Оптика атмосфери

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.

скачати

Р Е Ф Е Р А Т
«О п т і к а а т м о с ф е р и»

Введення.
Атмосферна оптика - розділ фізики атмосфери, присвячений вивченню розсіяння, поглинання, заломлення, відбивання та дифракції ультрафіолетового, видимого та інфрачервоного випромінювання в атмосферах Землі і планет. Атмосферна оптика - одна з найдавніших наук, яка займає чільне місце в процесі в процесі пізнання природи; з нею пов'язано відкриття явища розсіювання випромінювання, доказ молекулярної будови атмосфери і справедливість кінетичної теорії газів, визначення числа Авогадро і багато інших відкриття. Як і для багатьох інших галузей науки, в її основі стояли два питання, які всякий раз виникають при спостереженні будь-якого ефекту або явища, природа якого невідома. Перше питання можна сформулювати як «Що ми бачимо?», Тобто, яка природа явища. Друге питання, що виникає трохи пізніше - «Що нового про навколишній світ ми можемо дізнатися, спостерігаючи це явище?», Або які саме спостереження ми повинні проводити для того, що б після розкриття природи явища максимально розширити інформацію про його джерела, і до яких меж це вдасться зробити.
Основним піднаглядним явищем, що поставив ці питання перед вченими, був яскравий фон денного і сутінкового неба. З поліпшенням умов спостереження і прозорості атмосфери сюди ж входить і питання про природу фону неба цікавив арабських вчених ще на рубежі першого і другого тисячоліття, однак він не був вирішений впродовж багатьох століть. Лише в XIX столітті, з відкриттям явища розсіювання світла, вдалося відповісти на це питання. Різноманіття оптичних явищ, які спостерігаються на небі. Особливо під час сутінків, вказувало на складність будови атмосфери і широкі можливості по її дослідженню на різних висотах. Дослідження нічного неба ще більше розширювало коло уражених питань, тепер вже для верхніх шарів атмосфери.
До початку ХХ століття основним змістом атмосферної оптики було чисто феноменологічне вивчення зв'язків між оптичними і метеорологічними явищами в атмосфері, а методи спостереження були лише візуальними.
У XX столітті, з появою приладів, які дозволяють реєструвати спостережувані явища, коло проблем, у вирішенні яких важлива роль була відведена атмосферної оптики, став охоплювати питання атмосферного аерозолю, малих газових домішок, у тому числі озону, температурного розподілу і складу верхньої атмосфери, механізмів утворення емісій нічного неба, шарів натрію і калію, сріблястих хмар. Для вирішення зазначених завдань необхідно використовувати спектральні та поляризаційні дані, що істотно збільшують обсяг інформації.
Актуальним завданням атмосферної оптики є експериментальне дослідження оптичних характеристик атмосфери на різних висотах, у різних ділянках спектру і при різних геофізичних умовах. Для цього проводяться як наземні дослідження, так і дослідження за допомогою літальних апаратів. Суть наземних вимірювань зводилася головним чином до дослідження оптичних властивостей приземного шару атмосфери. Однак, останнім були розроблені нові методи (прожекторні, лазерні, сутінкові), що дозволяють проводити з земної поверхні оптичне зондування більш високих шарів атмосфери.
У даному рефераті нами буде проведено огляд спектральних і поляризаційних методів дослідження атмосфери.

1. Спектральні дослідження атмосфери Землі.
Саме поняття «атмосферна оптика» вказує на те, що дана наука припускає теоретичний чи експериментальний аналіз випромінювання, що приходить від атмосфери Землі. Будучи досить холодною, атмосфера практично не випромінює у видимій області спектра самостійно. Виняток становлять лише емісії нічного неба, випромінювання яких можна виділити в перший розділ атмосферної оптики.
Найсильніше власне випромінювання атмосфери Землі проявляє себе у вигляді полярних сяйв. Спектр полярних сяйв складається з ряду ліній, головними з яких є лінія нейтрального атомарного кисню 5577 ангстрем і триплет цього ж елемента 6300, 6363 і 6392 ангстрем, переважання яких надає полярного сяйва відповідно зелений або червоний колір (третя лінія в триплеті досить слабка, і він фактично спостерігається як дублет). Всі ці лінії заборонені і можуть утворитися тільки в розрідженій середовищі, що має місце у верхній атмосфері. Джерелом порушення ліній полярного сяйва є енергійні частинки сонячного вітру, влітають в магнітосферу Землі і досягають атмосфери поблизу магнітних полюсів нашої планети. Дослідження полярних сяйв дозволяють вивчити фізичні умови у верхній атмосфері Землі і в її магнітосфері [14].
Природа полярних сяйв була описана багатьма вченими. Так, наприклад, у Хргіана [26] полярні сяйва описані у вигляді пучків променів, що виходять з однієї точки неба (так звана корона), або паралельних променів, які утворюють як би світяться завіси на небі. Так само автором дано пояснення кольору сяйв, засноване на переходах атомів частинок з одного квантового стану в інший.
Існує й інший механізм збудження емісійних ліній нічного неба. Він багато в чому протилежний полярним сяйв, оскільки спостерігається переважно в тропічних широтах, а енергія надходить від джерел в нижніх шарах атмосфери - потужних тропічних циклонів. Акустико-гравітаційні хвилі поширюються у верхні розріджені шари атмосфери, де їх амплітуда істотно збільшується. У цей час спостерігається підвищена інтенсивність емісій нічного неба в лінії кисню 5577 ангстрем, жовтому дублеті натрію (5890 і 5896 ангстрем), а також у смугах гідроокислах ВІН у найближчій інфрачервоної області спектра. Фон неба в цих лініях часто має чітку хвилеподібну структуру [11]. Висоти верств ВІН, натрію і атомарного кисню виявилися рівними 85, 90 і 95 км, що близько до висоті останнього температурного мінімуму в атмосфері. Вимірювання параметрів хвиль дають можливість локалізувати їх джерело в тропосфері, дослідити механізм їх перенесення. Більш того, акустико-гравітаційні хвилі і спостерігається хвильова структура емісії нічного неба можуть служити провісниками атмосферних тайфунів і. можливо, землетрусів, що значно збільшило інтерес до цього розділу оптики.
