Исследование устойчивости теплового режима поверхности Земли и расчет параметров атмосферы по ИК спектрам высокого разрешения тема автореферата и диссертации по физике, 01.04.14 ВАК РФ

□03467447

На правах рукописи

Захаров Вячеслав Иосифович

ИССЛЕДОВАНИЕ УСТОЙЧИВОСТИ ТЕПЛОВОГО РЕЖИМА ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ И РАСЧЕТ ПАРАМЕТРОВ АТМОСФЕРЫ ПО ИК СПЕКТРАМ ВЫСОКОГО РАЗРЕШЕНИЯ

Специальность 01.04.14 - Теплофизика и теоретическая теплотехника

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

7?/х Р'Г-Э

Екатеринбург - 2009

003467447

Работа выполнена на кафедре общей и молекулярной физики в лаборатории глобальной экологии и спутникового мониторинга ГОУ ВПО «Уральский государственный университет им. A.M. Горького»

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук,

старший научный сотрудник Фомин Борис Алексеевич

доктор физико-математических наук, профессор Селезнев Владимир Дмитриевич

доктор физико-математических наук, профессор член-корр. РАН Васин Владимир Васильевич

Ведущая организация: ГОУ ВПО «Томский государственный университет»

Защита состоится 14 мая 2009 г. в 15.00 на заседании диссертационного совета Д 212.286.01 по защите докторских и кандидатских диссертаций при ГОУ «Уральский государственный университет им. A.M. Горького» (620000, г. Екатеринбург, пр. Ленина 51, комн. 248).

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке ГОУ «Уральский государственный университет им. A.M. Горького».

Автореферат разослан «__»_2009 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 212.286.01, доктор физико-математических наук, старший научный сотрудник

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность

За минувшее столетие в парниковом эффекте отчетливо проявилась переменная составляющая, наблюдается резкое повышение содержания ключевых парниковых газов (С02 , СН4 и др.) в атмосфере, сопровождающееся ростом среднегодовой температуры поверхности Земли. Вековой тренд термического режима системы «атмосфера-поверхность» привел к наблюдаемым уже невооруженным глазом климатическим изменениям, таким как масштабное таяние ледников. Отмечается рост ежегодного количества и мощности экстремальных метеорологических событий: ураганов, наводнений и т.п. Согласно данным па-леоклиматических исследований, Petit J.R. et al 1999; JouzelJ. et al 2007, тепловой режим нашей планеты следует определенным циклам потепления и похолодания, коррелирующими с изменением содержания СОг и СН4 в атмосфере. Максимальные вариации температуры поверхности между циклами составляют до 10 градусов. В настоящий период Земля находится в очередном цикле потепления, начавшемся около 10 тыс. лет назад. Однако, существенной отличительной особенностью нынешнего цикла является то, что количество накопленного СОг и СН4 в атмосфере сейчас значительно превышает их значения когда либо имевшие место за последние 800 тыс. лет. Минимальные и максимальные значения С02 и СН4 в атмосфере за эти 800 тыс. лет до индустриального периода составляли соответственно около 190 ррт и 290 ррт по углекислому газу и около 350 ppb и 750 ppb по метану. Концентрация СОг в современной атмосфере Земли составляет около 380 ppm, а концентрация СН4 около 1800 ppb и произошел этот скачок за последние примерно 150 лет. Аномально высокое содержание ключевых парниковых газов в современной атмосфере и главным образом большая скорость их накопления в настоящее время указывает на возможность антропогенного характера современных процессов. Вероятно, имеющее место за последние 100-150 лет резкое увеличение концентрации парниковых газов в атмосфере связано с аграрной и индустриальной и активностью человека. Следствием чего стало размыкание углеродного цикла и накопление С02 в атмосфере, Bolín В. 1977; Горшков В.Г. 1995; Kondratyev К. Ya. 1998; Kondratyev K.Ya., Krapivin V.F., Varoísos A. 2003. Рост температуры поверхности в свою очередь способствует увеличению эмиссии углекислого газа из таких резервуаров как океан и карбонаты земной коры, где его запасы огромны и достаточны для создания давления в десяток атмосфер, практически как на Венере. Также с увеличением температуры поверхности возрастает вероятность выхода большого количества СН4 в атмосферу из метаногидратов.

Растущий парниковый эффект на Земле становится важной научной проблемой современности (Будыко М.И. 1980; Bach W. et al, 1987; Клименко В.В. и др. 1994, 2001; Kondratyev K.Ya. 1998, 2003; Bolín В. 2003; Марчук Г.И. 2003; Израэль Ю.А. 2003; Lovelock J. 2004; Горшков В.Г. и др. 2006; Голицын Г.С., Гинзбург А.С. 2007). Основным инструментом для теоретического изучения климатической системы планеты и прогнозирования изменений климата в будущем является численное моделирование процессов тепломассообмена в сис-

теме «атмосфера - поверхность» в рамках 3D моделей общей циркуляции атмосферы: Борисенков Е.П. 1960, Manabe S. et al 1964, Монин А.С. 1969, 1975; Голицын Г& 1973, Сергин В.Я., Сергин С.Я. 1978; Марчук Г.И. и др. 1980; Hansen J. et al 1983; Кароль И.Л., Фролькис А.А. 1984; Моисеев Н.Н. и др. 1985; Алексеев В.А. и др., 1998; Дымников В.П. и др. 2003; Sumi A. et al 2003 и др.; Мохов И.И. и др. 2006. Центральным направлением современного развития моделей общей циркуляции атмосферы является более детальное описание всех физических процессов, происходящих в атмосфере и океане на как можно более мелкой координатной сетке, включая взаимодействие с биотой и учет рельефа поверхности. Некоторые современные модели учитывают изотопное разделение водяного пара при фазовых превращениях, в которых отношение HD0/H20 является трассером «силы гидрологического цикла», Hoffmann G. et al 2003; Noone D. et al 2004; Shmidt G. et al 2004, Yoshimura K. et al 2008. Поле величины этого отношения для газовой фазы, определённое по Земному шару отражает предысторию формирования воздушных масс (количество циклов испарения и конденсации) и характеризует режим переноса скрытого тепла в атмосфере от экватора к полюсам. Однако, несмотря на детальный учет всех процессов тепломассопереноса в системе «атмосфера - поверхность», современные 3D модели все же имеют один принципиальный недостаток. Радиационный блок этих моделей, характеризующий перенос теплового излучения в молекулярной атмосфере, включает параметризацию только основных колебательных полос поглощения парниковых газов и не учитывает горячие полосы, коэффициент поглощения в которых имеет экспоненциальную температурную зависимость. В результате, при моделировании термического режима системы «атмосфера-поверхность Земли» не учитывается влияние этого экспоненциального механизма положительной обратной связи, который может приводить к пороговым особенностям в парниковом эффекте.

В связи с проблемой аномально быстрого роста концентраций углекислого газа и метана в атмосфере в настоящее время и наличием огромного количества этих газов депонированных в различных земных резервуарах, актуальным становится вопрос о глобальной устойчивости современного термического режима поверхности Земли при условии потенциально возможного «неограниченного» накоплении парниковых газов в атмосфере. На первоначальном этапе такого рода исследований для физически адекватного описания теплового баланса поверхности Земли в широком диапазоне температур выше современной (-100 и более градусов) целесообразна разработка относительно простых 1D (по вертикали) радиационных моделей учитывающих поглощение ИК излучения в горячих колебательно-вращательных полосах парниковых газов.

Технологии дистанционного инфракрасного зондирования атмосферы с целью мониторинга метеорологических параметров и состава атмосферы давно и активно разрабатываются как у нас в стране, Кондратьев К.Я. и Тимофеев Ю.М. 1970; Зуев В.Е. 1970; Малкевич М.С. 1973; Зуев В.Е. и Кабанов М.В. 1987; Тимофеев Ю.М. 1989; Зуев В.Е. и Зуев В.В. 1992; Успенский А.Б. и др. 2003, так и за рубежом, Chahine М. et al 1968, Smith W. et al 1970; Chedin A. et al 1985; Nakajima T. et al 1996; Beer R. el al 2005 и др. Прогресс в развитии инфракрас-

ной техники и появление в 1990-х годах спутниковых Фурье спектрометров достаточно высокого разрешения (до 0.05 см"') и Фурье спектрометров наземного базирования с разрешением до 0.001 см'1 позволяет иметь десятки-сотни тысяч спектральных каналов в тепловой инфракрасной области. В результате существенно повысилась информативность натурных спектров атмосферы. Обратная задача по определению параметров атмосферы из ее тепловых спектров высокого разрешения стала существенно переопределенной. Произошли качественные изменения в методах обработки и интерпретации спутниковых данных. Успехи в области прикладной атмосферной инфракрасной спектроскопии, создание баз данных детальной спектроскопической информации по атмосферным газам: HITRAN, GEISA и др., накопление априорной информации по профилям температуры и концентраций оптически активных газовых составляющих атмосферы в базе TIGR, информационной системе British Atmospheric Data Center и др. способствуют прогрессу в дистанционном зондировании парниковых газов, таких как: Н20, СО, 03, СН4, NxOy, С02 и других, включая некоторые их изотопомеры. Наличие системы многолетнего мониторинга управляющих параметров климатической системы Земли (радиационный баланс планеты, альбедо, концентрация парниковых газов, водный цикл, баланс энтропии и свободной энергии на верхней границе атмосферы) позволит в перспективе получать новые знания о физике теплового баланса нашей планеты, выявить характерные тренды в процессе глобального потепления и их количественные характеристики. Важными являются данные по таким параметрам атмосферы и составляющим энергобаланса Земли как:

• температура атмосферы (вертикальный профиль) и подстилающей поверхности;

• концентрация парниковых газов в атмосфере (вертикальный профиль и общее содержание в атмосферном столбе);

• характеристика «силы гидрологического цикла» - отношение HD0/H20 в атмосфере (широтное распределение);

• возможные стационарные режимы среднегодового теплового баланса планеты в области более высоких температур поверхности и их устойчивость;

• потоки энтропии и потоки свободной энергии излучения через верхнюю границу атмосферы;

Исследование пороговых закономерностей теплового баланса системы «атмосфера-поверхность Земли» при увеличении концентрации парниковых газов в атмосфере имеет фундаментальное значение, а термическое зондирование из космоса параметров, характеризующих состояние атмосферы, является важной прикладной задачей. Решение этих проблем требует более точного учета спектральных характеристик молекулярной атмосферы, что определяет актуальность проводимых исследований, а новые технические возможности дистанционной инфракрасной Фурье спектрометрии атмосферы с высоким спектральным разрешением позволяют внести существенный вклад в их решение.

