第1章 激光雷达大气遥感基础
　　激光雷达是一种能够用于大气探测的主动遥感设备，它通过主动发射激光，接收激光与大气相互作用产生的回波信号，进行一系列的信号处理来获取大气相应特性。激光与大气等介质的相互作用是激光雷达遥感的物理基础，本章将主要介绍激光在大气介质中传输时的吸收及散射等特性。
　　1.1 大气主要成分及分布
　　地球大气层是指在地球引力作用下聚集在地球周围的空气层。它是地球自然环境的重要组成部分，与人类生存密切相关。地球大气的组成包括体积含量基本不变或相对固定的气体，如氮气 (78.084%)、氧气(20.946%)、氩气(0.934%)、二氧化碳和一氧化二氮，以及含量变化很大的气体，如水蒸气、一氧化碳、二氧化硫和臭氧等[1]。
　　从分布范围来看，地球大气层的顶部可延伸到海拔 2000～3000km。随着高度的变化，大气的状态和特征也会发生显著的变化，在垂直方向上呈现明显的层次分布。*为常用的大气分层方法是按照大气热力结构将大气分为对流层、平流层、中间层、热层等。此外，也可按化学组成将大气分为均质层(均和层)和非均质层(非均和层)，按电磁特性将大气分为电离层和磁层，按压力结构分为气压层和外大气层等。大气分层图如图1-1所示[1]。
　　临近地表、对流运动*显著的大气区域称为对流层，其物质组成主要为氮气、氧气、二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和臭氧等。对流层中，气温一般随海拔升高而降低，高度每上升100m，气温平均降低0.6～0.65℃。由于对流层受地表影响较大，大气规则的垂直运动和无规则的乱流混合都相当强烈，水汽、尘埃、热量发生交换混合，层内的气象要素如气温、湿度等在水平方向呈现不均匀分布。由于90%以上的水汽集中在对流层中，所以云、雾、雨、雪等众多天气现象主要发生在对流层。
　　对流层下部，也称为扰动层或摩擦层，其高度一般是在从地面到海拔约2km的范围内。扰动层高度随昼夜和季节的变化而变化，白天扰动层高于夜间扰动层，夏季扰动层一般高于冬季扰动层。在扰动层中，气流受到地面的摩擦，湍流交换尤为明显。通常，随着高度的增加，风速增加，风向偏转。同时，扰动层受地面热作用影响较大，温度日变化明显。由于扰动层中水分和粉尘含量高，扰动层经常出现低云、雾和浮尘。中层对流层的范围在海平面以上 2～6km，受地面的影响小于对流层下部，其气流状况基本可以代表整个对流层空气运动的趋势。大气中的大多数云和降水发生在中间对流层。对流层上部从海拔6km一直延伸到顶部。在对流层中，对流层上部受地面影响相对*小，常年温度低于0℃，水汽含量较少，内部的各种云由冰晶和过冷水滴组成。
　　图1-1 大气分层图
　　对流层的上边界称为对流层的顶部。随着高度的增加，对流层顶部的温度不再以相同的速率随海拔的增加而降低，而是缓慢降低或几乎不变，这一特征可以用来确定对流层的高度。在低纬度地区，对流层顶部的温度约为-83℃，在高纬度地区，对流层顶部的温度约为-53℃。对流层的顶部对垂直气流的阻挡作用使上升的水蒸气和尘埃颗粒聚集在其下方，在此区域大气能见度通常较低。对流层顶的高度随纬度和季节的变化而变化：就纬度而言，赤道地区低纬度对流层的平均高度为17～18km，中纬度对流层的高度为10～12km，高纬度对流层的高度仅8～9km；就季节而言，夏季对流层的高度通常比冬季高，例如，南京夏季的对流层厚度可达17km，冬季仅为11km[1]。
　　对流层顶至海拔 50km的大气层称为平流层。如上所述，对流层顶的气温随高度增加而降低很慢，或者几乎不变化，所以平流层又称为同温层。但是平流层内上下温度也不相同，顶部高温而底部低温，温度分布趋势与对流层内恰好相反。平流层的物质组成主要包括氮气、氧气、臭氧、尘埃、放射性微粒及少量的水汽等。臭氧层能够吸收太阳辐射，保护地球上所有生物免于遭受阳光中强烈紫外线的致命侵袭，而此层的气温之所以会呈现下冷上热的状态，主要是因为臭氧层对太阳辐射的吸收作用[2]。