Лінії кисню.
Заборонені лінії атомарного кисню є найбільш зручними для спостережень, так як вони достатньо яскраві і легко виділяються в спектрі фону як під час полярних сяйв або підвищеної хвильової активності, так і в «спокійному» стані фону.
Визначення ширини лінії 5577 ангстрем в спектрі вечірнього неба було зроблено Бебкок [1], але можливості апаратури були такі, що дозволяли оцінити лише верхню межу і, отже, температуру шару емісії. Пізніше, в 1955 році Д. Варка і Дж. Стоун [15] запропонували більш точний метод. Інтерферометр Фабрі-Перо з апертурою 45 мм був поміщений перед фотографічної щілиною в 7 фокусі. Весь інструмент, включаючи фотографічну пластину, був у повітронепроникному контейнері з ретельно регульованою температурою. Використовувалися фотографічна пластина 103a-G Eastman і фільтр Gb-7.
Пластини інтерферометра були покриті багатошаровими діелектричними плівками. Спочатку плівки складалися з 9 шарів, з яких п'ять були з цинкового сульфіду і чотири з кріоліту, який давав коефіцієнт відображення в даному діапазоні довжин хвиль близько 98%. З цими плівками максимальний коефіцієнт пропускання інтерферометра був дуже низьким. Причиною цьому слугувало те, що пластини були плоскими тільки в межах . Відповідно до теорії, запропонованої Чабаллем [2], плівки більш низького коефіцієнта відображення дають вищу максимальне значення коефіцієнта пропускання без істотних втрат інтенсивності. Тому пізніше в цьому експерименті Дев'ятишарові плівка була замінена на пятислойную, яка давала коефіцієнт відображення 87% і дозволяла отримувати хороші фотографії вже після 5 годин піддає її нічному небу.
У результаті цих спостережень авторами були визначені середня температура шару атомарного кисню і його висота, які добре відповідали зі значеннями, отриманими іншими методами. [10]
Лінії натрію.
Проведення спостережень в лініях натрію можуть бути ускладнені наявністю цих же ліній у спектрі засвічення неба від великих міст, а також (вже як лінії поглинання) в спектрі Сонця і, отже, компонент фону нічного неба, пов'язаних з розсіюванням сонячного випромінювання.
Тільки протягом декількох хвилин лінії натрію стають більш яскравими, ніж сусідні в безперервному спектрі, що утворюється з прямого сонячного світла, розсіяного атмосферою. У цей час яскравість ліній сильно зростає і стає рівною їх яскравості нічного світіння.
Процес протікання сутінкових спалахів ліній натрію був описаний в 1971 році А. Петерсоном та Л. Кейффабер [9]. На початку ними був обумовлений той факт, що атоми натрію обмежені високо в атмосфері відносно вузьким прошарком. Максимальна концентрація в шарі примірної товщини 20 км припадає на висоту 90 км. При заході Сонця тінь Землі лягає на цей шар, але ефективна висота тіні підвищується атмосферним озоном, максимальна концентрація якого припадає на висоту 21 км, але ефективне поглинання триває на висоті в 30 - 40 км вище поверхні. Крім того, спостерігається дуже сильне поглинання в ультрафіолетовій області спектра від 2000 до 3000 ангстрем: озон поглинає спектральну область близько 6000 ангстрем, діючи при цьому як світлонепроникних бар'єр для фотонів, здатних порушити дублет натрію.
Поки сонце не нижче 8 ˚ над горизонтом, всі випромінювання атмосфери розбиваються яскравим розсіяним сонячним світлом, залишаючи помітними лише лінії поглинання, що відбуваються на сонці. У міру поглиблення сутінків, тільки високі і дуже високі шари атмосфери висвітлюються знизу. Коли відмінювання сонця наближається до 10 ˚, лінія поглинання натрію раптово зникає. Дублет 5893 ангстрема стає повністю заповненим фотонами з тією ж самою довжиною хвилі розсіяного атомами атмосферного натрію.
Подібний спалах була отримана 27 квітня 1970 на відкритому плато кілька миль на захід від Альбукерке на висоті приблизно 6000 футів над рівнем моря. Хоча місто було нижче горизонту спостерігачів, його ртутні вуличні ліхтарі все одно виробляли сильне забруднення, включаючи яскраву лінію 4358 ангстрем.
У першому поданні типовий сонячний спектр очевидний, але дуже сверхвиставлен, крім проміжку від 5300 до 6300 ангстрем, де вже представлено поглинання озону, що зменшує його інтенсивність. Дублет натрію з'являється як поглинальна лінія, але вона зникає вже при 10 ˚ сонячного відміни.
Тільки 6 хвилин по тому лінія натрію з'являється помітно в емісії (11 ˚) і на 12 ˚ і 13 ˚ це найяскравіша лінія в спектрі сутінків. На негативах, отриманих Петерсоном та Кейффабер червона лінія кисню 6300 ангстрем з'являється на 11 ˚, зелена лінія кисню (5577 ангстрем) - на 12 ˚.
У той час проводиться експеримент був досить новий. У ході його проведення були отримані три важливих результати: висота шару випускання, його товщина і число атомів натрію, що містяться в стовпі що випускає шару з поперечним перерізом рівним 1.
Так само було виділено той факт, що важливу роль у проведенні експерименту відігравало час експозиції.

Лінії водню та гідроксилу ОН.
