8-11 (Оптико-электронные системы), страница 2
Описание файла
Документ из архива "Оптико-электронные системы", который расположен в категории "". Всё это находится в предмете "радиофизика и электроника" из , которые можно найти в файловом архиве . Не смотря на прямую связь этого архива с , его также можно найти и в других разделах. Архив можно найти в разделе "рефераты, доклады и презентации", в предмете "радиоэлектроника" в общих файлах.
Онлайн просмотр документа "8-11"
Текст 2 страницы из документа "8-11"
и показателя преломления m=n-i (см. рис.22). Невыполнение закона Бугера для распространения излучения в аэрозольной среде наблюдается только при превышении мощности излучения – порога, за которым начинается взрывообразное разрушение отдельных частиц аэрозоля. Аналогичным образом определяется и функция эффективного коэффициента поглощения Kр, которая имеет более простой вид без характерных для К0 сцинтиляций.
В литературе известны специальные расчеты по теории Ми функций рассеяния и поглощения для частиц с различными m,. Как правило это объемистые издания. Большинство таблиц определяют сферические частицы с однородной структурой. Специальные разделы посвящены развитию теории Ми в интересах расчета рассеяния на несферических частицах, – например эллипсах, цилиндрах и т.д. Достаточно глубоко исследован теоретический вопрос рассеяния на многослойных частицах. Последний актуален для атмосферной оптики, поскольку доказано, что при относительной влажности воздуха f 40 % частицы аэрозоля увлажнены и в их “оптике” должно учитываться проявление свойств воды. В частности, доказано, что при толщине “водяной рубашки” частицы, составляющей 10% и более, её оптические свойства полностью определяются m воды (раствора).
На практике оказалось более удобным расчет осл осуществлять на основе эмпирических соотношений. Впервые аппроксимация была предложена для видимой области спектра Ангстремом и определяется соотношением
где n –эмпирический коэффициент.
Рис.22. Пример изменений эффективных коэффициентов ослабления (Кос),
рассеяния (Кр) и поглощения (Кп) для водяных сфер (=4 мкм),
Позднее специальными исследованиями было показано, что формула Ангстрема на основе незначительного усложнения может быть распространена на широкую область длин волн. В этой модифицированной трактовке
В (22) n0, n1, n2 – эмпирические параметры, одинаковые для конкретных состояний атмосферы т.н. типов оптической погоды, - компонента, независящая от типа оптической погоды, имеющая выраженный селективный ход (см.рис.22а) (физически связана с поглощающими свойствами вещества аэрозоля – его водной оболочки, задается таблично), 0- коэффициент ослабления в области, в которой осуществлена нормировка функции.
В соответствии с общепринятой практикой – это видимая область спектра, в которой аэрозольное ослабление характеризуют метеорологической дальностью видимости SM, связанный с показателем ослабления излучения на длине волны =0,55 мкм . Согласно соотношения Кошмидера
Коэффициент 3,912 в (23) определяется исходя из возможности человека при заданной контрастной чувствительности глаза различать на расстоянии SM=L раздельно два предмета. Таким образом, с учетом (9,18,24)
Аэрозольная и молекулярная компоненты действуют независимо, поэтому, следуя (9,18,24)
В (25) не учтено Рэлеевское (молекулярное ) рассеяние излучения.
-
Рэлеевское рассеяние излучения.
Аэрозольное рассеяние носит название рассеяния Ми. В УФ и видимой области спектра должно быть учтено также молекулярное рассеяние на флуктуациях плотности воздуха, описанное Рэлеем.
Из курса общей физики известно, что
(n – показатель преломления воздуха; в, во – плотность влажного и сухого воздуха, N - число Лошмидта, P –деполяризация света).
Изменение 1/4 и определяет тот факт, что в области 1 мкм становится менее 0,001 и может не приниматься во внимание. (Для примера при =0,4 мкм =0,043 км-1).
Рис.22а
На рисунке 22а - компонента, обусловленная поглощением излучения газами, 2 - аэрозольная компонента, зависящая от погодной ситуации,3 =exp(-L)- зависит только от SМ, спектральная зависимость 3 показана на рис. 22б
Рис.22б
-
Атмосферная рефракция и турбулентность
Атмосферная рефракция и турбулентность – это те факторы, с которыми связано как ослабление потока излучения, фиксируемого ОЭС, так и ухудшение наблюдаемого изображения.
Атмосферная рефракция обусловлена градиентом показателя преломления в атмосфере, в особенности в её приземном слое, который связан с суточным ходом температуры воздуха.
