<< 4.2 Релеевское рассеяние | Оглавление | 4.4 Поглощение атмосферным озоном >>

4.3 Ослабление света рассеянием на аэрозолях

Вторым рассеивающим агентом в атмосфере является аэрозоль. Плавающие в воздухе аэрозольные частицы в основном представляют собой смесь частиц пыли, льда и мельчайших капелек воды. Размеры этих частиц сравнимы с длиной волны видимого света, но, разумеется, могут изменяться в достаточно широких пределах. Теория рассеяния такими частицами подробно разработана Г.Ми.

Ослабление света атмосферным аэрозолем описывается объемным коэффициентом аэрозольного ослабления света $\beta_s(l,h)$, зависящим от длины волны и от высоты над уровнем моря. Оптическая толща атмосферного аэрозоля выше некоторого уровня $h_{\circ}$ в атмосфере, по аналогии с формулой (4.9), определяется интегрированием $b_s(\lambda,h)$ от высоты $h_{\circ}$ до верхней границы атмосферы:

\begin{displaymath} \tau_s(\lambda,h_{\circ}) = \int \limits_{h_{\circ}}^{\infty} \beta_s(\lambda,h)\,dh , \end{displaymath} (4.15)

а пропускание атмосферы, зависящее от аэрозольного рассеяния,
\begin{displaymath} p_s(\lambda,h_{\circ}) = e^{-\tau_s(\lambda,h_{\circ})}. \end{displaymath} (4.16)

Оптические свойства аэрозоля с высотой над уровнем моря изменяются. Чем крупнее частица, тем слабее зависимость ослабления от длины волны при рассеянии. Для частиц некоторого размера, как и в случае релеевского рассеяния, эту зависимость можно представить как обратную пропорциональность некоторой степени длины волны:
\begin{displaymath} \tau \propto \lambda^{-n}. \end{displaymath} (4.17)

Если размеры аэрозольных частиц сравнимы с размерами молекулярных флуктуаций, то зависимость от длины волны будет подобна релеевской, т.е. ослабление обратно пропорционально примерно четвертой степени длины волны. Для более крупных частиц показатель степени $n$ будет меньше, и, наконец, для частиц, размеры которых много больше, чем длина волны, рассеяние сменится экранированием и зависимость от длины волны полностью исчезнет. Самые крупные частицы ослабляют свет нейтрально, неселективно. Поэтому в атмосфере, сильно запыленной крупными частицами, когда оптическая толща такого аэрозоля превышает оптическую толщу релеевского рассеяния, небо выглядит белесым, а яркие светила (Солнце, Луна) даже у самого горизонта не имеют красного оттенка. На рис.4.4 показано, как изменяется с высотой над уровнем моря вид зависимости объемного коэффициента аэрозольной экстинкции от длины волны $\beta (\lambda ,h)$.

Рис. 4.4: Изменение объемного коэффициента аэрозольной экстинкции $\beta (\lambda ,h)$ от длины волны и от высоты над уровнем моря. Хорошо виден разный наклон кривых на различных высотах
\begin{figure}\begin{center} \epsfxsize =0.8\textwidth\epsfbox{lfig4_4.eps}\end{center}\end{figure}

Поскольку в атмосфере плавают частицы самых различных размеров, то характеризовать полную зависимость аэрозольного ослабления от длины волны можно только очень приближенно, причем, на разных уровнях атмосферы показатели степени в формуле (4.17) различны. В нижних слоях атмосферы поглощение более нейтрально, а выше, при меньших размерах аэрозольных частиц, оно более селективно. Правда, в этом распределении бывают инверсии. В частности, на высоте тропопаузы собираются несколько более крупные частицы и в большем количестве, чем выше и ниже. Это видно из табл. 4.1, в которой представлены данные из серии монографий по атмосферной оптике под редакцией академика Зуева (Томск), основанные на модельных расчетах, которые удовлетворительно сходятся с результатами лазерной локации атмосферы.

Таблица 4.1: Зависимость объемного коэффициента $\beta (\lambda ,h)$, оптической толщи $\tau (\lambda ,h)$ и коэффициента пропускания $p(\lambda ,h)$ аэрозольной экстинкции от высоты над уровнем моря (для $\lambda = 5300\AA $)
$h$(км) $\beta_s(5300\mbox{\r{A}},h)$ $\tau_s(5300\mbox{\r{A}},h)$ $p_s(5300\mbox{\r{A}},h)$
0 0.108    0.15155 0.8598
1 0.0588   0.06815 0.9342
2 0.0228   0.02735 0.9730
3 0.00927  0.01132 0.9888
4 0.000968 0.00620 0.9938
5 0.000396 0.00552 0.9945
6 0.000168 0.00523 0.9948
7 0.000080 0.00511 0.9949
11 0.000621 0.00485 0.9952
14 0.000309 0.00371 0.9963
18 0.000450 0.00229 0.9977
30 0.000012 0.00017 0.9998

Вначале величина показателя $\beta$ уменьшается в 10 раз примерно к высоте 3 км. Потом, к высоте 4 км она падает еще почти в 10 раз. Далее скорость падения убывает и уменьшение $\beta$ еще на один порядок происходит к высоте примерно 6 км. Затем экстинкция возрастает. Видно, что на высотах от 10 до 20 км коэффициент $\beta$ имеет примерно такую же величину, как на высоте 5 км. Поглощение, в 10 раз меньшее, чем на высоте 6 км, достигается только к 30 км над уровнем моря.