Оскільки невелика домішка водню може потрапити в атмосферу з промисловими газами, з початку ХХ століття вважали, що у верхній атмосфері він практично відсутній. Зокрема, до 30-х років ХХ століття вважали, то в спектрах полярних сяйв або зовсім немає ліній водню, або вони дуже слабкі. У 1948 - 1951 рр.. В.І. Красовський отримав багато фотографій інфрачервоного спектру (в області 7500 - 11000 ангстрем) свічення нічного неба. У 1950 році С.Ф. Родіонов і Л.М. Фішкова виявили, що інтенсивність інфрачервоного випромінювання нічного неба набагато більше, ніж його «зеленого» свічення з ангстрем. У тому ж році І.С. Шкловський, а потім Дюфей показали, що ряд смуг в спектрах, отриманих В.І. Красовським, з довжинами хвиль 7250 - 7400, 7470 - 7600, 7700 - 7830, ... 10217 і 10827 ангстрем є обертально-коливальними смугами спектру гідроксилу ОН. Так було відкрито у верхній атмосфері це нове з'єднання, відсутнє в нижній атмосфері. Шкловський припустив, що воно виникає при зіткненні молекул озону і атома водню. При цьому повинно виділятися 6,11 еВ енергії - кількість, достатню для порушення молекули ВІН. Остання потім випускає цю енергію у вигляді квантів світла. Висота, на якій знаходиться ВІН, за даними різних авторів, дорівнює 75 - 80 км. У спектрах полярних сяйв, розташованих вище 100 км, смуги ОН відсутні. Загальне число молекул ОН у вертикальному стовпі атмосфери перетином 1 см 2 оцінюється в 10 11 - 10 12.
Вчені, які довгий час не могли знайти ліній водню в спектрах полярних сяйв, вважали, що, ймовірно, там немає джерел енергії для порушення його атомів, що вимагає 10,6 еВ. Сліди водневих ліній у спектрах полярних сяйв вперше були знайдені 18 жовтня 1939 року. Потім вони спостерігалося 23 лютого 1950 року в Норвегії, коли сяйво було дуже яскравим і тривалим і Л. Вегард міг зняти його спектр з величезною експозицією - 11 годин. У спектрі при цьому були виявлені численні смуги молекулярного кисню О 2 між ангстрем і ангстрем, зазвичай відсутні в спектрах сяйв вище 100 км. Ймовірно, висота світиться шару була менше 100 км. Найважливіше, що в спектрі була слабка розмита лінія водню з ангстрем, значно зміщена до фіолетового кінця спектра. Цей зсув - явище Допплера - говорило про швидкому русі випромінюючих атомів водню до спостерігача. Пізніше в полярному сяйві 18 - 20 серпня 1950 спостерігалася і червона лінія водню з ангстрема, також розширена і зміщена. Докладні спостереження А.Я. Сухоіваненко [25] в бухті Тіксі в період МГГ [1] показали, що світяться атоми водню наближаються до Землі із середньою швидкістю 3000 км / с. «Крила» уширенной лінії показують, що швидкості наближення досягають 3400 км / с, а швидкості видалення - 1000 км / с. Було висунуто припущення, що сонячні (або космічні) протони рухаються до Землі по коліях, спірально закручується біля магнітних силових ліній. Стикаючись з іншими частками і захоплюючи при цьому «чужий» електрон, вони перетворюються на нейтральні атоми водню, що зберігають при цьому компоненту швидкості, спрямовану до Землі. Ці зіткнення створюють одночасно і значний «розкидання» швидкостей атомів Н. Так пояснюється і зміщення та розширення ліній і .
Лінії емісії вечірнього і нічного неба, на жаль, доставляють чимало неприємностей астрономам. Вони спостерігаються в багатьох спектрах зірок, галактик, туманностей, і якщо час експозиції досить велике, порядно засмічують досліджувані спектри. Проте, є також позитивний аспект. Так як вони зареєстровані в кожному спектрі, вони можуть бути використані при калібруванні довжини хвилі або визначенні нульової точки, яка фіксується автоматично протягом того ж самого часу експозиції, з телескопом і спектрографом в тій же самій орієнтації, і т.д. Для низькодисперсійного спектрів галактик, зафіксованих в Обсерваторії Лик (США), багато спостерігачів використовують лінії неба, щоб встановити початкову довжину хвилі кожної експозиції. Вони, таким чином, забезпечують можливість вимірювання точних радіальних швидкостей або червоних зміщень, не беручи забирають багато часу спектри порівняння колись і / або після кожного спектра галактик, не переміщаючи телескоп. Остербрук і Мартель [5] видали атлас і список точних довжин хвилі, особливо для численних ВІН ліній. Багато спостерігачів знайшли цей список корисним для виявлення, ідентифікації та використання ліній неба на їх спектрах.
Ешелле - спектрограф з високим дозволом (HIRES [2]) на 10 - метровому телескопі обсерваторії Кек виявляється, швидким, надійним інструментом (Вогт та інші. [13]). Деякі спостерігачі використовували його, щоб спостерігати галактики, так як кожен порядок спектра ешелле включає тільки обмежений діапазон довжини хвилі. Численні лінії неба можуть бути корисні для того, щоб забезпечити початкову точку довжини хвилі або реєстрацію кожного порядку. Атлас низькою дисперсії не дуже добре задовольняє для використання зі спектрами високого дозволу. У 1994 році тими ж авторами був складений новий атлас спектрів високої роздільної здатності, отриманих за допомогою ешелле - спектрографа, до якого поряд з лініями кисню увійшли і лінії гідроксилу ОН [6].

Атмосферне озон.
Озон О 3 грає важливу роль в атмосферних процесах, хоча і міститься в повітрі в незначній кількості - менше за обсягом. Ще в 1879 - 1880 рр.. Гартлі виявив, що спектри Сонця і зірок «обрізані» з ультрафіолетового кінця, приблизно з ангстрем. У 1903 році Мейєр і докладніше в 1913 році Фабрі та Бюіссон вивчили в лабораторії поглинання озону в цій частині спектру. У 1921 році Фабрі та Бюіссон довели, що поглинає речовиною в земній атмосфері є дійсно озон, шар якого розташований в атмосфері вище 20 км.
