Оптическая толщина

Уравнение (7.166) можно решить, если предварительно преобразовать его, введя интегрирующий множитель е Р, где р — оптическая толщина, [c.260]

Эффекты многократного рассеяния света определяются свойствами среды в виде величины р = а /о и электрической матрицы рассеяния Вц I, /р), связанной с матрицей т (/, /р) и характеристикой оптической толщины [c.40]

Переменная ю обозначает различные точки на линии, параллельной й и проходяш ей через точку г (рис. 7.6). Таким образом, Р (г Го) есть оптическая толщина прямолинейного пути между точками г и Гд. Обозначим длину этого пути 0, т. е. положим [c.261]

Когда рассеивающая среда имеет конечные размеры (как тонкий слой краски), вводят дополнительные параметры оптические константы подложки и оптическая толщина покрытия, а также ее альбедо для однократного рассеяния. Еще один параметр необходим при отличии от единицы коэффициента преломления смолы. И наконец, поверхность смолы может быть шероховатой 29]. Очевидно, что глянцевая эмаль имеет гладкий слой смолы, полностью покрывающий частицы красители, чего нет в неблестящей и матовой краске. [c.483]

На рис. 17.6.2 показано изменение градиента температуры газа на границе раздела твердая поверхность—-газ в зависимости от оптической толщины Тд пограничного слоя при различных значениях относительной излучательной способности поверхности [c.487]

Эффект лучистого теплообмена в топочной камере в значительной степени определяется степенью черноты топочной среды, которая в свою очередь зависит от оптической толщины потоков газа Тг, частиц золы Тз и частиц углерода ТугИ рассчитывается по формуле [c.52]

Таким образом, принимаем, что эффективная оптическая толщина факела Тф = Тг + Тз = Тг+з- [c.52]

Соотношение (2.206) называется законом Бугера безразмерная величина а I есть спектральная оптическая толщина с.гоя газа. [c.200]

Световые модели используют для моделирования теплообмена между серыми телами, а также для определения взаимных поверхностей пары тел Нц (или угловых коэффициентов излучения ф, з). Модель изготавливают геометрически подобной натурному объекту с оптическими характеристиками, одинаковыми с характеристиками натурного объекта. Если пространство между телами заполнено поглощающей средой, то необходимо еще обеспечить равенство оптических толщин слоя среды (см, 2,14) [c.406]

В проекционных системах используется излучение ртутных ламп, имеющее широкие полосы в ближней УФ и коротковолновой видимой области спектра. Если слой резиста толщиной d 2 мкм с показателем преломления и = 1,6 экспонировать светом с длиной волны 436 нм с помощью объектива, имеющего апертуру А 0,28, то глубина резкости Az такой системы составит Az > /2/4 л ж 2,7 мкм, при этом, используя достижимые в реальных условиях оптимальные режимы обработок, удается получать линии шириной jA 1,5 мкм. Имея в виду, что эффективная оптическая толщина слоя равна d/n= 1,25 мкм, то область допустимых ошибок резкости (устойчивость системы к различному виду отклонений) составляет величину 1,5 мкм. Если же при общей толщине MP [c.269]

Наиболее достоверными являются информация по вертикальным профилям оптической плотности аэрозоля в атмосфере и сведения об оптической толщине аэрозоля Та (при к = 0,55 мкм). Статистические данные об оптической толщине аэрозоля, ее суточном и годовом ходе для различных широтных поясов получены в работах [38, 52, 116, 182, 183, 212]. Важным с нашей точки зрения является и то обстоятельство, что моделирование оптических характеристик атмосферного аэрозоля должно быть замкнутым . Под замкнутым моделированием понимается получение всех оптических характеристик аэрозоля (коэффициентов поглощения, рассеяния, ослабления и индикатрис рассеяния) и одновременный учет их изменений в связи с трансформацией аэрозолей и вариациями поля его концентрации. [c.123]