Рис. 4.5: Зависимость аэрозольной оптической толщи атмосферы от обратной длины волны
\begin{figure}\begin{center} \epsfxsize =0.8\textwidth\epsfbox{lfig4_5.eps}\end{center}\end{figure}

Основываясь на формуле (4.15), построим график зависимости $\tau(\lambda)$ от обратной длины волны $1/(\lambda)$ (рис. 4.5). Видно, что зависимость имеется, но сделать однозначный вывод о величине углового коэффициента нельзя. Очевидно, что от какой бы степени $\lambda$ мы ни строили график, это будет не совсем правильно, так как в разных слоях атмосферы расположены частицы разного размера, и на самом деле здесь мы имеем некоторую ``смесь'' разных зависимостей. При разных состояниях атмосферы изменения размеров частиц также будут сильно влиять на изменение селективности. Основное ослабление света аэрозолем происходит в самых нижних слоях атмосферы, и, поднявшись на 3 км, мы имеем коэффициент $\beta$ на порядок меньше, чем на уровне моря. Поэтому неслучайно, что очень многие астрономические обсерватории расположены на высотах от 2500 до 3500 м над уровнем моря. Там в значительной степени ослаблено влияние атмосферного аэрозоля, но условия для жизни и деятельности человека еще вполне пригодны.

Из числа атмосферных поглощающих агентов аэрозоль один из самых переменных. В нижних слоях атмосферы особенно сильно может изменяться неселективная часть аэрозольного ослабления. В практике работ в Тянь-Шаньской обсерватории ГАИШ нередко бывали наблюдательные ночи, когда неселективное поглощение составляло 1-2%. Однако, зафиксирована наблюдательная(!) ночь, когда аэрозольное поглощение в зените составляло свыше 0.8 звездной величины. (В журнале наблюдений под этой датой наблюдатель написал: ``свирепая дымка''.) Поэтому для точных фотометрических измерений крайне важно одновременно с измерениями световых потоков от звезд уметь измерять компоненты атмосферной экстинкции, прежде всего атмосферный аэрозоль.

Если мы не в состоянии измерить с помощью дополнительного фотометра состояние атмосферы и синхронно определить значение атмосферных параметров поглощения, то в общем случае, точность выше 1% ( $\approx0{}^m\!\!\!.\,01$) не может быть достигнута. Хотя общее поглощение аэрозолем в хорошую ясную ночь на высокогорной обсерватории составляет в зените не более $0{}^m\!\!\!.\,02$- $0{}^m\!\!\!.\,03$, оно может изменяться с амплитудой в несколько десятков процентов. Не так страшно, если по всему небу медленно изменяется неселективная часть атмосферного аэрозоля. Это означает, что световые потоки от исследуемой звезда и звезды сравнения (стандарта) будут ослаблены в одно и то же число раз (на одну и ту же звездную величину). Хуже, если ослабление различно в разных направлениях: в направлении на исследуемую звезду и в направлении на звезду-стандарт (так называемый азимутальный эффект прозрачности).

Когда аэрозольное поглощение велико (т.е. много частиц на луче зрения), могут быть велики (в абсолютном выражении) и флуктуации этого поглощения (флуктуации числа частиц) в разных направлениях и в разные моменты времени. Если же аэрозольное ослабление мало, то даже большие относительные его флуктуации будут малы в абсолютном выражении и дадут малый вклад в общее поглощение. Другими словами, гораздо лучше, если поглощение составляет $0{}^m\!\!\!.\,01$ и меняется на 100%, чем если флуктуации поглощения составляют 10%, а само поглощение порядка $1{}^m$. В обсерваториях где наблюдаются азимутальные эффекты, для достижения высокой точности их требуется изучать и учитывать. (Этого, как правило, не делается при обычных фотометрических наблюдениях!)

Итак, чтобы реализовать точность электрофотометрической методики, приближающуюся к аппаратурной, необходимо хорошо знать атмосферное аэрозольное поглощение в каждый момент времени и в каждом направлении.


<< 4.2 Релеевское рассеяние | Оглавление | 4.4 Поглощение атмосферным озоном >>