　　与对流层不同，平流层中的大气主要为水平运动，对流运动较为微弱。随着太阳辐射的季节变化，平流层大气运动表现出季风候特征[2]。极地地区在夏天会有极昼，所以夏半球的高纬地区比中低纬地区获得更多的日照，同时由于臭氧层吸收了更多的太阳辐射，极地附近的平流层将逐渐变暖，从而进入高压状态。相反，中低纬度的平流层将处于相对低压的状态，除一些特殊情况外，夏季平流层中上部将盛行东风，称为平流层东风。相应地，当冬天来临时，季风将会逆转：极地整天不受太阳照射。因此，高纬度地区的平流层温度将低于中低纬度地区的平流层温度，并进入低压状态，从而产生从中低纬度到高纬度的气流，称为平流层西风。大气平流层中的季风对大气物质输送有重要影响。
　　平流层顶至海拔85km的大气称为中间层，又称为中层。该层的物质组成主要为氮气和氧气，几乎没有臭氧。由于臭氧含量低，能被氮、氧等直接吸收的大部分太阳短波辐射已经被上层大气所吸收，所以中间层温度垂直递减率很大，上部冷、下部暖，对流运动强盛。中间层又称为高空对流层或上对流层，但实际上该层空气稀薄，空气的对流运动强度并不能与对流层相比[1]。在中间层，冬季温度会比夏季温度更高，这是因为冬季时，大气下层的热能会因大规模波动而被输送到此层。夏季中间层顶的气温可能低至-100℃以下，在如此低温条件之下，高纬度地区(50～65)的夏季会出现夜光云这种罕见的云。夜光云是一种形成于中间层的云，可能是由细小水滴或冰晶构成，也可能是由尘埃构成，距海平面高度一般为80km左右，很薄，颜色为银白色或蓝色，多出现在日出前或黄昏后，太阳与地平线夹角在6～15的位置之时[1]。
　　从地表到海拔90km的区域(包括对流层、平流层和中间层)，大气湍流、对流等活动强盛，各物理、化学成分能够比较均匀地混合，因此也称为均质层。从地表到海拔60km区域(包括对流层、平流层和中间层下部 )的大气基本上没有被电离，处于中性状态，所以这一层也称为非电离层。大气成分主要集中在海拔40km以下的区域(包括对流层和平流层)，这也是大气探测主要关注的区域。
　　从中间层顶到海平面以上300～500km的大气称为热层，也称为热气层或暖层。热层中的大气物质(主要为氧原子)吸收大量波长小于0.175.m的太阳紫外辐射，导致热层温度随着高度的增加而迅速升高，温度升高的程度与太阳活动的强度有关。当太阳活动增强时，温度随着海拔的增加而迅速升高，海拔500km处的温度可上升到2000K；当太阳活动减弱时，温度随着海拔的增加而缓慢上升，海拔500km处的温度仅为500K[3]。因此，热层中的温度检测是当今研究的一个热点。由于太阳活动的影响，热层中的化学成分随垂直高度的变化而变化，因此根据化学成分分类，它也属于非均质层[1]。
　　由于太阳的短波辐射，热层中的大气高度电离，因此所谓的大气电离层即在热层中[3]。热层中有大量自由电子和离子，它们可以改变无线电波的传播速度，引起折射、反射、散射、吸收和退偏。此外，该层中的金属离子层也是激光雷达探测温度和重力波的重要示踪物。
　　除上述大气成分，大气中常常存在悬浮尘埃、烟尘颗粒、盐粒、水滴、冰晶、花粉、孢子、细菌等固体或液体的微粒。这些微粒悬浮在大气中与大气分子共同构成稳定的混合体系，称为大气气溶胶。大气气溶胶的产生与地表的活动密切相关，因此大部分气溶胶粒子集中在对流层中，少部分也会随着大气运动进入平流层。气溶胶粒子虽然在大气中所占比例很小，但是对大气辐射强迫和气候、天气变化有着重要的影响，同时也是造成大气污染的罪魁祸*之一。因此，气溶胶的观测是目前大气监测的主要目标之一。大气气溶胶粒子直径多为 0.001～100.m，有很多不同的分类，一般研究较多的主要有六大类七种气溶胶粒子，即沙尘气溶胶、碳质气溶胶(包括黑炭和棕炭气溶胶两种 )、硫酸盐气溶胶、硝酸盐气溶胶、铵盐气溶胶和海盐气溶胶[4]。大气气溶胶在大气物理化学过程中所起的作用不容忽视，主要体现在以下三个方面。