Высота, на которой счетная концентрация частиц стратосферного аэрозольного слоя принимает максимальное значение, претерпевает дрейф. Максимальные оптические толщины стратосферного аэрозоля не превосходят 0,1 и достигаются в экваториальном поясе (как и для счетной концентрации). Максимум оптической плотности стратосферного аэрозоля расположен на высоте г 20 км. В полярных широтах стратосферный аэрозольный слой расположен на меньших высотах, что обусловлено известной закономерностью общей циркуляции атмосферы, которая состоит в подъеме воздуха в стратосферу вблизи экватора и последующем меридиональном его переносе в тропосферу полярных районов. Максимум оптической плотности стратосферного аэрозоля в полярных районах достигается на высотах 12—15 км. [c.126]

Можно предположить, что существуют суточные вариации оптической плотности и вертикальной структуры в пределах зоны активного турбулентного обмена атмосферы. Исходя из механизма турбулентного обмена максимальная толщина аэрозоля в устойчивых погодных условиях может достигаться в послеобеденные часы в связи с сильным прогревом почвы над континентом. В этом случае высота 22 принимает максимальное значение. В ночные и ранние утренние часы верхние аэрозольные слои могут опускаться, увеличивая замутненность нижних приземных слоев атмосферы. Если в дневные часы поверхность является источником аэрозолей, то в ночные часы она может являться местом стока аэрозолей. В условиях отсутствия конденсационных процессов атмосферных паров Н2О ночная атмосфера должна содержать меньшее количество грубодисперсной фракции аэрозолей. Для средних летних условий оптическая толщина аэрозоля зоны активного турбулентного обмена над континентом составляет около 0,2—0,3. В ночных условиях наблюдается более высокая относительная влажность атмосферы, в связи с чем более сухой аэрозоль днем поглощает больше, чем агрегированный аэрозоль ночью, когда относительная влажность нередко достигает 100%. Поглощение коротковолновой радиации агрегированными частицами резко уменьшается, [c.127]

Оптические толщины пыли в условиях пылевых бурь на длине волны 0,55 мкм при их максимальной развитости могут достигать значения 1,2. С дальнейшим развитием пылевого выноса концен- [c.129]

Наиболее рационально задание вертикальной структуры аэрозоля профилем его оптической плотности. Последнее объясняется тем обстоятельством, что об оптической плотности атмосферного аэрозоля получена более полная статистическая информация. Кроме того, для многих поясов Земли получены статистические данные об оптической толщине вертикального столба атмосфер- [c.134]

При определении аэрозольной оптической толщины атмосферы были использованы лишь данные продолжительных (не менее одного года) спектральных измерений прозрачности атмосферы в точках, удаленных от источников местных загрязнений. Осреднение данных наземных наблюдений для шести широтных поясов привело к среднему годовому глобальному значению [c.155]

В работе [287] приведены результаты расчетов поперечника ослабления, индикатрисы рассеяния и фактора асимметрии индикатрисы для различных компонентов аэрозоля в зависимости от длины волны в диапазоне 0,1 —100 мкм, а также аэрозольных оптических толщин для трех слоев атмосферы. Изучена чувствительность оптических характеристик аэрозоля к вариациям комплексного показателя преломления и микроструктуры аэрозоля. По данным об оптической толщине и поперечнике ослабления найден и сопоставлен с имеющимися результатами наблюдений вертикальный профиль счетной концентрации частиц. [c.155]

В процессе эволюции Земли значительно изменялись химический состав атмосферы (в том числе и атмосферного аэрозоля), ее структурные характеристики. В последние годы значительное внимание уделяется проблеме антропогенного влияния на климат планеты. Активизация промышленной деятельности человека вызывает значительные изменения структурных и оптических характеристик атмосферного аэрозоля. Имеются свидетельства о колоссальных колебаниях интенсивности вулканической активности за геологические периоды. Например, в третичный период вулканическая активность была, вероятно, на два порядка выше, чем в настоящее время. Приближенные оценки показывают, что уже в настоящее время в северном полушарии индустриальные источники ответственны за 30 % общей продукции аэрозоля, а оптическая толщина стратосферного аэрозольного слоя в процессе эволюции Земли могла изменяться более чем на порядок. Выявление климатических последствий вариаций поля аэрозоля в глобальном и региональном масштабах в настоящее время возможно только путем выполнения численного моделирования лучистого теплообмена. [c.182]

