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Die Bestimmung der Komponenten der atmosphärischen Trübung aus Aktinometermessungen

  • W. Schüepp
Article

Zusammenfassung

Für die Schwächung der Sonnenstrahlung beim Durchgang durch die Atmosphäre sind im Bereiche λ>0,3 μ zur Hauptsache drei Vorgänge verantwortlich: die Zerstreuung der Strahlung an den Luftmolekeln, die Zerstreuung an den suspendierten Teilchen, dem Aerosol, und die selektive Absorption durch verschiedene Gase, in erster Linie Wasserdampf. Die Zerstreuung an den Luftmolekeln ist alsRayleigh-Extinktion gut bekannt und in ihrer Gesetzmäßigkeit gesichert. Für die Extinktion durch das Aerosol hatA. Ångström 1929 einen derRayleigh-Extinktion analogen Ansatz mit zwei Parametern eingeführt, doch war die Bestimmung dieser Parameter aus den Strahlungsmessungen bisher nur unter vereinfachten Annahmen und angenähert möglich.

In der vorliegenden Arbeit wird nun gezeigt, wie man aus Aktinometermessungen der Totalstrahlung der Sonne sowie der durch die Schottschen Glasfilter OG 1 und RG 2 hindurchdringenden Strahlung unter Verwendung von geeigneten, instrumentell bedingten Korrekturen die Strahlungsintensität in den Bereichen:
$$\begin{gathered} Blau und Violett J_b ungef\ddot ahr 0,31\mu< \lambda< 0,525\mu , \hfill \\ Gr\ddot un und Gelb J_\Delta ungef\ddot ahr 0,525\mu< \lambda< 0,625\mu \hfill \\ Rot und Ultrarot J_r ungef\ddot ahr 0,625\mu< \lambda< 2,5\mu \hfill \\ \end{gathered} $$
bestimmen kann. Aus diesen drei Intensitätswerten lassen sich die beiden Konstanten eines empirisch gefundenen und gegenüber derÅngströmschen Formel nur wenig veränderten Ansatzes für die Extinktion durch das Aerosol sowie Angaben über den Wasserdampfgehalt der Atmosphäre gewinnen. Der eine dieser ParameterB gibt ein genaues Maß für die sichtbare Trübung der Atmosphäre und die Extinktion durch das Aerosol und läßt sich für Vergleichungen der Reinheit der Atmosphäre an verschiedenen Orten verwenden. Der zweite Parameter α stellt ein Maß für die Wellenlängenabhängigkeit der Trübung dar und bietet ein rohes Maß für die mittlere Teilchengröße des Aerosols und die Zerstreuungsfunktion der gestreuten Strahlung. Die Bestimmungen des Gehaltes der Atmosphäre an ausscheidbarem Wasserdampfw bilden eine wertvolle Ergänzung zur Feuchtigkeitsmessung in Bodennähe und zur Niederschlagsmessung, wobei sie eine Erfassung der Feuchtigkeitsverhältnisse in den höheren Luftschichten gestatten.

Mit diesen drei Parametern läßt sich, zusammen mit der Sonnenhöheh und dem Druck an der Stationb H , im Rahmen der Meßgenauigkeit die spektrale Verteilung der Sonnenintensität im Bereiche 0,35 μ<λ<2,00 μ bestimmen.

Aus dem Vergleich der Sicht- und Feuchtigkeitsverhältnisse in Bodennähe mit dem TrübungskoeffizientenB und dem Wasserdampfgehaltw der Atmosphäre lassen sich Schlüsse auf die Trübungsverhältnisse in höheren Atmosphärenschichten ziehen. Es wird an einigen Beispielen gezeigt, wie sich auf diese Weise neue Kenntnisse über die Luftzirkulation im Gebirge gewinnen lassen. Im Zusammenhang damit können diese Messungen auch für die Wettervorhersage nützlich sein. Es erschließen sich auch neue Möglichkeiten zur Erforschung des Kondensationsvorganges in der Atmosphäre und zur Neubestimmung der extraterrestrischen Werte der Sonnenstrahlung in verschiedenen Wellenlängenbereichen.