　　(1)大气气溶胶通过散射与吸收太阳辐射对大气辐射强迫产生直接影响。具体来说，气溶胶的直接辐射效应分为两个方面：一方面气溶胶将一部分太阳辐射散射向大气外，对地球的大气起到降温作用；另一方面，气溶胶吸收太阳辐射，对地球大气起到升温作用。
　　(2)大气气溶胶通过与云相互作用对大气辐射强迫产生间接影响。纯净大气中的水汽分子凝结成液滴及冰晶是十分困难的。大气气溶胶作为凝结核，可为云滴的形成提供产生和长大的基础。气溶胶 -云相互作用导致的间接气候效应也可以分为以下方面：一方面，气溶胶粒子的增多，导致云滴半径减小，可增大云对太阳辐射的反照率，对大气起到降温的作用 [5，6]，同时，云滴半径的减小，可延长云的生命周期，从而引起大气辐射强迫变化[7]；另一方面，大气中吸收性气溶胶吸收的太阳辐射向外释放后会对云滴起到加热作用，造成云滴的蒸发，降低云的覆盖率，对大气起到升温的作用[8，9]。
　　(3)气溶胶的粒径小而表面积大，较大的比表面积可以为大气环境中的各种化学过程提供良好的反应床，从而影响大气中的各种化学作用。大气环境中各种化学过程产生的化学物质直接或间接影响大气环境乃至人类健康[10]。
　　1.2 激光在大气中的传输
　　20世纪60年代以来，激光凭高定向性、高单色性和高光子密度等特点，在通信、测距、遥感及监测等诸多领域得到广泛应用。激光在大气中的传输问题是激光无线通信、激光雷达测距、激光雷达大气遥感等应用必须面临的问题。激光的应用可极大地促进激光在大气中传输特性的理论研究，而理论研究又可推动激光系统的工程应用进程。激光在大气中传输，通过大气后发生变化主要可以归因为大气对光的衰减效应、大气对光的偏折效应、大气湍流效应及大气非线性效应等[11]。本节主要对这些效应中激光雷达大气遥感比较关注的问题进行简要讨论。
　　1.2.1 大气对光的衰减效应
　　激光在大气中传输时，与大气中的大气分子及气溶胶粒子等相互作用而产生一系列效应，使光强在传播方向上不断衰减。这虽然一定程度上会影响激光在大气中的有效传输距离，但同时可以为激光雷达大气遥感提供丰富的信息。如果考虑平面电磁波在介质中传输的情况，光衰减遵循朗伯 -比尔定律(Lambert-Beer law)[12]，即
　　(1-1)
　　式中，I0为初始光强；I(Z)为传播到距离Z位置的光强；α为消光系数，与介质的特性有关，与光强无关。
　　大气介质对光的衰减效应的根源是大气对光的吸收效应和散射效应。大气对光的吸收效应使部分光辐射能量转变为其他形式的能量(如热能等)而耗散。大气对光的散射效应则使部分光辐射能量偏离原来的传播方向(辐射能量在空间的重新分配)[13]。吸收和散射的总效果是使传输光辐射强度在原来的传播方向上衰减。
　　1. 吸收效应
　　大气吸收效应源自大气分子和气溶胶的吸收效应两个方面，对大气温度有重要影响。当光在大气中传输时，大气介质在光波电场的作用下产生极化，并以入射光的频率做受迫振动。为了克服大气介质内部阻力，光波要消耗能量，表现为大气吸收，具体内容将在1.3节中展开介绍。大气气溶胶的吸收效应一般不具有明显的光波波长选择性，而大气分子的吸收效应则具有明显的光波波长选择性。这将影响到大气遥感激光雷达的激光波长选择。
　　当激光频率等于大气分子固有频率时，就会发生共振吸收，大气分子的吸收会有一个*大值。因此，大气分子的吸收特性十分依赖于光波的频率，不同的大气分子吸收光波的方式也不同。大气分子对激光的吸收由分子的吸收光谱特性决定。大量气体分子的吸收线形成一个连续吸收谱线群，并且仅在几个波长区域吸收微弱，即所谓的“大气窗口”。为了尽量减小大气分子吸收效应的影响，有必要选择大气窗口区域的激光波长进行激光雷达大气探测研究。