Раздел 3. Молекулярное поглощение в атмосфере

Электромагнитные волны, при прохождении через атмосферу, теряют часть своей энергии на возбуждение колебаний электронов в атомах. Часть затраченной энергии возвращается в виде вторичных (рассеянных) волн, порождаемых электронами, а часть переходит в энергию движения атомов, то есть во внутреннюю энергию вещества. В результате, интенсивность электромагнитной волны уменьшается при прохождении через атмосферу, то есть происходит поглощение волн.

Световая волна, проходя через вещество, возбуждает колебания электронов. Ускоренно движущиеся электроны излучают электромагнитные волны. Эти вторичные волны имеют ту же частоту, что и частота падающей волны. В однородной среде результат интерференции всех вторичных волн между собой и с падающей на вещество волной отличен от нуля только в одном направлении - в направлении распространения преломленной волны. Скорость распространения результирующей волны в среде становиться меньше скорости света в вакууме, так объясняется возникновение показателя преломления. Причина поглощения света, т.е. перехода энергии световой волны в тепловую энергию, следующая. Атомы вещества, внутри которых происходят вызванные световой волной колебания электронов, участвуют в хаотическом тепловом движении и сталкиваются друг с другом. При каждом столкновении энергия колебательного движения электронов переходит в энергию теплового движения атомов - происходит поглощение света.

Поглощение электромагнитных волн в тропосфере в диапазоне частот выше 500 МГц в основном определяется поглощением кислородом (O2) и водяным паром (H2O), а также различными гидрометеорами. Поглощение электромагнитных волн в гидрометеорах (каплях воды и кристаллах льда) происходит в результате нерезонансного механизма и зависит от их вида (дождь, снег, туман, облака), интенсивности осадков, размеров области их выпадения и пространственного распределения интенсивности, а также от распределения частиц гидрометеоров по размерам. Поглощение в жидких гидрометеорах (дождь, туман, мокрый снег) значительно больше, чем в твердых (град, сухой снег).

В диапазоне от 1 до 6 ГГц поглощение в основном обусловлено кислородом.

Поглощение электромагнитных волн кислородом и водяным паром на частотах f < 1 ГГц при угле места источника излучения β = 5° не превышает 0,3 дБ, а при β = 0 ° – 2 дБ. Поглощение в облаках и тумане зависит от температуры из-за наличия температурной зависимости показателя преломления воды. Так, для температуры 15 и 25 °С значения необходимо умножить на 0,6 и 0,4 соответственно. Поглощение уменьшается примерно на порядок при увеличении длины волны от λ =1,25 см до 2,3 см и при переходе от 2,3 см к 10 см [100].

Поглощение электромагнитных волн в облаках на частотах < 10 ГГц и угле места источника β = 5°не превышает 2,5 дБ. Поглощение в тумане на частоте f = 4 ГГц и при угле места источника излучения β = 5° не превышает 1 дБ, а при β = 0° – 2,5 дБ. С увеличением частоты поглощение в тумане увеличивается пропорционально квадрату частоты K_T ~ f².

Поглощение электромагнитных волн в дожде, интенсивностью 100 мм/ч на частотах f < 2 ГГц и при угле места источника β = 0° не превышает 1 дБ. Поглощение электромагнитных волн в сухом снеге и граде K_с.с. значительно меньше, чем в дожде той же интенсивности. Поглощение в мокром снеге в отдельных случаях может быть больше в 4−6 раз, чем поглощение в дожде.

Таким образом, электромагнитные волны, проходящие через всю толщу атмосферы, в диапазоне частот от 100 до 1000 МГц, при углах места источника излучения выше 5°, испытывают ослабление за счет поглощения не более чем на 1 дБ, что позволяет осуществлять уверенный прием излучения внеземных источников в данном диапазоне частот при любых условиях погоды и любом состоянии ионосферы..