Verzeichnis der Abkürzungen

J0(λ)·dλ

Intensität der Sonnenstrahlung außerhalb der Erdatmosphäre im Wellenlängenbereiche λ bis λ+dλ, reduziert auf den mittleren Abstand Sonne-Erde

J(λ)·dλ

Intensität der Sonnenstrahlung am Erdboden im Wellenlängenbereiche λ bis λ+dλ

Ji

Meßwerte bei verschiedenen Empfindlichkeitsfunktionen des Instruments (Filter)

JT

Totalstrahlung in cal/cm2min

JG

Vom Gelbfilter hindurchgelassene Strahlung

JR

Vom Rotfilter hindurchgelassene Strahlung

Jb

Strahlungsintensität in Violett und Blau (Total-Gelbfilter)

JΔ

Strahlungsintensität in Grün und Gelb (Filterdifferenz)

Jr

Strahlungsintensität in Rot und Ultrarot (Rotstrahlung)

Jbkl

\(\int\limits_0^{0,525} {J(\lambda ) \cdot d\lambda .} \)

JΔkl

\(\int\limits_{0,525}^{0,625} {J(\lambda ) \cdot d\lambda .} \)

Jrkl

\(\int\limits_{0,625}^\infty {J(\lambda ) \cdot d\lambda .} \)

Jb2

Gemessene, auf mittlere Sonnenentfernung korrigierte, von der Ozonabsorption befreite und aufw=1 cm reduzierte Strahlungsintensität im BereicheJ b

\(J_{\Delta _2 } \)

Gemessene, auf mittlere Sonnenentfernung korrigierte, und auf ozonfreie Atmosphäre reduzierte Strahlungsintensität im BereichJΔ

Jr3

Gemessene, auf mittlere Sonnenentfernung korrigierte sowie von den Einflüssen der Sauerstoff- und Ozonabsorption und derRayleigh-Extinktion befreite Strahlungsintensität im BereichJ r

J+r3

Der Wert, denJ r3 mit gleichemm h B und α annehmen würde, wennm h w=2 cm wäre

ΔlogJr

Logarithmus der Absorption durch Wasserdampf im BereichJ r

Q

\(\frac{{J + _{r3} }}{{J_r extraterrestrisch}}.\)

Fg

Filterkonstante des Gelbfilters OG 1

Fr

Filterkonstante des Rotfilters RG 2

cb

Korrektionsfaktor zuJ b

cΔ

Korrektionsfaktor zuJΔ

cr

Korrektionsfaktor zuJ r

ei(λ)

Empfindlichkeitsfunktionen des Instruments (mit Filtern)

k(λ)

Extinktionskoeffizient der Erdatmosphäre bei der Wellenlänge λ

kc

Extinktionskoeffizient derRayleigh-Atmosphäre berechnet nachCabannes

k2

Extinktionskoeffizient des Aerosols

k3

Absorptionskoeffizient der atmosphärischen Gase

S

Reduktionsfaktor der Strahlungsintensität auf mittleren Abstand Sonne-Erde

bH

Luftdruck in der MeereshöheH

m

Absolute Luftmasse (im Zenith bei 760 mm Hg:m=1)

mh

Relative Luftmasse (im Zenithm=1)

Öffnungswinkel des Aktinometers

H(λ)·dλ

Mitgemessene Himmelsstrahlung aus der Sonnenumgebung

ϱ

Radius der Teilchen des Aerosols Bezeichnungen für den Wasserdampfgehalt der Atmosphäre gemessen in Zentimeter niederschlagbaren Wassers (prec. water)

W

Wahrer Wert

w

Berechnet aus Strahlungsmessungen

wD

Berechnet aus dem Dampfdruck am Erdboden

wDSJ

Berechnet aus dem Dampfdruck von Stationen in verschiedener Meereshöhe (Davos, Säntis, Jungfraujoch)

wA

Berechnet aus Flugzeug- oder Radiosondenaufstiegen

Summary

The earth's atmosphere reduces the solar radiation chiefly by the following three different effects: 1st the molecular scattering of the radiation, 2nd the scattering by the particles suspended in the atmosphere, the aerosol, and 3d the selective absorption by different gases.

