Астронет > 4.3 Рассеяние на аэрозолях

по текстам по ключевым словам в глоссарии по сайтам перевод по каталогу

Прецизионная фотометрия

<< 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

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 $\lambda = 5300\AA$ )

(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 >>

Публикации с ключевыми словами: Фотометрическая система - звездная величина - фотометрия - спектрофотометрия - атмосферное поглощение
Публикации со словами: Фотометрическая система - звездная величина - фотометрия - спектрофотометрия - атмосферное поглощение

См. также:

Звёздные величины

Заходящая тень Земли

Спектральное и фотометрическое исследование линзовидной галактики с оболочками NGC 474

Лаборатория исследования звездного магнетизма САО РАН

Лаборатория спектроскопии звезд САО РАН

Лаборатория спектроскопии и фотометрии внегалактических объектов САО РАН

Показатель цвета

Все публикации на ту же тему >>

Обсудить эту публикацию

Версия для печати

Астрометрия - Астрономические инструменты - Астрономическое образование - Астрофизика - История астрономии - Космонавтика, исследование космоса - Любительская астрономия - Планеты и Солнечная система - Солнце