Исследование ослабления оптического излучения аэрозолем и водяным паром в атмосфере аридной зоны тема автореферата и диссертации по физике, 01.04.05 ВАК РФ

'Г6 0/1

^3 Фие т?

На правах рукописи

ЩЕЛКАНОВ НИКОЛАЙ НИКОЛАЕВИЧ

ИССЛЕДОВАНИЕ ОСЛАБЛЕНИЯ ОПТИЧЕСКОГО ИЗЛУЧЕНИЯ АЭРОЗОЛЕМ И ВОДЯНЫМ ПАРОМ В АТМОСФЕРЕ АРИДНОЙ ЗОНЫ

01.04.05 - Оптика

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Томск - 1997

Работа выполнена в Институте оптики атмосферы СО РАН

Научные руководители: - доктор физико-математических наук

Пхалагов Ю.А. - доктор физико-математических наук Панченко М.В.

Официальные оппоненты: - доктор технических наук

Мицель A.A. - кандидат физико-математических наук Коханенко Г. П.

Ведущая организация: - Сибирский физико-технический

институт при Томском государственном университете

Защита диссертации состоится 21 февраля 1997 г. в 15 час. 00 мин. н; заседании диссертационного совета Д 200.38.01 в Институте оптики атмосферь СО РАН (634055, г. Томск, пр. Академический, 1)

С диссертацией можно ознакомится в библиотеке Института оптию атмосферы СО РАН

Автореферат разослан 20 января 1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор физико-математических наук

В. В. Веретенников

Актуальность темы.

В последние десятилетия исследователи различных направлений проявляют большой интерес к вопросам спектрального пропускания атмосферы в видимом и инфракрасном (ИК) диапазонах спектра. Это связано с решением таких фундаментальных задач, как определение теплового баланса Земли, контроль изменения климата, прогноз погоды, изучение загрязнения окружающей среды. Для ряда задач атмосферной оптики требуются данные о пропускании атмосферы в "окнах прозрачности" - участках спектра свободных от сильных полос поглощения атмосферных газов, где ослабление обусловлено, в основном, аэрозолем и далекими крыльями линий поглощения водяного пара. Практическая важность этих исследований обусловлена использованием лазеров в системах связи, передачи информации, проводки судов и посадки самолетов в условиях ограниченной видимости, космической навигации и других устройствах, работающих через атмосферу.

Атмосферные аэрозоли оказывают активное влияние на радиационный баланс планеты как непосредственно, рассеивая и поглощая солнечное излучение, так и косвенно, являясь ядрами конденсации облачных образований и воздействуя тем самым на радиационные свойства облачных полей. Решение задачи учета влияния аэрозоля на климат требует получения данных о спектральном ходе коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой и И К области спектра над типичными подстилающими поверхностями в разные сезоны года. Большой интерес представляют такие данные для типов аэрозоля, которые характеризуются глобальным или региональным распространением и значительным влиянием на радиационный режим атмосферы: почвенно-зрозионный, морской солевой, биогенный, антропогенный, вулканический.

Особую важность имеют исследования аэрозольного ослабления н континуального поглощения излучения водяным паром в диапазоне длин волн 8-12 мкм. Это обусловлено тем, что в климатическом аспекте здесь находится максимум излучения Земли, а в практическом приложении этот участок спектра используется для дистанционного определения физических параметров подстилающей поверхности из космоса. В связи с этим предъявляются повышенные требования к точностным характеристикам энергетического ослабления оптического излучения в этом участке спектра.

Сведения о спектральной прозрачности в видимом и ИК области спектра используются для расчета радиационного перенося тепля в атмосфере, получения данных астрофизических наблюдений свободных от влияния земной атмосферы и в других задачах климатологии, спутниковой мстсоролопш, геофизики, астрофизики. Перечисленные выше задачи свидетельствуют об актуальности рассматриваемой в диссертации проблемы.

Состоякие вопроса.

Работы по исследованию спектральной прозрачности атмосферы весьма многочисленны и выполнялись в ИОА (г. Томск), ИФА (Москва), ГИПО (г. Казань), ГГО, ГОИ, ЛГУ (г. Санкт-Петербург). В России вопросы экспериментального исследования спектральной прозрачности в приземном ' слое атмосферы рассматривались в диссертациях Георгиевского 10. С., Филиппова В. Л., Пхалагова Ю. А., Шукурова А. X., ЧавроА.И., Макарова А. С., Иванова В. П., Ужегова В. Н., а также в работах Парамоновой Н. Н., Броуииггейна А. М. с соавторами. Среда зарубежных авторов следует выделить работы Нилъсона Б. с соавторами.

К настоящему времени исследования аэрозольного ослабления излучения в области спектра 0.4-12 мкм в приземном слое атмосферы проведены в центральной части Европейской территории России (Звенигород, Воейково, Казань), прибрежной зоне Черного моря (Феодосия, Евпатория) и проводятся в Западной Сибири (Томск). С 1984 по 1988 г.г. такие исследования с участием автора проводились в аридной зоне Казахстана (Балхаш). Важность изучения этого региона обусловлена тем, что он является мощным источником почвенного аэрозоля, который характеризуется глобальным распространением в тропосфере Земли.

Цель работы и задачи исследования.

Цель диссертационной работы состояла в экспериментальном исследовании основных закономерностей аэрозольного ослабления в видимой и ИК области спектра в атмосфере аридной зоны и континуального поглощения излучения водяным паром в "окне прозрачности" 8-12 мкм в натурных условиях.

Основные задачи исследования заключались в следующем:

1. Разработка метода коррекции величины и спектрального хода коэффициентов аэрозольного ослабления, с целью исключения их систематических погрешностей.

2. Усовершенствование метода разделения коэффициентов общего ослабления на аэрозольную и молекулярную компоненты.

3. Исследование закономерностей аэрозольного ослабления в области спектра 0.44-12 мкм в атмосфере аридной зоны для трех сезонов года - весна, лето и осень.

4. Разработка малопараметрических моделей восстановления коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой и ИК области спектра для дымок аридной зоны.

5. Исследование континуального поглощения излучения водяным паром в натурных условиях в области спектра 10.6 мкм при практическом отсутствии в атмосфере субмикронного аэрозоля и контроле ослабления излучения грубодисперсным аэрозолем.

Научная новизна результатов.

• 1. Разработан метод коррекции величины и спектрального хода коэффициентов аэрозольного ослабления, который позволяет: исключать систематические погрешности в коэффициентах аэрозольного ослабления во всей исследуемой области спектра при проведении абсолютной калибровки измерительного прибора на нескольких длинах волн; получать абсолютные значения коэффициентов аэрозольного ослабления [¡о всей исследуемой области спектра при проведении калибровки измерительного прибора только на одной длине полны; находить нижнюю оценку и относительный спектральный ход коэффициентов аэрозольного ослабления без проведения калибровки смертельного прибора.