The molecular scattering is well known asRayleigh-extinction and can be calculated out of the atmospheric pressure and the height of the sun by aid of the formula (12). The scattering of the aerosol is fairly well described byÅngström's formula (13) using two parameters α and β. The selective absorption of the atmosphere is above all caused by the water-vapour and studied byF. E. Fowle and concerns the infrared radiation only; the absorption of the other gases like ozone, carbonic acid and oxygen can be considered with suitable corrections.

We demonstrate here, how it will be possible to determine the two parameters α andB out of a formula (17) very similar toÅngström's formula and the atmospheric content of water-vapour (precipitable water)w with the measurement of the solar radiation in three different wave-ranges with special regard to the wave-ranges:
$$\begin{gathered} total radiation 0,3\mu< \lambda< 5,0\mu , \hfill \\ radiation through filter Schott RG 2 0,3\mu< \lambda< 0,625\mu , \hfill \\ radiation through filter Schott OG 1 0,3\mu< \lambda< 0,525\mu \hfill \\ \end{gathered} $$
which generally are used in measurements byMichelson's actinometer. Because of the largeness of the wave-ranges used and the high accuracy needed, to separate the different effects reducing the intensity of the radiation, we studied first the instrumental constants and other corrections with particular thoroughness in the first and the second part of this paper. We need three corrections because of insufficient knowledge of the extraterrestric intensity of the solar radiation in the three wave-ranges used (see I, a). On the other hand we need the knowledge of the following 7 instrumental constants: The sensibility of the instrument in the three wave-ranges used (see II, b, 1), the change of this sensibility with the temperature of the instrument and the intensity of the radiation (see II, b, 2, 3), and the loss of the radiation in the transparent wave-range region of the filters used (see II, d, e).

The lack of knowledge of some of these instrumental constants was the chief cause of the great errors in former work. Other errors were caused by neglecting some corrections concerning the absorption by ozone, carbonic acid and oxygen (see I, d) and in using too great simplifications in the calculation of the solar intensity at given dates concerning α,B, w, height of the sun and atmospheric pressure.

We get first the real values of the intensity of the solar radiation reaching the ground from the following three wave-ranges:
$$\begin{gathered} ultraviolet up to bluegreen J_b about 0,31 \mu< \lambda< 0,525\mu , \hfill \\ green and yellow J_\Delta about 0,525 \mu< \lambda< 0,625\mu , \hfill \\ red and infrared J_r about 0,625 \mu< \lambda< 2,5\mu . \hfill \\ \end{gathered} $$

Then we can determine the two parameters of an empiric formula (17) α andB characterising the aerosol and the precipitable waterw. The first parameterB measures the visible turbidity and is suited for describing the clearness of the atmosphere at different places. The second parameter α represents the change of the extinction with different wave-lengths and is correlated to the size of the particles of the aerosol and the changes of the intensity of the sky light with the direction of the scattered radiation (e. g. the relation between the intensity of the sky-light near the sun and the zenital light). The knowledge of the content of water-vapour in the atmospherew is an important complement to the measurements of humidity near the ground and supplies the possibility to determine the humidity of higher air-layers.

In some climates will be found characteristic values of these parameters for different air-masses, since in other climates this dependance on air-masses is not so strong.

The changes of the values of α,B andw during the day are of great interest for studies concerning the evaporation of great plains, the dissolution of the turbidity by heating of the atmosphere during the day and other changes in the atmospheric conditions. In connection with the simultaneous observations of the humidity and the visibility at the station, we have a new possibility to study the daily exchange of the airmasses between the continent and the sea (see IV, d, 5, 6).

On the other hand the knowledge of α,B andw with regard to some constant corrections is sufficient to determine the intensity of the solar radiation of every wave-range within 0,35 μ<λ<2,0 μ for every value of air pressure and height of the sun, so far as we know the extraterrestric values of the intensity of the wave-range considered. This possibility is above all of biological interest.

At last we find here a new possibility to determine the extraterrestric value of the solar radiation in some wave-ranges given by the filters used (see IV, d, 9) and to determine the total absorption of the solar radiation by the water-vapour (see III, e).