Так як поглинання ультрафіолетової радіації озоном велике, велика частина її (близько 1,5% сонячної енергії) поглинається вже в самій верхній частині шару озону, внаслідок цього на висоті 40 - 55 км повітря дуже теплий. Тут, за спостереженнями Фасі під час МГГ, температура може досягати 44 ˚.
Відомо, що ультрафіолетові промені мають велику біологічну активність, вбивають багато видів бактерій, викликають опіки живих тканин, сприяють утворенню в організмі вітаміну D, що сприяє зростанню і застережливого рахіт і т.д.
Спостерігається в природі товщина шару озону змінюється в широких межах - від 0,068 см (Тромсе, північна Норвегія, 23 і 26 грудня 1942 року) до 0,662 см (Порт-о-Франсе, острів Кергелен, 22 вересня 1959 року). При цьому розподіл озону, як і погода, постояннее всього в екваторіальному поясі і мінливіший всього в приполярних зоні, до якої належать і згадані значення. За спостереженнями, виконаним під час МГГ, область так званого озонного екватора, де середня кількість озону мінімальне, влітку (з травня по жовтень) - між 15 і 25 ˚ північної широти, а в інші сезони - між 0 і 15 ˚ північної широти. Тут весь рік товщина шару змінюється в межах 0,239 - 0,276 см. Звідси на північ вона зростає, особливо сильно навесні, коли в березні в зоні 70 - 80 ˚ північної широти середня товщина шару озону становить 0,502 см, і трохи зменшується далі до полюса. Схожий розподіл спостерігалося і в південній півкулі, де від екватора товщина шару озону швидко збільшується на південь. На острові Кергелен (49 ˚ південної широти) середнє місячне значення товщини шару О 3 у жовтні 1959 року досягало 0,596 см. Пояс максимуму знаходився в південному півкулі між 60 - 70 ˚ південної широти, а влітку (січень - квітень) ще північніше. На основі цих даних було зроблено припущення про те, що приполярних мінімум озону в Антарктиці виражений сильніше і охоплює більшу площу, ніж в Арктиці.
У середньому в 1958 - 1959 рр.. в північній півкулі шар озону становив 0,298 см, у південному - 0,307 см; всього в атмосфері перебувало тонн озону. У північній півкулі 44% озону знаходилося в тропічному поясі між 0 і 30 ˚ північної широти і всього 16% в полярній, між 60 ˚ і 90 ˚ північної широти.
Проведені в рамках МГГ дослідження показали, що в той час як у тропічному поясі річний хід товщини шару озону, як і хід сонячної радіації, незначний, в помірних і високих широтах він добре виражений. У приполярних широтах північної півкулі вона мала високий і крутий максимум у лютому, дещо південніше - у березні або квітні. Після цього починалося поступове зменшення товщини шару до мінімуму, спостережуваного в полярних областях у вересні, в помірних - у жовтні. При цьому багато дослідників відзначали той факт, що вміст озону починало зростати взимку в період ще дуже слабкого сонячного освітлення і що максимум відзначався навесні, задовго до максимуму радіації. У південній півкулі, крім весняного (жовтень - листопад) максимуму товщини шару озону, спостерігався ще другий, зимовий (травень - червень) максимум.
Чудовим є також відкритий незалежно один від одного в 1959 році К. Раманатаном і Г.І. Кузнєцовим континентальний ефект озону. Так було названо зменшення шару озону над континентом в порівнянні з морем, особливо добре виражене влітку в зоні 0 - 36 ˚ північної широти, де в цей час різниця між материком і морем досягала 0,047 см [26].
Влітку і восени і широтної градієнт, і коливання озону, за визнанням багатьох дослідників, незначні. Взимку і навесні, коли широтні відмінності товщини шару озону дуже великі, її мінливість день від дня в помірному і полярному поясі також значна. Це вказує на те, що коливання викликані перенесенням озону з більш високих широт у низькі і навпаки. Найбільш чітко виражено різке збільшення товщини шару - на 20 - 25% і більше - при вторгнення арктичного повітря, наприклад, в тиловій (західної) частини циклонів.
Велике значення надавалося вертикальному розподілу озону в атмосфері. Вже перші спроби спостереження озону в приземному шарі (зроблені В. В. Балаково в 1935 році в Ельбруської експедиції) показали, що в повітрі тропосфери концентрація озону незначна і що більша частина озону знаходиться в стратосфері.
Розподіл озону з висотою в атмосфері можна спостерігати кількома різними методами. Спектрограф або простий фотоелемент зі світлофільтрами, чутливими до ділянок спектра з сильним озоновим поглинанням, піднімали вгору за допомогою ракети, як це робилося в США починаючи з 1946 року і в СРСР в 1958 - 1960 рр.., За допомогою кулі-зонда і т.д . Так спостерігали загальна кількість озону над приладом, що знаходяться на відомій висоті, і диференціюванням визначали кількість озону в будь-якому шарі. Великого поширення в США отримали хіміко-люмінесцентні озоно-зонди, де реєструвалося світіння деяких хімічних речовин під впливом озону повітря, що простягається крізь соковижималку.
Застосовувався з 1934 року спосіб спостереження розсіяного світла зеніту неба в сутінки в той час, поки Сонце занурюється під обрій, дав науці перші цінні дані про вертикальний розподіл О 3, але не мав великих переваг перед іншими способами, описаними вище.
Результати спостережень показали, що в тропосфері озону мале і розподіл його значно однорідний. З рівня так званої озонопаузи парціальний тиск озону починає різко зростати. Озонопауза в полярних і помірних широтах знаходиться приблизно на 0,1 - 0,2 км нижче тропопаузи, а в тропічних широтах - на 0,8 вище високої тропічної тропопаузи. У цій зоні максимальне парціальний тиск озону, за даними американських зондувань 1962 - 1963 рр.. [7], спостерігалося на висоті 25,9 км (його значення тут в середньому становило мб), а в помірній і полярної зонах - на висоті 20,9 км (середнє значення у шарі максимуму збільшується від мб в помірних широтах до 250 - мб в Арктиці). У тропічній зоні шар озону розташований високо, порівняно тонкий і містить малу кількість озону. В Арктиці він зазвичай низький, потужний і кількість озону в ньому велике.