Наиболее сильное влияние на трансформацию восходящего и уходящего теплового излучения Земли оказывает аэрозоль аридных и субаридных регионов, особенно в условиях пылевой бури, когда оптическая толщина вертикального столба атмосферы т на длине волны около 0,5 мкм может достигать значения 1,2. Нами были выполнены расчеты полей теплового излучения в условиях пылевого выноса для трех вертикальных профилей оптической плотности аэрозоля, представленных в табл. 5.1. [c.196]

Над Западной Европой и промышленными районами Северной Америки аэрозоль в зоне интенсивного турбулентного обмена имеет индустриальное происхождение и обладает сильным поглощением в области спектра 2,6—3,5 мкм и в спектральном диапазоне 7,2—25 мкм. Максимумы в полосах поглощения промышленного аэрозоля наблюдаются на длинах волн 2,9 9 и 18 мкм, в окрестности которых происходит наиболее заметная трансформация спектральных интенсивностей теплового излучения. Увеличение степени замутненности атмосферы приводит к уменьшению интенсивности восходящего излучения на всех зенитных углах. При постоянстве оптической толщины аэрозоля в вертикальном столбе [c.197]

Выполненные нами расчеты показывают, что пылевой вынос уменьшает альбедо планеты вследствие значительного поглощения аэрозолем коротковолновой радиации. Если бы пылевое облако оптической толщиной т = 0,4 покрыло всю планету, то ее альбедо уменьшилось бы на 16 %. Принимая во внимание, что пылевые облака покрывают около 0,1 площади планеты, получаем уменьшение планетарного альбедо на 1,6%. Последнее эквивалентно увеличению радиационной температуры планеты примерно на 1 К. [c.205]

Представляет интерес рассмотреть влияние выноса в стратосферу вулканического аэрозоля на радиационный режим атмосферы. Выброс в стратосферу вулканического аэрозоля приводит к увеличению поглощения стратосферой коротковолновой радиации, а следовательно, к увеличению температуры стратосферы. С другой стороны, вулканический аэрозоль не имеет сильных полос поглощения в области спектра теплового излучения, поэтому изменение в высотной структуре эффективного потока теплового излучения в основном обусловлено изменением вертикального профиля температуры стратосферы. Вулканический аэрозоль при оптической толщине Та(Я =0,55 мкм) 0,1 слабо влияет на изменения альбедо планеты и в пределах ошибок расчета планетарное альбедо можно полагать постоянным. Такая ситуация обусловлена как поглощающими свойствами вулканического аэрозоля, так и учетом уменьшения поглощения атмосферными газами коротковолновой радиации. Неизменность эффективной температуры планеты требует уменьшения температуры поверхности планеты и нижних слоев тропосферы. Выброс в стратосферу вулканического [c.207]

В связи с этим возникают трудности в оценке влияния аэро-ОЛЯ на альбедо б системы подстилающая поверхность — атмосфера. С увеличением зенитного угла Солнца альбедо системы подстилающая поверхность — атмосфера в большинстве случаев возрастает. Это возрастание обусловлено увеличением альбедо облаков с ростом зенитного угла Солнца. В [32, 34] представлены зависимости альбедо б от зенитного угла Солнца 0 для различных значений альбедо подстилающей поверхности А и оптической толщины минерального аэрозоля т. Отражательная способность /1 = 0,1 соответствует морской поверхности, Л = 0,4 отвечает растительному покрову, Л = 0,7 — плотным облакам или поверхности, покрытой снегом. Если для морской поверхности аэрозоль увеличивает альбедо системы подстилающая поверхность — атмосфера, то для подстилающей поверхности, покрытой снегом, или в случае покрытия небосвода облаками наблюдается значительное уменьшение альбедо. Если подстилающей поверхностью служит растительный покров, то альбедо с ростом замутненности атмосферы уменьшается при зенитных углах Солнца 0 <60° и возрастает в диапазоне больших зенитных углов Солнца. В [34] рассмотрено также влияние на альбедо промышленного аэрозоля. Для большинства зенитных углов Солнца рост замутненности атмосферы промышленным аэрозолем способствует уменьшению альбедо подстилающая поверхность—атмосфера. [c.209]

