а — по данным Ивлева |3]; ^ Георт-иеаокюго; в— наблюдения авторов в различны^ томографических 4 районах: 1—Москва (весна), 2— Ловозеро (лето), 3 — Терскол, 3050 м (весна), 4 — Атлантика, 5 — Памир, 3200 м (осень)
На рис. 41 показана рассчитанная спектральная зависимость толщи атмосферного аэрозоля 6(Я, к) над уровнями к = 0, 3 и 12 км. Для слоя атмосферы (0—30 км) ход суммарной кривой ослабления 8(Х) (для всех частиц г= 0,1 — 5,0 х) «нормальный» (б(Я) уменьшается с ростом Я). Такая спектральная зависимость 6(Я) наблюдается, как правило, при оптических измерениях с расположением аппаратуры на небольшой высоте в атмосфере (рис. 42). При сравнении с экспериментальными данными следует иметь в виду, что счетная концентрация в принятой модели Розенберга очень мала (50 см~3 на уровне Земли). На рис. 41 видно, что для толщи (0—30 км) «чистой» атмосферы все - три фракции аэрозолей дают ослабление света по величине одного порядка. «Нормальный» ход 6(X) для больших частиц обусловлен большими значениями р для приземного слоя тропосферы. Для гигантских частиц г>1,0 ¡х в диапазоне Я=0,3-г-1,0 |ы выполняется условие грубодисперсности Х<С.г, чем и вызван слегка возрастающий квазинейтральный ход кривых б (Я) при росте X. Сравнение рис. ч 41 и 42 позволяет отметить хорошее количественное совпадение в видимой области спектра экспериментально измеренных и расчетных значений 6 для морской атмосферы (6 = 0,03-^0,04).~~Ход суммарной кривой о&тбления «аномальный», что иноцг да наблюдается при оптических измерениях в верхней тро- посфере и стратосфере при подъеме аппаратуры на шарах (рис. 42, а).
Вернуться к оглавлению