Большая Советская Энциклопедия (АТ)

Большая Советская Энциклопедия

Первое правильное объяснение синего цвета неба дал английский физик Рэлей (Дж. У. Стрётт) (1871, 1881). По теории Рэлея цветные лучи, образующие солнечный спектр, рассеиваются молекулами воздуха пропорционально l^{– 4} (где l — длина световой волны). Синие лучи рассеиваются, примерно, в 16 раз сильнее, чем красные. Поэтому цвет неба (рассеянный солнечный свет) — синий, а цвет Солнца (прямой солнечный свет), когда оно низко над горизонтом и лучи его проходят большой путь в атмосфере, — красный. При этом рассеянный свет должен быть сильно поляризован, а под углом 90° от направления на Солнце поляризация должна быть полной.

Измерения яркости, цвета и поляризации света неба подтвердили теорию Рэлея. Но в 1907 русский физик Л. И. Мандельштам показал, что если тело, в том числе и воздух, строго однородно, то лучи, рассеянные отдельными молекулами, должны в результате взаимной интерференции гасить друг друга так, что никакого

рассеяния вообще наблюдаться не будет. В действительности из-за хаотического теплового движения в среде всегда возникают флуктуации плотности (т. е. случайно расположенные области сгущений и разрежений), на которых и происходит рассеяние. Строгая теория флуктуационного рассеяния, разработанная польским физиком М. Смолуховским (1908) и А. Эйнштейном (1910), привела к тем же формулам, которые были ранее получены в молекулярной теории Рэлея. Однако все эти работы не учитывали запылённости атмосферы. Воздух, даже самый чистый, — высоко в горах, в Арктике и Антарктике — всегда засорён органической и минеральной пылью, частицами дыма, капельками воды или растворов. Эти частицы очень малы (радиус около 0,1 нм), их масса, а следовательно, и вес ничтожны, поэтому они так медленно падают на Землю, что малейший ток воздуха снова вздымает их вверх. Т. к. воздух непрерывно перемешивается, то в атмосфере всегда парит как бы сеть из мельчайших пылинок и капель, особенно густая в нижних приземных слоях. Это атмосферный аэрозоль, который и является главной причиной мутности воздуха. Он уменьшает дальность видимости в реальной атмосфере, по сравнению с идеальной, приблизительно в 20 раз. Кроме аэрозоля, большую роль в оптических явлениях в атмосфере играют водяной пар, углекислый газ и озон, хотя они составляют всего несколько % от объёма газов, из которых состоит воздушная смесь. Только эти газы поглощают солнечное и земное излучение и сами излучают радиацию.

В рассеянии света в атмосфере решающее значение имеет аэрозоль. Немецкий физик Г. Ми (1908) построил теорию рассеяния света частицей произвольного размера, которой широко пользуются в А. о. Эта теория была существенно развита н дополнена советскими учёными В. В. Шулейкиным (1924), В. А. Фоком (1946), К. С. Шифриным (1951) и голландским учёным ван Хюлстом (1957). Расчёты показывают, что характер рассеяния зависит от отношения радиуса частицы a к длине волны l и от вещества частицы. Малые частицы (a/l “ 1) ведут себя так же, как молекулы в теории Рэлея, но чем больше частицы, тем слабее зависимость рассеяния от длины волны. Большие частицы (a/l “ 1) рассеивают свет нейтрально — все волны одинаково. Это, в частности, относится к каплям облаков, радиусы которых в 10—20 раз больше длины волны видимого света. Именно поэтому облака имеют белый цвет. По этой же причине небо становится белесоватым, если воздух пыльный или содержит капельки воды. В исследование яркости и поляризации неба большой вклад внесли советские учёные В. Г. Фесенков, И. И. Тихановский, Е. В. Пясковская-Фесенкова, а в исследование прозрачности облаков, туманов, нижних слоев атмосферы — А. А. Лебедев, И. А. Хвостиков, С. Ф. Родионов, американские учёные Д. Стреттон и Г. Хаутон, французские учёные Э. и А. Васей, Ж. Брикар.

Наряду с экспериментальными работами создавались также методы расчёта распределения яркости и поляризации по небу, для чего необходимо учитывать многократность рассеяния света и отражения от земной поверхности. Для этого случая русским физиком О. Д. Хвольсоном (1890) было предложено уравнение переноса излучения. Для безоблачного неба влияние многократного рассеяния не очень велико, но для облаков, которые представляют собой сильно мутные среды, это — основной фактор, без которого нельзя правильно рассчитать прозрачность облаков, отражение и световой режим внутри них. Большой вклад в разработку методов решения уравнения переноса внесли советские учёные В. А. Амбарцумян (1941—43), В. В. Соболев (1956), Е. С. Кузнецов (1943—45) и индийский учёный С. Чандрасекар (1950).