Ситуация резко изменяется, однако, в условиях присутствия облаков над морскими акваториями по следующим причинам. Во-первых, морской аэрозоль, как правило, располагается ниже верхней границы облачного покрова и его оптическое воздействие экранируется облачным покровом. Во-вторых, альбедо системы морская поверхность—облако резко возрастает. Последнее приводит к тому, что аэрозоль, присутствующий в тропосфере выше облачного покрова, уменьшает альбедо б. Это уменьшение альбедо оказывается более значительным, если аэрозоль поглощает коротковолновую радиацию. Последнее имеет место в реальной атмосфере, так как надоблачный аэрозоль представляется ансамблем сухих частиц средней глобальной солевой фракции и минеральной пыли. Надоблачный слой пылевого аэрозоля оптической толщиной Та = 0,2 уменьшает альбедо системы подстилающая поверхность— атмосфера на 3 %. Над океанами влияние атмосферного аэрозоля на альбедо определяется степенью покрытия небосвода облаками. [c.209]

Для континентов, когда поверхность суши покрыта растительностью, в условиях отсутствия облачности имеет место практическое отсутствие влияния аэрозоля на интегральное альбедо в диапазоне оптических толщин аэрозоля от 0,05 до 0,5. Последнее означает, что изменяется структура радиационного баланса коротковолновой радиации. Для среднего глобального состояния атмосферы аэрозоль приводит к потеплению в тропосфере и увеличению температуры подстилающей поверхности за счет действия парникового механизма, приводящего к понижению радиационной температуры планеты за счет поглощения длинноволновой радиации аэрозолем. В пределах погрешностей выполненного моделирования потепление в пограничном слое атмосферы составляет [c.210]

Рис. 17.6,2. Зависимость температурного градиента на стенке от оптической толщины пограничного слоя тб и относительной излучательной способности поверхности е . (С разрешения авторов работы [5]. 1972, ambridge University Press.)

Оптическая толщина связана с коэффициентом пропускания (прозрачностью) Т соотношением т = - In Г и с его оптической плотностью D=-lgT соотношениемD = 0,434 т. [c.41]

Анализируя уравнение в случае бесконечно тонкого плоского слоя размером df, видим, что 2 a(i) — полусферическая пропускательная способность для проходящего через слой оптической толщины i диффузного излучения, а величина 1—2 д(/)—полусферическая поглощательная способность или (для изотермического газа) степень черноты. Величина 2 (t—t ) является пропускательной способностью для недиффузного источника, где для интервала оптических глубин от t до t 1= 1 f,Kadzlzob 0. Величина 2dt является полусферической степенью черноты плоского слоя бесконечно малой оптической толщины Kadz. Напомним, что средняя длина пути луча оптически тонкого плоского слоя толщиной dz равна 2dz и, следовательно, объемное излучение равно AK dz S, половина которого распространяется в одном направлении, а половина — в противоположном. [c.503]

Поданным исследований Н. РоНг [14, 15], в формулу (1-1) нужно ввести сомножитель У, значения которого им вычислены в зависимости от оптической плотности (оптической толщины) П=кз слоя жидкой массы, степе-1ней чер,ноты е, и ег поверхностей, обменивающихся излучением сквозь жидкую массу, ц характера отражения от этих поверхностей. [c.15]

