Рефераты. Оптика атмосферы

Большое значение придавалось вертикальному распределению озона в атмосфере. Уже первые попытки наблюдения озона в приземном слое (сделанные В.В. Балаковым в 1935 году в Эльбрусской экспедиции) показали, что в воздухе тропосферы концентрация озона незначительна и что большая часть озона находится в стратосфере.

Распределение озона с высотой в атмосфере можно наблюдать несколькими различными методами. Спектрограф или простой фотоэлемент со светофильтрами, чувствительными к участкам спектра с сильным озоновым поглощением, поднимали вверх с помощью ракеты, как это делалось в США начиная с 1946 года и в СССР в 1958 -- 1960 гг., с помощью шара-зонда и т.д. Так наблюдали общее количество озона над прибором, находящимся на известной высоте, и дифференцированием определяли количество озона в любом слое. Большое распространение в США получили химико-люминесцентные озоно-зонды, где регистрировалось свечение некоторых химических веществ под влиянием озона воздуха, протягиваемого сквозь прибор.

Применявшийся с 1934 года способ наблюдения рассеянного света зенита неба в сумерки в то время, пока Солнце погружается под горизонт, дал науке первые ценные данные о вертикальном распределении О3, но не имел больших преимуществ перед другими способами, описанными выше.

Результаты наблюдений показали, что в тропосфере озона малое и распределение его значительно однородно. С уровня так называемой озонопаузы парциальное давление озона начинает резко возрастать. Озонопауза в полярных и умеренных широтах находится примерно на 0,1- 0,2 км ниже тропопаузы, а в тропических широтах -- на 0,8 выше высокой тропической тропопаузы. В этой зоне максимальное парциальное давление озона, по данным американских зондирований 1962-- 1963 гг. [7], наблюдалось на высоте 25,9 км (его значение здесь в среднем составляло мб), а в умеренной и полярной зонах -- на высоте 20,9 км (среднее значение в слое максимума увеличивается от мб в умеренных широтах до 250 - мб в Арктике). В тропической зоне слой озона расположен высоко, сравнительно тонок и содержит малое количество озона. В Арктике он обычно низкий, мощный и количество озона в нем велико.

Выше максимума парциальное давление озона убывает сравнительно плавно и параллельно давлению окружающей среды, так что отношение смеси Отношение смеси -- отношение плотности озона к плотности воздуха, выражаемое в микрограммах на 1 г воздуха. остается приблизительно постоянным. В этой верхней части озонного слоя отношение смеси меняется от 15 мкг/г в экваториальной зоне до 6,4 мкг/г в арктической.

Поляризационные исследования атмосферы Земли.

Помимо спектрального исследования атмосферы, основанного на регистрации спектров вечернего и ночного неба, в атмосферной оптике существуют темы, предполагающие анализ излучения, рассеянного или поглощенного в атмосфере, для чего необходим внешний источник спектра. Одним из таких разделов можно отнести вопросы и методы, при которых используется искусственный источник излучения. Здесь особое внимание нужно уделить лидарному зондированию атмосферы LIDAR -- Light Detection And Ranging. В ходе лидарного эксперимента лазерный луч направляется в атмосферу вертикально или под некоторым углом, а приемник регистрирует возвращающееся назад рассеянное излучение. Так как время прихода рассеянного излучения зависит от его высоты, с помощью лазера можно восстанавливать высотное распределение коэффициента обратного рассеяния и температурное распределение в атмосфере. Выбирая нужным образом длину волны, на которой работает лидар, можно исследовать аэрозольное рассеяние на континууме или резонансное рассеяние отдельных атмосферных компонент (например, атомарного натрия или калия). В настоящее время лидарное зондирование является основным методом исследования мезосферы.