The determination of the parameters α,B andw is described in a general way, so that we can use each type of an actinometer and each type of filters with well known transparency. The dates to calculate the diagrams (see fig. 12–14) by use of other filters than RG 2 and OG 1 are given in table 27–31 and for the corrections because of the absorption of the ozone (see fig. 16–18) are given in table 11. By aid of some suitable type of filters the values of α andw can be determined much better as with the filters OG 1 and RG 2, whileB alredy is known with sufficient accuracy.

The studies to determine the radiation of a clear sky from α,B andw with sufficient accuracy are not yet done.

Special regard is given to the determination of the sensibility of the instrument (c b ,cΔ,c r ) independant from the accuracy of the standard instrument used for calibration of the actinometer.

The results are submitted to some critical controls (see IV, d, 2, 3, 4, 5) for shoing the accuracy reached with the new method. The examples for practical use (see IV, d, 1, 6, 7, 8, 9) show in which way further work may be done.

Résumé

L'affaiblissement, dans le domaine λ>0,3 μ, du rayonnement solaire traversant l'atmosphère tient essentiellement à trois phénomènes: la diffusion par les molécules gazeuses, la diffusion par les particules en suspension (aérosol), et l'absorption sélective par différents gaz, la vapeur d'eau en premier lieu. La diffusion par les molécules gazeuses est connue sous le nom d'extinction deRayleigh et ses lois sont bien établies. En ce qui concerne la diffusion par l'aérosol,A. Ångström a introduit en 1929 une formule analogue à celle deRayleigh, à deux paramètres; mais le calcul de ceux-ci à partir des mesures de rayonnement n'était possible jusqu'ici qu'en admettant certaines simplifications et avec une précision insuffisante.

On montre dans cette étude comment on peut déterminer l'intensité du rayonnement dans les régions spectrales
$$\begin{gathered} bleu et violet J_b environ 0,31\mu< \lambda< 0,525\mu , \hfill \\ vert et jaune J_\Delta environ 0,525\mu< \lambda< 0,625\mu \hfill \\ rouge et infra - rounge J_r environ 0,625\mu< \lambda< 2,5\mu \hfill \\ \end{gathered} $$
à l'aide des mesures actinométriques du rayonnement solaire total et aussi par le rayonnement ayant traversé les filtres de Schott OG 1 et RG 2, après certaines corrections convenables dues aux instruments. Grâce à ces trois valeurs de l'intensité lumineuse, on peut calculer les deux constantes d'une relation empirique de l'extinction par l'aérosol ne différant que peu de celle deÅngström; on en tire aussi des indications sur la teneur de l'atmosphère en vapeur d'eau. Le paramètreB fournit une valeur exacte du trouble atmosphérique visible et de l'extinction dans l'aérosol, et peut être employé pour comparer la pureté de l'air en des endroits différents. Le paramètre α exprime dans quelle mesure le trouble atmosphérique dépend de la longueur d'onde et donne un ordre de grandeur des particules de l'aérosol ainsi que de la fonction de diffusion. La possibilité de mesurer la teneur de l'atmosphère en vapeur d'eauw est un intéressant complément de la mesure de l'humidité au niveau du sol et des précipitations, car elle permet une estimation des conditions d'humidité des hautes couches.

Avec ces trois paramètres, et connaissant la hauteur du soleilh et la pression au solb H , on peut établir la répartition spectrale de l'intensité du rayonnement solaire dans le domaine 0,35 μ<λ<2,00 μ, dans les limites de la précision des mesures.

En comparant les conditions de visibilité et d'humidité au sol avec le coefficient de troubleB et la teneur en vapeur d'eauw, il est possible de tirer certaines conclusions concernant le trouble atmosphérique des hautes couches. On montre par quelques exemples comment on peut de cette manière attaquer des problèmes de circulation de l'air dans les montagnes; le procédé est également utile pour la prévision du temps. D'autres possibilités s'ouvrent quant à l'étude du processus de condensation dans l'atmosphère et quant à la détermination de l'intensité du rayonnement solaire extra-terrestre dans différents domaines de longueur d'onde.

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Copyright information

© Springer-Verlag 1949

Authors and Affiliations

  • W. Schüepp
    • 1
  1. 1.Physikalisch-Meteorologischen Observatorium DavosDavosSchweiz

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