Интегральный и нефелометрический методы определения аэрозольной оптической толщи рассеяния из измерений яркости неба тема автореферата и диссертации по физике, 01.04.01 ВАК РФ

На правах рукописи

Шесту хин Алексей Сергеевич

I

Интегральный и нефелометрический методы определения аэрозольной оптической толщи рассеяния из измерений яркости неба

01.04.01 - Приборы и методы экспериментальной физики

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Барнаул - 2003

Работа выполнена в Институте водных и экологических проблем СО РАН

Научный руководитель: - доктор физико-математических наук,

профессор Павлов Владимир Евгеньевич

Официальные оппоненты: - доктор физико-математических наук,

профессор Букатый Владимир Иванович

- кандидат физико-математических наук Ельников Андрей Владимирович

Ведущая организация - Томский государственный университет

Защита диссертации состоится "12" ноября 2003 г. в 14 ч. 00 мин. на заседании диссертационного совета Д 212.005.03 в Алтайском государственном университете по адресу: 656049, г. Барнаул, пр. Ленина, 61

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Алтайского государственного университета.

Автореферат разослан "_9_" октября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Д. Д. Рудер

2оо?-А

Актуальность. В настоящее время на нашей планете вдет процесс глббального изменения климата, вызванный происходящим в последние тридцать лет повышением приземной температуры воздуха. Регулярный рост числа лесных пожаров, активная распашка целинных земель, извержения вулканов, сжигание биомассы и нефтепродуктов в гигантских объемах - все это приводит к накоплению в воздухе парниковых газов. Заметным образом меняется и химический состав атмосферного аэрозоля. Поэтому климатические изменения на Земле следует связывать не только с изменениями газовой, но и аэрозольной компоненты атмосферы. Вследствие этого возникает необходимость широкомасштабного исследования последней с целью выяснения степени ее влияния на климат планеты. В частности, для осуществления такого анализа необходимо подробное изучение поглощающих и рассеивающих свойств частиц для обширных рядов современных натурных наблюдений. Такая задача, безусловно, относится к числу актуальных в современной экспериментальной геофизике, особенно для аридных зон Земли. В связи с этим особую важность обретает проблема разработай таких экспериментальных физических методов определения оптических параметров аэрозоля, которые при их простоте и надежности в практическом использовании обладали бы необходимой точностью для широких вариаций атмосферных условий.

В связи с вышесказанным, для получения полноценных данных о весьма изменчивых оптических свойствах аэрозоля в разных регионах земного шара NASA создало всемирную сеть наземных станций AERONET (Aerosol Robotic Network), на которых осуществляется мониторинг аэрозольных параметров с помощью солнечных фотометров CIMEL. Результаты наблюдений аэрозольных оптических толщ (АОТ), яркости дневного неба, атмосферного озона и водяного пара выставляются на специальном сайте в сети AERONET (http://aeronet.gsfc.nasa.gov). В настоящей диссертационной работе они использованы как основной источник информации дня реализации разработанных методов определения аэрозольных оптических толщ поглощения и рассеяния на практике.

Цель диссертационной работы состоит в решении следующих задач:

1. Разработка методов определения оптической толщи рассеяния света в атмосфере в видимой области спектра для случаев широких вариаций зенитных углов Солнца (от 30° до 78°). В основу методов положены данные решения уравнения переноса излучения;

2. Использование разработанных методов для анализа результатов наблюдений яркости неба в аридных районах земного шара;

3. Получение статистических данных о рассеивающей и поглощающей способности частиц в аридных зонах в широком диапазоне вариаций значений АОТ в течение длительных временных интервалов наблюдений.

Научная новизна.

1. Разработан новый "интегральный" метод определения АОТ рассеяния

из экспериментальных данных яркости неба в солнечном альмукантарате,

основанный на теории переноса излучения:—Метод—предназначен для

РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ

БИБЛИОТЕКА С.Петербург 09 W мтМЯУ

практического применения в случаях, когда известно значение альбедо подстилающей поверхности (в летних условиях могут быть использованы средние данные). Зенитный угол Солнца должен превышать 60° (атмосферная масса m ä 2);

2. Предложен новый нефелометрический метод, позволяющий определять АОТ рассеяния из данных наблюдений яркости неба в отдельных углах рассеяния. Метод распространен на высокие положения Солнца над горизонтом (атмосферная масса 1,15<т<2);

3. Впервые с помощью разработанных методов получены статистические данные о поглощающей и рассеивающей способности частиц в полупустынной зоне юго-восточного Казахстана в видимой области спектра. Данные сопоставлены с результатами определения АОТ поглощения и рассеяния в других аридных регионах земного шара.

Достоверность результатов диссертационного исследования обеспечивается:

1. Использованием надежной теоретической базы. Численные данные решения уравнения переноса излучения были получены в ИОА СО РАН посредством использования алгоритмов метода Монте-Карло, разработанных в ВЦ СО АН СССР, г. Новосибирск. Высокая точность расчетов (относительные погрешности вычислений яркости неба не превышали десятых долей процента) обеспечивалась применением современных вычислительных технологий;

2. Применением хорошо известного и апробированного на практике программного пакета MathCad2000 Professional компании MathSoft для обработки наблюдательного материала. Анализ наблюдательного материала проведен также с применением известного программного продукта Origin® 6.1 корпорации OriginLab;

3. Использованием надежных экспериментальных данных, полученных на солнечных фотометрах CIMEL (для которых регулярно проводятся градуировочные процедуры) и прошедших в NASA многоуровневую сортировку. Проведена дополнительная селекция результатов наблюдений с целью отсева случаев, соответствующих неоднородному распределению мутности атмосферы по азимуту.

Практическая значимость работы.

Созданные на основе теории переноса излучения интегральная и нефелометрическая методики имеют хорошие перспективы практического применения в обработке больших массивов наблюдательных данных для исследования поглощающей и рассеивающей способности частиц атмосферного аэрозоля в различных условиях.

Апробация результатов.

Результаты диссертационного исследования докладывались и обсуждались на следующих научных конференциях:

1. VIII Совместном международном симпозиуме "Оптика атмосферы и океана. Атмосферная физика" (Иркутск, 25-29 июня 2001 г.);

2. Международной конференции "Естественные и антропогенные аэрозоли" (Санкт-Петербург, 2001 г.);

3. УШ Совещании рабочей группы "Аэрозоли Сибири" (Томск, 27-30 ноября 2001 г.);

4. II Конференции молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 8 февраля

2002 г.);

5. Международной конференции "Вычислительные технологии и математическое моделирование в науке, технике и образовании" ВТММ-2002 (Алматы, 18-20 сентября 2002 г.);

6. III Конференции молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 26 февраля

2003 г.);

7. Международной конференции "Взаимодействие общества и окружающей среды в условиях глобальных и региональных изменений". Москва-Барнаул, 18-29 июля 2003 г.

Публикации.

Результаты диссертационного исследования отражены в 4 статьях в рецензируемых журналах и 4 тезисах докладов на конференциях (в том числе 3 международных).

Основные положения, выносимые на защиту.

1. Разработанный интегральный метод восстановления АОТ рассеяния

в видимой области спектра из экспериментальных данных по яркости неба в альмукантарате Солнца при известном спектральном альбедо подстилающей поверхности q позволяет получить объективную информацию о рассеивающей способности безоблачной атмосферы при широких вариациях значений т„ от 0,07 до 0,7. Для лета могут быть использованы средние значения д.

2. Предлагаемый автором для практического использования нефелометрический метод позволяет распространить процедуру восстановления АОТ рассеяния на высокие положения Солнца над горизонтом.

3. Средние значения вероятностей выживания кванта для аэрозольных частиц в аридных условиях имеют значения около 0.95-1, т.е. аэрозоль в пустынных и полупустынных зонах обладает невысокой поглощающей способностью.

Структура и объем работы.

Диссертация состоит из введения, 3 глав, заключения и списка литературы. Диссертация изложена на 120 страницах машинописного текста, содержит 22 рисунка, 23 таблицы, 4 приложения и список литературы (включая работа автора) из 97 наименований.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении дано обоснование актуальности темы диссертационного исследования, сформулирована его цель, приведены краткая историческая справка и состояние вопроса, показана научная новизна и практическая значимость, приведены сведения о достоверносга полученных результатов и основные защищаемые положения.

В первой главе проанализированы существующие методы определения АОТ атмосферы. Показана важная роль поглощения в формировании поля интенсивности рассеянного света. Дается обоснование выбора оптической

модели, охватывающей абсолютное большинство значений оптических параметров, наблюдаемых в реальной атмосфере. Разработан интегральный метод определения АОТ рассеяния, проведена его апробация на расчетных данных.

Базовая идея об определении АОТ рассеяния г« из экспериментальных данных яркости безоблачной атмосферы в альмукантарате Солнца состоит в использовании предположения о существовании связи между вертикальной оптической толщей рассеяния

Чги + (1)

(где т„„ Та - молекулярная и аэрозольная оптические толщи рассеяния соответственно) и т.н. яркостной оптической толщей

к

Tx = 2n;\f(<p)sm<pd<p . (2) (

о

Здесь абсолютная индикатриса яркости f(ç) включает компоненты

с3)

где /^{(р) и f„,{$>) - коэффициенты направленного однократного аэрозольного и молекулярного рассеяния; f2{<p), fsur{<p) - компоненты, описывающие эффекты многократного рассеяния и влияния подстилающей поверхности.

Величина s, зависит от АОТ рассеяния т, и альбедо подстилающей поверхности q. На основе вышеуказанной возможности существования функциональной связи между АОТ рассеяния ras и интегральной величиной тн логично использовать этот факт и вывести ряд простых аппроксимационных формул для определения величины АОТ рассеяния т, (и, следовательно, гщ) из экспериментальной величины гн. Исходя из этого, необходимы расчеты т2,mr для вывода подобных формул. Следует отметить, что важнейшим положением теории, учитывающей многократное рассеяние света, является следующий факт:

Учет sur может быть осуществлен только с помощью результатов решения штегро-дифференциалъного уравнения переноса излучения.

Оно решалось с помощью метода Монте-Карло для каждой конкретной атмосферной ситуации.

Учет большого числа траекторий световых квантов в среде («500 тысяч) позволил достичь точности расчетов f(cp) для всех углов рассеяния при разных <, зенитных углах Солнца secZo не хуже 1%. Высокая скорость решения задачи обеспечена использованием процессора Duron 900 MHz (максимальное время при расчетах - не более одной минуты). Расчеты интенсивности рассеянного света (и абсолютных ивдикатрис яркости) были осуществлены сотрудником ИОА СО РАН Т.Б. Журавлевой в двух длинах волн: Х,=439 нм и Х=675 нм; в данном случае значения А, эквивалентны спектральным участкам в солнечных фотометрах CIMEL в видимом диапазоне спектра. (Эти приборы используются в глобальной автоматизированной сети AERONET - Aerosol Robotic Network).

