Экология СПРАВОЧНИК
Информация
Оптическая толщина
ОПТИЧЕСКАЯ МАССА АТМОСФЕРЫ. Синоним оптической толщины атмосферы. См. еще масса атмосферы во втором значении.[ . ]
Оптическая толщина атмосферы определяется по измерениям углового распределения отраженной солнечной радиации в интервалах видимого и ближнего ИК диапазонов спектра (0,55; 0,74; 1,0; 2,2 мкм).[ . ]
Оптические характеристики атмосферы — коэффициент прозрачности, фактор мутности, оптическая толщина и оптическая плотность вычисляются с точностью до 0,01.[ . ]
| Оптическая толщина (а), альбедо (б), пропускание прямой (в), диффузной (г) и суммарной (Э) суммарного пропускания (е) в кучевых облаках при N = 0,3, а = 20 км 1 и §© = 60°; |  |
С учетом крупных капель оптические характеристики облаков меняются следующим образом [4]: 1) эффективный размер частиц ге увеличивается, и согласно соотношению (5.4) при фиксированном водозапасе оптическая толщина уменьшается; 2) индикатриса рассеяния становится более вытянутой вперед, т.е. фактор асимметрии возрастает; 3) альбедо однократного рассеяния уменьшается. Такие изменения оптических параметров приводят к уменьшению альбедо, а также к пзмеиешно других радиационных характеристик облаков.[ . ]
| Спектральная зависимость оптической толщины аэрозоля |  |
Наряду с перечисленными выше в технике оптических измерений используются и другие производные величины, в частности Т = ///0 — пропускание (прозрачность), чаще выражаемое в%, и А = lg (/о//) = —Т — оптическая плотность (экстинкция). Обратим внимание на то, что 1п (/о//) = 2,303Л = т — оптическая толщина — обычно используется в работах по изучению распространения излучения в атмосфере.[ . ]
| Дневной ход средней вертикальной оптической толщины ху (а), зенитного угла Солнца (6), балла облачности N (в) н фрактального параметра / (г) |  |
Пропускание диффузной радиации 3 имеет наибольшие значения в пикселях с незначительной (около 2-3) оптической толщиной. Пиксели не экранируются окружающими облаками, т.е. падающая солнечная радиация достигает пикселя без взаимодействия с ними (рис. 9.4, г). Интересной особенностью является то, что в таких пикселях значения ()8 могут заметно превосходить 1. Это объясняется тем, что дополнительный вклад в пропускание диффузной радиации этими пикселями дает излучение, которое падает на соседние оптически более плотные пиксели и после многократного рассеяния «скатывается» в оптически тонкие ячейки и проходит через них. Естественно, что существуют пиксели, где значения малы (0,1-0,2), и они либо удалены от облаков на большое расстояние, либо расположены в тени наиболее мощных из них. Пропускание диффузной радиации может изменяться больше, чем на рюрядок (от 0,12 до 1,45), и его среднее значение равно 0,42.[ . ]
Относительная погрешность в определений оптических толщин аэрозоля составляет около 10% при ошибке измерений 1% и около 20% при ошибке измерений 2% (для массы m = 2).[ . ]
Лидары делают возможным не только определение вида нефтяного загрязнения (рис. 7.8), но и дистанционное лазерное определение толщины нефтяной пленки на поверхности воды. Предложено несколько лазерных методов решения этой задачи, во всех этих методах тем или иным образом используется сигнал комбинационного рассеяния воды, который индуцируется лазерным лучом в водной толще под пленкой. Интенсивность регистрируемого сигнала комбинационного рассеяния воды зависит от оптической толщины пленки на длинах волн лазерного излучения и комбинационного рассеяния воды и, следовательно, от геометрической толщины пленки.[ . ]
Лидары делают возможным не только определение вида нефтяного загрязнения (рис. 7.8), но и дистанционное лазерное определение толщины нефтяной пленки на поверхности воды. Предложено несколько лазерных методов решения этой задачи, во всех этих методах тем или иным образом используется сигнал комбинационного рассеяния воды, который индуцируется лазерным лучом в водной толще под пленкой. Интенсивность регистрируемого сигнала комбинационного рассеяния воды зависит от оптической толщины пленки на длинах волн лазерного излучения и комбинационного рассеяния воды и, следовательно, от геометрической толщины пленки.[ . ]