I. Предложен метод последовательного разделения спектральных коэффициентов общего ослабления на аэрозольную п молекулярную компоненты. Метод основан ни применении множественного регрессионного анализа к массиву экспериментальных данных. В качестве входных параметров, по которым выполняется разделение общего ослабления на компоненты, используются абсолютная влажность воздуха и коэффициент аэрозольного ослабления. Причем,-в отличии от ранее используемой схемы разделения, входной параметр, характеризующий аэрозольную компоненту, не остается постоянным, а последовательно меняется в порядке возрастания или убывания ллпны волны. Метод позволяет проводить разделение коэффициентов общего ослабления на компоненты лаже при отсутствии корреляционной связи между коэффициентами аэрозольного ослабления в видимой и И К области спектра.

3. В натурном эксперименте исследован спектральный код коэффициентов алро тльного ослабления в области спектра 0.44-11.5 мкм в приземном слое атмосферы аридной зоны для трех сезонов года - песца, лею и осень. Обнаружено, что в аридной зоне средние значения коэффициентов аэрозольного ослабления примерно в 2-5 раз меньше, чем в других климатических зонах.

4. Проведено разделение коэффициентов аэрозольного ослаблештя изучения в области спектра 0.48-11.5 мкм на компоненты: коэффициенты ослабления излучения мелкодисперсной СХМ д (к), среднслисперсиой СХс д (А.) и

гоубодисперсной аг д (К) фракциями аэрозольных частиц. Это позволило в

весенний период обнаружить поглощение мелкодисперсным аэрозолем в

обтает и Я.- 9.2 мкм и среднеаисперсным аэрозолем - в облает Я.- 11.5 мкм. На •лом основании сделан вывод о наличии сульфатов в составе мелкодисперсной фракции и о присутствии в составе средпсдисперсной фракции глиноземов или карбонатов.

-65. Показано, что коэффициенты ослабления излучения субмикронной и грубодисперсной фракциями аэрозольных частиц имеют ярко выраженные сезонные особенности:

а) коэффициенты ослабления изяучешш субмикронной фракцией аэрозольных частиц асм_(Я)=амд(А,)+асд(/1) уменьшаются с ростом длины

волны в области спектра Х=0.44-2.)7 мкм в среднем по формуле Ангстрема -ас м (А.)=ас м (1)хЯГП с показателем степени П=2.4, где среднее значение ас м (1) для весны равно -0.014 км"1, дня осени —0.005 км"1, а дал лета -0.0007 км"1;

б) коэффициенты ослабления излучения грубодисперсной фракцией аэрозольных частиц имеют спектральный ход близкий к нейтральному в области 0.48-11.5 мкм, их значения максимальны летом и составляют в среднем 0.0510.071 км"1, осенью они меньше в 1.3-1.5 раза (20-35%), весной - в 1.7-2.5 раза (40-60%).

6. Исследована зависимость коэффициентов ослабления излучения субмикронной ас м (к) и грубодисперсной аг д (А,) фракциями аэрозольных

частиц в области спектра Х=0.48-11.5 мкм от относительной влажности и температуры воздуха. Показано, что немонотонное увеличение коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой области спектра с ростом относительной влажности воздуха обусловлено вариациями коэффициента агд(Л,). Определяющим фактором изменчивости коэффициента ас м (к) является относительная влажность, а коэффициента аг д (А,) - температура воздуха. При переходе от отрицательных температур к положительным средние значения аг_д (А.) в области спектра 0.48-11.5 мкм увеличиваются примерно на 0.01 км"1, а при изменении температуры воздуха от 0-15 °С до 15-35 °С коэффициенты Йр д (к) возрастают на ~ 0.02-0.03 км"1.

7. Исследован суточный ход коэффициентов ослабления излучения субмикронной и грубодисперсной фракциями аэрозольных частиц. Максимум и минимум коэффициентов ослабления субмикронной фракцией приходятся на утренние и дневные часы, соответственно, и обусловлены суточным ходом относительной влажности воздуха. Максимум коэффициентов ослабления грубодисперсной фракцией приходится на вечерние, ночные и утренние часы, минимум - на дневные. Амплитуда суточного хода коэффициентов аг д (к) в

области спектра 0.48-11.5 мкм максимальна летом и составляет 0.012-0.022 км"1, весной - 0.004-0.016 км"1, осенью - 0.006-0.017 км"1.

8. На основе суточного хода коэффициентов ослабления излучения субмикронной фракцией аэрозольных частиц и относительной влажности воздуха К для весны и осени найден параметр конденсационной активности у в

формуле типа Кастена-Хенела 0Сс м (X,R) = ССс м (X, 0) • (1 — R / ЮО)""7 для Х=0.55 мкм, где ас м (Х,0) - коэффициент ослабления излучения субмикронным аэрозолем при R=0. Для весны у =0.3, а для осени у =0.36.

9, Разработана двухпараметрическая модель для расчета аэрозольного ослабления в области 10.6 мкм, входными параметрами которой являются коэффициенты ослабления на длинах волн 0.48 и 0.69 мкм. Показано, что предложенная модель может быть использована для большинства типов оптической погоды.

10. На основе экспериментальных данных, полученных в атмосфере аридной зоны на трассе длиной 4.63 км в условиях практического отсутствия субмикронного аэрозоля и контроле ослабления излучения грубодисперсным аэрозолем, уточнены параметры подгонки модели континуального поглощения Арефьева В. Н. и др. н области спектра 10.6 мкм. Получено удовлетворительное согласие модели с данными последней версии программы LOWTRAN-7.

Практическая ценность работы и внедрение результатов.

Практическая ценность работы состоит: а) в получении экспериментальных данных о спектральном ходе коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой и ИК области спектра в аридной зоне в разные сезоны года; б) в разработке малопараметрических моделей аэрозольного ослабления позволяющих рассчитывать коэффициенты аэрозольного ослабления в И К области спектра по их значениям в водимом диапазоне длин волн; в) в уточнении параметров подгонки эмпирической формулы для вычисления коэффициентов континуального поглощения излучения парами воды в области спектра 10.6 мкм.

Полученные результаты использовались при испытаниях оптических комплексов специального назначения. Имеется дна акта внедрения.

Апробация результатов.

Основные материалы диссертации докладывались на УШ IX и X Всес. спмп. по распр. лаз. изл. в атмосф. (Томск, 1986, 1987, 1989 г.г.), на Y Совет, по агмосф. оптике (Томск, 1991 г.), на Пятом совещ. по распр. лаз. изл. в дисп. среде. (Обнинск, 1992 г.), на XII Мсжреслубл. снмп. по распр. лаз. изл. в атмосф. и водных средах (Томск, 1993 г.), на Российской аэроч. конф. (Москва, 1993 г.), на I II и III Межреспубл. симп. "Оптика атмосферы и океана" (Томск, 1994, 1995. 1996 г.г.), European Aerosol Conf. (Helsinki, Finland, Sept. 18-22, 1995), Sixth ARM Science Team Meeting (San Antonio, Texas, March 4-7, 19%), Fifteenth Annual Conference of the American Association for Aerosol Research (Orlando, Florida, USA, October ¡4-hS, 1996), на 111 Заседании Рабочей группы проекта "Аэрозоли Сибири (Томск, 1996 г.).

Публикации.

Результаты по теме диссертации содержатся в 12 статьях (из них 2 без соавторства), опубликованных в журналах и тематических сборниках центральных издательств, и 16 тезисах докладов Международных, Межреспубликанских и Всесоюзных симпозиумов и совещаний.

На защиту выносятся следующие основные положения.

1. Разработанный статистический метод коррекции величины и спектрального хода коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой и ИК области спектра позволяет: а) исключать систематические погрешности в коэффициентах аэрозольного ослабления во всей исследуемой области спектра при проведении абсолютной калибровки измерительного прибора на нескольких длинах волн; б) получать абсолютные значения коэффициентов аэрозольного ослабления во всей исследуемой области спектра при проведении калибровки измерительного прибора только на одной длине волны; в) находить нижнюю оценку и относительный спектральный ход коэффициентов аэрозольного ослабления без проведения калибровки измерительного прибора.

2. В аридной зоне величина коэффициентов ослабления излучения субмикронной и грубодисперсной фракциями аэрозольных частиц в области спектра 0.44-11.5 мкм имеют ярко выраженные сезонные особенности:

а) коэффициенты ослабления излучения субмикронной фракцией аэрозольных частиц максимальны весной, осенью они меньше примерно в 3 раза, летом - в 20 раз;

б) коэффициенты ослабления излучения грубодисперсной фракцией аэрозольных частиц имеют спектральный ход близкий к нейтральному в области 0.44-11.5 мкм, их значения максимальны летом и составляют в среднем 0.0510.071 км"1, осенью они меньше в 1.3-1.5 раза, весной - в 1.7-2.5 раза.

3. Для большинства типов оптической погоды коэффициенты аэрозольного ослабления в ИК области спектра могут быть рассчитаны с погрешностью не хуже 0.025 км"1 или 30% по единой эмпирической модели, входными параметрами которой являются коэффициенты аэрозольного ослабления на двух длинах волн в видимой области спектра.

4. Прозрачность атмосферы в области спектра 10.6 мкм, обусловленная континуальным поглощением излучения парами воды, может быть вычислена по уточненной эмпирической модели, входными параметрами которой являются абсолютная влажность, температура и давление воздуха, со среднеквадратической погрешностью равной 0.017.

Содержание диссертационной работы.

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы. Общий объем диссертации составляет 156 страниц и содержит кроме основного текста 28 рисунков, 36 таблиц и 162 ссылки на литературу.

Во введении рассмотрена актуальность темы диссертации; обоснована необходимость выполнения данной работы; сформулированы цель работы и задачи исследования; показана научная новизна, практическая значимость и достоверность полученных результатов; приводятся защищаемые положения; кратко излагается содержание работы.

Глава I. Аптратурно-методичесше вопросы исследований спектральной прозрачности в приземном слое атмосферы ■ в видимом и ИК диапазонах длин волн.

Для измерений спектральной прозрачности приземной атмосферы была усовершенствована установка, которая состоит из двух измерителей прозрачности. Первый - многоволновой измеритель прозрачности на область спектра 0.44-1.06 мкм (МИП-1), »горой - многоволновой измеритель прозрачности на область спектра 1.06-12 мкм (МИП-2). Оба измерителя построены на принципе базовых измерений по схеме с разнесенными н пространстве источниками излучения и приемно-регистрирующими частями измерительного комплекса.

Излучателем первого источника служило тело накала светоизмерительной лампы СИРШ6-100 с размерами 2x8 мм. Тело накала помещалось в фокальной плоскости фотографического объектива МТО-ЮООМ с фокусным расстоянием 1000 мм и диаметром 100 мм. Температура тела накала СИРШ6 составляла примерно 3000 К. Излучателем второго источника служил глобар с размерами тела накала 4x30 мм. Глобар помещался в фокальной плоскости параболического зеркала с фокусным расстоянием 640 мм и диаметром 900 мм. Температура глобара устанавливалась равной 1400 К.

Излучение тел накала модулировалось механическими модуляторами. Частота модуляции оптического излучения в первом источнике составила 450 гц, во втором - 8 гц.

Свет от источников излучения попадает на две приемные оптические системы. Первая - оптическая система МИН-1 состоит из телескопического объектива МТО -ЮООМ диаметром 100 мм с фокусным расстоянием 1000 мм; диафрагмы поля зрения диаметром I мм; линзы диаметром 30 мм с фокусным расстоянием 100 мм. В состав второй оптической системы М И11 ■'). входит параболическое зеркало диаметром 720 мм с фокусным расстоянием 2824 мм; выпуклое сферическое зеркало диаметром 186 мм с радиусом кривизны 1962 мм; диафрагма поля зрения диаметром 3 мм; эллиптическое зеркало размерами 70x120 мм с фокусными расстояниями 370 и 50 мм. Эквивалентное фокусное расстояние второй оптической системы составляло 10000 мм.

В качестве диспергирующих элементов спектральных приборов для выделения необходимого участка спектра в МИП-1 и МИП-2 использовались интерференционные светофильтры в комплекте с обрезающими цветными стеклами. В барабане фильтров первого (БФ1) и второго (БФ2) каналов входило

по восемь светофильтров с центрами на следующих длинах волн (А,): БФ1 - 0.44, 0.48, 0.55, 0.55, 0.69, 0.87, 0.94 и 1.06 мкм; БФ2 - 1.06, 1.22, 1.6, 2.17, 3.97, 9.2, 10.6 и 11.5 мкм. Полуширина фильтров в области 0.44 - 2.17 мкм составляла 0.01 - 0.02 мкм, а в области 3.97...11.5 мкм - 0.15...0.30 мкм. В качестве приемника оптического излучения в МИП-1 использовался фотоэлектронный умножитель ФЭУ-28, а в МИП-2 - болометр БМК-6.

Измерения прозрачности атмосферы проводились на трассе длиной 4.63 км 19 раз в сутки. Синхронно измерялись метеопараметры атмосферы: относительная и абсолютная влажность, температура воздуха, атмосферное давление, направление и скорость ветра. Измерительный комплекс регистрирует оптические сигналы, усредненные за время равное 20 сек., со случайной среднеквадратической погрешностью не хуже 1%.

Обсуждается методика измерения прозрачности атмосферы для МИП-1 и МИП-2, основанная на измерении сигналов на измерительной (длиной 4.63 км) и калибровочной (длиной 0.2 км) трассах.

Выполнены оценки случайных и систематических погрешностей вычисления коэффициентов общего ослабления. Приведены формулы для расчета погрешностей измерений. Для МИП-1 значение случайной среднеквадратической погрешности вычисления коэффициентов общего ослабления составило 0.007 км"', систематической - 0.005 км"1, для МИП-2 эти погрешности равны 0.011 км"1 и 0.006 км"1, соответственно.

Глава II. Метод коррекции аэрозольного ослабления и разделение коэффициентов общего ослабления на компоненты.

Для исключения систематических погрешностей и нахождения абсолютных значений экспериментально измеренных коэффициентов аэрозольного ослабления разработан метод коррекции их величины и спектрального хода. Пусть имеется массив коэффициентов аэрозольного ослабления, полученный путем вычитания молекулярных компонент из общего ослабления. Для проведения коррекции (Х(Х) из общего массива а(Я) формируется корректировочный подмассив, включающий в себя либо все экспериментальные данные, либо их часть и удовлетворяющий следующим требованиям: 1. Близость между собой соседних длин волн, в области которых имеются экспериментальные значения а (К). 2. Наличие линейной связи и значимой корреляции между коэффициентами аэрозольного ослабления на соседних длинах волн. 3. Существование в корректировочном подмассиве, наряду с другими, значений (Х(А,) равных нулю или отличающихся от нуля на величину погрешности единичного измерения во всей исследуемой области спектра.

Для нахождения связи между коэффициентами аэрозольного ослабления на соседних длинах волн используется уравнение линейной ортогональной среднеквадратической регрессии

СЦ = К(И + 1«1+1. (I)

где 1=1,2,...,п-1; п - число исследуемых участков спектра; ОЦ и СХ;+) -коэффициенты аэрозольного ослабления на длинах волн А.; и В этом случае коэффициенты регрессии К; определяются по формуле_

К№, = у—-Н ±--)1 +я

где ¡+] - нормированные коэффициенты корреляции между СХ; и + а 0; и СГ[+1 - среднеквздратическис отклонения СХ; и

Очевидно, что средние скорректированные значения коэффициентов аэрозольного ослабления Ох' для калибровочного подмассива будут связаны между собой соотношением

щ = - К12К23а$ =... = К12К23--. Кп_1>па£, (3)

а скорректированные и не скорректированные значения а - соотношением а[ = СЦ — Ад;, где Дд; - систематическая погрешность на 1-ой дайне волны (¡=1,...,п). Систематическую погрешность Др; можно условно разделить на две Дц^ = Дц + Др Первая - Д0 является постоянной для всех участков спектра. Вторая - Д^ имеет разные абсолютные значения и является знакопеременной.

При рассмотрении вопроса о коррекции величины коэффициентов аэрозольного ослабления можно выделить три подхода. Первый. подход позволяет находить и устраши ь систематические погрешности Лд и Д; в СС, второй и третий - только корректировать спектральный ход а.

Первый подход предполагает получение абсолютных значений "нулевых сигналов" в нескольких участках спектра. Здесь под термином "нулевой сигнал" понимается интенсивность излучения 1() в законе Купера 1=1()СХр(-аЬ). Систематические погрешности Д() и Л| находятся нугем приравнивания нулю частных производных по Д() и Л| от суммы

1|/ = У (К, - (оц - До) / (а, - До - Д1))2, (4)

1 1

где коэффициенты К; = а{ / а{ = 1 / К^ представляют собой

1=1

относительный спектральный хол средних скорректированных значений

коэффициентов аэрозольного ослабления для корректировочного подмассива.

В результате решения системы двух уравнений получаем

11 и п и п п п

д0 = (¿^У^к,«, - £к;1>г)/(п1к№- Е^.Еа, ). (5)

¡-Л Ы 1 = 1 ¡=1 1=1 1=1 1=1

А^с^-До-^сц-пДо)/!^. (6)

¡=1 ¡=1 Остальные погрешности А[ (¡—2,...,а) находятся из выражения

Д; = СЦ - Д0 - К^ОС! - До ~ Л1)-

Второй подход позволяет получать абсолютные значения "¿гулевых сигналов" только в одном участке спектра. В остальных участках спектра "нулевые сигналы" выбираются произвольными, а получешше значения (X корректируются согласно (3).

Третий подход основан на использовании метода "нулевой точки", когда минимальное значение коэффициента аэрозольного ослабления в ИК области спектра (обычно 8-12 мкм) полагается равным нулю. Этим методом можно пользоваться при отсутствии "нулевых сигналов" во всей исследуемой области спектра. Полученные значения а представляют собой их нижнюю оценку.

Для разделения коэффициентов общего ослабления в ИК области спектра на аэрозольное ослабление и молекулярное поглощение используется статистический метод, основанный на линейном множественном регрессионном анализе массива экспериментальных данных, где в качестве входных параметров использовались коэффициенты аэрозольного ослабления а и парциальное давление паров воды - е. Суть разработанного метода последовательного разделения коэффициентов общего ослабления на компоненты заключается в том, что входной параметр, характеризующий аэрозольную компоненту, последовательно меняется при переходе от одной длины волны к другой. Уравнение регрессии в этом случае записывается в виде

«Ч = Ко! + Кисхм + К2!е, (8)

где 1 = 1,...,а; и - число исследуемых участков спектра; (Х;_| - коэффициент аэрозольного ослабления на ¿-1-й длине волны; - спектральные

константы для 1-й длины волны. Выражение (8) представляет собой ортогональную среднеквадратическую регрессию, которая для двух входных параметров не имеет решения в аналитическом виде, и для вычисления спектральных констант используется численный итерационный метод. В качестве исходной длины волны, с которой начинается разложение на компоненты, может использоваться любой участок спектра, где аэрозольное ослабление может быть корректно найдено путем вычитания молекулярных компонент из общего ослабления.

При выполнении условий, используемых при коррекции аэрозольного ослабления, средние значения коэффициентов аэрозольного ослабления на соседних длинах волн будуг связаны между собой соотношением ОС; = К^СХ^. Тогда сумма первого и третьего членов в (8) представляет собой коэффициент молекулярного поглощения а^ = Ко{ + К^е, где коэффициент регрессии

Кд; определяется из выражения Кд] = Ё| — — К/^С. Этот метод

позволяет проводить разделение на компоненты даже при отсутствии корреляционной связи между коэффициентами аэрозольного ослабления в видимой и ИК области спектра.

Глава III. Исследование аэрозольного ослабления оптического излучения в атмосфере аридной зоны в диапазоне длин волн 0.44-11.5 мкм.

Работы по исследованию коэффициентов аэрозольного ослабления в аридной зоне в области спектра 0.44-11.5 мкм проводились в весенний (апрель), летний (июль) и осенний (октябрь) периоды 1984-1988 г.г. Для статистической обработки было отобрано 589 спектров коэффициентов аэрозольного ослабления, полученных в наиболее стабильных условиях, соответствующих дамкам весны (230 реализаций), леса (167) и осени (192).

Средние значения коэффициентов аэрозольного ослабления ОС(Л) и их среднеквадратотескле отклонения в обласш спектра 0.44-11.5 мкм для весеннего, летнего, осеннего и общего массивов данных представлены в табл.1.

