 м-1 на глубине более 30 метров, имеется промежуточный максимум 0,2 м-1 на глубине около 25 метров. Для более однозначной интерпретации процессов модулирующих распределение a (,х) были проведены, одновременно с лидарным зондированием, измерения флуктуаций температуры с использованием погружаемого распределенного датчика температуры (термокосы). На дрейфующем судне в районе 1 были замерены одновременные изменения коэффициента ослабления лазерного излучения на некоторых горизонтах и изменения температуры D Т воды на близлежащих оризонтах с использованием термокосы. На рис. 5 представлены результаты таких измерений

Рис. 5. Одновременные измерения внутренних волн гидролидаром и термокосой

По вертикальной оси в верхней части рисунка отложены результаты гидролидарных измерений флуктуаций коэффициента ослабления лазерного излучения D a на различных горизонтах (глубины горизонтов указаны в метрах справа от кривых). В нижней части рисунка приведена кривая соответствующая флуктуациям температуры D Т в градусах, которая была измерена с помощью термокосы в диапазоне глубин 40-50 метров (справа от кривой). Масштабы изменения коэффициентов ослабления и температуры показаны на рисунке вертикальными отрезками. По горизонтальной прямой на рис. 5 отложено время проведения измерений в минутах. В момент измерений был обнаружен термоклин на глубине 30-50 метров. Гидролидаром были зафиксированы синфазные колебания D a практически на всех горизонтах. Корреляция между кривой D Т и D a на нижнем горизонте очень высокая, коэффициент корреляции 0,86. Это говорит о том, что нам удалось дистанционно зафиксировать (и измерить параметры) внутренней волны.

Необходимо отметить, что подобные эксперименты проводились неоднократно и в различных гидрологических ситуациях. Была получена хорошая корреляция между контактными и гидролидарными методами при регистрации внутренних волн, коэффициент корреляции между функциями D Т и D a менялся в пределах 0,6 — 0,9.

При определенном вертикальном распределении светорассеивающих слоев наблюдаются противофазные колебания D a на различных глубинах. Так, в районе 2 (см. рис. 2) нам удалось зарегистрировать внутренние волны с противофазными колебаниями D a . На рис. 6 и 7 приведены результаты восстановления пространственно-временной структуры светорассеивающих слоев.

Рис. 6. Структура слоев на разрезе 2

Светорассеивающий слой на рис. 6 начинается с глубины порядка 15 метров и верхняя часть слоя промодулирована внутренней волной. Изолинии выше и ниже 20 метров осциллируют в противофазе. Этот факт может быть объяснен как генерация второй гармоники внутренней волны. Противофазные колебания были зарегистрированы, как с движущегося, так и с дрейфующего судна (рис. 7). На рис. 7 представлены также и измерения, выполненные с использованием погружаемых распределенных температурных датчиков.

Рис. 7. Одновременная лидарная и контактная регистрация внутренних волн

Разработанная методика лидарного зондирования впервые позволила проводить восстановление пространственно-временной структуры светорассеивающих слоев с движущегося судна, с исключением влияния состояния морской поверхности на результаты регистрации сигнала обратного рассеяния. Показана возможность регистрации гидрофизических процессов различной природы, которые модулируют распределения полей D a(z,x) в верхнем слое океана. Обнаружена ярко выраженная слоистая структура в распределении светорассеивающих слоев.

Литература

1. O. A. Bukin, A. Yu. Mayor, V. A. Pavlov, B. M. Shevtsov, E. D. Kholodkevich,
   “Measurement of the lightscattering layers structure and detection of the dynamic processes in the upper ocean layer by shipborne lidar”
   International Journal of Remote Sensing. v. 19. No. 4. 1998. p. 707-717
2. О. А. Букин, В. И. Ильичев, А. Ю. Майор, А. Н. Павлов
   “Судовой гидролидарный комплекс для зондирования верхнего слоя океана”
   Оптика Атмосферы и Океана, т. 7. №10. 1994. с. 1403-1409
3. О. А. Букин, В. И. Ильичев, И. А. Критский, А. Н. Павлов
   “Стратификация коэффициента ослабления лазерного излучения в верхнем слое океана по данным лидарного зондирования”
   Доклады АН СССР. т. 312. №4. 1990. с. 972-973
4. Billard B., Abbot R. H., Penney M. F.
   “Airborne estimation of sea tubidity parameters from the WRELADS laser airborne depth sounder”
   Applied Optics. 1986. 25. 2060-2088
5. Hoge F. E., Swift R. N.
   “Airborne detection of oceanic turbidity cell structure using depth-resolved laser-induces water Raman backscatter”
   Applied Optics. 1983. 22. 3778-3786
6. Hoge F. E., Wright C. W., Krabill W. B., et al.
   “Airborne lidar detection of subsurface oceanic scattering layers”
   Applied Optics. 1988. 27. 3669-2977

Проект Морского государственного университета | 2000–2003 Чистяков Егор