Например, во всех имеющихся в настоящее время эмпирических формулах в явном виде не учитывается зависимость статистических характеристик лучистых потоков от таких важных параметров, как оптическая толщина и микроструктура облаков, альбедо подстилающей поверхности, а иногда и от зенитного угла Солнца. Теория же позволяет все это достаточно корректно учесть и исследовать из-меичнвость статистических характеристик излучения при вариациях оптических и геометрических параметров облачности, альбедо подстилающей поверхности, региональных, сезонных п дневных условии освещения.[ . ]
Для расчета среднего по пространству альбедо используется приближение независимых пикселей (ПНП) [18, 22]. Смысл при-ближенпя состоит в том, что радиационные свойства каждого пикселя зависят только от его вертикальной оптической толщины и не зависят от оптической толщины соседних областей. Это означает, что мы пренебрегаем эффектами, связанными с конечными размерами пикселя п горизонтальным переносом излучения.[ . ]
Экспериментальное определение сечений поглощения кислорода в континууме Герцберга является очень трудной задачей вследствие их малой абсолютной величины. Для точного измерения слабого поглощения требуются достаточно большие оптические толщины и в лабораторных установках приходится работать при давлении, превышающем существующее в стратосфере.[ . ]
Оригинальный подход к проблеме учета поглощения атмосферными газами при многократном рассеянии предложен Ирвином [30]. Этот подход основывается на предположении, что в случае слабого поглощения процессы рассеяния и поглощения молено считать независимыми. Оценки, сделанные в [4], показывают, что для оптических толщин облаков 1-1000 влиянием поглощения на процесс рассеяния можно пренебречь, если мнимая часть показателя преломления меньше 0,03 — 0,001.[ . ]
Влияние молекулярно-аэрозольной компоненты на дисперсию прямой радиации иллюстрирует рис. 8.7, где также представлены расчеты по формуле (8.95) и экспериментальные данные [25]. В эксперименте не приведены даже грубые оценки пределов изменения зенитного угла Солнца, зависимости оптико-геометрических параметров облачного поля и оптической толщины от балла облачности, что не позволяет сделать однозначный вывод по результатам сравнения между полевыми измерениями и расчетами. Тем не менее, изменяя в разумных пределах %а и £0, можно получить удовлетворительное количественное и качественное согласие между теорией и экспериментом.[ . ]
В другом предельном случае тн »1 для расчета лучистых потоков и полей яркости используются асимптотические формулы, которые были получены сравнительно давно [2]. Другим методом от формулы получены для случая слабого поглощения (1-Л «1) [19, 20] и для произвольного поглощения 25. Обобщение этих формул на многослойные среды, состоящие из нескольких однородных оптически плотных слоев, дано в [1] для произвольного рассеяния, а затем в [29] для произвольной зависимости индикатрисы рассеяния от оптической толщины и консервативного рассеяния.[ . ]
Рассмотренные выше модели имеют простейшую геометрию в виде плоского слоя. Уровень конденсации относительно слабо флуктуирует в пространстве, поэтому можно пренебречь флуктуациями нижней границы слоистообразпых облаков и рассматривать ее как плоскость. Что касается верхней границы, то она может сшпно изменяться в пространстве п, следовательно, вертикальная оптическая толщина будет иметь горизонтальные градиенты даже в том случае, когда водность постоянна во всех точках пространства, где присутствует облачное вещество.[ . ]
Аэрозольные частицы, находящиеся в водяных каплях как ядра конденсации, могут изменить концентрацию и спектр размеров, а также внести дополнительное поглощение водяными каплями в некоторых участках спектра. Увеличение числа ядер конденсации обычно приводит к увеличению концентрации водяных капель, которые становятся более мелкими [31, 46]. Индикатриса рассеяния становится менее вытянутой вперед, а при фиксированном содержании жидкой воды вертикальная оптическая толщина возрастает (см. формулу (5.4)), что обусловливает возрастание альбедо облаков. В тех спектральных интервалах, где аэрозоль интенсивно поглощает, его присутствие в облачных каплях уменьшает альбедо однократного рассеяния и величина этого уменьшения сильно зависит от показателя преломления (химического состава) ядер конденсации, поэтому поглощение облаками возрастает и альбедо уменьшается. Таким образом, знак и величниа изменения альбедо облаков под воздействием аэрозольных ядер конденсации будут зависеть от того, какой из этих эффектов является доминирующим: уменьшение размеров капель или поглощение.[ . ]