Показатель преломления электромагнитных волн в тропосфере больше единицы и сильно зависит от метеопараметров атмосферы. С увеличением высоты показатель преломления уменьшается и в стратосфере уже мало отличается от единицы. В верхней стратосфере, в слое D ионосферы, показатель преломления становится меньше единицы и достигает минимума на высоте максимальной ионизации слоя F2. Неоднородности показателя преломления в слое от земной поверхности до высоты 5−6 км в основном обусловлены флуктуациями влажности воздуха, а выше этого слоя, до высоты 24−27 км — флуктуациями температуры. В ионосфере неоднородности показателя преломления обусловлены флуктуациями электронной концентрации, наиболее интенсивными в слое от 200 до 600 км.

3.1. Общая характеристика молекулярного поглощения в земной атмосфере

На рис. 3.1 дано спектральное поведение функций поглощения в широкой области длин волн от 0,1 мкм до 100 мкм. В верхней части рисунка (рис. 3.1 а) даны кривые абсолютно черного излучения для двух температур: Т = 6000 К и Т = 250 К. Первая температура соответствует излучению Солнца, вторая − излучению атмосферы Земли. Эти кривые (даны нормированные на максимальные значения величины B(ν,T)) наглядно демонстрируют спектральные области переноса солнечного и атмосферного излучений. Энергия солнечного излучения в атмосфере Земли сосредоточена, в основном, в УФ, видимой и БИК областях спектра, а энергия собственного излучения атмосферы − в средней ИК области. При этом напомним, что речь идет не об интенсивностях, а потоках излучения. (Интенсивность солнечного излучения во много раз больше интенсивности собственного излучения атмосферы или поверхности в любой спектральной области).

В средней части рисунка (рис. 3.1 б) приведены функции поглощения (от 0 − отсутствие поглощения в атмосфере до 100 % − полное поглощение излучения) всей толщи атмосферы при зенитном угле 40°, а на рис. 3.1 в − слоя атмосферы от ее верхней границы до высоты 11 км. Подчеркнем, что приведенные функции поглощения относятся к случаю безоблачной атмосферы. Из рисунка следует, что как вся атмосфера, так и ее часть выше тропопаузы полностью поглощают солнечное УФ излучение. Это обусловлено поглощением, прежде всего, молекулами кислорода и озона. Большая часть солнечного излучения для длин волн 0.01 − 0.18 мкм поглощается в слоях атмосферы выше 100 км. Для длин волн 0.2−0.3 мкм основное поглощение происходит в слое атмосферы с нижней границей при 30−40 км.

Рис.3.1. Спектральное поведение функций поглощения для случая безоблачной атмосферы [43]. а − кривые абсолютно черного излучения для двух температур; б – функции поглощения всей толщи атмосферы при зенитном угле 40°; в – функции поглощения слоя атмосферы от ее верхней границы до высоты 11 км.

Солнечное излучение начинает достигать поверхности Земли, начиная с длин волн, больших 0.3 мкм (рис. 3.1 а и 3.2). Начиная приблизительно с этих длин волн, атмосферное поглощение быстро уменьшается, и мы видим, что для длин волн 0.3 − 0.9 мкм большая часть солнечного излучения достигает поверхности Земли (и тем более высоты 11 км). Такие спектральные области, где атмосферное поглощение невелико, принято называть окнами прозрачности атмосферы. Указанная спектральная область соответствует окну прозрачности в видимой области спектра. Начиная приблизительно с 1 мкм, атмосферное поглощение в среднем увеличивается, достигая 100 % в отдельных полосах поглощения различных атмосферных газов (они указаны на рис. 3.1). Эти полосы поглощения особенно наглядно видны на рис. 3.1 в. Сравнивая рис. 3.1 б и рис. 3.1 в, можно видеть, что в ИК области спектра атмосферное поглощение наблюдается, прежде всего, в тропосфере (поглощение существенно меньше для уровня 11 км, чем для поверхности Земли). Это связано с тем, что именно в тропосфере содержится большая часть таких важных поглощающих ИК излучение молекул, как H2О и СО2. Спектральные области между полосами поглощения образуют окна прозрачности атмосферы в ИК области спектра. Начиная примерно с 13−14 мкм, функции поглощения всей толщи атмосферы приближаются к 100 %, т.е. наблюдается полное поглощение. Это связано, в основном, с поглощением молекулами СО2 и H2О.