Оптика атмосферы (стр. 3 из 5)
В среднем в 1958 — 1959 гг. в северном полушарии слой озона составлял 0,298 см, в южном — 0,307 см; всего в атмосфере находилось
тонн озона. В северном полушарии 44% озона находилось в тропическом поясе между 0 и 30˚ северной широты и всего 16% в полярной, между 60˚ и 90˚ северной широты.Проведенные в рамках МГГ исследования показали, что в то время как в тропическом поясе годовой ход толщины слоя озона, как и ход солнечной радиации, незначителен, в умеренных и высоких широтах он хорошо выражен. В околополярных широтах северного полушария она имела высокий и крутой максимум в феврале, несколько южнее — в марте или апреле. После этого начиналось постепенное уменьшение толщины слоя до минимума, наблюдаемого в полярных областях в сентябре, в умеренных — в октябре. При этом многие исследователи отмечали тот факт, что содержание озона начинало возрастать зимой в период еще очень слабого солнечного освещения и что максимум отмечался весной, задолго до максимума радиации. В южном полушарии, кроме весеннего (октябрь — ноябрь) максимума толщины слоя озона, наблюдался еще второй, зимний (май — июнь) максимум.
Замечательным является также открытый независимо друг от друга в 1959 году К. Раманатаном и Г.И. Кузнецовым континентальный эффект озона. Так было названо уменьшение слоя озона над континентом по сравнению с морем, особенно хорошо выраженное летом в зоне 0 – 36˚ северной широты, где в это время разность между материком и морем достигала 0,047 см [26].
Летом и осенью и широтный градиент, и колебания озона, по признанию многих исследователей, незначительны. Зимой и весной, когда широтные различия толщины слоя озона очень велики, ее изменчивость ото дня ко дню в умеренном и полярном поясе также значительна. Это указывает на то, что колебания вызваны переносом озона из более высоких широт в низкие и наоборот. Наиболее четко выражено резкое увеличение толщины слоя — на 20 – 25% и более — при вторжениях арктического воздуха, например, в тыловой (западной) части циклонов.
Большое значение придавалось вертикальному распределению озона в атмосфере. Уже первые попытки наблюдения озона в приземном слое (сделанные В.В. Балаковым в 1935 году в Эльбрусской экспедиции) показали, что в воздухе тропосферы концентрация озона незначительна и что большая часть озона находится в стратосфере.
Распределение озона с высотой в атмосфере можно наблюдать несколькими различными методами. Спектрограф или простой фотоэлемент со светофильтрами, чувствительными к участкам спектра с сильным озоновым поглощением, поднимали вверх с помощью ракеты, как это делалось в США начиная с 1946 года и в СССР в 1958 — 1960 гг., с помощью шара-зонда и т.д. Так наблюдали общее количество озона над прибором, находящимся на известной высоте, и дифференцированием определяли количество озона в любом слое. Большое распространение в США получили химико-люминесцентные озоно-зонды, где регистрировалось свечение некоторых химических веществ под влиянием озона воздуха, протягиваемого сквозь прибор.
Применявшийся с 1934 года способ наблюдения рассеянного света зенита неба в сумерки в то время, пока Солнце погружается под горизонт, дал науке первые ценные данные о вертикальном распределении О3, но не имел больших преимуществ перед другими способами, описанными выше.
Результаты наблюдений показали, что в тропосфере озона малое и распределение его значительно однородно. С уровня так называемой озонопаузы парциальное давление озона начинает резко возрастать. Озонопауза в полярных и умеренных широтах находится примерно на 0,1– 0,2 км ниже тропопаузы, а в тропических широтах — на 0,8 выше высокой тропической тропопаузы. В этой зоне максимальное парциальное давление озона, по данным американских зондирований 1962— 1963 гг. [7], наблюдалось на высоте 25,9 км (его значение здесь в среднем составляло
мб), а в умеренной и полярной зонах — на высоте 20,9 км (среднее значение в слое максимума увеличивается от 
мб в умеренных широтах до 250 – 
мб в Арктике). В тропической зоне слой озона расположен высоко, сравнительно тонок и содержит малое количество озона. В Арктике он обычно низкий, мощный и количество озона в нем велико.Выше максимума парциальное давление озона убывает сравнительно плавно и параллельно давлению окружающей среды, так что отношение смеси[3] остается приблизительно постоянным. В этой верхней части озонного слоя отношение смеси меняется от 15 мкг/г в экваториальной зоне до 6,4 мкг/г в арктической.
Поляризационные исследования атмосферы Земли.