В оптической модели атмосферы, использованной в расчетах f[(p), задавался ряд следующих оптических параметров:

S Молекулярные оптические толщи тт выбраны равными 0,2379 и 0,0427,

что соответствует среднему значению атмосферного давления 1001 ГПа. S Функция распределения аэрозольных частиц по размерам включала три моды: ядра Айткена, субмикронную и грубодисперсную фракции. Внутри каждой из мод частицы считались распределенными по нормальному логарифмическому закону. S Оптические толщи аэрозольного ослабления та варьировались в интервале {0.1, 0.9} с шагом 0.2. Эти границы охватывают абсолютное большинство экспериментальных значений АОТ, измеренных в различных регионах земного шара.

S Значения альбедо однократного рассеяния аэрозоля Ад полагались равными Л<,е {0.7,0.8,0.9,1.0} (тем самым были охвачены случаи наличия в атмосфере как сильно поглощающих, так и чисто рассеивающих частиц). S Значения секансов зенитных углов Солнца secZo (или оптической массы атмосферы гп, мало отличающейся от secZo при Zo < 75+78°) менялись в пределах от 2 до 5 с шагом 1. S Спектральное альбедо подстилающей поверхности q выбиралось соответственно равным 0.06 (Л = 439 нм) fe 0.15 (Л-675 нм), что эквивалентно летним условиям для большинства типов земных покровов. S Поглощение света молекулами воздуха, помимо озонного, считалось пренебрежимо малым.

Поскольку при всех прочих вышеуказанных условиях, величина г„, возможно, зависит и от степени вытянутости аэрозольной индикатрисы рассеяния

о / ф

то значение последней задавалось вариациями числа частиц в модах. Исходя из этого расчет f(rp) осуществлялся для следующих Г„\

1. Л=439 нм: Га = 7.03; 8.6; 10.2;

2. Л=675нм: Га = 7.03; 9.7; 11.55.

Эти значения охватывают большинство случаев, наблюдаемых в реальной атмосфере.

Вычислялись величины f(cp) при углах рассеяния 1<ср<6° (шаг 1°), 6-10° (шаг 2°), 10-30° (шаг 5°) и далее через 10° до (pmax. Переменный шаг в расчетах обусловлен сильным изменением функции f((p) в зависимости от угла ф с целью исключения существенных ошибок при последующем определении тн путем численного интегрирования с использованием соотношения (2). В силу известной формулы для альмукантарата Солнца:

cosí» = cos2Z0+sin2Z0cos\¡/, (4)

где у - азимут, отсчитываемый от Солнца, величина предельного угла (ртах при цт = 180° равна =2Zo. Учитывая это обстоятельство, при вычислении интеграла

ж

7n\i((p)sm(p&(p осуществлялась экстраполяция произведения f(cp)sincp в о

интервале углов рассеяния qw+180° путем применения параболических сплайнов (в среде MathCad2000 Professional). Для того, чтобы свести к минимуму потери точности в ходе интерполяционной процедуры при интегрировании, значение зенитного угла Солнца Zo задавалось не менее 60° (secZo=2). Определение верхнего значения secZo, равного 5, связано с ограниченностью применимости плоскопараллельной модели атмосферы.

Для каждой из заданных выше аэрозольных моделей были вычислены значения яркостной оптической толщи тн в обоих спектральных участках.-

На рис. 1(а-б) представлены графики, определяющие связь между найденными значениями тн и оптическими толщами рассеяния is для Х=439 нм (Га=8,6; ш=2 и т=5) и для А.=675 нм (Га=9,7; т=2 и ш=5). Из них видно, что эта связь между х, и тн носит разрывный характер со смещением в зависимости от Ta,afc- При этом данная функция ведет себя таким образом на всем рассматриваемом интервале, но смещение различно на каждом из участков ха. При малых значениях АОТ (то=0,1;0,3) смещение почти не наблюдается, но с их ростом эффект становится значительным. Поэтому требуется ее аппроксимация для каждого из и б) лов Л*, при соответствующих значениях т„.

т„ Тн

Рис. 1. Связь между т„ и т8: а) А,=439 нм, Га=8,б; б) Г„ =675 нм, Га =9,7: m=2: 1 - та =0,1; 2 - тв =0,3; 3 - тя =0,5; 4 - та =0,7; 5 - та =0,9. т=5: 6 - та =0,1; 7 - тд =0,3; 8 - та =0,5; 9 - та =0,7; 10 - тй=0,9.

Согласно рис. 1, яркостная толща т„, во-первых, быстро растет с увеличением толщи рассеяния т5 и, во-вторых, ее отдельные участки, существование которых связано с меняющимися значениями оптической толщи поглощения таь, не стыкуются между собой. При этом расхождения между тн при разных т„к, и одних и тех же т, тем больше, чем больше т4. Последнее обстоятельство вызвано только тем, что интенсивность однократно и многократно рассеянного света, вообще говоря, различным образом зависит от оптической толщи поглощения. Однако для толщ рассеяния т,<0,8-0,9 в синей и в красной областях спектра расхождения между тн при фиксированных значениях т, и величинах вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц Ла=0,7 и Ла-1,0 невелики. Это обстоятельство и использовано: проведенные через все точки кривые могут быть применены для определения т, в равной мере как для случая наличия в атмосфере чисто рассеивающего аэрозоля, так и частиц с альбедо Л«,£0,7.

На основе численных результатов решения уравнения переноса излучения в атмосфере были получены аппроксимационные формулы, связывающие ^ и т3, причем исходной считалась величина г;,, поскольку именно она служит основой для определения оптической толщи рассеяния. Для каждого спектрального участка значения т, были представлены в виде:

т,=Аъ? + Въ + С. (5)

Во избежание потерь точности определения т3 вычисления коэффициентов А, В и С были выполнены для двух интервалов изменения г,: 0,315г,<0,59 и 0,54^г,¿0,94 для 2=439 нм и 0,11<т,<0,39 и 0,34<г,<0,67 для X = 675 нм. В каждой из рассматриваемых областей спектра при соответствующих значениях вытянутости аэрозольной индикатрисы рассеяния Га зависимости коэффициентов полиномов А, В и С от зе&о аппроксимировались полиномами второй степени:

А=Ахт2 + В1гп + Сь

В = А2т2 + В2т + С2, (6)

С = А3т2 + В3т + С3. Численные значения А(, В, и С1 для вычислений А, В и С при различных АОТ рассеяния ъ и вышеуказанных значениях Га приведены в таблицах 1 и 2. Величина АОТ рассеяния т^ определяется путем вычитания из найденной величины г, молекулярной составляющей %„,.

В перекрывающихся участках 0.54 < т, ¿0.58 для А = 439 нм и 0.34 5 г, <, 0.39 для X = 675 нм можно в равной мере использовать формулы для любого из двух интервалов. Среднеквадратические отклонения величин т5, найденных с помощью соотношений (10-11), от значений, изначально заложенных в расчеты, не превышают 3,8%.

Достаточно просто решается вопрос о выборе значения Га при использовании предлагаемого метода определения т,■„ на практике. Как показали расчеты, несмотря на очевидные различия в коэффициентах А„ В, и С„ г = 1,2,3, в зависимости от Га (таблицы 1-2), приводимые для каждой области

спектра соотношения дают достаточно близкие результаты при вычислении г,„ по любой аэрозольной модели. Об этом свидетельствуют совмещенные гистограммы отклонений та„ вычисленных по моделям 1 и 3, от заложенных в расчеты (рис. 2). Среднее отклонение с учетом знака составляет -0,5% для первой гистограммы (формулы для Га = 7.03) и 1,6% для второй гистограммы (формулы для Га~ 10.2 и 11.55 для А = 439 нм и А = 675 нм соответственно), что не выходит за рамки обычных погрешностей измерений т. Максимальные расхождения, достигающие 15-18%, возникают при малых (та < 0.1) и больших (та > 0.4-0.5) аэрозольных толщах. Среднеквадратическое отклонение при использовании второй модели в анализе всего массива данных составляет 4%. Заметим, что абсолютная погрешность Ата в определении та методом Бугера обычно равна 0,01-0,02; при та = 0.1 это эквивалентно относительной погрешности 10-20%; значения же та> 0.4-0.5 встречаются на практике довольно редко. Во избежание малых, но систематических погрешностей, связанных с выбором аэрозольной модели, предлагается использование

х

наблюдаемого коэффициента к(60°)= с модельным значением.

£(60°)

Коэффициенты для расчетов % в области спектра 439 нм

Таблица 1

га Диапазоны т,

0,31<т,<0,59 1 0,54<т5<0,94

А=0,0082т7- 0,023т - 0,196 А=-0,00163т2 + 0,027т - 0,101

7,03 В = -0,019т2 + 0,05т + 0,667 В = 0,0025т2 - 0,112т + 0,635

С = 0,012т2 - 0,062т + 0,104 С = 0,0057т2 + 0,028т + 0,07

А=-0,0096т"2 + 0.123т - 0,476 А=-0,0078т2 + 0,074т - 0,181

8,6 В = 0,015т2 - 0,23т + 1,194 В = 0,027т2-0.3т+ 0.95

С = -0,00195т2 + 0,051т - 0,099 С=-0,0083т2 + 0,131т - 0,091

А=-0,0004т2 + 0.055т - 0.358 А=-0.0046т2 + 0.0485т - 0,133

10,2 В = -0.0041т2 - 0,09т + 0,954 В = 0,015т2 - 0,202т + 0,765

С = 0,0082т2 - 0,021т + 0,014 С = -0,00038т2 + 0,071т + 0,014

Таблица 2

Коэффициенты для расчетов % в области спектра 675 нм_

Га Диапазоны г,

0,11<т,<0,39 0,34<ъ<0,67

7,03 А = 0,018т2-0,09т-0,332 А=-0,00119т2 + 0,035т - 0,182

В=-0,011т2 + 0,018т+0,859 В = 0,0051т2-0,13т+ 0,815

С = 0,0028т2 - 0,015т + 0,024 С=0,001т2 + 0,023т+0,016

9,7 А = -0,0087т2 + 0,122т - 0,73 А = -0,0069т2 + 0,078т - 0,262

В = 0,014т2 - 0,18т + 1,229 В = 0,016т2 - 0,218т + 0,974

С = -0,00127т2+0,017т - 0,032 С=-0,001т2 + 0,036т - 0,0052

11,55 А=0,0011т2 + 0,053т - 0,593 А = -0,0058т2 + 0,07т - 0,239

В=0,0045т2 - 0,115т +1,102 В=0,014т2- 0,206т + 0,927

С=0,0022т2 - 0,0081т+0,012 С = 0,001т2 + 0,025т + 0,021

■ Га=7

□ Га-10и11.55

-17 -13 -9 -5-13 7 11 15 19

5т№ %

Рис. 2. Гистограмма отклонений вычисленных значений тas от заложенных в расчеты; N - число случаев сопоставления.

Интегральный метод определения гш из данных наблюдений яркости неба предпочтительно применять в летний период, когда значения альбедо подстилающей поверхности q невелики и его вариации слабо влияют на величину гн. В противном случае (при q > 0.2) следует измерять альбедо местности и вносить соответствующие коррективы в предложенные для вычисления ras формулы. Значительным преимуществом предлагаемого подхода является малая чувствительность к фактору асимметрии аэрозольной индикатрисы рассеяния Га.