Основной аэрозоль атмосферы сернистый ангидрид (802), несмотря на большие масштабы его выбросов в атмосферу, является корогкоживущим газом (4 5 сут.). По современным оценкам, на больших высотах выхлопные газы авиационных двигателей могут увеличить естественный фон БО, на 20%. Хотя эта цифра невелика, повышение интенсивности полетов уже в конце XX в. может сказаться на альбедо земной поверхности в сторону его увеличения. Выбросы 80; в приземном слое могут увеличить оптическую толщину атмосферы в видимых частях спектра, что приведет к некоторому уменьшению поступления солнечной радиации в приземной слой воздуха. Таким образом, климатический эффект выбросов БОп противоположен эффекту выбросов С02, однако быстрое вымывание сернистого ангидрида атмосферными осадками значительно ослабляет в целом его воздействие на атмосферу и климат. Ежегодное поступление сернистого газа в атмосферу только вследствие промышленных выбросов оценивается почти в 150 млн. г. В отличие от углекислого газа сернистый ангидрид является весьма нестойким соединением. Под воздействием коротковолновой солнечной радиации он быстро превращается в серный ангидрид и в контакте с водяным паром переводится в сернистую кислоту. В загрязненной атмосфере, содержащей диоксид азота, сернистый ангидрид быстро переводится в серную кислоту, которая, соединяясь с капельками воды, образует так называемые «кислотные дожди».[ . ]
Одним из наиболее широко используемых способов решения нестационарного уравнения переноса является метод последовательных порядков рассеяния [21, 22, 30, 31], в рамках которого для нерассеянного, однократно- и двукратно-рассеянного света можно получить решение уравнения (2.66) в виде аналитических выражений, а вклад излучения, рассеянного большее число раз, учесть приближенно с помощью тех или иных численных методов. Такой способ решения уравнения (2.66) позволяет получить результаты с удовлетворительной точностью в случае безоблачной атмосферы, когда оптическая толщина атмосферы относительно невелика, и вклад в /у высших порядков рассеяния незначителен.[ . ]
Пусть в облачном поле присутствует поглощающий в видимой области спектра аэрозоль, например сажа, и аэрозольные частицы являются ядрами конденсации. Наличие такого аэрозоля внутри облачной капли может привести, с одной стороны, к заметному (в смысле влияния на радиационный режим) уменьшению альбедо однократного рассеяния и, следовательно, к уменьшению альбедо облачного слоя. С другой стороны, присутствие ядер конденсации оказывает влияние на процесс образования облачных капель, распределение по размерам которых становится более мелкодисперсным. Это означает, что индикатриса рассеяння становится менее вытянутой и при фиксированном водозапасе облаков их оптическая толщина возрастает, поэтому альбедо облачного слоя должно увеличиваться. Вопрос о суммарном воздействии аэрозоля на радиационные свойства облаков остается дискуссионным и даже знак этого воздействия еще не определен. Изменение поглощательных свойств элементарного рассеивающего объема облаков под влиянием аэрозоля представляет собой отдельную проблему атмосферной оптики, для решения которой необходимо выполнить соответствующие теоретические и экспериментальные исследования. Здесь ограничимся предварительными оценками возможного воздействия поглощающего аэрозоля на средний радиационный режим поля кучевых облаков. Предположим, что наличие аэрозоля в облачных каплях не изменит существенно коэффициент ослабления и индикатрису рассеяния, а приведет лишь к некоторому уменьшению альбедо однократного рассеяния X =1,0; 0,999 и 0,99 [11].[ . ]