Таблица 1

А., Весенний массив Летний массив Осенний массив Общий массив

мкм 0С(А)(СГа), км"1 а(А,)(ста), км"' а(А)(сга), км"1 а(Х)(<Уа), км'1

0.44 0.111 (0.058) 0.057 (0.025) 0.072 (0.043) 0.083 (0.051)

0.48 0.103 (0.054) 0.059 (0.025) 0.064 (0.038) 0.078 (0.047)

0.55 0.089 (0.047) 0.056 (0.024) 0.059 (0.035) 0.070(0.041)

0.69 0.065 (0.034) 0.054 (0.023) 0.049 (0.029) 0.057 (0.031)

0.87 0.045 (0.024) 0.054 (0.024) 0.041 (0.025) 0.046 (0.025)

1.06 0.041 (0.022) 0.051 (0.022) 0.042 (0.025) 0.044 (0.023)

1.60 0.029 (0.016) 0.053 (0.023) 0.039 (0.024) 0.039 (0.022)

2.17 0.023 (0.013) 0.060 (0.026) 0.041 (0.025) 0.039 (0.024)

3.97 0.023 (0.013) 0.069 (0.030) 0.043 (0.026) 0.043 (0.027)

9.20 0.029 (0.015) 0.071 (0.031) 0.053 (0.031) 0.049 (0.029(

10.6 0.027 (0.015) 0.058 (0.026) 0.048 (0.029) 0.043 (0.025)

11.5 0.037 (0.019) 0.067 (0.030) 0.053 (0.032) 0.051 (0.029)

Здесь следует обратить внимание на очень низкий уровень коэффициентов аэрозольного ослабления а(0.55) в дымках аридной зоны - 0.07 км-1 для общего массива. Для сравнения укажем, что дамках Европейской части России средние значения 0.(0.55) в теплые сезоны года составляют: 0.19 км"' в прибрежной зоне Черного моря, 0.28 км"1 и Восйково, 0.28 км"' в Звенигород и 0.36 км"1 в Казани. Физическая сущность этого феномена, по-видимому, состоит в том, что в аридной зоне, во-первых, отсутствуют мощные природные источники субмикронного аэрозоля, который в значительной степени определяет ослабление в видимой области спектра, во-вторых, в летний период года низкая относительная влажность воздуха (К. =45%) приводит к высушиванию аэрозоля,

что ведет к уменьшению коэффициентов аэрозольного ослабления в видимой области спектра, в третьих, в теплый период года вследствие сильно развитой конвекции и турбулентной диффузии аэрозоль из приземного слоя атмосферы выносится в более высокие слои и распределяется по очень большому объему. Отмечается сезонная трансформация спектральной структуры а (А.) и дается ее качественное объяснение.

Методом множественного регрессионного анализа проведено разделение коэффициентов аэрозольного ослабления на компоненты в семи участках видимого и ИК диапазона спектра с центрами на следующих длинах волн: 0.48, 0.55, 0.69, 1.06, 2.17, 9.2 и 11.5 мкм. Коэффициенты аэрозольного ослабления в пяти участках спектра - 0.44, 0.87, 1.6, 3.97 и 10.6 мкм являлись входными параметрами регрессионного уравнения, которое имело вид

а(х)=к,(х) - [а(0.44) - а(0.87)]+k2(l) • [а(0.87) - а(1.6)]+ к3(х) • а(1.6)+к4(я) - а(3.97)+к5(А.) • а(10.6)+к6(я), (9)

где к2(я), к3(А.), к^Я), к5(^), кДЯ.) - спектральные константы.

Первая компонеота Осмд(Х), численно равная первому члену в (9), определяется ослаблением излучения мелкодисперсной фракцией аэрозольных частиц с модальным радиусом меньше 0.4 мкм. Вторая компонента (Хс д (А,),

численно равная второму члену в (9), определяется ослаблением среднедисперсной фракцией аэрозольных частиц с модальным радиусом от 0.4 до 0.8 мкм. Сумма первой и второй компонент представляет собой ослабление субмикронной фракцией аэрозольных частиц ас м (X). Третья компонента аг д (X), численно равная сумме третьего, четвертого, пятого и шестого членов

(9), определяется ослаблением грубодисперсной фракцией частиц.

Разделение коэффициентов аэрозольного ослабления на компоненты позволило провести их сравнительный анализ для трех сезонов года и сделать следующие выводы: 1. Максимальные значения коэффициентов <ХМ д (А.) наблюдаются в весенний период, осенью они меньше примерно в 2 раза, а летом - в 20 раз; 2. Коэффициенты ас д (X) максимальны весной, а летом и осенью они меньше в 10-15 раз; 3. Коэффициенты Ctc м (X) = ам д (а)+ ас д ( X) уменьшаются с ростом длины волны в области спектра 0.44-2.17 мкм в среднем по формуле Ангстрема с показателем степени равным 2.4 - СХс м (X )=ас м (1)хА Среднее значение ас м (1) для весны равно 0.014 км"1, для осени - 0.005 км'1, а для лета - 0.0007 км"'; 4. Коэффициенты аг д (X) имеют

спектральный ход близкий к нейтральному в области Л=0.44-11.5 мкм, их значения максимальны летом и составляют в среднем 0.051-0.071 км Л осенью они меньше на 20-35%, весной - на 40-60%; 5. В весенний период наблюдается

- IS -

локальный максимум для коэффициента ам д (/1) в области 9.2 мкм и подъем ослабления для (Хс д (X,) в области 11.5 мкм, обусловленные поглощением аэрозоля. Наличие первого максимума позволяет говорить о наличии сульфатов в составе мелкодисперсной фракции, а второго - о присутствии в составе срсднсдисперсной фракции глиноземов или карбонатов.

При исследовании зависимости О.(А) в видимо/г области спектра от относительной влажности воздуха R обнаружена немонотонная зависимость а( Я.) от R. Для выяснения причин этой немонотонности рассмотрены связи коэффициентов (Хс м (А) и агд(А) с R. Показано, что для субмикронного аэрозоля наблюдается монотонное возрастание ас м (А) с увеличением R, что говорит об его гигроскопичности. Для грубодисперсного аэрозоля не наблюдайся монотонного увеличения аг д (А) с ростом R, что указывает на то, что основной механизм изменчивости аг д (А) не связан с относительной влажностью воздуха. Таким образом, в аридной зоне именно грубодисперсный аэрозоль является причиной немонотонности в зависимости ОС (А.) от R.

Показано, что основным механизмом изменчивости <Хр д (Л) является температура воздуха. При переходе от отрицательных температур -10-0 °С к положительным 0+15 °С <ХГД(А) увеличиваются примерно на 0.01 км4, а при изменен™ температуры воздуха от 0+15 °С до 15+35 °С коэффициенты агд (А) возрастают на ~ 0.02-0.03 км'1. Возрастание коэффициентов Ъ.т д (А) с

увеличением температуры воздуха объясняется усилением конвективного к турбулентного выноса грубодисперсного аэрозоля с подстилающей поверхности.

Выполнено исследование суточного хода коэффициентов аэрозольного ослабления Ot(A) и его компонент - ас м (А) и аг д (А) для весны, лета и

осени. Для весны и осени максимальные значения <ХС м (А) наблюдаются в

л00 715 1 сЗО 1 о00 п

утренние часы -4 -/ , а минимальные в дневные - 1J -15 . Показано, что

суточный ход ас м (А) обусловлен относительной влажностью воздуха. На основе суточного хода <ХС М.(А) и R для весны и осени найден параметр конденсационной активности у в формуле Кастена - Хенела ас м (АД) = ас м (А,0) •(! - R / 100)~у, где ас м (А,0) - коэффициент

ослабления излучения субмикронным аэрозолем при R—0. Оказалось, что для

весны у =0.3, а для осени у —0.36.

В суточном ходе 0СГ д (А) для весны и лега имеется максимум в ночные и

,30 715 1 о 00 , о00 п

утренние-часы - 1 -/ , а минимум в дневные - i J -1 о . Для осени

— 1 о00 т>00

максимум аг д (А) приходится на вечернее время - lo -ZJ , а минимум на

дневное - Повышенные значения аг д (Х) в вечерние, ночные и

утренние часы могут быть объяснены совместным действием двух факторов: уменьшением высоты слоя турбулентного перемешивания в это время суток и потоками грубодисперсного аэрозоля направленными из верхних слоев в слой перемешивания. Амплитуда суточного хода аГ д (А) максимальна летом и

составляет 0.012-0.022 км"1, весной - 0.004-0.016 км'1, осенью - 0.006-0.017 км'.

Предложены однопараметрические и двухпараметрические модели восстановления коэффициентов аэрозольного ослабления в области 0.44-11.5 мкм по измерению аэрозольного ослабления в видимой области спектра.

Для построения сезонных однопарамегрических моделей использовалось уравнение ортогональной среднеквадратичеркой регрессии в виде

а(Я;) = К0(ХЬА;) + (10)

где - рассчитываемый коэффициент ослабления на длине волны Я,;, а

(А.)) - коэффициент ослабления на длине волны используемый в качестве входного параметра. Приведены матрицы коэффициентов регрессии и модели (10) в области спектра 0.44-11.5 мкм для весенней, летней

и осенней дымки. Случайные среднеквадратические погрешности модели дымки (10) в области спектра 0.44-11.5 мкм при входном параметре а(0.55) составили 0.006-0.025 км"1.

Для двухпараметрической модели рассчитываемый коэффициент аэрозольного ослабления на третьей длине волны определяется по формуле

а(Я3)=к0+к1-а(А.2) - К2-[аа1> - а(Х2)], (П) где К(), К}, К2 - спектральные эмпирические константы. Третий член в (11) компенсирует вариации коэффициента ослабления излучения субмикронной фракции аэрозольных частиц, связанные с изменением их концентрации.

Получена двухпараметрическая модель для расчета коэффициентов аэрозольного ослабления на Я,з=10.6 мкм с входными параметрами на А.2=0.69 мкм и А^=0.48 мкм, которая для общего массива данных имеет вид

ар(10.6)=1.2б-а(0.69)-0.б7-а(0.48) + 0.023. (12)

Показано, что двухпараметрическая модель (12) может быть использована для большинства типов оптической погоды в разных климатических зонах. Так для общего массива коэффициентов аэрозольного ослабления, полученного в прибрежной зоне Черного моря, среднее значение ОС(10.6)=0.100 км"1, а расчет по модели (12) дает величину а.р(10.6)=0.093 км"'. Для дымок весны и осени

центральной части Европейской территории России среднее значение а (10.6)=0.095 км"', а расчет по модели (12) дает величину ССр(10.6)=0.114 км"1.

Двухпараметрическая модель (12) хорошо описывает расчетные модели,

полученные на основе привлечения статистически обеспеченных данных о микрофизических параметрах атмосферного аэрозоля. Так фоновая и среднециклическая модели Зуева В.Е., Крекова Г.М. дают значения а(10.6) в приземном слое атмосферы равные 0.064 и 0.065 км"1, а двухпараметрическая модель - 0.054 и 0.059 км"1, соответственно. Приведены результаты сравнения рассчитанных коэффициентов аэрозольного ослабления в области 10.6 мкм по двухпараметрической модели (12) с 12 однопараметрическими моделями Филиппова-Иванова-Макарова для их граничных значении метеорологической дальности видимости. Для первых трех моделей дымки 1-3 разность между коэффициентами аэрозольного ослабления не превышает 0.025 км"1. Для моделей 5-12 (1 тип дымки, 3 типа туманных дымок, дымка с моросью, дымка с обложным дождем, дымка со снегом и крупой, ледяной туман.) отличие в расчетах не превышает 30%. И только для одной модели дымки 4 разница между рассчитанными коэффициентами составляет 0.05-0.И км ' (60-120%).

Глава IV. Исследование континуального поглощения излучения водяным паром в области спектра 8-12 мкм.

Приведен краткий обзор экспериментальных работ по исследованию континуума водяного пара. Отмечены значительные различия в величинах получаемых коэффициентов континуального поглощения. Так для лазерной линии 10Р(20) (10.59 мкм) при парциальном давлении паров воды 10 Topp (3=9.64 г/мЗ) и температуре воздуха 300 К по данным разных авторов коэффициентов поглощения изменяются от 0.069 до 0.109 км"'.

Выполнены численные расчеты, которые показали, что наличие в исследуемом объеме субмикронного аэрозоля, ослабление которого в видимой области спектра увеличивается с ростом относительной влажности воздуха, может привести к существенному завышению оценки отрицательной температурной зависимости континуума водяного пара в области 8-12 мкм. Рассмотрен кюветный субмикронный аэрозоль, коэффициент ослабления которого на длине волны 0.55 мкм изменялся от 0.02 до 0.18 км"1 при увеличении относительной влажности воздуха от 30 до 95 %. Присутствие такого аэрозоля, с мнимой частью комплексного показателя преломления сухого вещества равного 0.7 в области 10.6 мкм, в лабораторной кювете при абсолютной влажности воздуха а=10г/м^ приводит к завышению оценки коэффициентов континуального поглощения .на 4-9 %, а их отрицательной температурной зависимости - на 25 %.

Рассмотрены методические вопросы выделения континуума водяного пара в натурных условиях. Коэффициент континуального поглощения излучения парами воды в области 10.6 мкм находился следующим образом

ак(10.б) = s(io.6) - а(Ю.б) - ас в(Ю.б) - ас Г(Ю.6) - Д0(10.6), (13)

где 8(10.6) - коэффициент общего ослабления; а(10.6) - коэффициент аэрозольного ослабления; ас в(10.6) - коэффициент селективного поглощения излучения водяным паром; ас г( 10.6) - коэффициент селективного поглощения излучения атмосферными газами (С02, МНз, О3); Ад(10.6) - систематическая погрешность определения е(10.6).

Наряду с исключением других компонент ослабления при нахождении ак(10.6) по (13), использовались критерии отбора спектров в(к), которые позволили уменьшить случайную погрешность выделения СХК(10.6).

Для уточнения зависимости ак(10.6) от абсолютной влажности воздуха

последняя находилась оптическим методом. При реализации этого метода измерялось пропускание на измерительной трассе в полосе р5т поглощения

водяного пара с центром на X = 0.94 мкм. Синхронно с опгическим проводилось метеорологическое измерение влажности на одном конце трассы. Если разность между влажностями, полученными оптическим и метеорологическим способами, превышала по модулю 0.5 г/м^, то соответствующий спектр Б(Х) из дальнейшего анализа исключался. Это позволило уменьшить случайную среднеквадратическую погрешность определения влажности оптическим методом до 0.2 г/м3.