Вище максимуму парціальний тиск озону зменшується порівняно плавно і паралельно тиску навколишнього середовища, так що відношення суміші [3] залишається приблизно постійним. У цій верхній частині озонного шару ставлення суміші змінюється від 15 мкг / г в екваторіальній зоні до 6,4 мкг / г в арктичній.

Поляризаційні дослідження атмосфери Землі.
Крім спектрального дослідження атмосфери, заснованого на реєстрації спектрів вечірнього і нічного неба, в атмосферній оптики існують теми, які передбачають аналіз випромінювання, розсіяного або поглиненого в атмосфері, для чого необхідний зовнішній джерело спектру. Одним з таких розділів можна віднести питання і методи, при яких використовується штучне джерело випромінювання. Тут особливу увагу потрібно приділити лідарних зондування атмосфери [4]. У ході лідарних експерименту лазерний промінь прямує в атмосферу вертикально або під деяким кутом, а приймач реєструє повертається назад розсіяне випромінювання. Так як час приходу розсіяного випромінювання залежить від його висоти, за допомогою лазера можна відновлювати висотний розподіл коефіцієнта зворотного розсіювання та температурне розподіл в атмосфері. Вибираючи потрібним чином довжину хвилі, на якій працює лідар, можна дослідити аерозольне розсіювання на континуумі або резонансне розсіювання окремих атмосферних компонент (наприклад, атомарного натрію чи калію). В даний час лідарних зондування є основним методом дослідження мезосфери.
Точність лідарних вимірів концентрації аерозолю можна значно поліпшити, використовуючи так званий крос-поляризаційний лідар, і це перший, але далеко не єдиний приклад ефективності поляризаційних вимірювань в атмосферній оптики. Суть крос-полрізаціонной методики полягає в тому, що молекулярне (релеевское) розсіювання має добре відомими поляризаційними властивостями. Зокрема, фон зворотного розсіювання лінійно поляризований, причому в тій же площині. Якщо промінь лазера буде лінійно поляризованим, а розсіяний сигнал приймається у площині поляризації, перпендикулярної площини поляризації лазерного випромінювання, то внесок молекулярного розсіювання в цей сигнал зменшиться практично до нуля, виділяючи менш поляризоване аерозольне розсіювання. Вимірювання висотного аерозольного розподілу зазвичай показують істотне збільшення коефіцієнта розсіяння (по відношенню до молекулярного розсіювання) у тропосфері та мезосфері - області температурного мінімуму і сріблястих хмар.
Однією з головних проблем лідарних методу зондування атмосфери, як і всіх інших методів, пов'язаних з вимірюванням розсіяного випромінювання, є необхідність обліку багаторазового розсіювання світла в атмосфері. Ця проблема постає найбільш гостро для крос-поляризаційного лидара, так як багато разів розсіяне випромінювання поляризоване слабкіше, ніж одноразово розсіяне, і крос-поляризаційний фільтр буде затримувати його в істотно меншому ступені. Чим фон одноразового молекулярного розсіювання.
Інший розділ атмосферної оптики пов'язаний з аналізом поглинання і розсіяння в атмосфері випромінювання зовнішніх природних джерел, перш за все Сонця (хоча в цій ролі можуть виступати Місяць і навіть яскраві зірки і планети). Розсіювання сонячного випромінювання в атмосфері формує фон денного і сутінкового неба, характеристики якого істотно залежать від стану атмосфери - концентрації, висотного розподілу і розсіюють властивостей аерозолю, утримання малих атмосферних домішок, мають смуги поглинання у видимій області спектру (перш за все озону та водяної пари). Фон нічного неба також багато в чому визначається розсіюванням сонячного світла, тільки вже не в атмосфері, а в міжпланетному просторі, ця компонента нічного неба відома як зодіакальне світло. Однак, розгляд цього явища вже виходить за межі атмосферної оптики.
Денне і сутінковий небо, при всій своїй схожості візуальної мають суттєво різну геометрію освіти і, взагалі кажучи, визначаються різними атмосферними факторами, що спираються на компоненти розсіювання атмосфери та їх властивості.
Перша і головна розсіююча компонента - газова складова, яка формує молекулярне розсіянні. Властивості цього процесу добре відомі. Коефіцієнт молекулярного розсіювання обернено пропорційний четвертого ступеня довжини хвилі, і короткохвильове випромінювання розсіюється в атмосфері значно сильніше, що і пояснює голубий колір ясного денного неба (у сутінки колір неба веде себе досить складним чином і визначається відразу декількома факторами). Фон молекулярного розсіювання досить сильно поляризований. Але, на відміну від джерела в крос-поляризаційному лідар, сонячне випромінювання неполяризованого. У цьому випадку випромінювання, розсіяне вперед і назад, буде також неполяризованого, а от при розсіянні під прямим кутом ступінь поляризації досягає майже одиниці, точніше 94% для земного повітря. Площина поляризації перпендикулярна площині розсіювання, тобто площини, в якій лежать прямий і розсіяний промінь. При цьому коефіцієнт розсіювання атмосфери під кутом в 90 ˚ приблизно вдвічі менше, ніж коефіцієнт розсіювання вперед або назад. Таки чином, якщо розглядати розсіювання сонячного випромінювання взаємноперпендикулярних площинах поляризації (перпендикулярній і паралельної площини розсіювання) як незалежні процеси, то перший з них буде ізотропним, а другий буде відбуватися переважно вперед і назад.
Однак розсіювання сонячного випромінювання відбувається також на аерозольних частинках, чий розмір порівняємо або перевищує довжину хвилі видимого випромінювання. Тут характер розсіювання буде істотно відрізнятися. З'явиться анізотропія розсіювання: більша частина випромінювання буде розсіюватися під малими кутами, у напрямку, близькому до напрямку падаючого випромінювання. Аерозольне розсіювання відрізняється від молекулярного і своїми спектральними характеристиками - коефіцієнт розсіювання хоч і буде зростати в короткохвильовій області, але значно повільніше, ніж для молекулярного розсіювання. Саме тому при сильній запиленості атмосфери навколо Сонця з'являється яскравий ореол, а колір неба замість блакитного стає білястим.