Вторая глава посвящена апробации разработанного интегрального метода на наблюдательных данных яркости неба, полученных в аридных регионах земного шара и выставленных в AERONET. Предварительно проводится их обработка на предмет выполнимости условия однородного распределения мутности в горизонтальном направлении. Получены результаты восстановления величин ras и Ла по интегральной методике. В двух регионах обнаружено заметное поглощение частицами аэрозоля в синей области спектра.

С Источником экспериментальных данных была выбрана глобальная сеть

наземных станций AERONET (созданная Американским Аэрокосмическим Агентством NASA), где в мониторинговом режиме проводятся измерения аэрозольных параметров на солнечных фотометрах CIMEL. Одним из веских оснований для выбора этого источника послужила его надежность, обеспеченная многоуровневой селекцией получаемого наблюдательного материала.

Первоначально была проведена апробация интегрального метода определения оптической толщи рассеяния т, на данных наблюдений яркости неба в полупустынных и пустынных районах земного шара:

1) Аравийский полуостров (пункт Солар Вилладж, 2000 г.);

2) Монголия (Даландзадгад, 1997-2001 г.г.);

3) США (Севиллета, штат Нью-Мексико, 2001 г.).

Анализ проводился в двух длинах волн: Х=439 нм и >.=675 нм. (Напомним, что эта длины волн соответствуют максимумам полос пропускания светофильтров в солнечных фотометрах CIMEL). В анализ также были включены результаты измерений абсолютных индикатрис яркости в полупустыне юго-восточного Казахстана (поселок Кирбалтабай), выполненные сотрудниками Казахского Педагогического Института В.Н. Коровченко и В.К. Ошлаковым. Здесь измерения проводились в четырех участках спектра: Х=405; 447; 650; 706 нм. Всего в окончательном анализе использовалось 352 ряда данных измерений яркости во всех рассматриваемых регионах Земли.

Из всего массива наблюдательного материала для последующего анализа были отобраны такие функции B(i|/), которые соответствовали условию однородного распределения мутности в горизонтальном направлении.

Для этого выбирались такие угловые распределения В(ц/), которые в диапазоне 10° á V|/ < 350° в симметричных относительно плоскости солнечного вертикала углах у и 360°-у различались в длинноволновой области спектра (0,87 мкм) не более, чем на 10%. При этом расхождения в анализируемой области ^,<0,67 мкм обычно не превышали 5% и в широком диапазоне азимутальных углов Д\|/>30° не имели систематического знака.

Из всего массива данных наблюдений яркости после отбора по критерию азимутальной однородности в окончательный анализ вошло не более 20% угловых распределений яркости. Поскольку распределения АОТ по числу случаев во всех рассматриваемых аридных зонах носят явно логнормальный характер, было вычислено их среднегеометрическое значение по всем регионам. Оно составило величину та=0,18 в области спектра А.=0,5 мкм. Это значение АОТ является средней характеристикой рассеивающей способности атмосферы в этих аридных районах Земли.

Точность измерений яркости неба в абсолютных единицах в табличных данных AERONET составляет 5%, причем погрешность может носить систематический характер. Поскольку случайная погрешность в вычислениях тн путем интегрирования функции f((p) мала, то ошибка Дтн в рассматриваемом случае также будет в основном систематической. Была проведена процедура восстановления т^ через т„ и т„+Атн (где Дт„=0,05тн) по интегральной методике и найдена ошибка в определении Ato,. Среднее значение полученной систематической относительной погрешности равно 8та/=6,2% и 8тм=4% (439 и 675 нм соответственно).

Точность определения za3 падает с уменьшением мутности атмосферы, и при Taj«0,04 в синей области спектра достигает 20%. Чем больше АОТ, тем точнее определяется Большинство значений АОТ в аридных зонах в

видимой области спектра обычно меньше 0,2. Анализ показал, что особых сложностей в определении вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц

не возникает при ха, > 0,08-5-0,1.

На рис. З(а-б) представлена связь аэрозольных толщ рассеяния определенных по интегральному методу со значениями АОТ, выставленными в сети AERONET. Здесь г^ определены для области спектра А,=439 нм по формулам аэрозольной модели Га=8,6, а для Х=675 нм - модели Га=11,55, как это следовало из сопоставления наблюдаемых и модельных величин к(60°). Из графика видно, что до значений А0т*0,4 точки достаточно равномерно лежат на прямой, проведенной под углом 45°. Поскольку величины АОТ (ось абсцисс) включают в себя компоненты поглощения и рассеяния, а гй, - только рассеяния, то поглощение света аэрозольными частицами практически не наблюдается.

Рис. 3. Значения гш и АОТ (а - 675 нм; б - 439 нм):

на Аравийском п-ве (1), в Монголии (2), в США (3), в Казахстане (4).

В диапазоне А01>0,4 при А,=439 нм (рис. 3(6)) прослеживается группа точек, лежащая заметно ниже прямой, и относящаяся к данным наблюдений в Монголии и на Аравийском полуострове. По-видимому, в атмосфере может находиться повышенное количество частиц красного песка, поглощающего солнечное излучение в синей области спектра.

Средние вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц Л, для всех исследуемых регионов и соответствующие среднеквадратические отклонения приведены в таблице 3. Они колеблются вблизи значения 0,95. Величины Л>1 несомненно возникают из-за возможных систематических (не

более 5%) ошибок в измерениях яркости, а также случайных погрешностей в определении ЛОТ (Дта~0,01). Такие значения вероятностей выживания кванта указывают на очень малую поглощающую способность аридных частиц при высокой прозрачности атмосферного воздуха.

Таблица 3

Средние значения ве роятностей выживания кванта Д,

Регион ДitcvM

А,=439 нм А,=675 нм

Аравийский полуостров 0,93±0,09 1,02±0,06

Монголия 0,96±0,06 0,95+0,08

США (штат Нью-Мексико) 0,94±0Д0 0,96±0,11

Казахстан 1,02±0,12 0,97±0,13

Проверка эффективности интегрального метода выполнена путем сопоставления полученных значений Д,, с данными:

а) при использовании разностного метода;

б) по методикам NASA (результаты выставлены в AERONET). Поскольку для Монголии, Аравийского полуострова и Нью-Мексико в

AERONET почти нет результатов определения вероятности выживания кванта Л,, (исключая единичные случаи), то такое сопоставление было проведено для данных по Москве, полученных в МГУ. Средние значения Ла, посчитанные по трем методам, и их среднеквадратические отклонения приведены в таблице 4.

Таблица 4

Средние значения Д, и их среднеквадратические отклонения (Москва)

МЕТОД Ла (сред.)

/.=439 НМ Я.=675 нм

Интегральный 0,93±0,05 0,95±0,05

Разностный 0,94±0,04 0,93+0,03

NASA 0,95±0,01 0,94±0,02

Из таблицы видно, что полученные значения Д, лежат в интервале 0,93+0,95 для всех методов в обоих спектральных участках; среднеквадратические отклонения не превышают 0,05. Следовательно, наблюдается хорошее согласие между сравниваемыми методами.

В третьей главе интегральный метод распространен на случаи измерений яркости неба при высоких положениях Солнца над горизонтом (30°<2о<60°), когда определение величины тн посредством интегрирования невозможно, и ее значения заменяются величинами А(ф,) в отдельных средних углах рассеяния. В этом случае метод носит название нефелометрического. В нем в соотношениях (10-11) вместо тн используется величина тн*=к(<р,)^Ф,). Дано обоснование корректности

использования соотношений интегрального метода в области 30°<Zo<60°. Проведена апробация нефелометрического метода на данных наблюдений яркости безоблачного неба (AERONET). Сопоставлены результаты определения АОТ рассеяния та1 нефелометрическим и интегральным методами.

Метод базируется на нижеследующих положениях:

1. Соотношение для углов <р„ равных 30, 40 и 60°, с хорошей точностью выполняется для юго-востока Казахстана.

Т>2пц^А(р=кШ{(р1 (7)

о Еое m

Был проведен анализ свыше 350 индикатрис яркости f(cp) (в 10 спектральных участках от 0,34 до 1,01 мкм), измеренных в разные годы на юго-востоке Казахстана: в Астрофизическом институте АН КазССР и в поселке Кирбалтабай Алма-Атинской области в летне-осеннее время. Данные f(<p) получены в диапазоне углов рассеяния 2°<ф<150-1б0°.

Поскольку ошибка измерений 6Дф) составляет 3-4%, а погрешность 8т„ определения т„ путем численного интегрирования не превышает 1,5%, то значения разброса 8£(ср) при зенитных углах Солнца Zo>60° в основном обусловлены вариациями аэрозольной индикатрисы рассеяния ото дня ко дню, которые на фоне стабильной молекулярной компоненты наиболее заметно проявляют себя в длинноволновом участке спектра. В течение дня не отмечается существенных изменений формы индикатрисы яркости. Поэтому для повышения точности определения т„ предлагается использование трех (или более) значений нефелометрических коэффициентов к(<р,), полученных при Z0>60°:

т. _ k(30°)/(30°) + k(40°)/(40°)+к(60°)/(60°) (g)

Результат применения соотношения (8) в расчетах г„* таков: погрешности уменьшаются до 5%.

2.Результаты, аналогичные приведенным выше, уверенно выполняются и для данных сети AERONET.

В расчетах тн использованы экспериментальные данные яркости безоблачного неба сети "AERONET в трех аридных регионах Земли: Австралия (Тинга Тингана), Монголия (город Даландзадгад) и Аравийский полуостров (Солар Вилладж, Саудовская Аравия). Среднеквадратичные отклонения величин т„ от т,' равны: 6,0% для Австралии, 7,7% для Монголии и 8,5% для Аравийского полуострова, что сравнимо с погрешностью 5т„ ~ 5% для казахстанских данных.

3.Соотношения, представленные в таблицах 1 и 2, могут быть использованы при атмосферных массах т=1,15 и т=1,5.

Максимальная разница Af((p) между значениями f(cp) при атмосферных массах т=1,15 и т=1,5 составляет 18% (439 нм; Го=10,2; f(60°); т„=0,7;

Ля=1,0). Среднее значение Л%) по всем ®[<р) (ф=30°, 40°, 60°) и асимметриям Га составляет 7,9%.

При переходе от атмосферной массы т=2 к меньшим значениям величины направленных коэффициентов светорассеяния убывают незначительно. Это облегчает возможность распространения предлагаемой методики на малые атмосферные массы.

Все это свидетельствует о корректности применения в формулах интегральной методики величины тн*, полученной нефелометрическим методом.

Проведена обработка данных АЕЯОЫЕТ (Монголия, Аравийский полуостров и США) с помощью нефелометрического метода. В таблице 5 приведены средние значения Ла(„еф) для высоких положений Солнца над горизонтом (1,15<т<2).

Таблица 5

Средние значения вероятностей выживания кванта Д, ¡неф >_

Ла(нсф.)сред, Ла (неф)сред. Ла(неф.)ср*Л. Лц(нсф.)сред.

РЕГИОН (30°<2о<60°) (и>60°) (го>бо°)

А=439 нм 1=675 нм

Аравийский п-ов 0,96±0,10 0,93±0,09 1,01±0,05 1,02±0,04

Монголия 0,93±0,12 0,94±0,12 0,91 ±0,16 0,96+0,16

Нью-Мексико 0,93±0,11 0,93±0,15 1,02±0,10 0,96±0,07

Казахстан 1,02+0,14 0,97±0,13

Таким образом, во всех трех исследуемых аридных регионах значения Ла(Кеф.) при высоких положениях Солнца в области спектра 439 нм колеблются в интервале 0,93+0,96. а при 675 нм вариации найденных значений альбедо однократного рассеяния для аэрозольных частиц нефелометрическим методом Ла(Иеф) чуть более значимы.

Для низких положений Солнца значения Ла(неф.) находятся в интервале 0,93+0,94 при Х-439 нм и 0,96+0,97 при 1=675 нм по трем регионам; от прочих отклоняются значения Ла(неф^=1,02, найденные для Казахстана в синей области и для Аравийского полуострова - в красной, что, вероятно, связано с систематической ошибкой при стандартизации результатов наблюдений.

Если сравнить данные таблиц 3 и 5, то можно видеть хорошее согласие между результатами вычислений АОТ рассеяния нефелометрическим и интегральным методом в области 2о^60°.

Практические рекомендации по использованию обоих методов сводятся к следующему.

Интегральный метод.

1. При зенитных углах Солнца Z0>60° проводятся измерения абсолютных индикатрис яркости в альмукантарате Солнца f(cp).

2. С помощью экстраполяции f((p)sincp в интервале углов рассеяния фтах*180° находится интегральная величина тн.

3. Используя соотношения таблиц 1 (Я=439 нм) или 2 (А,=675 нм), определяются коэффициенты А, В и С соотношения (6) и подставляются в формулу (5). Тем самым определяется толща рассеяния т,.

4. Из полученной величины т, вычитается молекулярная толща рассеяния ттз, что дает искомое значение АОТ рассеяния ха1.

Нефелометрический метод.

1. По данным измерений при зенитных углах Солнца Z0S60° определяются нефелометрические коэффициенты к(<р,), которые далее используются при высоких положениях Солнца.

- 2. При 20<60°проводятся измерения f(<p,).

3. По формуле (8) находится нефелометрическая величина тн .

4. Значение тн подставляется в формулу (5) и определяется величина т,.

5. Повторяется пункт 4 из предыдущего метода.

В заключении приведены основные результаты и выводы диссертационной работы, а также выражены благодарности.

В приложениях приведены результаты расчетов га, и Ла по интегральной методике, зависимости систематической относительной погрешности 8xaj от АОТ рассеяния и значения расчетных направленных коэффициентов светорассеяния f(30°), f(40°) и f(60°) при атмосферных массах ш=1,15 и т=1,5.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ И РЕЗУЛЬТАТЫ

Основные выводы и результаты диссертационной работы кратко сводятся к следующему.

1. Разработан интегральный метод определения АОТ рассеяния из данных наблюдений яркости дневного безоблачного неба в солнечном альмукантарате для зенитных углов Солнца 60°<ZoS78°, основой которого являются численные результаты решения уравнения переноса излучения в атмосфере. Точность метода в определении толщи рассеяния т5 не хуже 4%. Достоинством интегрального метода является слабая зависимость определяемой толщи от формы аэрозольной индикатрисы рассеяния. Проверка метода осуществлена сопоставлением результатов определения вероятности выживания кванта Д, по данным Москвы с результатами разностного метода и методики NASA. Полученные для Москвы значения Д, по всем методам лежат в интервале 0,93+0,95 в обоих спектральных участках; среднеквадратические отклонения не превышают 0,05.

2. На основе анализа большого массива экспериментальных данных получено распределение АОТ логнормального вида в четырех

полупустынных и пустынных регионах: в Монголии, на Аравийском полуострове, в Нью-Мексико и в юго-восточном Казахстане. Среднегеометрическое значение АОТ в области спектра Я=500 нм равно 0,18. Полученные данные дают количественное представление об ослаблении солнечного света атмосферным аэрозолем на этих территориях земного шара.

3. Полученные интегральным методом АОТ рассеяния в аридных зонах сопоставлены с данными AERONET. При толщах более 0,4 в Монголии и Саудовской Аравии для Х=439 нм выявлено поглощение света аэрозолем, вызываемое, вероятно, частицами красного песка. В красной области Х=615 нм такое поглощение не наблюдается. Полученные средние значения вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц составляют 0,93+1,02 для всех регионов и моделей аэрозоля. Малые превышения Ла> 1 обусловлены, по всей видимости, незначительными систематическими ошибками в измерениях яркости.

4. Создан нефелометрический метод определения АОТ рассеяния из данных яркости неба, в котором интегральная величина ти заменяется на тн . Последняя вычисляется с помощью нефелометрических коэффициентов при углах рассеяния ф,~30°, 40°, 60°. Метод распространен на высокие положения Солнца 30°£Zo<60°, когда отыскание величины ти путем интегрирования невозможно. Найденные с помощью этого метода значения вероятности выживания кванта для частиц совпадают с результатами их определения по интегральному методу.

Основные результаты диссертации изложены в следующих работах:

1. В.Н. Коровченко, В.К. Ошлаков, В.Е. Павлов, A.C. Шестухин. Анализ яркости дневного неба в области нефелометрических углов рассеяния // Оптика атмосферы и океана. 2001. Т.14. №8. С. 660-662.

2. Korovchenko V.N., Oshlakov V.K., Pavlov V.E., Shestukhin A.S. Analysis of day sky spectral brightness in nephelometric angles of scattering. // Atmospheric and ocean optics. Atmospheric physics: VIII Joint International Symposium. -Irkutsk.-2001.-P. 175.

3. Павлов B.E., Пашнев B.B., Шестухин A.C. О нефелометрическом методе определения оптической толщи рассеяния в городских условиях // Естественные и антропогенные аэрозоли: Материалы Международной конференции. С-Пб. - 2001. - С. 25-26.

4. В.Е. Павлов, A.C. Шестухин. Нефелометрические коэффициенты для определения вертикальных оптических толщ рассеяния в полупустынных и пустынных районах земного шара: Тезисы докл. // Томск: Изд-е Института оптики атмосферы СО РАН. 2001, С. 8-9.

5. В.Е. Павлов, A.C. Шестухин. Яркость неба при нефелометрических углах рассеяния в аридных районах земного шара //Оптика атмосферы и океана*2002. Т.15. №5-6. С. 423-425.

6. В.Е. Павлов, Т.Б. Журавлева, В.В. Пашнев, A.C. Шестухин. Использование метода Монте-Карло для определения альбедо атмосферного аэрозоля. //Вычислительные технологии, т. 7 (совместный выпуск, часть 4, 2002 г.) Вестник КазНУ, № 4 (32). С. 34-41.

7. В.Е. Павлов, Т.Б. Журавлева, В.В. Пашнев, A.C. Шестухин. Интегральный метод определения оптической толщи рассеяния по данным о яркости неба // Оптика атмосферы и океана. 2003. Т.16. №5-6. С. 454-460.

8. В.Е. Павлов, Т.Е. Журавлева, В.В. Пашнев, A.C. Шестухин. Поглощение света естественным и антропогенным аэрозолем. Международная конференция "Взаимодействие общества и окружающей среды в условиях глобальных и региональных изменений". Москва-Барнаул. 2003. С. 146-147.

Подписано в печать Формат 60*84/16.

Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 1,0. Тираж 100 экз. Заказ ¿09. Отпечатано в типографии Алтайского государственного университета: 656099, г. Барнаул, 99, ул. Димитрова, 66

»15547

Wsy

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. ИНТЕГРАЛЬНЫЙ МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОПТИЧЕСКИХ ТОЛЩ РАССЕЯНИЯ ИЗ НАБЛЮДЕНИЙ ЯРКОСТИ НЕБА

1.1. Классический метод Бугера в определении АОТ.

1.2. Влияние чистого поглощения на интенсивность рассеянного света.

1.3. Учет многократного рассеяния света в расчетах яркости неба. Физические основы интегрального метода.

1.4. Исходные положения метода. Задание атмосферной модели.

1.5. Описание интегрального метода определения АОТ рассеяния.

1.6. Апробация интегрального метода на расчетных данных.

1.6.1. Влияние вытянутости аэрозольной индикатрисы рассеяния на определение ras при использовании интегрального метода.

Глава 2. ПРИМЕНЕНИЕ ИНТЕГРАЛЬНОГО МЕТОДА

НА ПРАКТИКЕ.

2.1. Сортировка данных в AERONET.

2.2. Анализ данных наблюдений яркости неба в аридных регионах земного шара.

2.3. Сравнение значений Ла, рассчитанных интегральным методом, с результатами применения некоторых других методик.

Глава 3. НЕФЕЛОМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД

ОПРЕДЕЛЕНИЯ АЭРОЗОЛЬНОЙ ТОЛЩИ РАССЕЯНИЯ.

3.1. Обоснования возможностей применения метода в случаях высоких положений Солнца над горизонтом.

3.2. Апробация нефелометрического метода на данных наблюдений яркости безоблачного неба.

Актуальность. В настоящее время на нашей планете идет процесс глобального изменения климата, вызванный происходящим в последние тридцать лет повышением приземной температуры воздуха. Регулярный рост числа лесных пожаров [1], активная распашка целинных земель, извержения вулканов [2-5], сжигание биомассы и нефтепродуктов в гигантских объемах [6-10] - все это приводит к накоплению в воздухе парниковых газов [11-14]. Заметным образом меняется и химический состав атмосферного аэрозоля [15-26]. Поэтому климатические изменения на Земле следует связывать не только с изменениями газовой [27-28], но и аэрозольной компоненты атмосферы [29]. Вследствие этого возникает необходимость широкомасштабного исследования последней с целью выяснения степени ее влияния на климат планеты.

Согласно высказываниям академика К.Я. Кондратьева [30], к настоящему времени известно, что обусловленное аэрозолем радиационное возмущающее воздействие проявляется в форме прямого, полупрямого, а также косвенного (первого и второго типов) воздействия. Под прямым понимается влияние общего ослабления коротковолновой радиации аэрозолем и его тепловое излучение (это влияние наиболее заметно в условиях безоблачной атмосферы).

Полупрямое воздействие характеризует влияние поглощения радиации аэрозолем в условиях как ясного, так и облачного неба на формирование вертикальных профилей температуры и влажности, что определяет функционирование обратной связи, изменяющей динамику облачного покрова.

Первое косвенное воздействие состоит в возрастании оптической толщины и альбедо облаков в результате уменьшения размеров и роста счетной концентрации облачных капель (при неизменной водности облаков) под влиянием частиц аэрозоля, функционирующих как облачные ядра конденсации. Второе косвенное воздействие связано с ростом водности облаков, высоты верхней границы облачного покрова или с увеличением времени жизни облаков в результате снижения интенсивности осадков, обусловленного уменьшением размеров облачных капель.

Анализ результатов спутниковых наблюдений показывает, что уменьшение размеров облачных капель, вызванное частицами аэрозоля, порождает ослабление осадков, которое проявляется над регионами сжигания биомассы и переноса пылевых выбросов, возникающих в пустынях.

Несомненно, что для анализа причин современных изменений глобального климата и оценок возможных изменений климата в будущем необходима полноценная информация об оптических свойствах атмосферного аэрозоля как климатообразующей компоненты. Для осуществления такого анализа необходимо подробное изучение поглощающих и рассеивающих свойств частиц для обширных рядов современных натурных наблюдений. Такая задача, безусловно, относится к числу актуальных в современной экспериментальной геофизике, особенно для аридных зон Земли. В связи с этим особую важность обретает проблема разработки таких экспериментальных физических методов определения оптических параметров аэрозоля, которые при их простоте и надежности в практическом использовании обладали бы необходимой точностью для широких вариаций атмосферных условий.

В связи с вышесказанным, для получения полноценных данных о весьма изменчивых оптических свойствах аэрозоля [31-38] в разных регионах земного шара NASA создало всемирную сеть наземных станций AERONET (Aerosol Robotic Network), на которых осуществляется мониторинг аэрозольных параметров с помощью солнечных фотометров CIMEL [39-44]. Результаты наблюдений аэрозольных оптических толщ (АОТ), яркости дневного неба, атмосферного озона и водяного пара выставляются на специальном сайте в сети AERONET (http://aeronet.gsfc.nasa.gov). В настоящей диссертационной работе они использованы как основной источник информации для реализации разработанных методов определения аэрозольных оптических толщ поглощения и рассеяния на практике.

Состояние вопроса.

Исследование оптических явлений в атмосфере, вызываемых рассеянием, поглощением, преломлением, отражением и дифракцией света в воздухе имеет большую научную значимость. Эти сложные явления, их теоретическое истолкование изучает раздел геофизики - атмосферная оптика [45].

Прежде оптическими явлениями в атмосфере интересовались преимущественно с метеорологической точки зрения, и атмосферную оптику называли "метеорологической оптикой". Но связь оптических явлений в атмосфере с общим комплексом физических свойств атмосферы и, следовательно, с предстоящими изменениями погоды достаточно сложна. Важнейшей задачей атмосферной оптики является исследование и научное объяснение погоды и климата на Земле.

Основоположником атмосферной оптики в России был М.В. Ломоносов. Его исследования полярных сияний сохраняют значение до сих пор и остаются непревзойденным образцом комплексного рассмотрения проблемы. Значительную роль в развитии атмосферной оптики (1905-24) сыграли исследования русского геофизика П.И. Броунова.

Единственным источником лучистой энергии в атмосфере является Солнце. Энергия солнечных лучей не полностью доходит до земной поверхности, частично поглощаясь и рассеиваясь воздухом. Определение энергии солнечных лучей, достигающих земной поверхности при различных условиях, имеет большое научное и практическое значение, поскольку эта энергия служит главным источником тепла не только для атмосферы, но и для почвы и океанов, оказывая существенное влияние на климат. Систематическими определениями энергии солнечных лучей занимается актинометрия (основоположники в России - В.А. Михельсон и Н.Н.

Калитин) [46]. Актинометрические наблюдения использовались и для решения задачи по определению солнечной постоянной, т.е. интенсивности солнечной радиации на верхней границе земной атмосферы (В.Г. Фесенков, Н.Н. Калитин). Знание солнечной постоянной и ее возможных изменений -один из разделов современной климатологии.

Наибольшее практическое значение имеют рассеяние и поглощение солнечных лучей [47]. Атмосфера является мутной средой для проходящего солнечного луча и обладает избирательным (в зависимости от длины волны) поглощением и рассеянием.

Существует много видов рассеяния света.

Рассеяние средами, состоящими из большого числа частиц. Оно существенно отличается от рассеяния света отдельными частицами. Это связано со следующими обстоятельствами: а) интерференцией волн, рассеянных отдельными частицами, между собой и падающей волной; б) многократным рассеянием; в) взаимодействие частиц друг с другом не позволяет считать их движения независимыми.

Л.И. Мандельштам (1907) показал, что принципиально необходимым для рассеяния в сплошной среде является нарушение ее оптической однородности, при котором показатель преломления среды не постоянен, а изменяется от точки к точке.

Рассеяние тепловыми флуктуациями. Впервые на это явление указал польский физик М. Смолуховский.

Теорию упругого рассеяния света жидкостями развил в 1910 году А. Эйнштейн (исходя из идей М. Смолуховского).

Рассеяние света в растворах. В растворах причиной рассеяния света являются флуктуации; на поверхности раздела двух несмешивающихся жидкостей - флуктуации этой поверхности (Л.И. Мандельштам, 1913 г.).

Рассеяние света чистым воздухом, т.н. молекулярное рассеяние. изучалось английским физиком Дж.У. Рэлеем, согласно теории которого интенсивность рассеяния зависит от цвета лучей, изменяясь обратно пропорционально 4-й степени длины световой волны.

Комбинационное рассеяние света. При рассеянии света молекулами наряду с релеевскими (несмещенными) линиями в спектре рассеяния появляются линии неупругого рассеяния света (смещенного по частоте) - это явление носит название комбинационного рассеяния света. Оно было открыто Л.И. Мандельштамом и Г.С Ландсбергом (1928) при исследовании рассеяния света в кристаллах и одновременно индийскими учеными В. Раманом и С. Кришнаном при изучении рассеяния света в жидкостях (в зарубежной литературе - "эффект Рамана").

Рассеяние света атмосферным аэрозолем. В действительности воздух никогда не является совершенно чистым: в нем постоянно присутствуют частицы аэрозоля (пылинки, частицы морской соли, капельки воды и кристаллики льда), размер которых (10"б-10"2 см) много больше размера молекул газов, составляющих воздух (Ю-8 см), и сравним с длиной световой волны или превосходит ее. Поэтому законы рассеяния лучистой энергии аэрозольными частицами значительно сложнее; они не могут быть описаны теорией Рэлея. Теория рассеяния света для сферических частиц была разработана английским ученым А. Лявом (1889) и немецким ученым Г. Ми (1908).

Размеры аэрозольных частиц определяются через величину радиуса или диаметра сферических частиц, имеющих площадь сечения, равную площади сечения реальных аэрозольных частиц. Согласно [48], такое определение размеров частиц оправдано тем, что большинство аэрозольных частиц в атмосфере имеют форму, не сильно отличающуюся от сферической.

Диапазон размеров частиц атмосферного аэрозоля достаточно широк: от частиц, имеющих размеры нескольких молекул (радиус г«10" см), до гигантских частиц размерами до нескольких десятков микрон. Верхний предел размеров частиц определяется возможностью длительного существования этих частиц в атмосфере.

Существуют разнообразные классификации атмосферных аэрозольных частиц по размерам.

Фракция частиц с радиусами г<0,1 мкм называется ультрамикроскопической. Оптические характеристики этой фракции близки к молекулярным. Ее вклад в радиационные процессы в атмосфере обычно невелик.

Субмикронная (среднедисперсная) фракция атмосферного аэрозоля включает частицы в диапазоне размеров ОД мкм < г < 1мкм. Эта фракция в основном определяет оптические свойства атмосферного аэрозоля в видимой и инфракрасной области спектра, в частности, обусловливает как рассеяние, так и поглощение солнечной радиации атмосферой [49].

Грубодисперсная фракция атмосферного аэрозоля включает частицы с радиусами г>1 мкм. Такие частицы могут играть определенную роль в процессах образования облаков, а также существенно влияют на оптические свойства атмосферного аэрозоля в инфракрасной области спектра.

Характерная особенность рассеяния света крупными частицами состоит в преимущественной направленности рассеянного света вперед, что проявляется, например, в появлении околосолнечного ореола. В работах Г.И. Покровского, В.Г. Фесенкова, Н.Н. Калитина и др. дана теория этих ореолов и показана возможность практического использования наблюдений за ними (в целях определения оптических свойств атмосферы).

В работах Е.В. Пясковской-Фесенковой получены важные результаты определения прозрачности атмосферы по яркости неба. Трудности получения строгих выводов в этой области объясняются тем, что наблюдаемый свет создается рассеянием по всей толще атмосферы, которая состоит из многих слоев, существенно отличающихся друг от друга по своим свойствам.

Определение аэрозольной оптической толщи ослабления является одной из обратных задач атмосферной оптики. Существует ряд методов определения толщи рассеяния xs.

Метод определения т5, основанный на решении следующей обратной задачи: по заданному спектру частиц, характерному для каких-либо конкретных условий, определяется их поглощающая (и рассеивающая) способность. Такая методика используется в США сотрудниками NASA.

Метод измерения спектральных потоков. Его суть заключается в определении т., по результатам измерений спектральных потоков.

Помимо вышеназванных методов, известно несколько методов определения xs из данных яркости неба [49].

Экспериментальные значения яркости неба не всегда сопровождаются одновременным определением оптической толщи рассеяния. В этом случае можно использовать так называемые короткие методы нахождения xs.

Существует способ определения оптической толщи рассеяния, основанный на эмпирически установленных зависимостях между xs и яркостью неба в солнечном альмукантарате для угла рассеяния ф=60°, найденный Е.В. Пясковской-Фесенковой [50]. Предложенная в [50] формула, связывающая яркость неба и т?, ограничивается значением прозрачности не менее 0,82 и справедлива для видимой области спектра при отсутствии снежного покрова.

В [51] была выведена аналогичная формула для значений прозрачности атмосферы от 0,6 до 0,85.

Наряду с прозрачностью атмосферы (или атмосферной оптической толщей т, связанной с прозрачностью р соотношением p=Qz) главными оптическими характеристиками атмосферного аэрозоля являются: объемные коэффициенты рассеяния и поглощения радиации атмосферным аэрозолем, а также индикатриса рассеяния. Важными характеристиками взаимодействия излучения с аэрозольной средой являются альбедо (вероятность выживания кванта при однократном рассеянии) и степень поляризации.

Все перечисленные выше оптические характеристики аэрозоля по-разному зависят от микроструктуры, формы и показателя преломления аэрозольных частиц.

Очень важно указать на некоторые особенности аэрозольного поглощения в видимой и ближней инфракрасной области спектра.

Поглощение грубодисперсной (пылевой) фракцией приобретает существенное значение только в специфических условиях ее изобилия, т.е. лишь в пустынных районах [52] или в окрестности пылящих индустриальных объектов и минеральных разработок.

Другим крайне редким случаем, когда роль поглощения грубодисперсной фракцией становится заметной, является предельная чистота атмосферы, т.е. практическое отсутствие субмикронной фракции, обычно ответственной за всю совокупность основных оптических свойств атмосферного воздуха [53].

В коротковолновой области 0,3-3 мкм изолированные полосы поглощения практически отсутствуют, и поглощение носит исключительно слабоселективный континуальный характер, мало меняясь в видимой и ближней инфракрасной области спектра и быстро возрастая в ультрафиолете по мере уменьшения длины волны. Это слабоселективное поглощение играет главную роль в создаваемых аэрозолем радиационных эффектах.

По отношению к поглощению света атмосферный аэрозоль состоит из трех основных фракций, а именно грубодисперсной, собственно субмикронной и отдельной сажевой [54].

Поглощение слабоокрашенными частицами грубодисперсной фракции становится ощутимым в коротковолновой области только при экстраординарных величинах площадей поверхности этих частиц S

2 3 согласно [55] лежит обычно в пределах 1-7-100 мкм /см и выходит за эти границы очень редко (например, на магистральном шоссе в Лос-Анджелесе).

Во всем ультрафиолетовом, видимом и ближнем инфракрасном диапазонах имеет место слабая селективность объемного коэффициента поглощения аэрозоля а, следствием чего должна быть сильная зависимость удельного поглощения (3=а/а (с - объемный коэффициент рассеяния) от длины волны и от влажности [54].

В литературе широко известна эмпирическая формула Ангстрема, неплохо описывающая в среднем спектральный ход коэффициента экстинкции £=а+<з. В [54] указано, что в действительности во всем интервале от 0,5 до 4 мкм вне полос селективного поглощения в среднем хорошо выполняется иное [15] соотношение: г(Х)=а+Ь/Х где ав.Ь - постоянные, зависящие от состояния оптической погоды.

Вследствие слабой зависимости а от X нетрудно видеть, что истинное поглощение вносит вклад почти исключительно в величину а и что а слагается из двух компонент а=a+Sfo где 8/с - коэффициент экстинкции очень крупных частиц, для которых во всем диапазоне волн мкм, и, следовательно, ослабление нейтрально и не зависит от материала, образующего частицу.

Поглощающие частицы столь малы, что время их свободного существования в атмосфере невелико - сравнительно быстро они должны быть захвачены более крупными частицами субмикронной фракции, и далее существовать уже совместно с ними. Также необходимо отметить, что состояние аэрозоля определяется не только процессами его трансформации, но и процессами его внутриатмосферного синтеза [17].

Скажем несколько слов о свойствах сажи. Внедряясь в толщу облаков, сажевые частицы создают в них неселективное поглощение, которое на фоне сильного рассеяния водяными каплями обеспечивает в облаках р~10", т.е. уменьшение альбедо облаков до 60-70%. Тем самым ничтожные количества сажевых частиц, проникающих в облака, существенно влияют на альбедо планеты и ее радиационный теплообмен, особенно в районах повышенной продуктивности источников сажи.

Малоселективное поглощение аэрозоля в основном связано с существованием отдельной субмикронной субфракции, образованной частицами сажи (преимущественно захваченными поглощающей компонентой) с модальным радиусом частиц около 0,02-0,03 мкм и, вероятно, логнормальным распределением по размерам [54]. Концентрация этих частиц широко варьирует примерно от 0,1 до 50 кг/м в зависимости от активности антропогенных и природных источников. Остальные фракции аэрозоля играют в его коротковолновом поглощении заведомо второстепенную роль.

Цель диссертационной работы состоит в решении следующих задач:

1. Разработка методов определения оптической толщи рассеяния света в атмосфере в видимой области спектра для случаев широких вариаций зенитных углов Солнца (от 30° до 78°). В основу методов положены данные решения уравнения переноса излучения;

2. Использование разработанных методов для анализа результатов наблюдений яркости неба в аридных районах земного шара;

3. Получение статистических данных о рассеивающей и поглощающей способности частиц в аридных зонах в широком диапазоне вариаций значений АОТ в течение длительных временны'х интервалов наблюдений.

Научная новизна.

1. Разработан новый "интегральный" метод определения АОТ рассеяния из экспериментальных данных яркости неба в солнечном альмукантарате, основанный на теории переноса излучения. Метод предназначен для практического применения в случаях, когда известно значение альбедо подстилающей поверхности (в летних условиях могут быть использованы средние данные). Зенитный угол Солнца должен превышать 60° (атмосферная масса m > 2);

2. Предложен новый нефелометрический метод, позволяющий определять АОТ рассеяния из данных наблюдений яркости неба в отдельных углах рассеяния. Метод распространен на высокие положения Солнца над горизонтом (атмосферная масса 1Д5<ш<2);

3. Впервые с помощью разработанных методов получены статистические данные о поглощающей и рассеивающей способности частиц в полупустынной зоне юго-восточного Казахстана в видимой области спектра. Данные сопоставлены с результатами определения АОТ поглощения и рассеяния в других аридных регионах земного шара.

Достоверность результатов диссертационного исследования обеспечивается:

1. Использованием надежной теоретической базы. Численные данные решения уравнения переноса излучения были получены в ИОА СО РАН посредством использования алгоритмов метода Монте-Карло, разработанных в ВЦ СО АН СССР, г. Новосибирск. Высокая точность расчетов (относительные погрешности вычислений яркости неба не превышали десятых долей процента) обеспечивалась применением современных вычислительных технологий;

2. Применением хорошо известного и апробированного на практике программного пакета MathCad2000 Professional компании MathSoft для обработки наблюдательного материала. Анализ наблюдательного материала проведен также с применением известного программного продукта Origin® 6.1 корпорации OriginLab;

3. Использованием надежных экспериментальных данных, полученных на солнечных фотометрах CIMEL (для которых регулярно проводятся градуировочные процедуры) и прошедших в NASA многоуровневую сортировку. Проведена дополнительная селекция результатов наблюдений с целью отсева случаев, соответствующих неоднородному распределению мутности атмосферы по азимуту.

Практическая значимость работы.

Созданные на основе теории переноса излучения интегральный и нефелометрический методы имеют хорошие перспективы практического применения в обработке больших массивов наблюдательных данных для исследования поглощающей и рассеивающей способности частиц атмосферного аэрозоля в различных условиях.

Апробация результатов.

Результаты диссертационного исследования докладывались и обсуждались на следующих научных конференциях:

1. VIII Совместном международном симпозиуме "Оптика атмосферы и океана. Атмосферная физика" (Иркутск, 25-29 июня 2001 г.);

2. Международной конференции "Естественные и антропогенные аэрозоли" (Санкт-Петербург, 2001 г.);

3. VIII Совещании рабочей группы "Аэрозоли Сибири" (Томск, 27-30 ноября 2001 г.);

4. II Конференции молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 8 февраля 2002 г.);

5. Международной конференции "Вычислительные технологии и математическое моделирование в науке, технике и образовании" ВТММ-2002 (Алматы, 18-20 сентября 2002 г.);

6. III Конференции молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 26 февраля 2003 г.);

7. Международной конференции "Взаимодействие общества и окружающей среды в условиях глобальных и региональных изменений". Москва-Барнаул, 18-29 июля 2003 г.

Публикации.

Результаты диссертационного исследования отражены в 4 статьях в рецензируемых журналах и 3 тезисах докладов на конференциях (в том числе 2 международных).

Основные положения, выносимые на защиту.

1. Разработанный интегральный метод восстановления АОТ рассеяния таз в видимой области спектра из экспериментальных данных по яркости неба в альмукантарате Солнца при известном спектральном альбедо подстилающей поверхности q позволяет получить объективную информацию о рассеивающей способности безоблачной атмосферы при широких вариациях значений xas от 0,07 до 0,7. Для лета могут быть использованы средние значения q.

2. Предлагаемый автором для практического использования нефелометрический метод позволяет распространить процедуру восстановления АОТ рассеяния на высокие положения Солнца над горизонтом.

3. Средние значения вероятностей выживания кванта для аэрозольных частиц в аридных условиях имеют значения около 0.95-1, т.е. аэрозоль в пустынных и полупустынных зонах обладает невысокой поглощающей способностью.

Структура и объем работы.

Диссертация состоит из введения, 3 глав, заключения и списка литературы. Диссертация изложена на 120 страницах машинописного текста, содержит 22 рисунка, 23 таблицы, 4 приложения и список литературы (включая работы автора) из 98 наименований.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ГЛАВЫ 3

1. Создан нефелометрический метод определения АОТ рассеяния из данных яркости неба, в котором применяются те же формулы, что и в интегральном методе. Предложена замена в формулах интегральной величины тн на тн*, вычисляемой посредством использования нефелометрических коэффициентов при углах рассеяния фг=30°, 40°, 60°. Таким путем разработанная методика была распространена на высокие положения Солнца 30°<Z0<60°, когда определение тн не представляется возможным.

2. Точность определения тн по формуле (3.2) при использовании данных уровня 1.0 сети AERONET равна 6,0% для Австралии, 7,7% для Монголии и 8,5% для Аравийского полуострова. Для юго-восточного Казахстана точность 5тн несколько выше (~ 5%).

3. Найденные нефелометрическим методом значения вероятностей выживания кванта для случаев атмосферных масс 2<т<5 в исследуемых аридных регионах для А,=439 нм находятся в интервале Ла(неф.)^0,93-гО,96. Для Х=615 нм результаты определения Ла(неф.) в различных районах варьируют: от 0,91 в Монголии до 1,02 в Нью-Мексико.

4. Результаты вычисления АОТ рассеяния нефелометрическим и интегральным методом в области Zo>60° хорошо согласуются между собой. Аналогичная ситуация наблюдается и в случае определения Ла как для низких, так и высоких положений Солнца над горизонтом. Следовательно, в определении АОТ рассеяния равноценно использование как интегрального, так и нефелометрического метода при минимальной потере точности.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Важнейшие выводы и результаты диссертационной работы состоят в нижеследующем.

Разработан интегральный метод определения АОТ рассеяния из данных наблюдений яркости дневного безоблачного неба в солнечном альмукантарате, основой которого являются численные результаты решения уравнения переноса излучения в атмосфере методом Монте-Карло. Точность метода в определении толщи рассеяния тя равна 3,8%. Суть метода сводится к получению простых формул, являющихся полиномами второй степени. Метод может применяться в области зенитных углов Солнца 60°<Z0<78°.

На точность метода слабо влияет форма аэрозольной индикатрисы рассеяния, поскольку в выведенных формулах используется величина яркостной оптической толщи тн (по сути - потоков рассеянного света в переднюю и заднюю полусферы).

Приводимые для каждой области спектра соотношения интегрального метода дают достаточно схожие результаты при вычислении ras независимо от аэрозольной модели. Потеря точности определения при использовании второй модели аэрозоля по всему массиву расчетных значений тн не превышает 4%. Последующее уточнение вопроса об эффективности метода привело автора к выводу, что в области спектра 439 нм целесообразнее применять формулы для аэрозольной модели Га=8,6, а в области 675 нм - для Г>11,55.

На основе анализа большого массива экспериментальных данных получено распределение АОТ в четырех аридных регионах Земли в целом: Монголия, Аравийский полуостров, Нью-Мексико и юго-восток Казахстана. Т.к. вид этого распределения можно охарактеризовать как логнормальный, было вычислено среднегеометрическое значение АОТ, которое составило величину та=0,18 в области спектра А,=500 нм, что позволяет составить количественное представление об ослаблении солнечного света атмосферным аэрозолем в этих регионах.

Получены значения АОТ рассеяния та5, вычисленные с помощью интегрального метода. Проведено сравнение их с данными AERONET. При больших значениях мутности атмосферы АОТ>0,4 в Монголии и на Аравийском полуострове (Саудовская Аравия) в диапазоне АОТ>0,4 в синей области спектра Х=439 нм выявлено поглощение аэрозольными частицами; в красной области спектра Х=675 нм такое поглощение не наблюдается.

Интегральный метод дает средние значения вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц Л^сяеэ.;~0,93н-1,02 для всех регионов и моделей аэрозоля. Это позволяет говорить о том, что атмосферный аэрозоль рассматриваемых полупустынных и пустынных регионов обладает малой поглощающей способностью в условиях высокой прозрачности местной атмосферы. Значения Ла>1 обусловлены, по всей видимости, пятипроцентной инструментальной ошибкой в измерениях яркости.

Сравнение результатов расчета на примере данных по Москве, полученных по интегральному методу, с результатами разностного метода и методики NASA показало, что полученные значения Аа лежат в интервале 0,93-7-0,95 для всех методов в обоих спектральных участках; среднеквадратические отклонения не превышают 0,05.

Создан нефелометрический метод определения АОТ рассеяния из данных яркости неба, в котором применяются те же формулы, что и в интегральном методе. Предложена замена в формулах интегральной величины тп на тн*, вычисляемой посредством использования нефелометрических коэффициентов при углах рассеяния фг=30°, 40°, 60°. Таким путем разработанная методика была распространена на высокие положения Солнца 30°<Zo<60°, когда расчет тн не представляется возможным.

Точность определения тн* по формуле (3.2) при использовании данных уровня 1.0 сети AERONET равна 6,0% для Австралии, 7,7% для Монголии и 8,5% для Аравийского полуострова, что означает согласие с результатами применения в расчетах яркости неба величины тн* для данных юго-восточного Казахстана (§тн~ 5%).

Найденные значения вероятностей выживания кванта для случаев атмосферных масс 2<т<5 в исследуемых аридных регионах для 1=439 нм находятся в интервале Ла(Неф.)№0,93-v-0,96. Для Х=615 нм полученные результаты определения Л^еф.; в различных районах варьируют: от 0,91 в Монголии до 1,02 в Нью-Мексико.

Результаты вычисления АОТ рассеяния нефелометрическим и интегральным методом в области Zo>60° хорошо согласуются между собой. Аналогичная ситуация наблюдается и в случае определения Ла как для низких, так и высоких положений Солнца над горизонтом. Следовательно, в определении АОТ рассеяния равноценно использование как интегрального, так и нефелометрического метода, по сути, без потери точности.

Автор выражает огромную благодарность и глубокую признательность научному руководителю д.ф.-м.н. В.Е. Павлову за непрестанное внимание, чуткость и всестороннюю поддержку, а также за ценные советы, поправки и дополнения, поступившие от него в процессе выполнения настоящей работы.

Автор также считает необходимым искренне поблагодарить старшего научного сотрудника ИОА СО РАН Т.Б. Журавлеву за проведенные ею в кратчайшие сроки расчеты яркости неба путем решения уравнения переноса, сотрудников Государственного Пединститута Республики Казахстан В.Н. Коровченко и В.К. Ошлакова за предоставление данных наблюдений в пос. Кирбалтабай Алма-Атинской области и к.ф.-м.н. В.В. Пашнева за предоставленные данные расчетов АОТ рассеяния по разностному методу для сравнения с результатами расчетов по разработанному автором интегральному методу.

1. Смоляков Б.С., Куценогий К.П., Макаров В.И., Ковальская Г.А., Смирнова А.И., Павлюк JI.A., Филимонова С.Н. Влияние лесных пожаров на химический состав аэрозоля. // Оптика атмосферы и океана, 1999. Т.12, №6, С.523-528.

2. Сакерин С.М., Дергилева И.Л., Игнатов A.M., Кабанов Д.М. О повышении замутнения атмосферы Атлантики после извержения вулкана Пинатубо // Оптика атмосферы и океана. 1993. Т.6. №10. С. 1241-1248.

3. Кондратьев К.Я. Вулканы и климат // Итоги науки и техники. Метеорология и климатология. Т. 13. М.: ВИНИТИ. 1992. 204 с.

4. Кондратьев К.Я. Комплексный мониторинг извержения вулкана Пинатубо//ИЗК. 1993. №1. С. 111-122.

5. Biyson R.A. Goodman В.М. Volcanic Activity and Climatic Changes. Science. 1980. V. 207. P. 1041-1044.

6. Eck, T.F., B. N. Holben, I. Slutsker, and A. Setzer. Measurements of irradiance attenuation and estimation of aerosol single scattering albedo for biomass burning aerosols in Amazonia // J. of Geophys. Res., 103, 1998. P. 3186531878.

7. Eck, T.F., B.N.Holben, I.Slutsker. Measurements of irradiance attenuation and calculation of aerosol single scattering albedo for biomass burning aerosols during SCAR-B. SCAR-B Proceedings, Ed. by V. Kirchhoff, 1997, P. 45-48.

8. Holben, B.N. et. al. Temporal and spatial variability of aerosol loading and properties during the Amazon, North American temperate, and Boreal forest burning seasons. Biomass Burning and Global Change, Vol. 2, ed. by J.S.Levine, 1996. P. 618-636.

9. Kreidenweis S.M., Remer L.A., Bruintjes R., Dubovik O. Smoke aerosol from biomass burning in Mexico: Hygroscopic smoke optical model // J. of Geophys. Res., 106, 2001. P. 4831-4844.

10. Reid, J.S., P.V. Hobbs, C. Liousse, J.V.Martins, R.E. Weiss, and T.F. Eck. Comparisons of techniques for measuring shortwave absorption and the blackcarbon content of biomass-burning aerosols // J.of Geophys.Res., 103, 1998. P. 32031-32040.

11. Ивлев JI.С. Химический состав и структура атмосферных аэрозолей. Л.:Изд. ЛГУ, 1982. 366 с.

12. Аэрозоль и климат / Под ред. К.Я. Кондратьева. Л.: Гидрометеоиздат, 1991. 542 с.

13. Гуди P.M. Атмосферная радиация. М.: Мир, 1966. 522 с.

14. Голицин Г.С., Арефьев В.Н., Гречко Е.И. и др. Газовый состав атмосферы и его изменения // Оптика атмосферы и океана. 1996. Т.9. №9. С. 1214-1232.

15. Зуев В.Е., Креков Г.М. Оптические модели атмосферы. Т. 2.: л.: Гидрометеоздат, 1986. 256 с.

16. Юнге X. Химический состав и радиоактивность атмосферы. М.: Мир, 1965.424 с.

17. Батчер С., Чарлсон Р. Введение в химию атмосферы. М.: Мир, 1977.204 с.

18. Куценогий К.П., Ковальская Г.А., Смирнова А.И., Макаров В.И., Киров Е.И., Золотарев К.В. Элементный состав атмосферных аэрозолей Новосибирской области в летний период. // Оптика атмосферы и океана, 1998.-T.il, №7, С.729-732.

19. Ходжер T.B., Оболкин B.A., Потемкин B.JI. О роли атмосферы в формировании химического состава вод оз. Байкал. // Оптика атмосферы и океана, 1999. Т.12, №6, С.512-516.

20. Arimoto, R., Duce, R. A., and Ray, В. J. Concentration, sources and air-sea exchange of trace elements in the atmosphere over the Pacific Ocean // Chem. Oceanogr., 1989,10. P. 107-149.

21. Ishizaka, Y., and Ono, A. Mass size distribution of the principal minerals of yellow sand dust in the air over Japan. Idojaras, 86, 1982. P. 249-253.

22. Merril, J. Т., Uematsu, M., Bleck, R. Meteorological analysis of long-range transport of mineral aerosol over the North Pacific. // J. of Geoph. Res., 94, 1989. P. 8584-8598.

23. Арефьев B.H., Дудникова Н.И., Спекторов JI.А. Изучение вариаций дисперсного состава аэрозоля // Изв. АН СССР. ФАО, 1988. Т.26, №5. С. 510516.

24. Радиационные характеристики атмосферы и земной поверхности // Под ред. К.Я. Кондратьева. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 564 с.

25. Зуев В.Е. Распространение видимых и инфракрасных волн в атмосфере. М.: Сов. Радио, 1970. 496 с.

26. Хюлст Г. ван де. Рассеяние света малыми частицами / Пер. с англ. М.: Изд-во иностр. Лит., 1961. 536 с.Мак-Картни Э. Оптика атмосферы / Пер. с англ. М.: Мир, 1979. 421 с.

27. К.Я. Кондратьев. Радиационное возмущающее воздействие, обусловленное аэрозолем // Оптика атмосферы и океана. 2003. Т.16. №1. С. 518.

28. К.Я. Кондратьев, Н.И. Москаленко, Д.В. Поздняков. Атмосферный аэрозоль. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 224 с.

29. Гущин Г.П. Методы, приборы и результаты измерения спектральной прозрачности атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 200 с.

30. Региональный мониторинг атмосферы. 4.2. Новые приборы и методики измерений: Коллективная монография // Под общей редакцией МБ. Кабанова. Томск: изд-во "Спектр" ИОА СО РАН, 1997. 295 с.

31. Лиоу Ку-Нан. Основы радиационных процессов в атмосфере // Пер. с англ. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 376 с.

32. Назаралиев М.А. Статистическое моделирование радиационных процессов в атмосфере. Новосибирск: Наука. 1990. 226 с.

33. Андреев С.Д., Ивлев Л.С. Временная и пространственная изменчивость полей оптических и аэрозольных характеристик в атмосфере. Часть II. Аэрозольные характеристики. // Оптика атмосферы и океана, 1997. -Т. 10, №12, С.1450-1455.

34. Белан Б.Д., Гришин А.И., Матвиенко Г.Г., Самохвалов И.В. Пространственная изменчивость характеристик атмосферного аэрозоля. -Новосибирск: Наука, 1989, 152 с.

35. Кабанов Д.М., Сакерин С.М. О мезометеорологической изменчивости аэрозольной оптической толщи атмосферы: Тезисы докл. // VI Рабочая группа Аэрозоли Сибири. Томск, 1999. С. 55.

36. Dubovik, О., B.N.Holben, T.F.Eclc, A.Smimov, Y.J.Kaufinan, M.D.King, D.Таите, and I.Slutsker. Variability of absorption and optical properties of key aerosol types observed in worldwide locations // J. of Atm. Sci., 59, 2002. P. 590-608 .

37. Dubovik, O., B.N. Holben, Y. J. Kaufman, M. Yamasoe, A. Smirnov, D. Tanre, I. Slutsker. Single-scattering albedo of smoke retrieved from the skyradiance and solar transmittance measured from ground // J. of Geophys. Res., 103, 1998. P. 31903-31924.