Для более точного нахождения величины коэффициентов ак(10.6) и их

зависимости от температуры воздуха использовались только спектры £(Х) с нейтральным ходом коэффициентов аэрозольного ослабления в области спектра 0.44-0.87 мкм. Тогда в спектрах , отобранных по вышеуказанному критерию, коэффициент ослабления излучения субмикронным аэрозолем в области 0.44-0.87 мкм не будет превышать величины случайной погрешности определения общего ослабления (0.007 км"'), а коэффициент поглощения излучения субмикронной фракцией аэрозоля в области 10.6 мхм (согласно выполненному расчету) - 0.001 км"'.

Учет аэрозольного ослабления грубодисперсной фракцией аэрозоля осуществлялся по эмпирическим моделям аа;(10. 6) = Кд; + • аа(Х|), где 1 = 1,...,5; 0Са(А,;) - коэффициенты аэрозольного ослабления на длинах волн 1.06, 1.22, 1.6, 2.17 и 3.97 мкм; К^ и Кц - эмпирические константы. Причем, для дальнейшего анализа оставлялись спектры £(Х) для которых разница между максимальной и минимальной модельными оценками аэрозольного ослабления в области 10.6 мкм не превышала 0.01 км~1. Затем по пяти коэффициентам ОСа| (10.6) находилось среднее значение аэрозольного

ослабления и оно вычиталось из общего. Использование такого подхода позволило исключить аэрозольное ослабление в области 10.6 мкм со случайной среднеквадратической погрешностью около 0.003 км~1.

Применение критериев отбора спектров £(Х), с одной стороны, привело к сокращению экспериментального массива с 298 до 65 спектров, а с другой -позволило минимизировать случайную погрешность вычисления ССК(10.6).

Для учета селективного поглощения излучения парами воды находилась

Хх "h.

функция пропускания Тс.в(10.6) = ¡TcJX)A(X)dX / j AMdX, где Pij

л, X,

= 10.35 мкм, Л-2 = 10.85 мкм; ТС В(Л) - спектральное пропускание селективной компоненты водяного пара на трассе длиной L=4.63 км; А(Х) - пропускание интерференционного фильтра; А( А) =4Aq(А-А[) при Л]<Л<10.6 мкм; А(Л )=4Aq(A.2-X.) при 10.6<Х.<А.2; Aq - пропускание фильтра на X = 10.6 мкм. Величины Тс В(Я.) рассчитывались следующим образом

Тс П(Х) - СХр(-к(А.)-а - L), где К(Х) - спектральные коэффициенты селективного поглощения излучения водяным паром; а - абсолютная влажность воздуха. Коэффициент ас в(10.6) находился по формуле

a,B(10.6)=lnTc,B(10.6)/L/

Поглощение атмосферными газами ас г(10.6) исключалось из общего ослабления вместе с систематической погрешностью Ад (10.6) методом наименьших квадратов. Точность исключения величины ac г( 10.6)+ Aq( 10.6) из

Е(10.6) составила примерно 0.005 км~1.

Зависимость коэффициента континуального поглощения парами воды от метеопараметров атмосферы задавалась в виде, предложенном Арефьевым я др.

ак(10.6) = kjTn (1 + koP)a + k2 ехр(Н / T)a2, (14)

где <1 - абсолютная влажность воздуха, г/мЗ; Т - температура, К; Р - общее давление, атм; k(), kj, к.2, П и Н - параметры подгонки.

Исследование континуума водяною пара выполнено нами только в области спектра 10.6 мкм. Для расчета коэффициентов континуальною поглощения в других участках спектра можно воспользоваться соотношением ак(л) = f(A,) ак(10.6), где 1(А)-функция, определяющая относительный снектральный ход коэффициентов континуального поглощения. Но данным Roberts и др. и Арефьева и др. функция f(A) задается в виде f(A)=a + Ьехр(-ЗД), где а, Ьи Р - параметры подгонки; X - длина волны, в мкм. Для расчета 0.к(к) в области спектра 8-12 мкм рекомендованы параметры подгонки по данным Roberts и др.: а = 0.557, Ь = 743, Р = 78.7 мкм; или Арефьева и др.: Ц = 0.559, Ь = 767.8, Р = 79.1 мкм; а лая области спектра 8-30 мкм - по данным Roberts и др.: а = 0.573, Ь = 1074, р = 83 мкм.

На основе экспериментальных данных, полученных в натурных условиях аридной зоны на трассе длиной 4.63 км при практическом отсутствии в

атмосфере субмикронного аэрозоля и контроле ослабления излучения грубодисперсным аэрозолем, были получены следующие значения параметров подгонки в (14): к0 =2.05 атм"1; к, = 4.1 Ы0"11 г"1 м3 К"3 км"1; к2=8.61.10-7 Г2 м6 КМ-'; П = 3; Н = 1988.

Экспериментальные значения (Хк(10.6) с температурами 263-308 К описываются формулой (14) (с параметрами подгонки приведенными выше) со среднеквадратическим отклонением 0.006 км~', причем, при а<10 г/м3 это отклонение составило 0.004 км~', а при а> 10 г/м3 " 0.008 км"'. При расчете пропускания Тк(10. 6) — ехр(—ОСК(10.6)Ь) его среднеквадратическое отклонение составило 0.017, что в ~2 раза меньше соответствующего значения, полученного Арефьевым и др., равного 0.035.

Общая температурная зависимость континуума для диапазона относительной влажности воздуха 25-95 % и абсолютной влажности Я—10 г/м3 составила -0.9 4- -1.6 %• град"', что на 0.4-0.3 %»град~' (30-15 %) по абсолютной величине меньше, чем по данным Арефьва и др.

Результаты сравнения коэффициентов континуального поглощения в области 10.6 мкм при Т=296К и Р=1 атм., рассчитанных но модели Арефьева и др., Ш\\ТКАГЧ-7 и нашей модели (14) приведены в табл. 2. Из таблицы видно, ___Таблица 2

а, ак(Ю.б), км-'

г/м3 Арефьев и. др. LOWTRAN-7 модель (14)

2 0.010 0.005 0.009

10 0.122 0.091 0.104

16 0.279 0.225 0.234

20 0.420 0.347 0.350

что разница между результатами Арефьева и др. и нашими данными увеличивается с ростом абсолютной влажности воздуха. Величина этого различия при а = 20 г/м3 составляет 0.07 км"', что выходит за пределы доверительного интервала для ак(10.6) равного 0.036 км"' с доверительной вероятностью 95 %. Разница между расчетами по LOWTRAN-7 и нашей модели (14) не превышает 0.02 км"'. Тестирование эмпирических моделей Roberts и др., Арефьева и др. и (14), проведенное группой российских и зарубежных ученых (Зигрист М., Катаев М. Ю., Мицель А. А., Пономарев Ю. Н., Тонн А.), показало, что наиболее близкой к данным последней версии LOWTRAN-7 является модель (14).

В заключении сформулированы основные научные результаты диссертационной работы.

СПИСОК ПУБЛИКАЦИЙ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ 1. Волков А. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. Автоматический измеритель горизонтальной прозрачности атмосферы. //

Материалы УШ Всесоюзного симпозиума по распространению лазерного излучения в атмосфере. Ч. III. Томск: Изд. ТФ СО АН СССР, 1986. С.228-231

2. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. О некоторых особенностях оптических свойств атмосферы пустынных районов в весенний период. // Изв. АН СССР. Сер. ФАО. 1987. Т.23. №4. С. 409-414

3. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. Аэрозольное ослабление видимой и ИК радиации в приземном слое атмосферы. //Оптические свойства земной атмосферы. Сборник статей. Томск: Изд. ТФ СО АН СССР, 1988. С. 3-9

4. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. Метод последовательного разделения спектральных коэффициентов общего ослабления на компоненты. // Взаимодействие излучения с дисперсными средами. Сборник статей. Томск: Изд. ТФ СО АН СССР, 1988. С. 75-81

5. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. Эмпирическое моделирование ослабления ИК радиации фоновым аэрозолем в различных регионах страны. // X Всесоюзный симпозиум гго распространению лазерного излучения в атмосфере. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО АН СССР, 1989. С. 25

6. Пхалагов Ю. А., Щелканов Н. Н. Зависимость континуального поглощения в области 9-12 мкм от абсолютной влажности воздуха. // X Всесоюзный симпозиум по распространению лазерного излучения в атмосфере. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО АН СССР, 1989. С. 27

7. Щелканов Н. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. О влиянии аэрозоля на оценку температурной зависимости континуума водяного пара в области 8-12 мкм. // V Совещание по атмосферной оптике. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО АН СССР, 1991. С. 17

8. Щелканов Н. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. Натурные исследования континуума водяного пара в области 10.6 мкм. // V Совещание по атмосферной оптике. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО АН СССР, 1991. С. 18

9. Пхалагов Ю. А., Ужегоз В. Н., Щелканов Н. Н. Автоматизированный многоволновой измеритель спектральной прозрачности приземной атмосферы. // Оптика атмосферы и океана. 1992 Т.5 №6 С. 667-671

10. Щелканов Н. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. Исследование континуального поглощения водяного пара в натурных условиях в области 10.6 мкм. // Оптика атмосферы и океана. 1992. Т.5. №7. С. 681-687

П. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов Н. Н. Сезонная изменчивость аэрозольного ослабления атмосферы аридной зоны. // Пятое совещание по распространению лазерного излучения в дисперсной среде. Тез. докл. Обнинск: Изд. ИЭМ, 1992. С. 22

12. Пхалагон ГО. А., Щелканов Н. Н., Ужегов В. Н. Спектральная структура коэффициентов аэрозольного ослабления в дымках аридной зоны. // Российская аэрозольная конференция. Тез. докл. Москва. } 993. С. 60

13. Щелканов Н. Н,, Пхалагов Ю. А. К вопросу о разработке двухпараметрических аэрозольных моделей атмосферной дымки. // XII Межреспубликанский симпозиум по распространению лазерного излучения в атмосфере и водных средах. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО РАН, 1993. С. 40

14. Щелканов Н. Н., Пхалагов (О. А. О корректировке спектрального хода аэрозольной оптической толщи атмосферы. // XII Межреспубликанский симпозиум по распространению лазерного излучения в атмосфере и водных средах. Тез. докл. Томск: Изд. ТНЦ СО РАН, 1993. С. 41

15. Панченко М. В., Полькин В. В., Пхалагов Ю. А., Щелканов Н. Н. Статистические связи оптических и микрофизических характеристик аэрозоля аридной зоны. // Оптика атмосферы и океана. 1993. Т.6. №8. С. 905-912

16. Щелканов H. H. Метод коррекции спектрального хода аэрозольной оптической толщи атмосферы. // Оптика атмосферы и океана. 1994. Т.7. №7. С. 880-885

17. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов H. Н. Аэрозольное ослабление оптического излучения в атмосфере аридной зоны. // Оптика атмосферы и океана. 1994 Т.7. №10. С. 1318-1329

18. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов H. Н. Относительная влажность воздуха и изменчивость аэрозольного ослабления видимого и ИК излучения. // I Межреспубликанский симпозиум "Оптика атмосферы и океана". Тез. докл. Ч. 1. Томск: Изд. ТНЦ СО РАН, 1994. С. 68-69

19. Щелканов H. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. Разделение коэффициентов аэрозольного ослабления в аридной зоне на компоненты. // I Межреспубликанский симпозиум "Оптика атмосферы и океана". Тез. докл. Ч. 1. Томск: Изд. ТНЦ СО РАН, 1994. С. 94-95

20. Щелканов H. Н., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. Зависимость спектрального хода коэффициентов аэрозольного ослабления от температуры воздуха в атмосфере аридной зоны. // И Межреспубликанский симп. "Оптика атмосферы и океана". Тез. докл. Ч. 1. Томск: Изд. ИОА СО РАН, 1995. С. 81-82

21. Pkhalagov Yu. A., UzhegovV. N., Shchelkanov N. N. 'Die Spectral Structure of Aerosol Extinction Coefficients in the Ground Layer of the Atmosphere in Arid Zone. // J. Aerosol Sci. 1995. V.26. Suppl 1. P. 363-364

22. Panchenko M. V., Pkhalagov Y. A., UzhegovV. N., Shchelkanov N. N. Spectral Atmospheric Transmittance of the Lower Layer in the Wavelength Range 0.412 цгп. // Abstracts ARM Science Team Meeting. San Antonio, Texas, March 4-7, 1996. P.62

23. Щелканов H. H., Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н. Суточный ход компонент коэффициента аэрозольного ослабления оптического излучения в атмосфере аридной зоны. // III Межреспубликанский симпозиум "Оптика атмосферы и океана". Тез. докл. Томск: Изд. ИОА СО РАН, 1996. С. 94-95

24. Щелканов H- Н. Влияние аэрозоля на оценку температурной зависимости континуума водяного пара в области 8-12 мкм. // Оптика атмосферы и океана. 1996. Т.9. №7. С. 895-900

25. Пхалагов Ю. А., Ужегов В. Н., Щелканов H. Н. Суточная изменчивость аэрозольного ослабления оптического излучения в дымках аридной зоны. // Оптика атмосферы и океана. 1996. Т.9. №7. С. 945-951

26. Shchelkanov N. N., Panchenko M. V., Pkhalagov Yu. A., Uzhegov V. N. Separation of aerosol extinction coefficients into components in the near-ground layer of arid zone. // Abstracts Fifteenth Aimual Conference of the American Association for Aerosol Research. Orlando, Florida, USA, Oct. 14-18, 1996. P. 163

27. Shchelkanov N. N., Panchenko M. V., Pkhalagov Yu. A., Uzhegov V. N. Dependence of aerosol extinction coefficients in the near-ground layer of arid zone on air temperature. // Abstracts Fifteenth Annual Conference of the American Association for Aerosol Research. Orlando, Florida, USA, Oct. 14-18, 1996. P. 164

28. Shchelkanov N. N., Panchenko M. V., Pkhalagov Yu. A, Uzhegov V. N. Diurnal behavior of aerosol extinction coefficients in the near-ground atmospheric layer of arid zone. // Abstracts Fifteenth Annual Conference of the American Association for Aerosol Research. Orlando, Florida, USA, Oct. 14-18, 1996. P. 165