Поляризаційні властивості аерозольного розсіювання відрізняються від молекулярного розсіювання значно меншою поляризацією при розсіянні під кутом 90 ˚. Лабораторні вимірювання різних зразків вулканічного пилу [14] показали, що у видимій області спектра поляризація становить 15 - 20%. Природно, що у запиленій атмосфері поляризація фону неба буде істотно послаблюватися. Поляризаційні вимірювання фону неба на різних кутових відстанях від Сонця (тобто для різних кутів розсіювання) можуть дати інформацію про властивості розсіюючого речовини, зміст і тип атмосферного аерозолю.
Однак при подібному аналізі вчені можуть зіткнутися з тією ж проблемою, що і при використанні лідарних методу. Атмосфера Землі має значну оптичну товщину, і фон неба представлений не тільки одноразовим, але і багаторазовим розсіюванням світла. Особливо серйозною ця проблема буде при аналізі неба в період сутінків, коли сонячні промені проходять довгий шлях крізь атмосферу над поверхнею Землі. Поляризація багаторазово розсіяного випромінювання буде визначатися розподілом яскравості по всьому небесному зведенню і буде також істотно менше, ніж у випадку одноразового молекулярного розсіювання. Спектральний склад багаторазового розсіювання заздалегідь невідомий. З одного боку, велика кількість актів розсіювання повинно приводити до надлишку в короткохвильовій області, але з іншого боку там збільшується і поглинання випромінювання, що проходить між актами розсіяння довгий шлях в атмосфері.
Вдень, при великій висоті Сонця над горизонтом, відносний внесок багаторазового розсіювання не дуже великий, але поляризація фону неба навіть у 90 ˚ від Сонця неповна. Це пов'язано з тим, що фон неба утворюється, в основному, розсіюванням сонячних променів у нижніх щільних шарах атмосфери, які містять багато аерозолю. Аналіз розподілу яскравості і поляризації фону денного неба можуть дати досить кількісну інформацію про оптичні властивості атмосфери, але тільки в її приземних шарах [23].
У міру тог, як Сонце опускається до горизонту, оптична товщина атмосфери на шляху його променів збільшується, і приземні шари атмосфери висвітлюються слабкіше. У деякий момент часу розсіювання прямого сонячного випромінювання в приземному шарі вже перестає бути визначальним для формування фону неба. Більш високі шари тропосфери, незважаючи на свою меншу щільність, розсіюють більше сонячного світла через менший поглинання сонячних променів в цих шарах. На відміну від астрономічного поняття сутінків, що починаються із заходом Сонця, дослідники атмосфери вважають закінченням дня і початком сутінків саме момент відриву шару ефективного розсіювання світла (так званого сутінкового шару) від поверхні Землі. Цей момент залежить від довжини хвилі і положення точки спостереження на небі. У зеніті для жовто-зеленій області спектра це відбувається при висоті Сонця над горизонтом близько 5 ˚ - 6 ˚. Після цього фон неба еволюціонує по «сутінковим" законам, швидко зменшуючи свою яскравість. У короткохвильової області спектру, де поглинання світла сильніше, сутінки починаються ще раніше, і яскравість неба спадає швидше. Це призводить до зміни кольору неба, що до заходу Сонця перетворюється з насичено блакитного в блідо-блакитне. У відсутність атмосферного озону, що має смуги поглинання в жовто-зеленій області спектру, сутінковий взагалі втрачало б блакитний відтінок. Почервоніння небо триває і після заходу Сонця аж до його занурення під горизонт на 4 ˚ - 5 ˚ (зенітного відстані 94 ˚ - 95 ˚).
Із заходом Сонця сутінковий шар піднімається все вище над спостерігачем, і, вимірюючи характеристики фону неба, спостерігачі фактично досліджують різні шари атмосфери. Саме цим сутінковий небо відрізняється від денного. Можливість досліджувати атмосферу на різних висотах привертає увагу великої кількості вчених до сутінковому методу.
У той же час внесок багатократного розсіяння в фон неба під час сутінків, значно більший, ніж удень, залишався основною проблемою цього методу, істотно обмежуючи його точність і висотний діапазон застосовності. Найрізноманітніші методи оцінки внеску багаторазового розсіювання, що робилися в ХХ столітті, ставали приводом дуже жорсткої полеміки [24]. Зробити суттєвий крок вперед в цьому питанні вдалося тільки в останні десятиліття, з появою потужної обчислювальної техніки.
Розділити фон сутінкового неба на його окремі складові, виділити багаторазове розсіювання і розсіювання на аерозольних частинках допомагають дані про поляризацію сутінкового неба від зенітного відстані Сонця для чотирьох довжин хвиль. Перше, що звертає на себе увагу - зменшення поляризації в короткохвильовій області спектру. Як було показано О.С. Угольникова і І.А. Масловим, воно пов'язане зі збільшенням багаторазового розсіювання, що перевищує у фіолетовій області спектру 50% навіть в світлі сутінки [20]. З збільшенням внеску багаторазового розсіювання пов'язано і зменшення поляризації неба в темні сутінки, при зенітних відстанях Сонця більше 95%. Переважання короткохвильового випромінювання в багато разів розсіяному тлі призводить до того, що поступове почервоніння сутінкового неба в цей час змінюється досить швидким посинінням, і в темні сутінки колір ясного неба виявляється ще більш сині, ніж вдень.