Принципиальным моментом радиационных процессов в системе океан—; атмосфера является преобразование радиации в облачной атмосфере и формирование облученности на уровне моря. Условия прохождения радиационных коротковолновых потоков через облачную атмосферу определяются ее влажностью, аэрозольной мутностью и количеством облаков. Причем роль первых двух факторов значительна, так как, по свидетельству [17, 298], океаническая атмосфера более прозрачна для коротковолновой радиации по сравнению с атмосферой над континентами при одинаковом количестве облаков. В ряде работ [155, 298] предлагаются методы учета поглощения радиации водяным паром и аэрозолями в безоблачной атмосфере, в [298] приводятся свидетельства того, что сами оптические толщины аэрозоля зависят от влажности.[ . ]
К основным достоинствам метода Монте-Карло следует отнести возможность решения задач переноса излучения в рассеивающих и поглощающих средах со сложной нерегулярной геометрической структурой, каковыми являются разорванная облачность, взволно ванная морская поверхность н т.д. В расчетах по этому методу можно корректно учесть эффекты многократного рассеяния при сильно вытянутых вперед индикатрисах рассеяния, которые могут быть заданы на основе данных натурных измерений. К недостаткам метода Монте-Карло следует отнести то, что результата вычислений подвержены статистической изменчивости, которая при разумном использовании компьютерного времени имеет порядок нескольких процентов. Данный метод непрактичен при больших оптических толщинах.[ . ]
Источник
Экология СПРАВОЧНИК
Информация
Оптическая масса атмосферы
ОПТИЧЕСКАЯ МАССА АТМОСФЕРЫ. Синоним оптической толщины атмосферы. См. еще масса атмосферы во втором значении.[ . ]
Ослабление солнечного потока в атмосфере зависит от высоты Солнца над горизонтом Земли и прозрачности атмосферы. Чем меньше высота его над горизонтом, тем большее число оптических масс атмосферы проходит солнечный луч. За одну оптическую массу атмосферы принимают массу, которую проходят лучи при положении Солнца в зените (рис. 3.1).[ . ]
Длина пути солнечного луча через атмосферу выражается через оптическую массу атмосферы т = 1/зт9, где 9 — угловая высота солнца. Для большинства практических целей эта формула достаточно точна при 0 > 10°. На уровне моря зависимость между оптической массой атмосферы и высотой солнца определена следующим образом: для т= 1 0 = 90°, т — 2 0 = 30° и т=4 0=14°. Для сравнительных вычислений радиации на различных высотах используется абсолютная оптическая масса атмосферы М = т(р/ро), где р — давление на станции, р0=Ю00 гПа, используется для учета влияния плотности атмосферы на пропускание. Таким образом, на уровне 500 гПа значению М, равному 2, соответствует т —4 и 0 = 14°. Для идеальной (сухой и чистой) атмосферы прямая солнечная радиация на изобарической поверхности 500 гПа (приблизительно 5,5 км) на 5—12 % (в зависимости от высоты солнца) больше, чем на уровне моря (табл. 2.2). Это соответствует увеличению в среднем на 1—2 % на 1 км.[ . ]
| Длина пути солнечного луча в атмосфере. Относительная оптическая масса атмосферы. |  |
В ряде работ предлагается при использовании оптических масс на разных высотах над уровнем моря умножать их на отношение р/роу где р и ро — давление на уровне прибора и уровне моря соответственно. Из формулы (2.26) следует, что в действительности отношение р/ро входит в виде сомножителя в величину оптической плотности (3 , а не в величину т. Поскольку в атмосфере при подъеме вверх одновременно уменьшаются оптические плотности в наклонном и вертикальном направлениях, оптическая масса атмосферы га, являющаяся отношением этих величин, будет уменьшаться весьма мало, значительно меньше, чем отношение р/ро. В работе [55] были рассчитаны оптические массы атмосферы т как на уровне моря, так и на высоте 3 км. В результате было получено, что значения га на разных уровнях при одних и тех же 0 близки друг к другу, и при 9° < 0 < 90° различаются между собой менее, чем на 1 %.[ . ]
В настоящее время в озонометрии приняты значения оптических масс атмосферы, вычисленные Бемпорадом. Подробные значения т по Бемпораду приводятся в [39].[ . ]