При исследовании теплопроводности газов становится актуальной еще один вид поправки — поправка на передачу теплоты излучением от нагретой поверхности. Следует отметить, что эта поправка необходима и при исследовании прозрачных и полупрозрачных твердых и жидких тел. В этом слу--чае в среде наряду с кондуктивной существует передача теплоты излучением и переиз-лучением в самой среде. Внесение поправки на переизлучение достаточно сложно. Для простейшего случая серого переизлучения количественные соотношения для внесения поправок приведены в [51,. 67]. В слоях газа небольшой оптической толщины поглощение излучения практически не происходит. В этом случае поправка на излучение сводится только к учету лучистого теплообмена между твердыми стенками, ограничивающими слой газа. Тепловой поток, теряемый нагретой поверхностью, [c.454]

Г. Н. Шоу [271] предложил схематическую модель глобального фонового аэрозоля, основанную на данных измерений спектральной прозрачности атмосферы в области длин волн 0,4— 1,0 мкм в четырех пунктах Южный полюс (ЮП, декабрь 1974 г.), обсерватория Мауна-Лоа (ОМЛ, март 1975 г.), Аляска, близ Фербенкса (АФ) и Барроу (АБ). Для определения параметров аэрозоля радиуса частиц Гт, соответствующего максимуму счетной концентрации числа частиц N и массы аэрозоля М в вертикальном столбе атмосферы получены расчетные зависимости аэрозольной оптической толщины атмосферы от длины волны в предположении, что комплексный показатель преломления частиц равен 1,5—/ 0,01, микроструктура аэрозоля соответствует дымке Я Дейрменджана, а плотность вещества частиц составляет 1 г/см . [c.150]

О. Б. Тун и Д. В. Поллак [286] предложили среднюю глобальную модель микроструктуры, химического состава и оптической толщины аэрозоля (на длине волны 0,55 мкм) в стратосфере и тропосфере, предназначенную для расчетов переноса излучения, характеризующих среднеглобальные условия. Полученные данные относятся к трехслойной атмосфере О—3, 3—12 и 12—45 км, но вертикальный профиль аэрозольной оптической толщины задан с большей детальностью на основе использования модели Л. Элтермана. [c.153]

Следует отметить, что вертикальный профиль плотности морского аэрозоля должен, зависеть также от степени турбулизованности морского воздуха в приповерхностном слое над океаном, определяющими генерацию и сток аэрозоля. При влажности атмосферы <75 % концентрация морского аэрозоля и его оптическая толщина будут меньше для холодных районов и больше для теплых районов. Аэрозоль в зоне турбулентного обмена для холодных районов должен содержать и меньшее число гигантских частиц. Над полярными районами грубодисперсная фракция аэрозоля может присутствовать в незначительных количествах. Для арктической воздушной массы основными составляющими аэрозоля являются тонкодисперсный фоновый и сульфатный аэрозоль. [c.176]

Для безоблачной атмосферы вертикальный профиль dT z) dt в стратосфере очень сильно зависит от степени ее замутненности. Стратосферный аэрозоль имеет полосы поглощения в области окна прозрачности 8—12 мкм. За счет поглощения восходящего теплового излучения он нагревает стратосферу, а за счет его отражения усиливает радиационное выхолаживание более низких слоев атмосферы. Расчеты показали, что для аридных и субаридных регионов и в тропической зоне для безоблачной атмосферы стратосферный слой поглощающего аэрозоля оптической толщиной 0,03—0,05 может полностью компенсировать радиационное выхолаживание стратосферы за счет СО2 в диапазонах высот 13—25 мкм. В силу возможной слоистой структуры стратосферного аэрозоля, профиль dTldt может иметь инверсионные скачки с областями радиационного выхолаживания и потепления. Отсюда вытекает важность учета влияния на климат аэрозолей (если они имеют большое время жизни), занесенных в стратосферу через разрывы тропопаузы. Роль стратосферного аэрозоля менее выражена для высоких широт и холодной тропосферы, а также в условиях облачности в силу как уменьшения содержания стратосферного аэрозоля, так и уменьшения восходящего теплового излучения поверхности планеты и тропосферы. [c.207]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология