MICROTOPS

1. Ogólne warunki synoptyczne w czasie trwania INDOEX-u.

w czasie trwania monsunu zimowego. W skutek tego warunki meteorologiczne byly w tym rejonie dosc stabilne. Na pólkuli poludniowej po nizej 15 równoleznika wystepowaly bardzo stale pasaty poludniowo wschodnie siegajace srodkowej troposfery. Glównym osrodkiem barycznym ksztaltujacym pogode w tej czesci byl Wyz Poludniowoindyjski z centrum okolo 30 równoleznika. W tym obszarze transport aerozolu odbywal sie z centralnej czesci Oceanu Indyjskiego, gdzie nie wystepuja zródla zanieczyszczen. Zwiazku z tym w rozwazanym obszarze nalezy spodziewac sie malych grubosci optycznych aerozolu. Pomiedzy 5 a 10 stopniem szerokosci geograficznej poludniowej znajdowala sie strefa zbieznosci (ITCZ –intertropical convergence zone). Jej polozenie ulegalo zmiana jednak rzadko wykraczalo poza ten obszar. Strefa zbieznosci znajdowala sie w strefie szerokiej bruzdy niskiego cisnienia. Ze wzgledu na zbieznosc wiatru w dolnej troposferze dochodzi w tym regionie do kumulacji aerozolu pochodzacych z obu pólkul. Dzieki tej strefie duze ilosc zanieczyszczen pochodzacych z pólkuli nie moga przemieszczac sie swobodnie daleko na pólkuli poludniowej. W obszarze równikowych w dolnej troposferze dominowaly wiatry slabe wiatry zachodnie, zas w rejonie tropopauzy wiatry wschodnie i poludniowo wschodnie. Na pólkuli pólnocnej glówne osrodki baryczne to wyz w rejonie Pólwyspu Arabskiego, plytki niz nad poludniowa czescia Pólwyspu Indyjskiego, ponadto rozlegly niz znad poludniowych Chin oraz klin wyzowy nad Zatoka Bengalska. W skutek tego w rejonie Morza Arabskiego wystepowaly stale wiatry pólnocno wschodnie transportujace ogromne ilosci zanieczyszczen w kierunku równika. Dalej na poludnie wiatr w obszarze równikowym skrecal w lewo i przyjmowal kierunek zachodni jeszcze na pólkuli poludniowej a nie jednokrotnie jeszcze na pólkuli pólnocnej. Ze wzgledu na wiatry zachodnie w tym obszarze, strefa ITCZ od 55 stopnia dlugosci geograficznej na wschód nie otrzymywala duzej ilosci aerozoli. W rejonie Zatoki Bengalskiej wiatry maily taki sam kierunek jak na Morzu Arabskim. Na poziomie 700 mb w obszarze Pólwyspu Indyskiego cyrkulacja cyklonalna powodowala transport aerozolu znad srodkowych Indii na zachód w poludniowe rejony Morza arabskiego.

2. Microtops

Jednym z przyrzadów do pomiarów grubosci optycznej jest microtops. Pomiary odbywaja sie w pieciu kanalach, pierwsze trzy znajduja sie w obszarze widzialnym (440, 500 675 nm), zas dwa kolejne w bliskiej podczerwieni (870, 936nm). Ostatni kanal pomiarowy znajduje sie w obszarze silnego pochlaniania przez pare wodna co daje mozliwosc pomiaru calkowitej zawartosci pary wodnej w pionowej kolumnie powietrza.

Przyrzad wspólpracuje z systemem GPS co umozliwia wykonywanie pomiarów w ruchu np. na statku czy z samolotu. Microtops mierzy równiez natezenie bezposredniego promieniowania slonecznego w wyzej wspomnianych pasmach. Jest to przyrzad wymagajacy recznego ustawiania na slonce. Pojedynczy pomiar trwa 10 sekund w czasie których microtops dokonuje pomiaru poziomu sygnalu we wszystkich kanalach. Sygnal wyjsciowy jest proporcjonalny do natezenia promieniowania bezposredniego dochodzacego do detektora.

1. 1. Przejscie promieniowania slonecznego przez atmosfere.
   2. Rozpatrzmy przejscie promieniowania slonecznego przez atmosfere. Natezenie promieniowania bezposredniego wyraza sie wzorem Beer'a:

      (3.1.1)

      gdzie: s (l ) jest wspólczynnikiem eksynkcji, zas I₀ natezeniem promieniowania poza atmosfera.

      Powyzszy wzór mozna zapisac przy pomocy grubosci optycznej atmosfery t w nastepujacej postaci:

      (3.1.2)

      gdzie m jest masa optyczna atmosfery.

      W czasie przechodzenia promieniowania przez atmosfere nastepuje jego absorbcja oraz rozpraszanie. Dla zakresu dlugosci fal mierzonych przez microtopsa zasadnicze znaczenie maja nastepujace procesy: rozpraszanie molekularne, rozpraszanie po przez aerozole zawarte w powietrzu, absorbcja przez ozon oraz pare wodna. Ostatni proces odbywa sie w dla dlugosci fali rejestrowanej w ostatnim kanale przyrzadu (936 nm).

      Calkowita grubosc optyczna wyraza sie wiec wzorem:

      (3.1.3)

      gdzie; _{, ,} oznaczaja odpowiednio grubosc optyczna: molekularna, aerozolowa oraz ozonowa.

      W przypadku dlugosci fali 936 nm grubosc optyczna przyjmuje postac:

      (3.1.4)

      gdzie: k, b sa stalymi zaleznymi od charakterystyki filtru.

   3. Masa optyczna atmosfery i ozonu.

Masa optyczna jest wielkoscia okreslajaca liczbie atmosfer przez jakie przechodzi promieniowanie sloneczne. Jest ona funkcja kata azymutalnego i równa z definicji jednosci gdy slonce znajduje sie w zenicie. Wielkosc ta jest wiec proporcjonalna do liczby czasteczek powietrza bedacych na drodze promieniowania. Przy zalozeniu stalego skladu chemicznego atmosfery (stalosc masy molowej powietrza) masa optyczna jest równa stosunkowi masy powietrza bedacej w slupie atmosfery obejmujacym bezposrednie promieniowanie sloneczne do masy powietrza w pionowym slupie.

Rys. 1 Droga promieniowania slonecznego w atmosferze.

(3.2.1)

Masa powietrza wyraza sie wzorem:

(3.2.2)

Uwzgledniajac wzór barometryczny mamy:

(3.2.3)

Przyjmujac, ze temperatura atmosfery jest stala wzór upraszcza sie do postaci:

(3.2.4)

W celu wyznaczenia wielkosci m_s trzeba znalezc relacje pomiedzy wielkoscia a wysokoscia nad poziom morza h. W tym celu korzystamy z tw. cosinusów dla trójkata ABO (rys 1) i otrzymujemy:

(3.2.5)

Rozwiazujac równanie ze wzgledu na zmienna h mamy:

(3.2.6)

Podstawiajac do wzoru 3.2.4 mamy:

(3.2.7)

Masa powietrza jednostkowego pionowego slupa atmosfery przy zalozeniu stalej temperatury wynosi:

(3.2.8)

Ostatecznie po podstawieniu do wzoru 3.2.1 otrzymujemy poszukiwany zwiazek:

(3.2.9)

Powyzsze wyrazenie pod calka nie daje sie analitycznie odcalkowac mozna jedynie uprosc problem rozwijajac wyrazenie pod pierwiastkiem ze wzgledu na relacje r>>s. W rezultacie po scalkowaniu otrzymuje sie dobrze znany wzór:

(3.2.10)

Wzór ten jest dokladnie masa optyczna przy zalozeniu, ze powierzchnia ziemi jest plaska. Wynika z tego zakres stosowalnosc dla duzych katów zenitalnych. Generalnie wzór 3.2.10 jest poprawny, gdy kat zenitalny slonca jest mniejszy od 60⁰.

Wygodniej zamiast zwiazku 3.2.10 uzyc wzorów empirycznych do obliczania masy optycznej atmosfery. Jednym z takich wzorów jest formula Kasten’a:

(3.2.11)

gdzie: a=0.50572, b=6.07995⁰, c=1.6364

Przebieg zmiennosc masy optycznej w zaleznosci od kata zenitalnego przedstawiony jest na wykresie 3.2.1. Wynika z niego, ze gdy slonce znajduje sie nisko nad horyzonetm masa optyczna zmienia sie bardzo szybko. W czasie zachodu slonca wynosi 38 oznacza to, ze tylez samo razy wiecej oslabiane jest promieniowanie sloneczne w czasie zachodu w stosunku oslabienia, gdy znajduje sie ono w zenicie.

Wyk. 3.2.1 Masa optyczna atmosfery (czerwona linia) i masa optyczna ozonu (niebieska linia) w zaleznosci od kata azymutalnego.

Podobna wielkosci do masy optycznej atmosfery jest masa optyczna ozonu. Rózni sie ona jedynie tym ze pod uwage nie bierzemy wszystkich gazów atmosferycznych o jedynie ozon. W przypadku gdyby cisnienie ozonu zmienialo sie wg wzoru barometrycznego obie wielkosci bylyby równe. Jednak ozon zawarty jest glownie w stratosferze dlatego masa optyczna ozonu ze wzgledu na krzywizne powierzchni ziemi bedzie inna. W celu jej obliczenia rozwazmy przejscie promieniowania bezposredniego przez atmosfere i zalózmy, ze gestosc ozonu w warstwie ozonowej jest stala. Wówczas masa optyczna ozonu jest równa stosunkowi drogi jaka pokonuje promieniowanie

sloneczne w ozonosferze, gdy slonce tworzy kat zenitalny do drogi promieniowania w czasie gdy slonce jest w zenicie. Zgodnie z oznaczeniami na rys.1 mamy:

(3.2.12)

Stosujac tw. cosinusów dla trójkatów: ACO oraz AB0 otrzymujemy uklad równan:

(3.2.13)

Rys. 2 Droga promieniowania w ozonosferze.

Podstawiajac ze wzoru 3.2.13 za y rozwiazujemy pierwsze równanie ze wzgledu na zmienna H+y. W rezultacie otrzymujemy równanie:

(3.2.14)

Drugie równanie rozwiazujemy ze wzgledu na zmienna H co prowadzi do wzoru:

(3.2.15)

Podstawiajac za H z równania 3.2.15 do wzoru 3.2.12 dostajemy:

(3.2.16)

przyjmujac zalozenie x<<(R+h) otrzymujemy koncowy wzór:

(3.2.17)

Masa optyczna ozonu zalezy od wysokosci dolnej granicy ozonosfery. Poziom ten mozna obliczyc ze wzoru:

[km] (3.2.18)

gdzie jest szerokoscia geograficzna w stopniach

Z wykresu 3.2.1 wynika, ze masa optyczna ozonu i atmosfery sa prawie równe dla kata zenitalnego mniejszego od 70⁰. Dopiero gdy slonce znajduje sie nisko nad horyzonetm obie wielkosc znacznie sie róznia. Podczas zachodu slonca masa optyczna ozonu wynosi tylko 11.

3.3 Molekularna grubosc optyczna.

Promieniowanie sloneczne przechodza przez atmosfere ulega rozpraszaniu na czasteczkach znaczniej mniejszych od dlugosci fali. Rozpraszanie to jest czasowo niezmiennicze wobec czego grubosc optyczna jest stala. Wartosc jej mozna policzyc ze wzoru Deschamps’a:

(3.3.1)

gdzie: A=84.3510^-4 m m^-4, B=-1.22510^-4 m m^-5 , C=1.410^-4 m m^-5

Rayleighowska grubosc optyczna zalezy liniowo od cisnienia atmosferycznego (grubosci atmosfery). Jest ona malejaca funkcja dlugosci fali. W pierwszym kanale pomiarowym microtopsa wynosi 0.25, jest to wartosc porównywalna z gruboscia optyczna aerozolu. W bliskiej podczerwieni molekularna grubosc optyczna jest mniejsza od 0.05 (wyk …)

4. 4. Grubosc optyczna ozonu.

(3.4.1)

gdzie jest ekstynkcja ozonu, DU oznacza calkowita zawartosc ozonu w Dobsonach

Wyk 3.3.1 Molekularna grubosc optyczna jako funkcja dlugosci fali

Grubosc optyczna ozonu dla DU=300 przedstawiona jest na wykresie 3.3.1 obejmujacym jedynie zakres widmowy mierzony przez microtopsa. Maksimum wspólczynnika ekstynkcji a zarazem grubosci optycznej w tym przypadku przypada na fale o dlugosci okolo 600 nm. W zasadzie niezerowy przyczynek do calkowitej grubosci optycznej wystepuje tylko w dwóch kanalach (500 i 675 nm). Grubosc optyczna w tych obszarach widmowych wynosi okolo 0.01.

3.5 Grubosc optyczna pary wodnej

Istotny wplyw na calkowita grubosc optyczna dla fal od dlugosci 936 nm ma para wodna. Oslabienie promieniowania dla tych dlugosci fali jest silnie zalezne od calkowitej zawartosci pary wodnej w atmosferze. W obszarach tropikalnych, gdzie typowa grubosci pary wodnej wynosi 3 cm oslabienie promieniowania wynosi od 70-80%.

Wyk 3.1.1 Grubosc optyczna ozonu dla DU=300 w funkcji dlugosci fali.

4. Grubosc optyczna na pólnocnej czesci Oceanu Indyjskiego – wyniki z microtopsa.

W czasie trwania eksperymentu INDOEX pomiary grubosci optycznej byly prowadzone w okresie od 57 do 89 julian day. Podczas pierwszego etapu wykonywano pomiary pomiedzy 11.5 stopniem szerokosc poludniowej o 4 równoleznikiem pólkuli pólnocnej w czasie kolejnych pieciu dni ( 55, 56, 57, 58, 59 jd). Wszystkie dane z przyrzadu sa poprawne jedynie struktura danych dwóch pierwszych dni jest inna. Drugi etap zaczal sie 63 jd i trwal 18 dni. Pomiary prowadzone byly pomiedzy 18 równoleznikiem pólkuli pólnocnej a 10 stopniem szerokosci poludniowej w nastepujacych dniach: 63, 64, 65, 66, 67, 68, 69, 70, 71, 72, 73, 74, 75, 76, 78, 79, 80 jd. W okresie od 66 do 69 jd oraz 78 system GPS nie dzialal poprawnie co sprawilo, ze dane z tego okresu sa zle. W czasie ostatniego etapu zgromadzone zostaly dane z nastepujacych dni: 85, 86, 88, 89 jd. Wszystkie dane z tego okresu sa dobre i nadaja sie

do dalszej analizy.

Podczas INDOEX-u przeprowadzono dwa razy kalibracje przyrzadu metoda Langley'a, na poczatku eksperymentu (57 jd) oraz na koncu (89 jd) w celu sprawdzenia porównywalnosci danych.

Wyk. 4.1 Grubosc optyczna aerozolu dla pieciu dlugosci fali w zaleznosci od julian day

Grubosc optyczna aerozolu -AOT (aerosol optical thicknes) w czasie pierwszego etapu badan byla zdecydowanie najmniejsza. W pierwszych trzech dniach (55-57 jd) byla mniejsza 0.1 we wszystkich kanalach i wynosila okolo 0.08 dla 500nm. W nastepnych dniach (58-59 jd) nastapil znaczny wzrost AOT do wartosci 0.2 (500nm). W tym czasie statek przeplywal przez strefe zbieznosci (ITCZ) zlokalizowana pomiedzy 2-4 stopniem szerokosci geograficznej poludniowej w kierunku pólnocno wschodnim. Po przekroczeniu ITCZ grubosc optyczna nie zmalala lecz przeciwnie nastapil dalszy jej wzrost. Przyczyniaja sie do tego zachodnie wiatry w strefie okolo równikowej, które nie transportuja zanieczyszczen z pólkuli pólnocnej dalej na poludnie.

Wykladnik Angstroma podobnie jak grubosc optyczna aerozolu rosnie w kierunku pólnocnym. W obszarze 10 równoleznika pólkuli poludniowej wynosi okolo 1.1, zas na pólkuli pólnocnej w obszarze 4 stopnia wynosi 1.4. Oznacza to, ze koncentracja malych czastek rosnie w miare przesuwania sie na pólnoc. Jedynie 58 jd obserwowane bylo znaczne zmniejszenie sie wykladnika Angstroma do wartosci 0.7 co bylo spowodowane obecnoscia chmur ci subvisual w obszarze ITCZ.

W drugim etapie badan grubosc optyczna aerozolu poczatkowo byla duza (0.4 dla 500nm) ale wartosc jej szybko malala jak statek plynal na pólnoc. W srodkowej czesci Morza Arabskiego wynosila juz tylko 0.16 (500nm). Jednoczesnie szybko obnizal sie wykladnik Angstroma co swiadczy o zmniejszaniu sie zawartosci malych aerozoli w powietrzu. Na 15 równolezniku wynosil on 0.8 co sugeruje, ze w powietrzu znajdowalo sie stosunkowo niewiele zanieczyszczen pochodzenia antropogenicznego. Polozenie tego

Wyk. 4.2 Wartosc wykladnika Angstroma w funkcji julian day

obszaru w niedalekim sasiedztwie pustyni somalijskiej oraz cyrkulacja antycyklonalna w tym rejonie sugeruja, ze dominowal tu aerozol organiczny oraz pyly piaskowe naniesione wlasnie z tej pustyni. W kolejnych dniach, gdy statek poruszal sie na poludnie grubosc optyczna oraz wykladnik Angstroma ponownie rosly. W okolicach 5-go równoleznika osiagnely one maksimum. AOT wynosila okolo 0.5 zas wykladnik Angstoma 1.2. W rejonie wyzej wspomnianego równoleznika dolne wiatry majace kierunek pólnocno wschodni transportuja ogromne ilosci zanieczyszczen z centralnej i pólnocnej czesci Pólwyspu Indyjskiego. Na poziomie 700 mb transport zanieczyszczen odbywa sie z obszaru poludniowych Indii. W rezultacie prowadzi to do duzej kumulacji aerozolu w rozwazanym obszarze. W kolejnych dniach statek utrzymywal swój kurs na poludnie przecinajac równik i doplywajac do strefy zbieznosci zlokalizowanej pomiedzy 10 a 12 stopniej szerokosci poludniowej. Grubosc optyczna malala wraz z oddalaniem sie od Pólwyspu Indyjskiego. Spadek ten byl monotoniczny i nawet po doplynieciu do ITCZ nie zanotowano wzrostu koncentracji aerozolu. W obszarze najdalej polozonym na poludnie AOT wynosila 0.1 (500nm). Podobnie jak w okolicach Mauritius tak i tu wykladnik Angstroma byl niski, nawet po nizej 0.4. Za tak duzy spadek odpowiedzialne sa chmury ci zwiazane z mezoskalowym systemem konwekcyjnym zlokalizowanym w strefie zbieznosci. W koncowej fazie tego etapu badan grubosc optyczna aerozolu wzrosla i ustalila sie na poziomie 0.5, który jest charakterystyczny dla okolic Male.

W trzecim czesci Indoex-u w rejonie Zatoki Bengalskiej obserwowane bylo stopniowe zmniejszanie sie AOT w czasie rejsu na wschód. W rejonie równika byla ona najmniejsza okolo 0.2. Jednak dalej na pólnoc ponownie obserwowany byl wzrost

Wyk. 4.3 Grubosci optyczna aerozolu w zaleznosci od szerokosci geograficznej.

grubosci optycznej. W tym rejonie z reguly wialy slabe wiatry pólnocne, które nie mogly duzej ilosci zanieczyszczen z obszarów poludniowej Azji. Bardziej prawdopodobne wydaje sie, ze ich transport odbywal sie na wyzszym poziomie czemu sprzyjala cyrkulacja antycyklonalna na powierzchni 700 mb. Równiez stosunkowo duza wartosc wykladnika Angstroma sugeruje, ze wystepuje tu duzo malego aerozolu o podobnych wlasciwosciach optycznych jak w rejonie Male.

Rozklad grubosci optycznej aerozolu w zaleznosci od szerokosci geograficznej przedstawiony jest na wyk. .Jest on podsumowaniem powyzej analizy. Zdecydowanie najczystszym obszarem jest pólkula poludniowa z gruboscia optyczna po nizej 0.05 (500nm). Nastepnie obserwujemy male maksimum dla 4 równoleznika pólkuli poludniowej, gdzie AOT osiaga wartosc 0.15 poczym ponownie zmniejsza sie. Maksimum to jest odzwierciedleniem polozenia zbieznosci w tym okresie czasu. Po przekroczeniu równika AOT gwaltownie wzrasta i osiaga wartosc najwieksza dla 5 stopnia szerokosci pólnocnej. W tym obszarze AOT wynosi okolo 0.5 (500nm). Dalej na pólnoc grubosc optyczna wolno zmniejsza sie i rejonie 15 równoleznika jest mniejsza od 0.2.