38. Holben, B.N., D.Tanre, A.Smirnov et. al. An emerging ground-based aerosol climatology: Aerosol Optical Depth from AERONET // J. of Geophys. Res., 106, 2001. P. 12067-12097.

39. Smirnov, A., B.N.Holben, Y.J.Kaufinan, O.Dubovik, T.F.Eck, I.Slutsker, C.Pietras, and R.Halthore. Optical Properties of Atmospheric Aerosol in Maritime Environments // J.Atm.Sci., 59, 2002. P. 501-523.

40. БСЭ, 2-е издание, 1949-1957. Т.З. С. 387-390.

41. БСЭ, 2-е издание, 1949-1957. Т.1. С. 629-630.

42. БСЭ, 2-е издание, 1949-1957. Т.36. С. 64-68.

43. К.Я. Кондратьев, О.Б. Васильев, JI.C. Ивлев, Г.А. Никольский, О.И. Смоктий. Влияние аэрозоля на перенос излучения: возможные климатические последствия. Изд-во ЛГУ. 1973. 266 с.

44. В.Е. Павлов, С.В. Пятелина, Б.Т. Ташенов. Об определении оптической толщи аэрозоля по яркости дневного безоблачного неба. Изв. Министерства Науки Академии Наук Республики Казахстан. Серия Физико-математическая, 1996, №4. С. 17-23.

45. Пясковская-Фесенкова Е.В. Исследование рассеяния света в земной атмосфере. М.: Изд. АН СССР. 1957. 218 с.

46. Харитонова Г.А. Определение коэффициентов прозрачности земной атмосферы коротким методом // Атмосферная оптика. М., 1968. С. 55-59.

47. Smirnov, A., B.N.Holben, I.Slutsker, E.J.Welton, and P.Formenti. Optical properties of Saharan dust during ACE-2 // J. of Geophys. Res., 103, 1998. P. 28079-28092.

48. Whitby K.T. et all. Modeling of atmospheric aerosol particle size distributions. Progress Report EPA Res. Crant, Numb. R 800971,1975.

49. Розенберг Г.В. О природе аэрозольного поглощения в коротковолновой области спектра. Изв. АН СССР. ФАО, 1979, т. 15, №12, С. 1280-1292.

50. Ивлев JI.C., Довгалюк Ю.А. Физика атмосферных аэрозольных систем. С.-Пб.: НИИХ СпбГУ, 1999. 258 с.

51. Ярхо Е.В. Временная изменчивость аэрозольной оптической толщины атмосферы в различных климатических регионах // Изв. АН СССР. ФАО, 1994. Т.ЗО. №3. С. 417-424.

52. Белан Б.Д., Задде Г.О., Кусков А.И., Рассказчикова Т.М. Спектральная прозрачность атмосферы в основных синоптических объектах // Оптика атмосферы и океана. 1994. Т.7. №9. С. 1187-1197.

53. Белан Б.Д., Задде Г.О., Кусков А.И. Спектры вариаций прозрачности атмосферы // Оптика атмосферы и океана. 1995. Т.8. №4. С. 619-624.

54. Белан Б.Д., Задде Г.О., Кусков А.И. Долгопериодные изменения спектральной прозрачности атмосферы //Оптика атмосферы и океана. 1994. Т.7. №10. С. 1130-1336.

55. Ярхо Е.В. Особенности внутригодовой изменчивости аэрозольной оптической толщины атмосферы в различных климатических регионах // Оптика атмосферы и океана. 1995. Т.8. №7. С. 1063-1072.

56. Милютин Е.Р., Яременко Ю.И. О распределении коэффициента прозрачности атмосферы // Метеорология и гидрология. 1982. №9. С. 108110.

57. Милютин Е.Р., Яременко Ю.И. Законы распределения горизонтальной прозрачности атмосферы в континентальных и приморских условиях //Изв. АН СССР. ФАО, 1988. Т.24. №2. С. 198-204.

58. Горбатенко Е.В. Пространственно-временная изменчивость аэрозольной составляющей оптической толщины атмосферы на территории СССР //Метеорология и гидрология. 1997. №5. С. 36-44.

59. Миронов В.Л., Павлов В.Е., Пашнев В.В. Аэрозольная оптическая толщина атмосферы в г. Барнауле // Оптика атмосферы и океана. 2001. Т. 14. №6-7. С. 551-553.

60. Ершов О.А., Смирнов А.В. Спектральная прозрачность прибрежной атмосферы // ИЗК. 1986. №5. С. 3-8.

61. Кабанов Д.М., Сакерин С.М. О мезометеорологической изменчивости аэрозольной оптической толщи атмосферы: Тезисы докл. // VI Рабочая группа Аэрозоли Сибири. Томск, 1999. С. 55.

62. Кабанов Д.М., Сакерин С.М. Вариации аэрозольной оптической толщи атмосферы в районе г. Томска для ряда сезонов 1992-1995 г.г. // Оптика атмосферы и океана. 1996. Т.9. №6. С. 727-734.

63. Маршунова М.С., Мишин А.А. Мониторинг прозрачности атмосферы в полярных областях // Мониторинг климата Арктики. JL: Гидрометеоиздат, 1988. С. 132-140.

64. Абакумова Г.М., Ярхо Е.В. Изменение аэрозольной оптической толщины атмосферы в Москве за последние 37 лет // Метеорология и гидрология. 1992. №11. С. 107-113.

65. Лившиц ГШ., Травина Т.Б. Прозрачность атмосферы за 27 лет в горной местности//Изв. АН СССР. ФАО, 1975. Т.П. №8. С. 859-860.

66. Родионов С.Д. Электрофотометрические исследования атмосферы на Эльбрусе. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. 125 с.

67. Сакерин С.М. Пассивное зондирование оптических характеристик атмосферы над океаном и континентом. Диссертация на соискание ученой степени доктора физико-математических наук. Томск, 1998. 376 с.

68. Кабанов Д.М. Экспериментальные исследования аэрозольной оптической толщи атмосферы над океаном и континентом. Диссертация на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук. Томск, 2002. 209 с.

69. Лившиц Г.Ш. Рассеяние света в атмосфере. Алма-Ата: Наука, 1965.177 с.

70. Shiobara М., Spinhirne J.D. etc. Optical depth measurements of aerosol, cloud and water vapor using sun photometers during FIRE CIRRUS IFO II // J. of Appl. Meteor. 1996. V. 35. P. 36-46.

71. Сакерин C.M., Кабанов Д.М. О методике определения аэрозольной оптической толщи атмосферы в ближнем ИК диапазоне спектра // Оптика атмосферы и океана. 1997. Т. 10. N 8. С. 866-875.

72. Sakerin S.M., Kabanov D.M. Spatial inhomogeneities and the spectral behavior of atmospheric aerosol optical depth over Atlantic ocean //JAS. 2002. V. 59. N3. P. I. P. 484-500.

73. Минин И.Н. Теория переноса излучения в атмосферах планет. М.: Наука, 1988. 264 с.

74. Марчук Г.И. Михайлов Г.А. и др. Метод Монте-Карло в атмосферной оптике. Новосибирск: Наука, 1976. 283 с.

75. Розенберг Г.В., Горчаков Г.И. и др. Оптические параметры атмосферного аэрозоля // Физика атмосферы и проблемы климата. М.: Наука. 1980. С. 216-257.

76. Смеркалов В.А. Прикладная оптика атмосферы. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1997. 334 с.

77. В.Е. Павлов, Т.Б. Журавлева, В.В. Пашнев, А.С. Шестухин. Использование метода Монте-Карло для определения альбедо атмосферного аэрозоля. //Вычислительные технологии, т. 7 (совместный выпуск, часть 4, 2002 г.) Вестник КазНУ, № 4 (32). С. 34-41.

78. Smirnov, A., Holben, B.N., Eck, T.F., Dubovik, O., Slutsker, I. Cloud screening and quality control algorithms for the AERONET database. // Rem. Sens .Env., 73,2000. P. 337-349.

79. Russell, P.B., et al. Pinatubo and pre-Pinatubo optical depth spectra: Mauna Loa measurements, comparisons, inferred particle size distributions, radiative effects, and relationship to lidar data // J. of Geophys. Res., 98, 1993. P. 22969-22985.

80. McClatchey, R.A., Bolle, H.J., and Kondratyev, K.Ya. A preliminary cloudless standard atmosphere for radiation computation, Int. Radiation Com. Rep., Boulder, Colorado, USA, 1982. P. 78-104.

81. Eck, T.F., Holben, B.N., Reid, J.S., Dubovik, O., Smirnov, A., O'Neill, N.T., Slutsker, I., and Kinne, S. The wavelength dependence of the optical depth of biomass burning, urban and desert dust aerosols // J. of Geoph. Res., 104, 1999. P. 31333-31350.

82. Twomey, S. Introduction to the mathematics of inversion in remote sensing and indirect measurements, Elsevier, New York, 1977, 243 pp.

83. Panofsky, H.A., and. Brier, G.W. Some applications of statistics to meteorology. The Pennsylvania State University, University Park, Pennsylvania, 1968. 224 pp.

84. Мулдашев T.3., Павлов B.E., Тейфель Я.А. О контроле устойчивости оптических свойств атмосферы // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1991. Т. 27. № 8. С. 831-841.

85. В.Е. Павлов, А.С. Шестухин. Яркость неба при нефелометрических углах рассеяния в аридных районах земного шара //Оптика атмосферы и океана. 2002. Т.15. №5-6. С. 423-425.

86. Пашнев В.В. Разностный метод определения аэрозольной оптической толщи рассеяния из измерений яркости неба. Дисс. на соискание уч. степени, к.ф.-м.н., Барнаул, 2003. 103 с.93. http://aeronet.gsfc.nasa.gov

87. В.Н. Коровченко, В.К. Ошлаков, В.Е. Павлов, А.С. Шестухин. Анализ яркости дневного неба в области нефелометрических углов рассеяния. // Оптика атмосферы и океана. 2001. Т.14. №8. С. 660-662.

88. А.И. Иванов, Г.Ш. Лившиц, В.Е. Павлов, Б.Т. Ташенов, Я.А. Тейфель. Рассеяние света в атмосфере. Изд-во "Наука" Казахской ССР, Алма-Ата, 1968. 116 с.

89. В.Е. Павлов. Атмосферная индикатриса рассеяния в области малых и больших углов рассеяния // Астрон. ж. 1964. Т. 41. № 1. С. 122-127.

90. В.Н. Глушко, А.И. Иванов, Г.Ш. Лившиц, И.А. Федулин. Взаимосвязь абсолютной индикатрисы яркости дневного неба с оптической толщей атмосферы // Рассеяние и поглощение света в атмосфере. Алма-Ата: Наука, 1971. С. 18-21.

91. В.Е. Павлов, Т.Б. Журавлева, В.В. Пашнев, А.С. Шестухин. Интегральный метод определения оптической толщи рассеяния по данным о яркости неба// Оптика атмосферы и океана. 2003. Т.16. №5-6. С. 454-460.