Точность лидарных измерений концентрации аэрозоля можно значительно улучшить, используя так называемый кросс-поляризационный лидар, и это первый, но далеко не единственный пример эффективности поляризационных измерений в атмосферной оптике. Суть кросс-полризационной методики состоит в том, что молекулярное (релеевское) рассеяние обладает хорошо известными поляризационными свойствами. В частности, фон обратного рассеяния линейно поляризован, причем в той же плоскости. Если луч лазера будет линейно поляризованным, а рассеянный сигнал принимается в плоскости поляризации, перпендикулярной плоскости поляризации лазерного излучения, то вклад молекулярного рассеяния в этот сигнал уменьшится практически до нуля, выделяя менее поляризованное аэрозольное рассеяние. Измерения высотного аэрозольного распределения обычно показывают существенное увеличение коэффициента рассеяния (по отношению к молекулярному рассеянию) в тропосфере и мезосфере -- области температурного минимума и серебристых облаков.

Одной из главных проблем лидарного метода зондирования атмосферы, как и всех других методов, связанных с измерением рассеянного излучения, является необходимость учета многократного рассеяния света в атмосфере. Эта проблема встает наиболее остро для кросс-поляризационного лидара, так как многократно рассеянное излучение поляризовано слабее, чем однократно рассеянное, и кросс-поляризационный фильтр будет задерживать его в существенно меньшей степени. Чем фон однократного молекулярного рассеяния.

Другой раздел атмосферной оптики связан с анализом поглощения и рассеяния в атмосфере излучения внешних естественных источников, прежде всего Солнца (хотя в этой роли могут выступать Луна и даже яркие звезды и планеты). Рассеяние солнечного излучения в атмосфере формирует фон дневного и сумеречного неба, характеристики которого существенно зависят от состояния атмосферы -- концентрации, высотного распределения и рассеивающих свойств аэрозоля, содержания малых атмосферных примесей, имеющих полосы поглощения в видимой области спектра (прежде всего озона и водяного пара). Фон ночного неба также во многом определяется рассеянием солнечного света, только уже не в атмосфере, а в межпланетном пространстве, эта компонента ночного неба известна как зодиакальный свет. Однако, рассмотрение этого явления уже выходит за пределы атмосферной оптики.

Дневное и сумеречное небо, при всей своей визуальной схожести имеют существенно разную геометрию образования и, вообще говоря, определяются разными атмосферными факторами, опирающимися на компоненты рассеяния атмосферы и их свойства.

Первая и главная рассеивающая компонента -- газовая составляющая, формирующая молекулярное рассеянии. Свойства этого процесса хорошо известны. Коэффициент молекулярного рассеяния обратно пропорционален четвертой степени длины волны, и коротковолновое излучение рассеивается в атмосфере значительно сильнее, что и объясняет голубой цвет ясного дневного неба (в сумерки цвет неба ведет себя достаточно сложным образом и определяется сразу несколькими факторами). Фон молекулярного рассеяния достаточно сильно поляризован. Но, в отличие от источника в кросс-поляризационном лидаре, солнечное излучение неполяризовано. В этом случае излучение, рассеянное вперед и назад, будет также неполяризовано, а вот при рассеянии под прямым углом степень поляризации достигает почти единицы, точнее 94% для земного воздуха. Плоскость поляризации перпендикулярна плоскости рассеяния, то есть плоскости, в которой лежат прямой и рассеянный луч. При этом коэффициент рассеяния атмосферы под углом в 90? примерно вдвое меньше, чем коэффициент рассеяния вперед или назад. Таки образом, если рассматривать рассеяние солнечного излучения взаимноперпендикулярных плоскостях поляризации (перпендикулярной и параллельной плоскости рассеяния) как независимые процессы, то первый из них будет изотропным, а второй будет происходить преимущественно вперед и назад.