Основной целью работы является исследование устойчивости глобального термического режима системы «атмосфера - поверхность Земли» в области среднегодовых температур выше современной и получение количественных данных о состоянии атмосферы по ее инфракрасным спектрам высокого разрешения.

Задачи диссертации:

1. Развитие и программная реализация прямых line-by-line и обратных моделей переноса теплового излучения в безоблачной слабоаэрозольной атмосфере (когда многократным рассеянием можно пренебречь) с высоким спектральным разрешением (до 0.0001 см"') для различных геометрий наблюдения: надир, зенит, лимб, наклонные трассы;

2. Разработка горизонтально-осредненных (глобальных) одномерных (по вертикали) моделей среднегодового термического режима поверхности Земли с положительной обратной связью, учитывающих пороговый механизм поглощения теплового излучения в горячих колебательных полосах С02, Н20 и других парниковых газов. Экспериментальное подтверждение существования данного порогового механизма;

3. Определение возможных стационарных состояний глобального среднегодового теплового баланса поверхности Земли в области температур выше современной, >288.2К, исследование их устойчивости и условий перехода между ними;

4. Разработка модели для расчетов потоков свободной энергии и энтропии излучения через верхнюю границу атмосферы, исследование экстремумов модели; концепция мониторинга баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы;

5. Развитие и программная реализация методов решения обратных задач по переносу теплового излучения в молекулярной атмосфере для определения вертикальных профилей температуры и концентрации парниковых газов в атмосфере по ее инфракрасным спектрам высокого разрешения полученных современными спутниковыми сенсорами: IMG, AIRS и Фурье спектрометрами наземного базирования FT1R;

6. Разработка методологии для дистанционного зондирования параметра атмосферы характеризующего «силу гидрологического цикла» (отношение HD0/H2O в атмосфере) из спектров уходящего в космос теплового излучения и спектров пропускания атмосферы, измеряемых инфракрасными наземными Фурье спектрометрами высокого разрешения. Получение количественных данных о широтно-высотном распределении величины отношения HD0/H20 в атмосфере из спектров уходящего теплового излучения, измеренных сенсором IMG со спутника ADEOS над районом Тихого океана (65 ю.ш. - 65 с.ш.; 130 - 170 з.д.);

Методами исследования являлись: теория переноса теплового излучения и радиационного теплообмена в газовых средах, методы моделирования лучистого теплообмена в системе «атмосфера-поверхность Земли», учитывающие

особенности колебательно-вращательной спектроскопии молекул атмосферных газов; квантовая оптика и статистика фотонов; методы решения некорректных обратных задач, линейной алгебры и математической статистики с проведением численных расчетов на ЭВМ; статистический анализ и обработка больших объемов информации (базы данных по спектроскопическим параметрам и параметрам атмосферы, измеряемые спектры).

На защиту выносятся следующие положения:

1. Горизонтально-осредненные одномерные по вертикали энергобалансные модели парникового эффекта в приближении радиационно-конвективного равновесия атмосферы, включающие механизм закрывания окна прозрачности 813 мкм из-за поглощения теплового излучения в горячих колебательно-вращательных полосах С02 и Н20, предсказывают возможность существования нескольких стационарных режимов глобального среднегодового теплового баланса поверхности Земли в области температур выше современной > 288.2К.

2. Выявленные температурные закономерности, учитывающие положительные и отрицательные обратные связи в процессах теплообмена системы «атмосфера-поверхность Земли», позволяют оценивать пороговую концентрацию С02 и СН4 в атмосфере, превышение которой ведет к перегреву поверхности и переходу в горячее устойчивое состояние, аналогичное состоянию Венеры. А также оценить предельную скорость увеличения планетарного альбедо с ростом температуры, выше которой современный термический режим поверхности Земли (при заданных начальных концентрациях парниковых газов в атмосфере) является единственной устойчивой точкой в области температур > 288.2К.

3. Модель для расчета баланса потоков свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы. Баланс потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы планеты как функция оптической толщины эквивалентной серой атмосферы (для теплового излучения) имеет минимум при оптической толщине характерной для атмосферы Земли.

4. Регулярные методы решения некорректных обратных задач инфракрасной атмосферной оптики позволяют с достаточной точностью определять вариабельные параметры атмосферы, такие как: вертикальные профили температуры и концентрацию оптически активных газовых примесей из спектров высокого разрешения (-0.05 см"1) уходящего в космос теплового излучения Земли в диапазоне 600-2500 см"'.

5. Метод нейронных сетей позволяет решать обратную задачу определения параметров атмосферы (вертикальные профили температуры и концентрации парниковых газов СН4 и С02) из ее инфракрасных спектров в диапазоне (6006500 см'1) высокого разрешения (-0.05 см"') в реальном режиме времени с точностью сравнимой с другими методами.

6. Методология спутникового зондирования атмосферы Земли с помощью инфракрасной спектрометрии высокого разрешения (-0.05 см"1) в диапазоне 600-2500 см"1 предоставляет возможность решения задачи мониторинга отношения Н00/Н20 в атмосфере - параметра, характеризующего интенсивность цикла фазовых превращений воды в климатической системе.

Достоверность

Достоверность результатов и выводов диссертационной работы обеспечивается использованием хорошо апробированных физических моделей, строгостью используемых математических методов, непротиворечивостью результатов и выводов, согласованностью с современными представлениями о термодинамике и инфракрасной оптике атмосферы, их сравнением с результатами других авторов и экспериментальными данными.

Научная новизна полученных результатов заключается в следующем:

1. Предложена модель порогового парникового эффекта, описывающая возможные стационарные состояния глобальной среднегодовой температуры поверхности Земли в области температур выше современной. Сделана оценка критических значений параметров модели для перехода из современного состояния атмосферы в перегретое состояние типа Венеры.

2. Предложен метод для расчета баланса потоков свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы. Показано, что результирующий поток свободной энергии, поступающий на планету через верхнюю границу атмосферы, имеет минимум при значении оптической толщины атмосферы (для теплового излучения) характерном для атмосферы Земли. Впервые сделана количественная оценка среднегодового баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы Земли.

3. Впервые методология нейронных сетей применена для решения обратных задач атмосферной оптики по определению вертикальных профилей температуры и концентраций парниковых газов из инфракрасных спектров атмосферы высокого разрешения.

4. Из данных сенсора AIRS со спутника AQUA впервые выявлены сезонные вариации содержания метана в атмосфере Западной Сибири. Сделана оценка вклада природной эмиссии метана из болот в общее содержание метана в атмосфере над районом 58-68 с.ш.; 58-90 в.д.

5. Предлагается метод дистанционного зондирования среднего по тропосфере отношения концентраций изотопов 13С02/12С02 по спектрам пропускания атмосферы в диапазоне 6100-6300 см'1, измеряемых Фурье спектрометрами наземного базирования с высоким разрешением - 0.001 cm"' и достаточно высоким отношением сигнал/шум.

6. Предложена методика определения вертикального профиля отношения HD0/H20 в атмосфере из спектров пропускания атмосферы теплового диапазона, измеряемых Фурье спектрометрами наземного базирования с высоким разрешением.

7. Предложен метод определения вертикального профиля отношения HD0/H20 в атмосфере из спектров уходящего теплового излучения, измеряемых спутниковыми сенсорами с высоким спектральным разрешением.

8. Из спектров сенсора IMG со спутника ADEOS впервые получены количественные данные о широтном распределении вертикальных профилей отношения HD0/H20 в атмосфере и отношения HD0/H20 в полном атмосферном столбе над акваторией Тихого океана.

Научная ценность положений н полученных результатов

• Разработанные 1D модели порогового парникового эффекта позволяют исследовать возможные стационарные состояния термического режима поверхности Земли в широком диапазоне температур и условия переходов между ними.

• Предложенный метод расчета потоков свободной энергии излучения в атмосфере может составить основу концепции спутникового мониторинга баланса свободной энергии на верхней границе атмосферы Земли.

• Разработанная схема решения обратной задачи методом нейронной сети для главных компонент в принципе может быть применена для определения любых измеряемых характеристик атмосферы, таких как «спектр - атмосферные параметры».

• Полученные из спектров сенсора AIRS со спутника AQUA количественные данные о сезонных вариациях метана в атмосфере Западной Сибири и по вкладу естественной эмиссии метана из болотной экосистемы в атмосферный метан являются опорными для других исследователей.

• Полученное из данных сенсора IMG со спутника ADEOS широтное распределение вертикальных профилей отношения HD0/H20 в атмосфере и отношения HD0/H20 в полном атмосферном столбе над Тихим океаном является реперным для других исследователей, а также используются для верификации моделей общей циркуляции атмосферы учитывающих разделение изотопов воды при фазовых превращениях.

