Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 33
Текст из файла (страница 33)
Другая еще более важная особенность молекулярного рассеяния состоит в том, что как энергетическая яркость, так и общее количество рассеянной единичным объемом радиации очень сильно зависит от длины волны падающей радиации: показатель рассеяния пм согласно формулам (2.2), (2.8) или (2.10), изменяется обратно пропорционально четвертой степени длинь» волны Л: йа Л '. Если принять коэффициент рассеяния для красного цвета (Л= = 0,7 мкм) за единицу, то для более коротких волн видимого участка спектра получим: 0,62 0,57 0,52 0,47 0,44 1,6 2,2 3,3 4,9 6,4 Это означает, что в рассеянной радиации на долю более коротких волн (фиолетовый, синий, голубой цвета) приходится, по сравнению с более длинными волнами (оранжевый, красный цвета), больше энергии, чем в упавшей (прямой) солнечной радиации, т.
е. рассеянный на молекулярных комплексах свет уже не может оставаться таким же белым, как прямая солнечная радиация, а должен иметь сине-голубой цвет. Поступающая от атмосферы рассеянная радиация представляет собой то, что принято называть небесным сводом (или просто небом). Из предыдущего вытекает, что в том случае, когда рассеяние солнечной радиации происходит в основном на молекулярных комплексах (атмосфера — чистая), небесный свод имеет сине-голубой цвет (окраску), при этом синева неба тем значительнее, чем меньше в атмосфере примесей (чище воздух).
Поскольку с увеличением высоты уменьшаются плотность воздуха (р), а вместе с ней, согласно (2.11), и показатель ослабления, то количество рассеянной (единичным объемом) радиации уменьшается и, как следствие, ослабевает яркость небесного свода: по мере увеличения высоты небо становится, с одной стороны, все более синим (даже фиолетовым), а с другой стороны, более темным (па высотах более 100 км верхняя половина неба !от" Раднанноннмй режим атмосеерм УОО Ослабление солнечной раднвкнв абсолютно черная; на нем лишь ослепительно ярко блестят С олнце, если наблюдатель находится на освещенной стороне земли, а также звезды и планеты). Отметим, что зависимостью состава рассеянного света от длины волны объясняется также голубоватый цвет удаленных от наблюдателя предметов (гор, лесов и др.).
Аэрозольное рассеяние солнечной радиации. Если размеры частиц становятся сравнимыми с длиной волны падающей радиации, то их нельзя уже рассматривать как излучающие диполи и необходимо принимать во внимание излучение систем высших порядков (квадрупольные и т. д,). Поэтому законы рассеяния света на крупных частицах будут существенно иными, чем для молекулярного рассеяния. Теория рассеяния на крупных частицах создана Лявом и Г. Ми. Важные исследования в этой обуо во во со)ь ласти выполнены В. В.
ШУлейки- ным, К. С. Шифриным, Ван де Рис. 6.2. График функции К(р) для "Ютстоы и ДР. и= цзз. В атмосфере крупные частицы встречаются двух видов: непрозрачные (пылин и = ) и прозрачные (капли воды). Водяные капли в пределах ультрафиолетового и видимого участков спектра поглощают очень слабо. Абсолютный показатель преломления воды в этой области несколько убывает с ростом Х (среднее значение и = 1,33). Согласно теории, объемный коэффициент ослабления йх для крупных частиц выражается формулой йх = пг'К (р, пт) ))г'.
(2. 12) где К()с, т) — некоторая функция от )ь=2пг/д и комплексного показателя преломления т, называемая эффективным сечением рассеяния; У вЂ” число частиц в единице объема. График функции К()д) для случая капель воды (п = 1,33) приведен на рис. 6,2.
Кривая имеет несколько максимумов, однако функция К ()й) близка к 2 при достаточно больших р, т. е. для предельно больших частиц йл = 2пг'ту'. (2.13) Начальный участок кривой до первого максимума (при малых )а) соответствует молекулярному рассеянию. В дальнейшем характер зависимости рассеяния от длины волны самый разнообразный. Но если частица становится достаточно большой ()т)40), то рассеяние практически не будет зависеть от длины волны (так называемое нейтральное рассеяние). Если в атмосфере такие частицы присутствуют, то цвет неба становится белесоватым, поскольку свет всех длин волн рассеивается в одинаковой степени. По этой же причине облака и туманы имеют белый цвет. Резко изменяется прп аэрозольном рассеянии и пндикатриса.
Чем крупнее частица, тем больше индикатриса вытягивается вперед, т. е. крупные частицы рассеивают в основном в направлении падающего луча. На рнс. б.3 приведены индикатрисы рассеяния УО'  — О' Рис. 6.3. Индикатриса рассеяния радиации кап. лями воды (цифры на кривых — значения р= =2пг/Х). на облачных каплях для нескольких значений параметра )т, Однако не следует думать, что в других направлениях рассеянная радиация совершенно не распространяется. Если ту же индикатрису облачной капли изобразить в прямоугольных координатах «а тлоо ГООО Рнс.
6ди Индикатриса рассеяния ВОО в прямоугольных координатах. Лтасштаб для кривой 2 уменьшен в Ю раз. в для крквой 3 — в 2000 рел по сравнению с кривой П О 20 40 ВО Во )ОО 120 Гбо ФО и в разном масштабе (для различных участков изменения б), то получим картину, изображенную на рис. б.4. Максимум интенсивности рассеянного света вблизи д = 140' обусловливает явление, известное под названием первой радуги. Степень поляризации света прп аэрозольном рассеянии значительно меньше, чем при молекулярном.