В зависимости от требуемой точности определения числа оптических масс атмосферы (в дальнейшем будем говорить просто «масс атмосферы») число оптических масс атмосферы можно вычислить по высоте источника излучения, например Солнца (/¡0), над горизонтом либо по его зенитному расстоянию Z0 путем последовательных приближений.[ . ]
Фиктивное, т. е. не связанное с изменением в физическом состоянии атмосферы, изменение величины коэффициента прозрачности атмосферы, вычисляемого по формуле Бугера, в зависимости от числа оптических масс атмосферы. См. виртуальный дневной ход коэффициента прозрачности.[ . ]
Смещение максимума эффективной спектральной чувствительности прибора в длинноволновую область спектра при увеличении проходимой лучом оптической массы атмосферы происходит вследствие уменьшения прозрачности атмосферы с уменьшением длины волны. При увеличении оптической массы прозрачность атмосферы в наклонном направлении в коротковолновой области спектра уменьшается быстрее, чем в длинноволновой, что и приводит к смещению максимума эффективной спектральной чувствительности прибора в длинноволновую область спектра.[ . ]
ВИРТУАЛЬНЫЙ ДНЕВНОЙ ХОД КОЭФФИЦИЕНТА ПРОЗРАЧНОСТИ. Зависимость величины ос-редненного коэффициента прозрачности, вычисленного по закону Бугера, от массы атмосферы. Этот ход обусловлен избирательностью атмосферного ослабления радиации и незакономерностью применения формулы Бугера, выведенной для монохроматического излучения, к интегральному пучку солнечной радиации. С уменьшением высоты солнца (с возрастанием массы атмосферы) в солнечном спектре увеличивается доля радиации наибольших длин волн, для которой атмосфера более прозрачна. Поэтому величины осредненного коэффициента прозрачности, вычисленные при больших оптических массах атмосферы, увеличены по сравнению с коэффициентами при малых массах при неизменившихся физических свойствах.[ . ]
В ясную погоду можно наблюдать объекты, например вершину Эльбруса из степных просторов Ставрополья, на расстояниях, много больших предельной дальности видимости в идеальной атмосфере. Это понятно, так как в данном случае мы имеем дело с условиями видимости по наклонным трассам — не горизонтальной дальностью видимости. Вершины Эльбруса находятся выше степного наблюдателя более чем на 5 км и ниже них находится примерно половина массы атмосферы. Для космонавта, наблюдающего земную поверхность в надир с высот около 1000 км, оптическая масса атмосферы составляет около 8 км оптической массы атмосферы при наблюдениях на горизонтальных трассах на уровне моря.[ . ]
Из приведенных выше примеров наблюдений за ЭМРА (рис. 3.14—3.20), полученных разными авторами в разное время и в различных местах, следует, что при низком солнце на результаты измерений прошедшего через атмосферу прямого солнечного излучения в УФ области спектра накладывается значительная помеха, создаваемая рассеянным солнечным излучением. Указанная помеха наблюдается в разных условиях прозрачности атмосферы (в том числе и при высокой прозрачности), и тем больше, чем короче длина волны, больше телесный угол измерительного прибора и больше оптическая масса атмосферы.[ . ]
Приближенные оценки уровней освещенности суммарной радиацией с точностью в пределах 10% при всех высотах Солнца и любом количестве облаков можно получить, используя световой эквивалент 100 лм/Вт. Облака и оптическая масса атмосферы оказывают сходное влияние как на энергетические, так и на световые потоки.[ . ]
Результаты исследований, проведенных в Альпах, в частности О. Экелем, указывают, что прямая УФ-В радиация на высотах от 200 и до 3500 м возрастает на 100 % летом и на 280 % зимой, тогда как соответствующий рост суммарной УФ-В радиации составляет только 34 и 72% соответственно (см. [90, с. 99—100]). Значения оптических масс атмосферы для этих данных не приведены, хотя в общем они находятся в соответствии с данными Колдуэлла. Вессели [102] использовал интерференционный фильтр и фотоэлементы в диапазоне 0,32—0,34 мкм и пришел к выводу, что в конце апреля 1964 г. на высоте 2700 м прямая ультрафиолетовая радиация составляла 90 % от соответствующего значения на Зоннблике (3106 м), а на высоте 1600 м — всего 73% (рис. 2.9).[ . ]
Источник