Практическая значимость полученных результатов заключается в том, что развитые модели и методы реализованы в специализированном прикладном программном пакете Fine InfraRed Explorer of Atmospheric Radiation Measurements (FIRE-ARMS), предназначенном для исследований в области инфракрасной оптики и спектроскопии искусственных газовых сред и атмосферы Земли. Данный программный пакет доступен на сайте http.7/remotesensing/ru с 2000 г. и используется специалистами ИММ УрО РАН, УрГУ, ГОИ, ИХФ РАН, ВолГУ, Sun Yat-Sen University, MRI, ÑIRE, NICT, CCSR of University of Tokyo, и другими.

• Разработанная модель взрывного парникового эффекта позволила выявить его пороговый характер и сделать первичную оценку критических значений концентрации С02 в атмосфере и температуры поверхности для развития глобальной тепловой неустойчивости системы «атмосфера-поверхность Земли».

• Разработанные методы определения концентрации СН4 и С02 в атмосфере по инфракрасным спектрам высокого разрешения регистрируемых со спутников являются частью системы обработки спутниковых данных для проекта J AXA GOSAT 2004-2013.

• Предложенный метод определения расхода попутного газа на факелах по данным спутниковых сенсоров типа MODIS в инфракрасных каналах был ис-

пользован для эпизодического мониторинга одного из мощных факелов ХМАО расположенного в районе 61.8 с.ш., 77.2 в.д.

• Полученные из спектров AIRS данные по содержанию метана в атмосфере использованы для оценки вклада естественной эмиссии метана из болот в общее содержание метана в атмосфере Западной Сибири.

• Разработанный метод определения вертикальных профилей отношения HD0/H20 в атмосфере из ее тепловых спектров высокого разрешения позволил получить из данных сенсора IMG со спутника ADEOS широтное распределение профилей HD0/H20 над районом Тихого океана. Полученные данные используются специалистами для верификации известных моделей общей циркуляции атмосферы (NASA GISS ModelE и ЕСНАМ4), учитывающих изотопное разделение в процессах фазовых превращений воды.

Связь с плановыми работами. Работа выполнялась в рамках плановых и инициативных научно-исследовательских работ в соответствии с программами:

• «Инфракрасная колебательно-вращательная спектроскопия атмосферных газов и ее приложения в задачах атмосферной оптики и климатологии»

• «Термическое зондирование атмосферы и подстилающей поверхности, спутниковые измерения».

Часть работ была выполнена автором по грантам №1117 IMG/ADEOS 19951999 и STA-MRI-1998, гранту РФФИ-ЮГРА № 03-07-96836, гранту INTAS № 03-51-6294, грантам РФФИ № 06-01-00669 и РФФИ №07-07-00269-а.

Рекомендации по внедрению.

Результаты работы могут быть использованы в организациях занимающихся исследованиями в области теплофизики и инфракрасной спектроскопии искусственных и природных газовых сред, оптики и физики атмосферы, дистанционного зондирования и экологического мониторинга природных и техногенных сред.

Апробация работы. Основные результаты диссертационной работы докладывались на: Всесоюзном симпозиуме по распространению лазерного излучения в атмосфере (Томск 1982, 1986); Всесоюзном симпозиуме по молекулярной спектроскопии высокого разрешения (Томск 1982, 1985; Красноярск 1987); Всесоюзном съезде по спектроскопии (Томск, 1983); Международной Вавиловской конференции по нелинейной оптике (Новосибирск, 1984); Международной школе по нелинейной и когерентной оптике (Братислава, 1987); Всероссийском совещании по природным и антропогенным катастрофам (Томск, 1991; Новосибирск, 1993); Международном симпозиуме-школе по молекулярной спектроскопии высокого разрешения (Омск, 1991; Санкт-Петербург, 1996; Томск, 1999; Нижний-Новгород, 1993,2006); Международном симпозиуме по тепломассообмену и неравновесным процессам в газах (Минск, 1992); Международном коллоквиуме по прикладной атмосферной спектроскопии (Реймс, 1993, 2005); Международном конгрессе по глобальному потеплению (Вена, 1996); Международном симпозиуме «Оптика атмосферы и океана.

Физика атмосферы» (Томск, 1998); Международном симпозиуме по атмосферным наукам из космоса с использованием инфракрасной Фурье-спектрометрии высокого разрешения (Токио 1994; Тулуза, 1998; Киото, 2000г.); Всероссийской конференции «Обратные задачи и информационные технологии рационального природопользования» (Ханты-Мансийск, 2001, 2005, 2006); Международной конференции «Ракетные двигатели и проблемы освоения космического пространства» (Москва, 2003); Всемирной конференции по изменению климата (Москва 2003); Международном симпозиуме стран СНГ «Атмосферная радиация» (Санкт-Петербург, 2004, 2006); Международной рабочей группе по стабильным изотопам водяного пара в атмосфере (Вена, 2004); Международном симпозиуме по дистанционному зондированию атмосферы, океана, окружающей среды и космоса (Гонолулу, 2004); Международном рабочем совещании по проекту ИНТ AC CASUS 03-51-6294 (Ханты-Мансийск, 2004; Томск, 2005; Екатеринбург, 2006; Новосибирск, 2007); Международном рабочем совещании по Фурье спектрометрии атмосферы (Ханты-Мансийск, 2006); Международном симпозиуме «Физика атмосферы: Наука и образование» (С. Петербург-Петродворец, 2007); на совещании рабочей группы «Аэрозоли Сибири» (Томск, 2007, 2008); на семинарах: по физике солнечно-земных связей (Москва РАН, 1993), Метеорологического исследовательского института (Цукуба, Япония 1998), Центра климатических исследований Университета Токио (Токио, Япония 2000-2001), Национального института информационных технологий (Токио, Япония 2005), Института мониторинга климатических и экологических систем (Томск, 2007), кафедры молекулярной физики УГТУ-УПИ (Екатеринбург, 2008); Международной конференции «Алгоритмический анализ неустойчивых задач» (Екатеринбург, 2008).

Публикации.

Материалы диссертации в полном объеме опубликованы в научной печати, в том числе: в ведущих рецензируемых научных журналах и изданиях: (30 статей), одна глава в коллективной монографии издательства Springer/Praxis UK, в изданиях SPIE (8 статей), один препринт ТНЦ СО АН СССР, в трудах международных и всероссийских конференций и совещаний, в национальных и международных отчетах.

Вклад автора. Основные результаты диссертационной работы получены автором лично как в процессе индивидуальных, так и коллективных исследований. Вклад автора на разных этапах выражался в постановке решаемых задач, разработке моделей и методов их решения, проведении расчетов, обсуждении и интерпретации полученных результатов.

Под руководством автора в исследованиях принимали непосредственное участие сотрудники: К.Г. Грибанов, М.В. Фалько, О.И. Асипцов, А.Ю. Топтыгин. Часть результатов первой главы и основные результаты третьей главы и приложений получены совместно с К.Г. Грибановым, часть результатов первой главы получена также при участии М.В. Фалько и О.И. Асипцова, часть результатов третьей главы получена при участии А.Ю. Топтыгина. Основные резуль-

таты четвертой главы получены совместно с К.Г. Грибановым и А.Ю. Топтыгиным. Лично автору принадлежит постановка задач и формулировка решений по разработке моделей и методов, а также интерпретация полученных результатов. На различных этапах в работе также принимали участие: Вл.Г. Тютерев, А. Нестеренко, В.Е. Прокопьев, В.М. Шмелев, В.Г. Крупкин, C.B. Кондратов, С.А. Ташкун, А. Чурсин, В.Ф. Головко, А. В. Наумов, В.В. Голомолзин, К.С. Алсын-баев, Я.С. Суляев, а также проф. Имасу Р., д-р Касай Я. и д-р Агава А. (Токио, Япония), д-р Аоки Т. и д-р Фукабори М. (Цукуба, Япония), проф. Жузель Ж. и д-р Хоффманн Г. (Париж, Франция), д-р Шмидт Г. (Нью-Йорк, США), проф. Блойтен В. (Утрехт, Нидерланды).

Объем и структура диссертации

Диссертационная работа состоит из введения, 4 глав, заключения, приложения и списка литературы, включающего 456 наименований. Полный объем диссертации 315 страниц, в том числе 147 рисунков, 1 таблица.

КРАТКОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обсуждается актуальность темы диссертации, сформулированы цель и задачи исследований, изложена структура и краткое содержание работы, перечислены выносимые на защиту положения.

В первой главе рассмотрены вопросы переноса теплового излучения в молекулярной атмосфере, прямая line-by-line модель высокого спектрального разрешения (до 0.0001 см"1) для расчета наблюдаемой спектральной плотности яркости излучения безоблачной слабоаэрозольной атмосферы (когда многократным рассеянием можно пренебречь) в диапазоне (0-10000 см'1) для различных геометрий распространения: надир, зенит, лимб, наклонные трассы. Предложены одномерные (по вертикали) спектроскопические модели парникового эффекта, учитывающие пороговый механизм закрывания окна прозрачности 8-13 мкм из-за поглощения в горячих колебательных полосах С02 и Н20 и допускающие наличие устойчивых и неустойчивых стационарных тепловых состояний системы «атмосфера-поверхность Земли» в широком диапазоне температур поверхности, а также позволяющие оценивать пороговые условия перехода из современного теплового состояния в перегретое состояние, аналогичное состоянию Венеры. Описан оригинальный эксперимент, наглядно демонстрирующий пороговый механизм поглощения инфракрасного излучения в горячих полосах С02 на примере взрывного разогрева атмосферного воздуха с примесью углекислого газа излучением 10.6 мкм.

Уравнение переноса излучения используется для описания лучистого теплообмена в различных средах с начала прошлого века, Schwarzschild К. ¡914, Chandrasekhar 1925, затем получившее развитие (включая разработку 3D моделей) для различных атмосферных приложений в работах: Кузнецова ЕС. 1940; Кондратьева К.Я., Тимофеева ЮМ. 1970, Зуева В.Е. 1970; Фейгельсон ЕМ.

1978, 1981; Тимофеева Ю.М 1989; Титова Г.Л. 1989, Фомина Б.А. 1993, 2005; Успенского А.Б. и др. 1999; Мельниковой ¡Т.Н., Васильева А. 2002; Сушкевич Т.А. 2005; Lenoble J. 1985; Goody R. 1989; Liou K.N. 2002 и многих других отечественных и зарубежных исследователей. Перенос тепловой радиации в молекулярной атмосфере Земли рассматривается рамках 1D модели в приближении локального термодинамического равновесия, при котором собственное излучение атмосферного слоя выражается через функцию Планка для излучения чёрного тела и молекулярный коэффициент поглощения. Коэффициент поглощения рассчитывается суммированием по всем линиям (line-by-line) с учетом справедливости равновесного (Больцмановского) распределения засе-ленностей колебательно-вращательных уровней молекул атмосферных газов. Тонкие эффекты, связанные с нарушением локального термодинамического равновесия в высоких слоях атмосферы выходят за рамки рассматриваемых в данной работе.

Впервые метод line-by-line суммирования для атмосферных приложений был применен Кондратьевым К.Я. и Тимофеевым Ю.М. 1967, модернизированный сверхбыстрый line-by-line метод предложен Фоминым Б.А. 1993. Решение одномерного дифференциального уравнения переноса теплового излучения для спектральной плотности яркости атмосферы при наблюдении сверху W"p и снизу ivf0"" имеет вид:

W7 = <£ЛЮ + (1 -EvWfy3, + Ja:v<Л)В„(Г(Л))ехр^- jKJh')dh,Sjdh,

if/"" = ^K,(h)Bv(h)exJ- \Kv{h')dh\ih, (1)

0 l о )

Tv = "\KJh)dh, =ехр(-гД

о

Где Bv(T(h))- функция планка для излучения черного тела, v - частота монохроматического излучения, £„- излучательная способность поверхности, h = seed ■ z, здесь 6{z) - зенитный угол наблюдений или угол сканирования как функция высоты z ; н - высота верхней границы атмосферы; г„, Ру - оптическая толщина и функция пропускания атмосферы, соответственно. Восходящие и нисходящие потоки теплового излучения атмосферы рассчитываются интегрированием W"p, II/tjMi" по всему спектру теплового излучения (для современной атмосферы Земли достаточным является интервал 0-3000 см"1) и по телесному углу полусферы Q:

3000

F"J = Ji/O J'wvdv . (2)

а о

Развитая спектральная зависимость функционалов IV "р, , rv, Pv через коэффициент ослабления Kv и непосредственно через интегралы (1) от параметров атмосферы (температура поверхности, вертикальные профили

давления, температуры, профили концентраций оптически активных газов) характеризует высокую потенциальную возможность определения этих параметров из перечисленных функционалов, измеряемых спутниковыми или наземными инфракрасными Фурье интерферометрами высокого спектрального разрешения.

Ключевой величиной в расчётах потоков теплового излучения атмосферы является спектральный коэффициент ослабления излучения компонентами атмосферы Kv, который зависит от параметров атмосферы в рассматриваемой точке и волнового числа v . Его можно представить как сумму:

Kv =К*а + К?" + КГ' О)

где К*" - коэффициент поглощения газовыми составляющими атмосферы, К?5, К[са - коэффициенты поглощения и однократного рассеяния аэрозольными составляющими атмосферы. Для теплового излучения в условиях безоблачного неба основной вклад в (3) даёт Ktf", который определяется вертикальными профилями температуры, давления и концентраций всех оптически активных газов в атмосфере. Коэффициент Ä'f" разделяется на line by line коэффициент молекулярного поглощения К^ и дополнительный коэффициент K~v. Последний учитывает эффекты континуального поглощения водяным паром и смешения линий в Q-ветвях С02 и СН4. Коэффициент молекулярного поглощения газов Kl вычисляется путем суммирования по всем спектральным линиям (line-by-line) всех атмосферных газов с использованием последних версий базы данных HITRAN.

Оригинальной особенностью представленной в работе модели является то, что в отличие от известных в литературе вычислительных кодов, таких как: FASCODE, LBLRTM, сверхбыстрых прямых моделей (Fomin В.А. 1993), а также более поздних моделей, ARTS, SMOCO и других аналогичных моделей, здесь интегрирование осуществляется на нефиксированной сетке высот, Грибанов К.Г. и др. 1999, Gribanov K.G. et al 2001. Количество учитываемых слоев атмосферы для каждого волнового числа v выбирается независимо, чтобы обеспечить единую заранее заданную точность расчетов wy в (1) для всех волновых чисел. Даная прямая модель позволяет рассчитывать спектральные плотности яркости теплового излучения в безоблачной слабоаэрозольной атмосфере в диапазоне 0-10000 см"1 с разрешением до 0.0001 см'1, для различных геометрий распространения, рассчитывать весовые функции, производить конволюцию спектров высокого разрешения с различными аппаратными функциями спектрометров, а также рассчитывать восходящие и нисходящие потоки теплового излучения атмосферы. Она была верифицирована путем сравнения с моделями других авторов, ее возможности для анализа тонких спектроскопических эффектов продемонстрированы на натурных спектрах уходящего теплового излучения Земли, зарегистрированных сенсором IMG со спутника ADEOS и спектрах пропускания атмосферы, регистрируемых наземными FTIR. Данная

модель реализована в программном пакете FIRE-ARMS (http://remotesensing.ru) для геометрий наблюдения атмосферы: надир, зенит, лимб, наклонные трассы и использовалась для моделирования критических особенностей парникового эффекта в атмосфере Земли и расчетов профилей температуры и концентраций парниковых газов в атмосфере из спутниковых данных по тепловому излучению.

Исследования возможных больших колебаний климата в области температур поверхности Земли ниже современной (< 288.2 К), наличие холодных стационарных состояний теплового баланса системы «атмосфера-поверхность» (вплоть до режима оледенения Земли) и анализ их устойчивости обсуждаются в литературе с 60-х годов прошлого столетия, Будыко М.И. 1967; Сергин В.Я., Сергин С.Я. 1978; Голицын Г.С., Мохов И.И. 1978; CraffordC. et al 1978; Ghil M. et al 1979; Король ИЛ. 1988; KirschvinkJ.L. 1992; Hoffman P.Г. et al 1998; Lewis J. P. et al 2006 и др. В то время как исследованиям возможных больших колебаний климата в области температур поверхности Земли выше современной (т.е. > 288.2 К) уделяется недостаточно внимания. Классические модели парникового эффекта, Budyko M.I. (1969, 1980), Sellers W.D., (1969), Bach W. et al, (1987), McGuffie K. and Henderson-Sellers A. (1997), базируются на предположении, что тепловой баланс поверхности Земли регулируется главным образом вариациями нисходящего теплового излучения атмосферы в крыльях основной 15 микронной полосы С02, так как центр этой полосы насыщен. В подобных моделях при увеличении только концентрации одного углекислого газа в атмосфере изменение температуры поверхности можно аппроксимировать логарифмической насыщающейся функцией относительного изменения С02 в атмосфере. Однако такая зависимость имеет место только до тех пор, пока температура поверхности Земли и концентрация С02 в ее атмосфере ниже некоторых пороговых значений. В около пороговой области существенным становится поглощение в горячих полосах С02 и других парниковых газах, особенно Н20, ведущее к закрыванию окна прозрачности 8-13 мкм, Захаров В.И. и др. 1991, 1992, Zakharov V.I. et al 1997, Zakharov V.I. 2008, через которое идет радиационное охлаждение поверхности. Моделирование радиационного режима атмосферы Венеры (Москаленко Н.И., Кондратьев К.Я. 1985) и прямые измерения ее температуры с помощью летательных аппаратов, Кондратьев К.Я. (1990), подтверждают наличие сильнейшего парникового эффекта в ее углекислотной атмосфере с небольшой примесью водяного пара. Температура поверхности Венеры около 730К, несмотря на существенно меньший подогрев ее поверхности солнечным излучением (из-за большого альбедо Венеры ~ 0.75) чем поверхности Земли.

В научной литературе также дискутируются модели, рассматривающие возможность сильного перегрева атмосфер планет, в результате так называемого саморазгоняющегося парникового эффекта, Gold Т. (1964), Komabayashi М. (1967, 1968), Ingersotl А Р. (1969,) Abe Y. and Matsui Т. (1988), Kasting J. F. (1988), Nakajima S. et al (1992), Pujol T. (2002), Ishiwatari, M. et aI (2007), вследствие накопления большого количества Н20 в атмосфере на ранней стадии их эволюции, при условии, что солнечная постоянная превышает некоторое критическое значение. В настоящей работе ставится вопрос, возможен ли анало-

гичный сценарий в эволюции атмосферы современной Земли, если концентрация парниковых газов, в частности С02, превысит в ней некоторое критическое значение?

Анализ устойчивости глобального среднегодового теплового баланса поверхности Земли в диапазоне температур - 288 К - 600 К проводился в рамках общепринятой энергобалансной концепции Будыко-Селлерса. В результате определялись стационарные решения следующего уравнения:

di ^ 1 dT, К 1

Q:=jv-Aiiñ+iFr'a,)

Q-s=egT* + F¡(Ts)

где Q*- приходящий на единицу поверхности суммарный тепловой поток,

складывающийся из потоков солнечного излучения и нисходящего

теплового излучения атмосферы i F™J(TS), a Q] - уходящий с поверхности суммарный тепловой поток, складывающийся из потоков теплового излучения поверхности еаТ' и суммарный поток скрытого (испарение) и явного тепла

Fs (Ts). Здесь с- теплоемкость деятельного слоя единицы поверхности, Ts- го-ризонтально-осредненная среднегодовая температура поверхности, /0 - солнечная постоянная, А(Т)- планетарное альбедо. U(T,)- кинетический потенциал.

Все тепловые потоки в уравнении (4) в общем случае являются функциями температуры поверхности. Для существования стационарных состояний теплового режима поверхности Земли, в области температур значительно выше современной, необходимо наличие механизма сильной положительной обратной связи в ее тепловом балансе. Единственный физический механизм, способный обеспечить такую положительную обратную связь - это поглощение теплового излучения в горячих колебательных полосах парниковых газов. Физика данного механизма заложена в экспоненциальной температурной зависимости заселенности колебательно возбужденных уровней молекулы ~е где Е - энергия колебательного уровня, с которого идет поглощение, Т- температура газа. В отличие от насыщенных основных полос поглощения горячие колебательные полосы С02 и Н20 в атмосфере не насыщенны и при увеличении температуры поглощение в них растет экспоненциально. Эта положительная обратная связь служит механизмом закрывания окна прозрачности 8-13 мкм, Рис. 1, через которое происходит радиационное охлаждение поверхности Земли, что ведет к экспоненциальному росту потока 1 F"d(Ts) с температурой и может приводить к перегреву поверхности (Захаров В. И. и др. 1991, 1992, 2007, 2008; Грибанов К.Г., Захаров В.И. 1993, Zakharov V.I. et al 1993, 1994, 1996, 1997, 2005, 2008).

1 ОЕ-О 8 .ОЕ-1 6-ОЕ-I 4 ОЕ-1 2.ОЕ-) О.ОЕ-0

_.00_800.00_1600.00_2400.00_3200.00_4000.00

9.9Е-1 7 9E-I 5.9E-I 4.СЕ-1

2 ОЕ-1 0.0Е~0

_.00_300.00_1600.00_2400.00_3200.00_4000.00.

Рис.1. По вертикали отложена модельная функция пропускания безоблачной атмосферы Земли в спектральном диапазоне 0-4000 см"1 (спектральный диапазон отложен по горизонтали), соответствующая современной температуре поверхности - 288.2К (модель стандартной атмосферы - US standard) - верхняя панель и состоянию атмосферы соответствующему температуре поверхности 400К - нижняя панель. Окно прозрачности 8-13 мкм (-800-1200 см'1) на нижней панели полностью закрыто в результате высокой равновесной концентрации СОг и Н2О в атмосфере при температуре поверхности 400К и сильного поглощения в горячих колебательно-вращательных полосах СО2 и НгО.

В климатической системе Земли также имеются и отрицательные обратные связи, стабилизирующие тепловой режим поверхности планеты. Учитываемой в (4) отрицательной обратной связью в области температур выше современной является процесс охлаждения поверхности уходящими потоками скрытого и явного тепла, Bach IV. et al, 1987, а также при более высоких температурах поверхности рост планетарного альбедо из-за увеличения облачности. В качестве биотического механизма отрицательной обратной связи рассматривается фотосинтез, который обусловлен нелинейной зависимостью от температуры в интервале ~ 288 - 31 ОК. скорости стока С02 из атмосферы в биоту: Моисеев Н.И. и др. 1985; Bach W. et al, 1987; Bolín В. et al. 1989; Горшков В.Г. и др. 1994, 1995, 2006; Макарьева A.M., Горшков В.Г. 2001.

Оригинальной особенностью данной модели является то, что поток нисходящего теплового излучения атмосферы i F"\TS) рассчитывается исходя из

51ЮО

решения для Wv т"(Ts) уравнения переноса (1) как 4■ F"J = JrfQ Jwf^dv с уче-

С1 о

том всех колебательно-вращательных переходов парниковых газов, что автома-

тически позволяет учесть их горячие полосы поглощения и искомую положительную обратную связь. Line-by-line расчет Iff"""(Ts) для различных состояний атмосферы проводился в рамках приближения радиационно-конвективного равновесия атмосферы, Manabe, S., Strickler R. F., (¡964), сохраняющего температурный градиент в тропосфере. При вычислениях IVf"" (Т^) в точках из интервала температур поверхности 288-ЗООК использовались модели стандартной атмосферы: US standard (7; = 288.2 К), Midlatitude summer (Ts = 294.2 К) и Tropic (7"s = 299.7 К). В диапазоне температур 300-600К за основу брался вертикальный температурный профиль модели Tropic и для каждой температуры поверхности (с шагом 20К) трансформировался согласно методологии приближения радиационно-конвективного равновесия. В качестве вертикальных профилей концентрации С02, Н20 и СН4, соответствующих трансформированному температурному профилю использовались стандартные атмосферные профили концентраций, умноженные на коэффициент их относительного изменения с ростом температуры поверхности. Концентрация и вертикальные профили остальных атмосферных газов полагались неизменными, соответствующими модели US standard. Температурная зависимость уходящих с поверхности потоков скрытого и явного тепла учитывалась на основе литературных данных, Bach IV. et al ¡987. Вследствие неопределенностей в количественных характеристиках температурного поведения планетарного альбедо в работе рассматривался широкий коридор его возможного поведения, от постоянного во всем температурном интервале до критической скорости роста альбедо с температурой, Рис.2. Пример положения стационарных точек температуры поверхности Земли для одной из моделей вероятного поведения альбедо с ростом температуры поверхности приведен на Рис. 3.

Рис.2. Слева: гипотетические зависимости планетарного альбедо Земли от температуры поверхности Г,, описывающие уменьшение альбедо в температурном интервале -288-295К вследствие уменьшения площади криосистемы и рост альбедо при Г, > 295К, из-за увеличения облачности. Начало температурной оси - 288К. Кривая 1 - пример подкритической функции альбедо. Кривая 2 - соответствует критической скорости роста альбедо с температурой для рассматриваемой в работе модели. Кривая 3 - функция альбедо, соответствующая закритической скорости роста.

I

500

зоо аго 3« зет Температура поверхности -Г,, К

Рнс.З. Справа: пример теплового баланса поверхности (4) для модели альбедо 1

(Рнс.2.). Точки пересечения кривых с кулевой линией - стационарные точки теплового баланса. Пунктирная кривая 1 - тепловой баланс ДС?,(Г,) без учета отрицательных обратных связей, таких как восходящие с поверхности турбулентные потоки скрытого и явного тепла и фотосинтез. Пунктирная кривая 2-е учетом только фотосинтеза, пунктирная кривая 3-е учетом только потоков скрытого и явного тепла, сплошная жирная кривая 4-е учетом как потоков скрытого и явного тепла, так и фотосинтеза. Кривая 5 - то же что и 4, но при 60 кратном превышении современной концентрации ССЬ в атмосфере, а кривая 6 - при 140 кратном. Кривая 7 - то же что и 4, но при закритнческой для данной модели теплового баланса АО,(7])(4) температурной функции альбедо - модель 3 на Рис.2.

Для уравнения (4) кинетический потенциал и определяется как и(Т,) = —-рГ,Дб,(Г,) + солл (5)

где значение со/м/ выбирается из соображения удобства. В стационарных точках уравнения (4), когда Лй = 0, минимумы кинетического потенциала (5) характеризуют устойчивое состояние, максимумы неустойчивое. Показанные на Рис. 3 стационарные состояния будут устойчивыми, если в окрестности стационарной точки . <0 и неустойчивыми, когда т. >0 - Рис.4 отражает поведение функции и(Тг) для моделей теплового баланса АЧ)^!,.), представленных на Рис. 3.

Рнс.4. График функции сию (здесь С- теплоемкость деятельного слоя единицы площади поверхности), демонстрирующий трансформацию кинетического потенциала и(Г5) (5) для модели теплового баланса (4), при последовательном учете отрицательных обратных связей. Кривые 1, 2, 3 отвечают соответственно

кривым 2, 3,4 на Рнс.3.

Температура поверхности Т, , К

Для сравнительного аначиза и большей достоверности выводов рассматривалась также модель, отличающаяся тем, что в (4) поток I F'^'Uj^ рассчитывается в рамках известного приближения эквивалентной серой атмосферы, оптическая толщина которой для каждого из парниковых газов С02, Н20 и СН4 вычислялась в приближении радиационно-конвективного равновесия атмосферы методом line-by-line с использованием базы данных HITRAN. Оценки в рамках предложенных моделей и на основе литературных данных по параметризации уходящего с поверхности потока скрытого и явного тепла Fs (Ts), Bach IV. et al, 1987 и учетом фотосинтеза показывают, что критическая температура поверхности ~ 306-320 К, а критическая концентрация С02 в атмосфере Земли

примерно в 12 + 130 раз превышает современную концентрацию. При достижении концентрации углекислого газа в атмосфере порогового значения процесс нагрева поверхности Земли становится необратимым и развивается взрывной парниковый эффект, приводящий к закрыванию окна прозрачности 8-13 мкм и перегреву поверхности планеты до высоких температур, Рис. S (левая панель). Эти результаты в целом согласуются с результатами и выводами, полученными другими авторами в рамках аналогичных энергобалансных моделей, Макарьева A.M., Горшков В.Г. 2001; Горшков В.Г. и др. 2006.

В конце главы описан эксперимент (Асипцов О.И., Захаров В.И., Грибанов К. Г. 2000), наглядно демонстрирующий обсуждаемый пороговый характер механизма поглощения в горячих колебательно-вращательных переходах молекулы углекислого газа на примере взрывного разогрева воздуха с примесью С02 резонансным ИК излучением, Рис.5 (правая панель).

Относит«14ио« И>М*И*М1Н CO-4»BTp«J»H COj « •ТМ9Сф«Р* 3*мли гт^уп (

О 20 J0 со

Рнс.5. Слева. Характерная кривая изменения среднегодовой температуры поверхности Земли с накоплением углекислого газа в атмосфере до критической концентрации, рассчитанная в рамках модели глобального среднегодового теплового баланса поверхности Земли (4) для одной из вероятных функций планетарного альбедо от температуры. Здесь иГ02 - отношение концентрации углекислого газа в атмосфере пС01 к ее современному значению . Справа: экспериментальные данные, демонстрирующие наличие порогового механизм поглощения излучения в горячей колебательной полосе углекислого газа. Приведена наблюдаемая температура атмосферного воздуха в области фокуса излучения С02 лазера 10.6 мкм мощностью 35 Вт при различном процентом соотношении примеси углекислого газа п% в кювете.

Во второй главе рассмотрена статистика фотонов в элементарных процессах резонансного поглощения излучения и роль статистики фотонов в переносе энтропии и свободной энергии излучением. Исследован баланс энтропии и свободной энергии на верхней границе атмосферы в рамках приближения мульти-равновесной (обобщенной Планковской) статистики фотонов. Предложен метод расчета потоков свободной энергии излучения в атмосфере. Показано, что баланс потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы планеты, как функция эквивалентной оптической толщины серой атмосферы, имеет экстремум. Сделана количественная оценка среднегодового потока поступающей на Землю свободной энергии через верхнюю границу атмосферы.

Функция распределения числа фотонов является важной характеристикой при исследовании переноса энтропии и свободной энергии излучением. Согласно статистическому определению энтропии S = Р М > Ддя

системы с дискретными состояниями п = 0,1,2,-.., она полностью определяется функцией распределения числа состояний р{п). Статистика фотонов монохроматического поля может изменяться при элементарных процессах поглощения и излучения: Scully М.О., Lamb W.E. 1967, 1968; Loudon R. 1973; Голубев Ю.М., Соколов И.В. и др. 1980, 1984; Zubairy M.S. eí al 1980; Клышко Д.Н. 1980, 1990; Смирнов Д.Ф., Трошин А.С. ¡987; Zakharov V.I. eí al ¡985, ¡987; Быков В.П. 1991. В случае мульти-равновесной функции распределения числа фотонов монохроматической моды поля pv(n) > каждая мода поля v характеризуется своей собственной равновесной температурой Г„, Rosen Р. 1954, Ore А. 1955:

PM=(<nXir ' <П" >= exp(/?v/Wv)-l' (6) Где < nv >= 1пРМ) - среднее число фотонов в моде. Можно показать, что рас-

л-0

пределение (6) соответствует состоянию поля с минимальным потоком свободной энергии, Захаров В.И. и др. 2008. Известно, что оно адекватно описывает серое излучение и является хорошим приближением для расчетов потоков энтропии на верхней границе атмосферы Земли: Lensins G.B. ¡990, Stephens G.L., O'Brien D.M. 1993, Goody R., Abdou W. ¡996. Для монохроматического поля, описывающегося функцией распределения числа фотонов (6), свободную энергию Г, можно определить по аналогии со свободной энергией для излучения черного тела, заменив общую для всех мод поля равновесную температуру Т на собственную равновесную температуру Tv каждой отдельной моды v, Zakharov V.I. et al 2004; Захаров В.И. и др. 2008.

FV~EV-TVSV (7)

С%

Здесь Ev = hv<n„ >=——- . энергия моды поля частоты v, где <п, >=У\n pv(n)-2 hv „

среднее число фотонов в моде, R,. - спектральная плотность яркости излучения

(экспериментально измеряемая величина или моделируемая с помощью ПО

hv

FIRE-ARMS и других аналогичных ПО). В данном случае Tv = -- -

k\n(\ + M<nv >)

яркостная температура моды поля совпадает с ее равновесной температурой, а энтропия монохроматического излучения определяется классической формулой, Rosen Р. 1954:

Sv =к{<п„ >+1 )1п(<г\, > +1)- < nv > In <r\, >} (8)

Поток свободной энергии поля Т7, проходящий через единичную площадку,

2у 2

вычисляется умножением (7) на число спектральных мод (для неполяри-

с'

зованного излучения) в интервале V,!' + с1у с последующим интегрированием по всем частотам и телесному углу:

jt/ilji/i

2к2

(9)

Для классического Планковского случая изотропного излучения абсолютно черного тела, когда температуры всех мод Т„ равны, т.е. Tv = const = Т, из соотношений (6)-(9) следует известная формула: F = -(1 /3 )сг7"4, где

сг = 5.67-Ю"8Вт!м2 ■ К4 - постоянная Стефана-Больцмана.

Аналогично радиационному балансу, баланс свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы можно определить как разницу между потоком свободной энергии приходящего (с учетом отражения из-за планетарного альбедо) солнечного излучения 1F'" и потоком свободной энергией уходящего теплового излучения планеты t F°"e'rma,, Zakharov V.I. et al 2004; Захаров В.И. и др. 2008:

IAF = --IF;"

4

* ГОШ

thrmal :

(10)

где

If?

f F°h"'mal определяются с использованием (7) - (9). Множитель i

Э*ЦГИ . Ал»6*ДО Земли i

учитывает распределение приходящего от Солнца потока свободной энергии по всей сферической поверхности вращающейся планеты. Определяемый таким образом (10) баланс свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы ^ АР=1 Д/'Хг), в рамах модели эквивалентной серой атмосферы с оптической толщиной т , обладает свойством = ») и имеет экстремум по Г . На Рис. 6 приведена зависимость баланса потоков свободной

энергии излучения на верхней границе атмосферы от оптической толщины атмосферы планеты.

Рис.6 Зависимость приходящего на планету потока свободной энергии через верхнюю границу

атмосферы ^ Д/"(г) (10) от ее оптической толщины для теплового излучения Г . Точкой на рисунке показана величина потока свободной

энергии 1 А/7 к 5.6Вт /м2 , соответствующая текущему значению оптической толщины для модели серой атмосферы Земли.

0"ткч«с<ая толчее атмосферы

Оценка i AF для Земли в рамках модели стандартной атмосферы (US standard) с использованием базы спектроскопических параметров атмосферных газов данных HITRAN и учетом 50% облачности на планете, дает значение баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы равное I AF «5.3Вт/ м . Модель серой атмосферы дает близкое значение -lAF* 5.7 Вт/ м . Среднее по обеим моделям значение м ,

эта величина в пределах 10% согласуется с имеющимися литературными данными по интегральной мощности атмосферной циркуляции. Максимальный поток поступающей на такую планету (солнечная постоянная Земли, альбедо

Земли) свободной энергии равен ^ AFmix & 8.3Вт / м2 . Это соответствует двум асимптотическим случаям: планета с черной поверхностью без атмосферы (или с прозрачной в тепловой области атмосферой, т.е. г = 0) и планета с абсолютно черной атмосферой, 7 ~* 00. При определенном значении оптической толщи атмосферы, равном ro ~ 1 -2, баланс потоков свободной энергии имеет экстремум - минимум: AF ~ 5.7Вт/м1. Глубина минимума составляет около 2.6Вт!м1, что примерно в 20 раз превышает современную мощность фотосинтеза.

Важной особенностью модели эквивалентной серой атмосферы является, то, что она позволяет связать результаты, полученные для теплового баланса поверхности Земли с результатами по балансу свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы. А именно, оптическая толщина атмосферы в минимуме фу нкции -1 AF находится в окрестности стационарной точки теплового баланса поверхности Д2,(Г,) = 0 характерной для устойчивой точки современного климата Земли.

Измерение входящего в атмосферу солнечного излучения с достаточным покрытием по всему земному шару наземными приборами представляет значительные технические трудности, в то время как отраженный планетой солнечный свет может измеряться по всему глобусу со спутников. С практической точки зрения входящий в атмосферу Земли поток свободной энергии солнечного излучения F™ целесообразно рассчитывать через разницу между потоком

свободной энергии достигающего орбиты планеты солнечного излучения -Ц F, и потоком свободной энергией отраженного обратно в космос солнечного излучения I f ¿г«А««'_ На Рис. 7 приведено сравнение величин - ■ 1 F" и

4 4

F""""d), рассчитанных при различных значениях альбедо А, для определения искомой поправки.

Втл?

Рис.7. Точками показана величина {—■ -I -

4

1.(4, /г ? )} . разница между по-

4

током свободной

энергии

излучения 1

поступающего от Солнца на Землю — -¿Р™ и

результирующей потоков свободной энергии излучения приходящей от Солнца к верхней

границе атмосферы

значение ллэнвтарноэо влебефэ Земли. Л

1.4 р

4

Землей обратно в Космос

и отраженного

р1 ге/исш1

Полученную зависимость можно использовать для расчетов величины проходящего через верхнюю границу атмосферы потока свободной энергии 1

по данным измерений со спутников величины

солнечного излучения ^

Ку отраженного планетой солнечного света. Величина этого потока может определяться из натурных измерений спектров уходящего теплового излучения Земли и отраженного солнечного излучения при зондировании атмосферы со спутников, во всем спектральном диапазоне и в интервале углов от -90 до +90 градусов. Одновременный спутниковый мониторинг радиационного баланса и баланса свободной энергии на верхней границе атмосферы Земли мог бы стать более информативным инструментом слежения за изменением интегрального состояния климатической системы нашей планеты в процессе глобального потепления.

В третьей главе описаны методы решения «некорректно поставленных» обратных задач ИК атмосферной оптики высокого спектрального разрешения, которые использовались в работе для определения вертикальных профилей температуры и концентраций парниковых газов из наблюдаемых спектров атмосферы.

Согласно общему математическому подходу прямую и обратную задачи можно записать в виде:

у = Р{х,Ъ) + еу, х = Р'](у,Ь) + ех, (11)

Для задач инфракрасной атмосферной оптики у - вектор т величин, измеряемых спектрометром, дс - вектор п искомых атмосферных параметров, подлежащих определению, Ь - параметры модели (считаются известными), с -измерительный шум спектрометра, /•" - прямая модель (в данном случае уравнение переноса теплового излучения в атмосфере (1)), - обратная модель, которая в общем случае может быть заданна алгоритмически. Общая математическая теория регулярных методов решения нелинейных некорректных обратных задач развита в работах Тихонова А.Н. и др. 1970, 1990; Иванова В.К. 1963;

Васина В.В. 1974, 1993; Лаврентьева ММ. 1980; Rodgers С. 1976, 2002 и многих других отечественных и зарубежных исследователей.