Всі описані ефекти ніяк не пов'язані з атмосферним аерозолем, хоча подібні припущення часто робилися багатьма дослідниками атмосфери в ХХ столітті, що іноді приводило їх до зовсім незвичайним властивостям гіпотетичних аерозольних частинок. Дана компонента фону атмосфери, сама важлива і цікава для досліджень, виявляє себе лише зменшенням поляризації в світлі сутінки, помітним тільки для довгохвильового випромінювання (порядку 7600 ангстрем) і зрідка, при не дуже хорошою прозорості атмосфери - в жовто-зеленій області спектра. У червоних променях поглинання світла мінімальне, і сутінковий шар розташовується досить низько. Аерозольне розсіювання реєструється тільки на великих висотах в тропосфері. Його сліди зникають при зануренні Сонця під обрій на 3 ˚ на довжині хвилі 7600 ангстрем, тобто при ефективній висоті сутінкового шару близько 15 км і висоті його нижньої межі приблизно 10 км [19, 21].
Зміст аерозолю в атмосфері, як і породжується їм зниження поляризації в червоній області спектра в світлі сутінки, на відміну від інших ефектів піддаються сильним варіацій, істотно змінюючись від ранку до сутінків. В окремі дні з хорошою прозорістю атмосфери внесок аерозольного розсіювання в яскравість сутінкового неба в зеніті в момент сходу Сонця не перевищував 10% на довжині хвилі 7600 ангстрем, в інші ж дні при начебто ясному небі він досягав 40 - 50%. Дані спостереження дозволили оцінити і поляризацію аерозольного розсіювання під прямим кутом (така ситуація реалізується в зеніті в світлі сутінки), яка склала приблизно 20%, у згоді з [14].
Таким чином, поляризаційні вимірювання сутінкового неба дозволяють визначити параметри аерозольного розсіювання, внесок багатократного розсіяння, причому результати виявляються добре узгоджуються з даними чисельного моделювання [12]. Отримані співвідношення, крім усього іншого, пояснюють колірні явища, що відбуваються під час сутінків, у тому числі «пояс Венери» - різнокольорові горизонтальні смуги, що з'являються з протилежної Сонцю боку піднебіння.
Однак, цим можливості сутінкового методу дослідження атмосфери (і взагалі аналізу взаємодії атмосфери з випромінюванням Сонця) не вичерпуються. В останні десятиліття ХХ століття почалися активні спектральні дослідження сутінкового неба з метою вимірювання вмісту в атмосфері малих газових домішок. Слабкі спектральні лінії поглинання цих газів практично не помітні в спектрі прямого сонячного випромінювання, що проходить через атмосферу у вертикальному напрямку. А під час сутінків, коли випромінювання Сонця проходить довгий шлях через щільні шари атмосфери, поглинання в спектральних лініях може стати відчутним. Широкі смуги поглинання озону в жовто-зеленій області спектру (смуги Шапюї), послабляють вертикальне випромінювання всього на 4 - 5%, під час сутінків стають настільки помітними, що істотно змінюють колір, повертаючи йому еже було втрачений блакитний відтінок.
В даний час розроблена методика DOAS [5] [8], за допомогою якої в спектрі фону неба виділяються смуги поглинання озону, окисів азоту, хлору, брому та багатьох інших атмосферних домішок. Дані дослідження є важливою складовою екологічного контролю атмосфери Землі. До цього необхідно додати, що висота над земною поверхнею, на якій проходять промені сонця, що створюють сутінковий фон неба, залежить від довжини хвилі і періоду сутінків. Тим самим, подібні виміри дозволяють судити не тільки про повному утриманні тієї чи іншої домішки в атмосфері, а й про її висотному розподілі.
Ще більш високої точності і вертикального дозволу можна досягти, спостерігаючи спектр Сонця або іншого джерела поблизу краю Землі з супутника на земній орбіті. Крім цих переваг, космічний експеримент дозволить охопити більшу площу над поверхнею Землі, так як супутник обертається навколо нашої планети по орбіті, положення якої щодо поверхні Землі змінюється за рахунок осьового обертання планети. В даний час подібні дослідження проводяться в рамках німецько-голландсько-бельгійського проекту SCIAMACHY [6] [4].

Висновок.
Фізика атмосфери - наука, що вивчає різні фізичні явища і процеси, що відбуваються в атмосфері, поглинання і випромінювання тепла, нагрівання і охолоджування повітря, його перебіг і циркуляцію, випаровування і конденсацію водяної пари у вигляді хмар, туманів та ін Окремим розділом фізики атмосфери, якому останнім все частіше стали приділяти увагу, є атмосферна оптика, що вивчає процеси, що протікають при взаємодії атмосфери Землі з випромінюванням Сонця. Дуже суттєво, що ці процеси вивчаються фізичними і математичними (аналітичними) методами з метою виявити причини і наслідки атмосферних явищ і встановити кількісні зв'язки між ними.
Потік нових відкриттів і нової інформації, який охопив у 60-х роках ХХ століття всі природознавство, в тому числі і науку про атмосферу, що зростає з кожним роком число метеорологічних станцій і пунктів радиозондирования, розвиток космічної промисловості, що дозволяє виводити на орбіту Землі все більш досконалі метеорологічні супутники, скануючі земну атмосферу, - все це принесло небачена кількість нових і істотних відомостей про атмосферу.
Атмосфера Землі - дуже складна система, ще багато в чому не вивчена. В даний час, з посиленням антропогенного впливу на нашу газову оболонку і пішли за цим кліматичними змінами, дослідження всіх шарів атмосфери стали особливо важливими. І одна з провідних ролей в цьому відведена оптичним дослідженням, так як взаємодія атмосфери і випромінюванням дуже різноманітно, і кількість інформації, яку можуть дати оптичні вимірювання, дуже велике. Будучи фактично єдиним засобом атмосферних досліджень (крім приземного шару) до появи ракетної техніки, атмосферна оптика і зараз не втратила свою актуальність, активно використовуючи сучасні технічні досягнення.

Список використаної літератури.
1. Babcock, HD, Astrophys. J., Vol. 57, P. 209, 1923.
2. Chabbal, R., J. Recherches du Centre Nat. Recerches Sci., No 24, P. 138, 1953.
3. Halma H., Kaila KU, Kosch MJ, Rietveld MT Recognizing the blue emission in artificial aurora / / Adv. Space Res. 2005 (in divss).