В реальной атмосфере наблюдается как молекулярное, так и аэрозольное рассеяние. Наличие в атмосфере примесей самых различных размеров и концент- Н Раднацнонныа рентам атмосрерм йь (г) = (сам(г) + ?ела(г). (2.14) Поскольку объемный показатель йа = аар пропорционален плотности воздуха (р), которая убывает с высотой, то и показатели ?га и йаа с увеличением высоты уменьшаются.
В табл. 6.2 приведены средние значения йа„и ?ааа при 7 = 0,514 мкм в слоях толщиной 1 км (в таблице указана высота середины слоя). Аэрозольный показатель йа, зависит от замутненности атмосферы, которая однозначно связана с метеорологической дальностью видимости Зм (см. главу 22). В табл. 6.2 даны значения ?са, для слабо (5 = 25 км) и умеренно (Бм = 5 км) замутненной атмосферы до высоты 7 км (выше они одинаковые). Из таблицы следует, что до высоты 3 км при 5„,= 25 км и до высоты 4 км при 5 = 5 км преобладает аэрозольное рассеяние, а выше этих уровней наибольший вклад вносит молекулярное рассеяние.
Таблица 6.2. Покааатели (км-') молекулярного и аароаольиого рассеяния 15 аа, 5 =25 км М 5 =5 ам М 1680 1!20 486 20? 98 62 45 36 0 0,5 1,5 2,5 3,5 4,5 5,5 6,5 150 143 129 116 105 95 86 77 8200 4960 18!О 663 242 88 44 36 69 62 55 49 44 38 ЗЗ 26 36 35 34 33 32 31 30 29 7,5 8,5 9,5 10,5 11,5 !2,5 !3,5 14,5 По наблюдениям с земли и с космических кораблей установлено, что повышенная замутненность атмосферы отмечается в слое толщиной 1 — 2 км, расположенном на высоте около 20 км.
раций делает расчет рассеяния очень сложным. Дело осложняется также и многократностью рассеяния. Все это ограничивает возможность применения рассмотренных теоретических схем, поэтому приходится идти по пути выявления эмпирических и полуэмпирических зависимостей, особенно при расчетах аэрозольного рассеяния. Закономерности рассеяния в реальной атмосфереоченьсильно зависят от размеров атмосферных примесей, в частности от размеров водяных капель. Многочисленные измерения потоков солнечной радиации позволили определить показатель рассеяния йа(г) в различных слоях атмосферы. Общий показатель йа (г) можно представить в виде суммы молекулярного (йам) и аэрозольного (йа,) показателей рассеяния: 6 Ослабленна солмечлоя радаацнн ?53 Просуммированные по всей толщине атмосферы объемные показатели ослабления тл = ~ ?аа (г) йг (2.
15) носят название оптической толщины агжосферои Получены следующие значения оптических толщин, обусловленных молекулярным (та ) и общим (та) рассеянием, для различных длин волн: лмкм ... 0,30 0,32 0,34 0,40 0,45 0,50 0,55 0,60 0,70 0,80 там ' ' ' ' 1 22 0 93 0 72 0 36 0 22 О 14 0 10 0 07 0 04 0 02 т, . . . . . 1,97 1,55 1,05 0,62 0,46 0,37 О,ЗЗ 0,30 0,22 0,19 В соответствии с теорией, значения та с увеличением ? резко уменьшаются. В ультрафиолетовой области (?<0,40 мкм) молекулярное рассеяние вносит наибольший (по сравнению саэрозольным) вклад в общее рассеяние. (Например, при 7.
= 0,30 мкм значение ть„= 1,22, а та,= 0,75). Но поскольку оптическая толщина, обусловленная аэрозольным рассеянием (та, = та — там), очень медленно уменьшается при увеличении Х, то уже при Х = 0,45 мкм вклад молекулярного (та„= 0,22) и аэрозольного (таа = 0,24) рассеяния практически одинаков.
При Л)0,45 мкм основной вклад вносит аэрозольное рассеяние (здесь таа)та„). 3 Законы ослабления радиации в земной атмосфере В п. 1 и 2 были рассмотрены процессы поглощения и рассеяния, которые приводят к ослаблению потока солнечной радиации в земной атмосфере. При практических расчетах потоков солнечной радиации ослабление радиации, обусловленное поглощением и рас- 42 сеянием, учитывают суммарно, пу- --т - 1аа тем введения некоторого общего н коэффициента ослабления солнечной радиации. Наиболее простой 'Л 61'.
вид имеют формулы для потока моЬо нохроматической радиации. Расчет г"" д интегрального потока, как будет показано ниже, сопряжен с целым рярис 65 К ныноду формулы дли дом трудностей. потока солнечной радиации. Монохроматический поток. Рассмотрим прежде всего ллонохромагический поток солнечной радиации, т. е. поток лучей определенной длины волны. Пусть в точку А, (рис.
6.5), расположенную на верхней границе атмосферы, поступает монохроматический поток солнечной радиации Уао. Будем от точки Ат отсчитывать Ослабление солнечной радиации 155 154 Радиационный режим ачмосфсрм расстояние , пр 1', проходимое солнечным лучом в земной атмосфере. т П ок а нации с длиной волны 7. в точке В' на расстоянии 1 от А! обозначим через 1'„. Пусть луч сместился ещ оток рад е на малое аср стояние а1' и достиг точки В. Поток радиации в точке В обозначим через, . е 1', +Н'.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