Вначале главы описан известный в литературе метод оптимального статистического оценивания, давно применяемый в задачах метеорологического зондирования со спутников (Покровский О.М. и Тимофеев ЮМ. 1972; Rogers С. 1976). В данном методе искомый вектор атмосферных параметров вычисляется согласно следующему итерационному соотношению:

=*1 +Ck(y-yk) + (I-CkKt)(x0-xk)

(12)

Здесь хк - вектор искомых параметров атмосферы на к - ой итерации, у - измеренный спектр, х„ - нулевое приближение вектора искомых параметров атмосферы, Кк,КТк - Якобиан прямой модели и его транспонированная матрица, соответственно, ковариационная матрица ошибок измерения спектра, ковариационная матрица априорных профилей атмосферы, I- единичная матрица.

Затем представлен оригинальный метод минимизации невязки (целевой функции) с ограничениями, т.е. подгонка измеренного и расчетного спектров в выбранных спектральных интервалах при варьировании искомых параметров, которые нужно определить при заданных ограничениях на максимальные вариации этих параметров (СпЬапоу К С. е! аI 2001). В диссертационной работе использовалась целевая функция вида:

-W,c°k(x)IW°b*i,

(13)

reale

где IV, , - измеренный и расчётный спектры; m - число используемых спектральных каналов; jc - вектор искомого параметра атмосферы. Минимизация (13) проводилась методом сопряжённых градиентов по алгоритму Флетче-ра. В случае спектров высокого разрешения с хорошим отношением сигнал/шум этот метод демонстрирует достаточную работоспособность и может являться рабочим инструментом при недостаточности или отсутствии априорной информации об искомых профилях. На Рис.8 представлен пример вертикального профиля СН4 в атмосфере, определенного данным методом из спектра IMG в интервале 1298-1308 см"1.

Я, км

ррт

ррт

Рис.8. Слева: сравнение вертикального профиля концентрации метана в ррт определенного из спектра IMG - 1 и измеренного пробоотборным методом с самолета - 3 наа Западной Сибирью. 2 - профиль начального приближения, 4 и 5 - наложенные ограничения на искомый профиль.

Рис.9 Справа: сравнение вертикального профиля водяного пара в ррт определенного методом главных компонент из спектра IMG (29,175° S; 175,675° W) от 04.22.1997 и измеренного зондом (29,04° S; 177,92° W) 04.22.1997.

Для уменьшения размерности обратной задачи по определению профилей атмосферных параметров в работе использовался метод главных компонент (ГК), согласно которому искомый вектор можно представить в виде разложения по собственным векторам масштабированной ковариационной матрицы (Успенский А.Б. и др. 2003):

jc = ¿c/(, x = S~J'\x-mx), GVk = /LkVk,

i м (14)

G = sxs-J, s* =—£ «;)(*/-<), íj = lm,

l -1 <ui

где x - масштабированный искомый вектор, п - размерность х; Scx - ковариационная матрица ошибок х; тх, Sx - средний вектор и ковариационная матрица, рассчитанные по набору векторов х, известных заранее; М - число векторов в наборе; с, - коэффициенты разложения или ГК; Xk, Vk - набор собственных значений и векторов обобщённой ковариационной матрицы G; I - число ГК, используемых в разложении. Ограничивая ряд (14) для х несколькими первыми членами и сводя задачу к нахождению коэффициентов разложения с,, можно существенно понизить размерность задачи, что соответствует поиску решения на множестве более гладких функций, Грибанов К.Г. и др. 2003. На Рис.9 приведен пример вертикального профиля Н20 в атмосфере, определенного методом ГК из спектра IMG в интервале 1200-1230 см"1.

Описан также новый метод решения обратных задач в инфракрасной атмосферной оптике - метод нейронных сетей. Нейронные сети являются универсальными аппроксиматорами и с успехом применяются в различных областях знаний, Hornik et al., 1989; Dorffner, 1997; Callan, 1999. Методология нейронных сетей предоставляет возможность аналитической аппроксимации решения обратной задачи для определения параметров атмосферы из ее инфракрасных спектров высокого разрешения. В диссертационной работе впервые исследуются нейронные сети для атмосферных приложений с входными и выходными векторами высокой размерности, с одним и двумя скрытыми слоями.

Входной вектор (компоненты атмосферного спектра высокого разрешения) ^(^.....дсд,) и выходной вектор (например, компоненты профиля температуры) Y (у.........) нейронной сети с одним скрытым слоем связаны между собой

универсальным соотношением:

УЛ*) = < + tw>«+£<Ч) (15) 1=1 к=\

Где Nh число узлов в скрытом слое, о - функция активации нейронов (в данном случае использовалась сг(л) = tanh(^)), - подгоночные параметры связывающие узлы скрытого слоя с узлами выходного вектора, wjj - подгоночные параметры связывающие узлы входного слоя и скрытого слоя. Особенностью такой нейронной сети является то, что при ее использовании требуются только простые и быстрые в вычислительном плане операции, умножение матрицы на вектор и расчет функции <т от векторного аргумента. После тренировки сети (подгонки параметров с использованием одного набора данных и проверки сети на другом наборе данных) она становится эффективным инструментом решения конкретных обратных задач (Gribanov K.G. and Zakharov V.l. 2003, 2006). Ha Piic.10 показан пример определения с помощью нейронной сети вертикального профиля температуры в атмосфере из спектра IMG в интервале 670-830

Рис. 10. Слева: сравнение вертикальных профилей температуры определенных с помощью искусственной нейронной сети (ANN) и методом оптимальной статистической оценки из спектра сенсора IMG со спутника ADEOS (19.68 S; 154.93 W, 01.28.1997 в 21:14'JTC) с натурным профилем, измеренным зондом (19.72 S; 155.07 W 01.29.1997 в 00:00UTC). Рис.11. Справа: результат подгонки расчетного и наблюдаемого спектров сенсора IMG со спутника ADEOS после определения вертикального профиля температуры.

В работе рассматривались как нейронные сети, связывающие наблюдаемый спектр с искомым профилем, так и нейронные сети, связывающие главные компоненты спектра с главными компонентами профиля. Единожды натренированная, такая нейронная сеть уже не требует использования базы данных спектральных параметров, атмосферных моделей, прямой модели или заранее насчитанных таблиц коэффициентов поглощения (look up tables) и может обрабатывать огромные массивы спектральных данных и решать обратную задачу определения параметров атмосферы (профиль температуры и профили концентраций парниковых газов) из спутниковых данных в реальном режиме времени.

В четвертой главе представлены результаты натурного применения методологии решения «некорректных» обратных задач термического зондировании атмосферы с высоким спектральным разрешением. Одна из крупных решаемых в диссертационной работе задач - определение содержания метана в атмосфере из ее тепловых спектров, измеряемых спутниковым сенсором AIRS (Atmospheric Infrared Sounder). Объектом исследования в данной работе был обширный регион болотной экосистемы Западной Сибири (58-67 С.Ш., 58-90 В.Д.), с расположенными в этом районе объектами нефтегазового комплекса. Основная цель данного научного исследования - выявление и оценка сезонных вариаций содержания метана в атмосфере данного региона.

Сенсор AIRS установленный на спутнике AQUA представляет собой дифракционный спектрометр, измеряющий спектральную плотность яркости уходящего излучения Земли в диапазоне длин волн 3.7-15.4мкм (650-2700 см ') с разрешением -0.5 см"1. Измерения AIRS разбиты на гранулы (отдельные файлы) каждая из которых содержит 6 минут измерений или 12150 спектров (135 поперечных движению спутника линий сканирования * 90 спектров в каждой линии). При этом угол поперечного сканирования меняется в пределах ±49.5°, а пространственное разрешение (размер пикселя) на поверхности Земли составляет 13.5 км для надира и 41*22.4 км при максимальных углах сканирования. За одни сутки AIRS записывает несколько гранул данных, полученных над одним и тем же местом. Все данные доступны через сеть Интернет (http://daac.gsfc.nasa.gov/AIRS/data access.shtml). Размер одной гранулы данных (содержащей 12150 измеренных спектров) варьируется от 53 до 126 Мб (в зависимости от степени сжатия). Полная сезонная выборка спектров для исследуемого района занимает -90 Гб. Для анализа выбирались только безоблачные спектры AIRS над исследуемым районом. Скрининг облачности проводился по данным сенсора MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer).

Для решения обратной задачи определения полного содержания метана в атмосфере из данных сенсора AIRS в качестве основного метода использовался метод нейронных сетей. Была построена и натренирована нейронная сеть, связывающая спектр AIRS с полным содержанием метана в атмосферном столбе totalCH4. Карты среднесезонного содержания метана в атмосфере строились путем усреднения значений totalCHj, восстановленных по выборке безоблачных спектров за сезон , Toptygin А. Yu. et al 2004, Грибанов К Г. и др. 2005, 2007. Было установлено, что неравномерное распределение метана в атмосфере, полученное для марта 2004 года, Рис.12, коррелирует с расположением в исследуемой области постоянных антропогенных источников значительной эмиссии метана (объекты нефтегазового комплекса: компрессоры магистральных газопроводов и факельные установки по сжиганию попутного газа) и розой ветров на данный период.