4. Noel S., Burrows JP, Bovensmann H., Frerick J., Chance KV, Goede AHP, Muller C. Atmospheric trace gas sounding with SCIAMACHY / / Advances in Space Raseach. 2000. Vol. 26. P. 1949.
5. Osterbrock DE, Martel A. RASP. Vol. 76, P. 104. 1992.
6. Osterbrock DE, Fulbright JP, Martel AR, keane MJ, Trager SC, Basri G. Night-Sky Heigh-Resolution Spectral Atlas of OH and O 2 Emission Line for Echelle Spectrograph Wavelength Calibration. / / Astronomical Society of Pacific. 1996. P. 277-308.
7. Ozone-sonde observations over North America. Vol. 1. Ed. by BW Hering. Bedford, 1963.
8. Perner D., Platt U. Detection of Nitrious Acid in the Atmosphere by Differential Optical Absorption / / Journal of Geophysical Research. 1979. V. 6. P. 917.
9. Peterson AW, Kieffaber LM The Twilight Flash of Sodium. / / Journal Sky and Telescope. June, 1971. Vol. 41. No. 6. P. 344 - 345.
10. Roach FE, Pettit HB J. Geophys. Research. 1951. Vol. 56. P. 325.
11. Taylor MJ, Hapgood MA, Rothwell P. Observations of Gravity Wave Propagation in the OI (557.7 nm) and the Near Infrared OH Nightglow Emissions / / Planet. Space. Sci. 1987.V. 35. P. 413.
12. Ugolnicov OS, Postylyakov OV, Maslov IA Effects of Multiple Scattering and Atmospheric Aerosol on the Polarization of the Twilight Sky / / Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Tranfer. 2004. Vol. 88. P. 233.
13. Vogt S., et all. SPIE Conference, Vol. 361. P. 2198. 1994.
14. Volten H., Munoz O., Waters R., Van der Zande W., Hovenier J. Online Database of Scattering Matrices of Irregular Particles / / Abstracts of NATO Advanced Study Institute on Photopolarimerty and Remote Sensing and Workshop on Remote Sensing Techniques and Instrumentation: Internationsl Cooperation. Army Research Laboratory. 2003. P. 103. http:// www.asrto.uva.nl / scatter.
15. Wark DQ, Stone JM Measurement of the Doppler Width of the λ 5577 Line in the Night Sky / / Nature. February 5. 1955. P. 254 - 255.
16. Великий енциклопедичний словник. Фізика. М., Наукове видання «Велика Російська енциклопедія», 1999.
17. Фізична енциклопедія, Т.1. М., Наукове видавництво «Велика Російська енциклопедія», 1994.
18. Фізична енциклопедія, Т.4. М., Наукове видавництво «Велика Російська енциклопедія», 1994.
19. Угольников О.С. Визначення параметрів розсіювання світла в земній атмосфері по фотометричним спостереженням сутінкового неба / / Фізика космосу: Прогр., Тези доп. і повідомл. 25-й студ. наук. конф., 29 січня. - 2 берез. 1996 Єкатеринбург: Изд-во Урал. ун-ту, 1996.
20. Угольников О.С., Маслов І.О. Багатобарвна поляриметрія сутінкового неба. Роль багаторазового розсіювання світла як функція довжини хвилі / / Фізика космосу: Тр. 30-й міжнародн. студ. наук. конф., 29 січня. - 2 берез. 2001 Єкатеринбург: Изд-во Урал. ун-ту, 2001.
21. Угольников О.С., Маслов І.О. Дистанційне зондування атмосфери на основі фотометрії місячних затемнень / / Фізика космосу: Тр 35-й міжнародн. студ. наук. конф., 30 січня. - 3 берез. 2006 Єкатеринбург: Изд-во Урал. ун-ту, 2006.
22. Угольников О.С. Поляризаційні дослідження атмосфери Землі / / Фізика космосу: Тр. 35-й міжнародн. студ. наук. конф., 30 січня. - 3 берез. 2006 Єкатеринбург: Изд-во Урал. ун-ту, 2006.
23. Пясковська-Фесенкова Є.В., Дослідження розсіювання світла в земній атмосфері. М., Изд-во АН СРСР, 1953.
24. Розенберг Г.В. Сутінки. М., Фіз.-мат. лит., 1963.
25. Сухоіваненко П.Я. Допплерівські швидкості протонів за спостереженнями емісії . Результати досліджень за програмою МГГ, полярні сяйва і світіння нічного неба. М., Изд-во АН СРСР, № 7, 1961.
26. Хргіан А.Х. Фізика атмосфери. Л.: Гидрометеоиздат, 1969.
27. Хргіан А.Х., Кузнєцов Г.І., Кондратьєва А.В. Атмосферне озон. Результати досліджень за програмою МГГ, метеорологія, № 10. 1965.


[1] МГГ - Міжнародний Геофізичний рік, 1957 - 1958 рр..
[2] HIRES - HIgh-Resolution Echelle Spectrograph.
[3] Ставлення суміші - відношення щільності озону до щільності повітря, яке виражається в мікрограма на 1 г повітря.
[4] LIDAR - Light Detection And Ranging
[5] DOAS - Differential Optical Absorption Spectroscopy
[6] SCIAMACHY - SCanning Imaging Absorption spectroMeter for Atmospheric CHartographY.
Додати в блог або на сайт

Цей текст може містити помилки.

Фізика та енергетика | Реферат
87.6кб. | скачати


Схожі роботи:
Оптика фізична і оптика інтелектуальна СІВавілов і Еміль Жебар
Оптика
Нелінійна оптика
Геометрична оптика
Фізична оптика
Оптика Гамільтона Якобі
Геометрична та фізична оптика
Геометрична оптика та квантова фізика
Геометрична оптика Перші уявлення
© Усі права захищені
написати до нас