Видимость предметов обусловлена прежде всего прозрачностью воздуха, а также их отражательными свойствами. Отражение диффузно, т. е. рассеяно во все стороны (за исключением отражения от поверхности спокойной воды) и для разных поверхностей происходит по-разному, в результате чего (для несамосветящихся тел) возникает яркостный контраст предмета с фоном. Если контраст больше некоторого порогового значения, то предмет виден; если меньше, то предмет теряется на общем фоне. Дальность видимости предмета зависит от прозрачности воздуха и от освещённости (в сумерки и днём порог различения неодинаков). Видимость (прозрачность атмосферы) входит в число основных метеорологических элементов, наблюдения над которыми ведут метеорологические станции. Исследование условий, влияющих на горизонтальную и наклонную видимость (на фоне неба или Земли) — важная прикладная задача А. о. В её решении значительные результаты получили советские учёные В. В. Шаронов, Н. Г. Болдырев, В. А. Берёзкин, В. А. Фаас, немецкий учёный Х. Кошмидер, канадский учёный Д. Мидлтон.

Большое значение имеет изучение условий распространения в атмосфере невидимых инфракрасных волн длиной 3— 50 мкм, которые обусловливают лучистую передачу тепла (механизм её состоит в поглощении и последующем переизлучении). Очень важны прямые измерения в свободной атмосфере, которые могут быть выполнены с самолётов или с искусственных спутников Земли (ИСЗ). В исследовании лучистой теплопередачи существенные результаты были получены советскими учёными А. И. Лебединским, В. Г. Кастровым, К. Я. Кондратьевым, Б. С. Непорентом, Е. М. Фейгельсоном и американскими — Д. Хоуардом и Р. Гуди.

При постановке обратных задач А. о. возникают две трудности: во-первых, нужно установить, что в оптической информации содержатся нужные данные, и, во-вторых, — указать способ их извлечения и необходимую точность измерений. В. Г. Фесенков ещё в 1923 показал, что по изменению яркости сумеречного неба можно судить о строении атмосферы на высотах более 30 км. Через 30 лет сведения о строении стратосферы и ионосферы, полученные непосредственно с помощью ракет, подтвердили данные сумеречного метода. В развитие сумеречного метода внесли значительный вклад советские учёные Г. В. Розенберг, Н. М. Штауде. Удалось разработать несколько методов, позволяющих исследовать строение мутных сред по особенностям их светорассеяния, которые нашли применение не только в геофизике. Наибольший интерес вызывает разработка методов зондирования атмосферы с ИСЗ для определения температуры земной поверхности или облаков по инфракрасному излучению, приходящему на спутник. Исследуется также способ определения вертикальных профилей температуры и влажности по характеру приходящего излучения. В разработке этого метода важные результаты получены советским учёным М. С. Малкевичем, американским — Л. Капланом и японским — Г. Ямамото.

Работу по развитию и согласованию исследований в области А. о. проводит Академия наук СССР совместно с Главным управлением гидрометеорологической службы СССР.

Лит.: Броунов П. И., Атмосферная оптика, М., 1924; Шифрин К. С., Рассеяние света в мутной среде, М.— Л., 1951; Пясковская-Фесенкова Е. В., Исследование рассеяния света в земной атмосфере, М., 1957; Розенберг Г. В., Сумерки, М., 1963; Кондратьев К. Я., Актинометрия, Л., 1965.

К. С. Шифрин.

Атмосферное давление

Атмосфе'рное давле'ние, гидростатическое давление, оказываемое атмосферой на все находящиеся в ней предметы. А. д. — существенная характеристика состояния атмосферы; в каждой точке атмосферы оно определяется весом вышележащего воздуха. С высотой А. д. убывает; зависимость А. д. от высоты выражается барометрической формулой. Измеряется А. д. барометром. А. д. выражают в миллибарах(мбар), в ньютонах на м²(н/м²) или высотой столба ртути в барометре в мм, приведённой к 0°С и нормальной (на уровне моря и широте 45°) величине ускорения силы тяжести.

За нормальное А. д. принимают 760 мм рт. ст.= 1013,25 мбар = 101325 н/м² На высоте 5 км А. д. равно приблизительно половине А. д. у земной поверхности.

На земной поверхности А. д. изменяется от места к месту и во времени. Особенно важны непериодические изменения А. д., связанные с возникновением, развитием и разрушением медленно движущихся областей высокого давления — антициклонов и относительно быстро перемещающихся огромных вихрей — циклонов, в которых господствует пониженное давление. Отмеченные до сих пор крайние значения А. д. (на уровне моря): 808,7 и 684,0 мм рт. см. Однако, несмотря на большую изменчивость, распределение средних месячных значений А. д. на поверхности земного шара каждый год примерно одно и то же. Среднегодовое А. д. понижено у экватора и имеет минимум под 10° с. ш. Далее А. д. повышается и достигает максимума под 30—35° северной и южной широты; затем А. д. снова понижается, достигая минимума под 60—65°, а к полюсам опять повышается. На это широтное распределение А. д. существенное влияние оказывает время года и характер распределения материков и океанов. Над холодными материками зимой возникают области высокого А. д. Таким образом, широтное распределение А. д. нарушается, и поле давления распадается на ряд областей высокого и низкого давлений, которые называются центрами действия атмосферы. С высотой горизонтальное распределение давления становится более простым, приближаясь к широтному. Начиная с высоты около 5 км А. д. на всём земном шаре понижается от экватора к полюсам.