Известно, что показатель преломления воздуха зависит от его плотности в (n-1=kв, где k – константа), а плотность обратно пропорциональна абсолютной температуре, с учетом этого можно показать, что
Если мы имеем дело с ОЭС стационарного наведения на источник – объект, то легко убедиться на практике, что в первые же полчаса после восхода солнца направленный на входной зрачок ОЭС коллимированный поток от объекта-источника выйдет из поля зрения прибора. Это конкретное проявление рефракции.
Неоднородности прогрева атмосферного воздуха, связанные с облачностью, различием типа поверхности и растительности приводят к флуктуациям его плотности и соответственно показателя преломления благодаря чему имеет место атмосферная турбулентность.
Атмосферная турбулентность приводит к искривлению пучка лучей из-за стратификации слоев воздуха (результат – миражи и угловые ошибки в ОЭС). Быстрые флуктуации неоднородностей – причина флуктуаций наклона волнового фронта и перемещения точки изображения в плоскости изображения, расфокусировки, “пятнистости” изображения, нарушения пространственной когерентности.
Расчет влияния турбулентности на качество изображения базируется на теории дифракции в её применении к дифракции излучения на неоднородностях атмосферы и развит В.И.Татарским. При этом, в общем случае учета турбулентного воздействия на поток излучения можно показать, что влияние дифракции ощущается только в том случае, если поперечное сечение пучка , где -длина волны, L – расстояние.
Значение R для различных и L даны ниже
L, м | 0,5 | 10,0 |
10 100 1000 10000 | 2,3 7,1 22,4 70,7 | 10 31,6 100,0 316 |
Ф луктуации луча за счет вариаций показателя преломления принято описывать с помощью структурной функции Fn(r), которая является корреляционной функцией, определяющей разности показателей преломления m(x+r)– m(x), где r характеризует радиус (масштаб) флуктуаций. В соответствии с теорией В.И. Татарского
для среды с масштабом флуктуаций
( -max, -min границы размеров флуктуаций).
Коэффициент Сn – структурная постоянная показателя преломления. Если Сn=0 имеет местооднородная среда, перемещение всех её точек происходит с одинаковой скоростью.
При Сn =810-9 м-1/3 –имеем слабую ( =1,2 см, =10 м)
Сn =410-8 м-1/3 – среднюю и
Сn =510-7 м-1/3 – сильную турбулентность =0,3 см, =1 м
Сдвиг луча характеризуется дисперсией или среднеквадратическим отклонением
Флуктуации луча приводят к расплыванию пучка на 2r и угловой ошибке . Спектр частот флуктуации лежит в пределах 0,03 Гц…20 Гц.
В заключение иллюстрируем представленные выше сведения.
Рис.23 дает представление о пространственно-временных изменениях показателя в пыледымовых облаках различного происхождения. В частности на рис.23(а) даны поперечные разрезы (L) облака маскирующей аэрозольной завесы (МЗ). На рис.23 (б) показан эффект изменения спектра размеров частиц при удалении от оси шлейфа МЗ.
На рис. 23 (в) приведены частотные спектры вариаций показателя (см. рис.23(г)) в МЗ, создаваемых генераторами различных конструкций (1…6).
Рис. 24 иллюстрирует спектральный ход оптической плотности ряда известных дымообразующих составов, используемых для создания МЗ
(L3 –геометрическая ширина МЗ)/
Рис.23
Б
В
Г
сек
продолжение рис. 23
(фрагменты Б,В,Г)
Наконец таблица ниже иллюстрирует эмпирическую модель спектральных показателей аэрозольного ослабления , в которой указаны параметры для расчета и дана характеристика соответствующих метеорологических условий.
Таблица
Модель спектральных показателей аэрозольного ослабления
Морфологическое обозначение типа оптической погоды | Синоптическая ситуация | Температура воздуха С | Относительная влажность, % | SM, Км | n0 | n1 | n2 |
1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 |
Дымка Дымка Дымка Дымка Туманная дымка Дымка Дымка Туманная дымка Дымка Ледяной туман | Антициклоны нетропических широт Антициклоны субтропических широт Квазистационарные антициклоны (гребни) внетропических широт | (-20)(+20) (-12)(+25) (-12)(+25) (-12)(+25) (-12)(+25) (-12)(+25) (-12)(+25) (-12)(+25) от –35 до -12 | 50-90 30-50 50-90 85-90 90-95 90-100 90-100 60-90 90-100 90-100 70-90 | 20-50 15-50 1—20 5-10 10-15 5-10 1-5 5-15 1-5 1-5 1-5 | 0,03 0,004 0,09 0,07 0,22 0,06 0,30 0,56 0,34 0,56 | 0,35 0,35 0,44 0,54 0,57 0,79 0,37 0,39 0,49 0,39 | 2 2 1,45 1,06 0,65 0,4 0,9 0,39 0,52 0,39 |
Рис.24