Mniej regularnie lecz wyraznie zmienia sie wykladnik Angstroma. Najmniejsze wartosci byly obserwowane na pólkuli poludniowej oraz na krancach pólnocnych badanego obszaru. Jest to dowodem na to, ze koncentracja malego aerozolu jest tam niewielka. Jednoczesnie rozklad spektralny AOT wykazuje mniejszy spadek grubosci optycznej z dlugoscia fali niz w przypadku gdy zawartosc malego aerozolu w powietrzu jest duza. W wyzej wspomnianych obszarach promieniowanie sloneczne jest

Wyk. 4.4 Wartosc wykladnika Angstroma w zaleznosci od szerokosci geograficznej.

zdecydowanie silniej rozpraszane do przodu w przeciwienstwie do regionu najbardziej zanieczyszczonego, gdzie znaczna czesc promieniowania jest rozpraszana do tylu. W okolicach 5 -go równoleznika na pólkuli pólnocnej wykladnik Angstroma jest najwiekszy i wynosi 1.2-1.6. Zatem grubosc optyczna maleje szybko ze wzrostem dlugosci fali. Srednio dla dlugosci fal znajdujacych sie w bliskiej podczerwieni wynosi 0.2 podczas gdy dla dlugosci fali równej 440nm jest blisko trzy razy wiekszy.

Z wykresu 4.4 wynika, ze wspólczynnik Angstroma w pojedynczych dniach spada bardzo gwaltownie co jest spowodowane obecnoscia chmur ci subvisual w obrebie mezoskalowych systemów konwekcyjnych. Obecnosc tego rodzaju chmur jest dobrze widoczna na dobowych przebiegach AOT oraz wspólczynnika Angstroma. Na wykresie 4.5 i 4.6 przedstawione sa takie przebiegi dla 76 jd, gdy statek znajdowal sie blisko strefy zbieznosci. Grubosc optyczna gdy nie ma chmur ci jest rzedu 0.2 (500nm), jednak gdy pojawia sie cirrus wartosc jej gwaltownie rosnie i wynosi 0.4-0.6. Tym samym spada wykladnik Angstroma do wartosci 0.2-0.3. Dowodzi to, ze rozpraszajace czastki musza byc bardzo duze i moga byc to jedynie krysztalki lodu w cirrusie. Wykres 4.5 i 4.6 ukazuje przebiegi obu tych wielkosci podczas 86 jd. Podczas pomiarów wielkosci te utrzymuja sie na podobnym poziomie jednak po 52 pomiarze AOT wzrasta dwukrotnie a wykladnik Angstroma maleje z 1.5 do 0.6. Jest to kolejny ewidentny przyklad pojawienia sie cirrusa slabo widocznego z powierzchni ziemi.

Wyk. 4.5 Zmiany grubosci optycznej aerozolu w czasie dnia (86 jd)

Wyk. 4.6 Zmiany wykladnika Angstroma w czasie dnia (86 jd)

Wyk.4.7 Zmiany grubosci optycznej aerozolu w czasie dnia (76 jd)

Wyk.4.8 Zmiany wykladnika Angstroma podczas dnia (76 jd)

5. Kalibracja mikrotopsa- metoda Langley’a.

W czasie przeszlo póltora miesiecznego eksperymentu przeprowadzono dwa razy kalibracje przyrzadu metoda Langley'a. Pierwsza wykonano 57 jd po poludniu oraz druga 89 jd przeprowadzona w godzinach porannych.

Metoda Langley'a oparta jest na pomiarach sygnalu dochodzacego do detektora przy róznych polozeniach Slonca nad horyzontem w czasie stalych warunków meteorologicznych. Szczególnie tyczy sie to niezmienniczosci AOT oraz zawartosci pary wodnej w atmosferze. W czasie pomiarów slonce nie moze byc przysloniete nawet cienkimi chmurami. Wymogi te sa dosc trudne do zrealizowania szczególnie w tropikach, gdzie wystepuje duzo chmur typu cirrus i cumulus. Pierwsza kalibracja wykonywana byla na pólkuli poludniowej w obszarze, gdzie AOT byla niewielka. Prowadzona byla przy praktycznie bezchmurnej pogodzie, jednak pod koniec kalibracji wystapil wzrost zachmurzenia blisko horyzontu. Druga kalibracja byla prowadzona rano, rozpoczeta pól godziny po wschodzie slonca. Zachmurzenie poczatkowo bylo niewielkie wystepowaly jedynie nieliczne cumulusy na horyzoncie. Obserwowane bylo jednak znaczne zmetnienie, które ograniczalo widocznosc. W miare czasu jednak zachmurzenie roslo pomimo tego slonce nie bylo przez nie przyslaniane.

W przypadku mikrotopsa sygnal wyjsciowy jest proporcjonalny do natezenia promieniowania dlatego z prawa Beer’a otrzymujemy:

(5.1)

gdzie: V_o jest sygnalem poza atmosfera

Uwzgledniajac zmiany odleglosci Ziemi od Slonca oraz po zlogarytmowaniu obu stron otrzymujemy:

(5.2)

gdzie V₀^st oznacza sygnal na górnej granicy atmosfery przy sredniej odleglosci Ziemi od Slonca, zas d₀ , d sa srednia i aktualna odlegloscia Ziemi od Slonca.

Wyk. 5.1 Kalibracja przyrzadu wykonana 57 julian day dla 440 nm

Powyzsze równanie jest liniowym zwiazkiem pomiedzy logarytmem sygnal a masa optyczna. Wykonujac pomiary przy róznych wartosciach masy optycznej atmosfery moza okreslic parametry krzywej kalibracyjnej a nastepnie ekstrapolujac ja do wartosci m=0 otrzymujemy poszukiwana wielkosc V₀^st . W celu dokladnego okreslenia tej prostej pomiary nalezy wykonywac w czasie gdy masa optyczna zmienia sie istotnie w czasie. Taka sytuacja wystepuje po wschodzie lub przed zachodem slonca. Nie mozna jednak wykonywac kalibracji, gdy masa optyczna przekroczy wartosc 10, poniewaz pomiary w tym czasie obarczone sa najwiekszym bledem. Z drugiej strony powinno wykonywac jej przy mozliwie najmniejszych katach zenitalnych aby ekstrapolacja do masy optycznej równej zero byla jak najbardziej dokladna. Jednak to znacznie wydluza proces kalibracji, który powinien byc w miare krótki aby zapewnic niezmienniczosc grubosci optycznej. W rezultacie pomiary kalibracyjne najlepiej prowadzic gdy kat azymutalny zmienia sie w granicach od 45 do 80⁰.

W przypadku kanalu 936 nm równanie kalibracyjne jest nieco inne ze wzgledu na absorbcje pary wodnej. Przyjmuje ono nastepujaca postac:

(5.3)

gdzie k, b sa stalymi zaleznymi od charakterystyki optycznej filtru, u oznacza calkowita zawartosc pary wodnej w atmosferze w [cm].

Wyk. 5.2 Kalibracja microtopsa wykonana 57 julian day dla 936nm

Metoda kalibracji w tym przypadku jest identyczna jak dla wczesniejszych dlugosci fal róznica polega jedynie na odmiennosci funkcji ekstrapolowanej. W tym przypadku oprócz warunku stalosci grubosci optycznej wymagana jest stalosc zawartosci pary wodnej. Ten drugi warunek jest czesto nie do przyjecia ze wzgledu na znaczne zmiany tej wielkosci podczas kalibracji. W celu poprawienia tej metody w takich przypadkach przeprowadza sie regresje liniowa uwzgledniajaca zmiany zawartosci pary wodnej. W ten sposób równanie 3 nieznacznie modyfikuje sie i ma ostatecznie postac:

(5.4)

gdzie u₀ oraz u₁ okreslaja zmiany zawartosci pary wodnej w czasie kalibracji.

Z przedstawionych danych w tabeli 5.1 wynika, ze przyrzad zachowywal sie dosc stabilnie w czasie trwania Indoex-u. Najwieksze róznice w stalych kalibracyjnych wystapily dla kanalu 440 nm. Odchylenia wartosci tych stalych w stosunku do oryginalnych stalych kalibracyjnych wystepuja zarówno w na plus jak i minus. Wobec czego przyjecie stalych kalibracyjnych uzyskanych w czasie pomiarów na Hawajach w Mauna_Loa jest uzasadnione.

Tab. 5.1 Stale kalibracyjne