Однако рассеяние солнечного излучения происходит также на аэрозольных частицах, чей размер сравним или превышает длину волны видимого излучения. Здесь характер рассеяния будет существенно отличаться. Появится анизотропия рассеяния: большая часть излучения будет рассеиваться под малыми углами, в направлении, близком к направлению падающего излучения. Аэрозольное рассеяние отличается от молекулярного и своими спектральными характеристиками -- коэффициент рассеяния хоть и будет возрастать в коротковолновой области, но значительно медленнее, чем для молекулярного рассеяния. Именно поэтому при сильной запыленности атмосферы вокруг Солнца появляется яркий ореол, а цвет неба вместо голубого становится белесым.

Поляризационные свойства аэрозольного рассеяния отличаются от молекулярного рассеяния значительно меньшей поляризацией при рассеянии под углом 90?. Лабораторные измерения различных образцов вулканической пыли [14] показали, что в видимой области спектра поляризация составляет 15 - 20%. Естественно, что в запыленной атмосфере поляризация фона неба будет существенно ослабляться. Поляризационные измерения фона неба на различных угловых расстояниях от Солнца (то есть для разных углов рассеяния) могут дать информацию о свойствах рассеивающего вещества, содержании и типе атмосферного аэрозоля.

Однако при подобном анализе ученые могут столкнуться с той же проблемой, что и при использовании лидарного метода. Атмосфера Земли имеет значительную оптическую толщину, и фон неба представлен не только однократным, но и многократным рассеянием света. Особенно серьезной эта проблема будет при анализе неба в период сумерек, когда солнечные лучи проходят большой путь сквозь атмосферу над поверхностью Земли. Поляризация многократно рассеянного излучения будет определяться распределением яркости по всему небесному своду и будет также существенно меньше, чем в случае однократного молекулярного рассеяния. Спектральный состав многократного рассеяния заранее неизвестен. С одной стороны, большое количество актов рассеяния должно приводить к избытку в коротковолновой области, но с другой стороны там увеличивается и поглощение излучения, проходящего между актами рассеяния длинный путь в атмосфере.

Днем, при большой высоте Солнца над горизонтом, относительный вклад многократного рассеяния не очень велик, но поляризация фона неба даже в 90? от Солнца неполная. Это связано с тем, что фон неба образуется, в основном, рассеянием солнечных лучей в нижних плотных слоях атмосферы, которые содержат много аэрозоля. Анализ распределения яркости и поляризации фона дневного неба могут дать достаточно количественную информацию об оптических свойствах атмосферы, но только лишь в ее приземных слоях [23].

По мере тог, как Солнце опускается к горизонту, оптическая толщина атмосферы на пути его лучей увеличивается, и приземные слои атмосферы освещаются слабее. В некоторый момент времени рассеяние прямого солнечного излучения в приземном слое уже перестает быть определяющим для формирования фона неба. Более высокие слои тропосферы, несмотря на свою меньшую плотность, рассеивают больше солнечного света из-за меньшего поглощения солнечных лучей в этих слоях. В отличие от астрономического понятия сумерек, начинающихся с заходом Солнца, исследователи атмосферы считают окончанием дня и началом сумерек именно момент отрыва слоя эффективного рассеяния света (так называемого сумеречного слоя) от поверхности Земли. Этот момент зависит от длины волны и положения точки наблюдения на небе. В зените для желто-зеленой области спектра это происходит при высоте Солнца над горизонтом около 5? - 6?. После этого фон неба эволюционирует по «сумеречным» законам, быстро уменьшая свою яркость. В коротковолновой области спектра, где поглощение света сильнее, сумерки начинаются еще раньше, и яркость неба убывает быстрее. Это приводит к изменению цвета неба, которое к заходу Солнца превращается из насыщенно голубого в бледно-голубое. В отсутствие атмосферного озона, имеющего полосы поглощения в желто-зеленой области спектра, сумеречное вообще теряло бы голубой оттенок. Покраснение небо продолжается и после захода Солнца вплоть до его погружения под горизонт на 4? - 5? (зенитного расстояния 94? - 95?).

Страницы: 1, 2, 3, 4



2012 © Все права защищены
При использовании материалов активная ссылка на источник обязательна.