Помимо спектрального исследования атмосферы, основанного на регистрации спектров вечернего и ночного неба, в атмосферной оптике существуют темы, предполагающие анализ излучения, рассеянного или поглощенного в атмосфере, для чего необходим внешний источник спектра. Одним из таких разделов можно отнести вопросы и методы, при которых используется искусственный источник излучения. Здесь особое внимание нужно уделить лидарному зондированию атмосферы[4]. В ходе лидарного эксперимента лазерный луч направляется в атмосферу вертикально или под некоторым углом, а приемник регистрирует возвращающееся назад рассеянное излучение. Так как время прихода рассеянного излучения зависит от его высоты, с помощью лазера можно восстанавливать высотное распределение коэффициента обратного рассеяния и температурное распределение в атмосфере. Выбирая нужным образом длину волны, на которой работает лидар, можно исследовать аэрозольное рассеяние на континууме или резонансное рассеяние отдельных атмосферных компонент (например, атомарного натрия или калия). В настоящее время лидарное зондирование является основным методом исследования мезосферы.
Точность лидарных измерений концентрации аэрозоля можно значительно улучшить, используя так называемый кросс-поляризационный лидар, и это первый, но далеко не единственный пример эффективности поляризационных измерений в атмосферной оптике. Суть кросс-полризационной методики состоит в том, что молекулярное (релеевское) рассеяние обладает хорошо известными поляризационными свойствами. В частности, фон обратного рассеяния линейно поляризован, причем в той же плоскости. Если луч лазера будет линейно поляризованным, а рассеянный сигнал принимается в плоскости поляризации, перпендикулярной плоскости поляризации лазерного излучения, то вклад молекулярного рассеяния в этот сигнал уменьшится практически до нуля, выделяя менее поляризованное аэрозольное рассеяние. Измерения высотного аэрозольного распределения обычно показывают существенное увеличение коэффициента рассеяния (по отношению к молекулярному рассеянию) в тропосфере и мезосфере — области температурного минимума и серебристых облаков.
Одной из главных проблем лидарного метода зондирования атмосферы, как и всех других методов, связанных с измерением рассеянного излучения, является необходимость учета многократного рассеяния света в атмосфере. Эта проблема встает наиболее остро для кросс-поляризационного лидара, так как многократно рассеянное излучение поляризовано слабее, чем однократно рассеянное, и кросс-поляризационный фильтр будет задерживать его в существенно меньшей степени. Чем фон однократного молекулярного рассеяния.
Другой раздел атмосферной оптики связан с анализом поглощения и рассеяния в атмосфере излучения внешних естественных источников, прежде всего Солнца (хотя в этой роли могут выступать Луна и даже яркие звезды и планеты). Рассеяние солнечного излучения в атмосфере формирует фон дневного и сумеречного неба, характеристики которого существенно зависят от состояния атмосферы — концентрации, высотного распределения и рассеивающих свойств аэрозоля, содержания малых атмосферных примесей, имеющих полосы поглощения в видимой области спектра (прежде всего озона и водяного пара). Фон ночного неба также во многом определяется рассеянием солнечного света, только уже не в атмосфере, а в межпланетном пространстве, эта компонента ночного неба известна как зодиакальный свет. Однако, рассмотрение этого явления уже выходит за пределы атмосферной оптики.
Дневное и сумеречное небо, при всей своей визуальной схожести имеют существенно разную геометрию образования и, вообще говоря, определяются разными атмосферными факторами, опирающимися на компоненты рассеяния атмосферы и их свойства.
Первая и главная рассеивающая компонента — газовая составляющая, формирующая молекулярное рассеянии. Свойства этого процесса хорошо известны. Коэффициент молекулярного рассеяния обратно пропорционален четвертой степени длины волны, и коротковолновое излучение рассеивается в атмосфере значительно сильнее, что и объясняет голубой цвет ясного дневного неба (в сумерки цвет неба ведет себя достаточно сложным образом и определяется сразу несколькими факторами). Фон молекулярного рассеяния достаточно сильно поляризован. Но, в отличие от источника в кросс-поляризационном лидаре, солнечное излучение неполяризовано. В этом случае излучение, рассеянное вперед и назад, будет также неполяризовано, а вот при рассеянии под прямым углом степень поляризации достигает почти единицы, точнее 94% для земного воздуха. Плоскость поляризации перпендикулярна плоскости рассеяния, то есть плоскости, в которой лежат прямой и рассеянный луч. При этом коэффициент рассеяния атмосферы под углом в 90˚ примерно вдвое меньше, чем коэффициент рассеяния вперед или назад. Таки образом, если рассматривать рассеяние солнечного излучения взаимноперпендикулярных плоскостях поляризации (перпендикулярной и параллельной плоскости рассеяния) как независимые процессы, то первый из них будет изотропным, а второй будет происходить преимущественно вперед и назад.