Для построения хода сезонных вариаций содержания метана в атмосфере Западной Сибири, Рис.13, использовались полученные сезонные карты totalCH4, усредненные по всей исследуемой площади. Содержание метана для весны 2004 г. совпадает в пределах погрешности методов со значением, полученным Clerbaux С. et al 2003 из обработки спектров сенсора IMG за весну

1997 г. над этим регионом Западной Сибири. Оценка вклада природной эмиссии метана из болот в общее содержание метана в атмосфере определялась как разница среднесезонного содержания метана в атмосфере за лето и зиму.

67 I ......... ! '. IV ; --------------------........... ; - - .. -V 'х-, -----------

67 , 66

65

70

v. г-.

,-z

V

\ Л-J

Ч \/Х

X N г J- ¡V

¡C'f

\ \14-.А «

Х/\ \ V\ v V ) о S1

75 80

восточная долгота

85

55 70 75 80 85 90 восточная долгота

Рис. 12. Слева: образец карты содержания метана [моль/м2] в атмосферном столбе над регионом Западной Сибири (60-67 С.Ш., 60-90 В.Д.), полученный из снимка AIRS в теплый период (прогретая поверхность), май 2004 г. Справа: образец карты содержания метана в атмосферном столбе [моль/м2] над тем же регионом Западной Сибири, полученный из снимка AIRS для холодного периода (замерзшая поверхность), март 2004 г.

Рис. 13. Слева: среднемесячные вариации содержания метана в атмосферном столбе (моль/м2) (точками приведены среднемесячные значения), усредненного по району Западной Сибири (6067 С.Ш., 60-90 В.Д.), полученные из обработки серии спектров A1RS/AQUA чистого неба за 2004-2006 г.г. Справа: сезонный ход содержания метана в атмосфере (моль/м2) (точками приведены среднесезонные значения), усредненного по району Западной Сибири (60-67 С.Ш., 60-90 В.Д.), полученные из обработки серии спектров AIRS/AQUA чистого неба за 2004-2006 г.г.

Вторая крупная научная задача - это получение количественных данных по широтному распределению отношения HD0/H20 в атмосфере из спектров уходящего теплового излучения высокого разрешения, Zakharov V.I. el al 2002, 2004. Для решения этой задачи применялся метод ГК, в качестве априорной информации для построения выборочных ковариационных матриц в работе были использованы данные модели общей циркуляции атмосферы NASA GISS

ModelE (Shmidt G. 2004), учитывающей изотопное разделение воды. Они представляют собой глобальный пространственно временной набор метеорологических состояний атмосферы, каждое из которых включает: поверхностное давление, профили температуры, профили концентрации водяного пара и SHDO. Для моделирования синтетических спектров сенсора IMG использовалось ПО FIRE-ARMS, спектроскопическая база данных HITRAN-2004, последняя модель континуума MT_CKD для водяного пара.

На Рис.14 приведены результаты высотно-широтного распределения отношения HDO/H2O в атмосфере над океаном, полученные из спектров сенсора IMG на спутнике APEOS (Топтыгин А.Ю. и др. 2006, 2007).

] g1- ' ' 1 ' ' i Ocean mean over 130-170W

—и—TES Dec. 200d(05)-July 2005(06) ¡ --»-IMG Dec. 1996-June 1997 ;

-60 -50 -W -30 -20 -10

10 20 30 40 50 60

Latitude

Рис.14. Слева: широтное распределение вертикального профиля <5HDO в атмосфере, полученное в результате усреднения по долготе данных обработки спектров IMG/ADEOS, измеренных над районом Тихого океана (65 Ю.Ш.-65 С.III., 130-170 З.Д.) в период с ноября 1996 по июль 1997. Пунктиром проведены данные модели общей циркуляции атмосферы NASA GISS ModelE (Shmidt G. et al 2004) для этого региона и рассматриваемых сезонов. Рис.15. Справа: широтное распределение величины SHDOs атмосферном столбе над регионом Тихого океана (65 Ю.Ш.-65 С.Ш., 130-170 З.Д.), полученное в настоящей работе из данных сенсора IMG со спутника ADEOS (темные кружки - пунктир) и распределение, полученное из данных сенсора TES со спутника AQUA (квадраты), Noone D.et al 2006.

Расчет относительного содержания дейтерия в целом по атмосферному столбу проводился по формуле:

н (н у1

5НОО*= ¡ЫН20(Н)-6НОО(1^х |л^о(/0с//г . (16)

о \0 )

Эта величина достаточно информативна и удобна для представления и картирования горизонтального распределения относительного содержания дейтерия в атмосфере. Оценка ошибки методики производилась по схеме замкнутых модельных экспериментов с синтетическими спектрами, а также сравнением промежуточных результатов (профилей температуры и водяного пара) с зондовыми измерениями.

В виду отсутствия прямых экспериментальных данных по измерениям профилей 6НОО над океаном, в работе сравнение полученных результатов по вертикальным профилям 6НОО проводилось с аналогичными данными других

авторов по широтному распределению относительного содержания дейтерия в целом по атмосферному столбу SHDO* полученными позднее из данных сенсора TES на спутнике AURA. Результаты сравнения приведены на Рис.15, которые демонстрируют хорошее согласие для северного полушария. Отличие в результатах для южного полушария связано с недостаточной статистической репрезентативностью набора безоблачных данных TES для южного полушария.

В приложении приведено краткое описание основных опций оригинального программного пакета FIRE-ARMS (http://remotesensing.ru) и представлены примеры перспективных методов решения актуальных прикладных обратных задач ИК атмосферной оптики.

I. Предложена методика определения вертикального профиля относительного содержания HDO из инфракрасных спектров пропускания атмосферы высокого разрешения, Топтыгин А.Ю. и др. 2006, 2007. Апробация производилась на данных наземного спектрометра FTIR, установленного на Аляске (65.11 С.Ш., 147.42 З.Д.). Рабочий спектральный диапазон прибора 750-4300 см"1, спектральное разрешение -0.002 см"'. Из спектров пропускания извлекалась оптическая толщина атмосферы, обусловленная поглощением молекулами HDO. Для этого использовался метод дифференциального поглощения с выбором канала сравнения в крыле линии. Затем, между ГК рассчитанных спектров для оптической толщины и профилей HDO стоилась линейная регрессия. Оценка погрешности метода проводилась по замкнутой схеме модельных экспериментов с синтетическими спектрами. По разработанной методике были обработаны измеренные спектры FTIR, поддержанные синхронизированными по времени зондовыми измерениями профилей температуры и влажности, получены профили SHDO. Верификация предложенной методики путем независимого сравнения с классическим методом регуляризации по Тихонову А.Н. продемонстрировала хорошее согласие обеих методов.

II. Предлагается оригинальный метод дистанционного определения отношения ПС /,2С в атмосферном столбе по спектрам пропускания атмосферы высокого разрешения (-0.002 см"1) в диапазоне 6100-6300 см"1 с достаточным отношением сигнал/шум, измеряемым Фурье спектрометрами наземного базирования. Метод основан на измерении отношения оптических толщин атмосферы для гомологичной пары спектральных линий изотопов |3С02 и 12С02, Захаров В. И. и др. 2008.

III. Для задачи определения вертикального профиля С02 из ИК спектров спутникового сенсора GOSAT/FTS разработана и натренирована нейронная сеть, демонстрирующая возможность определения с требуемой точностью вертикального профиля С02 и полного его содержания в атмосферном столбе из спектров в полосах поглощения С021.6 рт и 2.06 fim, Gribanov К. G. et al 2006.

IV. Предложена относительно простая феноменологическая модель для определения расходов природного газа на мощных факелах из данных спутниковых сенсоров типа MODIS, Грибанов К.Г. и др. 2006. В предложенной модели расход газа на факеле пропорционален величине ^ = (Ri-<Rl>)Sp,r. Где Rt

яркость излучения в 20 канале МОВ15, приходящего с пикселя накрывающего факел, а среднее значение фоновой яркости пикселей прилежащей поверхности, площадь пикселя. Расход газа от величины £, аппроксимируется линейной зависимостью:

С * '

Q

Р г +

(17)

где расход Q в тысячах м3 в час, С - удельная теплота сгорания газа в кДж/м3, характерная для данного месторождения, параметры р, и р2 подгоночные.

На Рис.16 приведена калибровочная зависимость величины расхода газа

от определяемой по спутниковым данным величины 4 ■

Рис.16. Зависимость расхода газа Q в тысячах м3 в час на факеле Вань-Ёганского месторождения (61.8 сл., 77.2 в.д.) от наблюдаемой величины в 20-ом канале MOD1S, заданной в МВт/(мкм*ср). Точки - результаты замеров расхода газа на факеле, синхронизованные с данными MOD1S. Прямая (калибровочная линия) представляет собой аппроксимацию, полученную 4мв«мкч'с|)) методом наименьших квадратов.

Величина стандартного отклонения а при подгонке калибровочной прямой составила 7.2 тыс. м3 в час. Данные по замерам in situ расхода газа на факеле предоставлены Югорским НИИ ИТ.

Вышеописанная модель была реализована в оригинальном программном пакете MODIS_Flares под ОС Windows (http://remotesensing.ru) для попиксель-ной обработки сигналов 20-го канала MODIS и расчетов расхода газа на факеле, Грибанов К.Г. и др. 2006.

В заключении сформулированы основные выводы и результаты проведенных исследований:

1. Получила развитие теория переноса теплового излучения в молекулярных средах, а именно:

• Развиты и программно реализованы в оригинальном пакете FIRE-ARMS (http://remotesensing.ru) спектроскопически детализованные прямые line-by-line модели высокого разрешения (до 0.0001 см"') для исследования переноса теплового излучения безоблачной слабоаэрозольной атмосферы в диапазоне 010000 см"' для различных геометрий наблюдения: надир, зенит, по наклонным трассам и в лимб, учитывающие литературные модели континуума водяного пара и эффекты смешения линий в основных полосах С02 и СН4.

• Разработаны и программно реализованы в оригинальном пакете FIREARMS (http://remotesensing.ru) различные методы решения обратных задач по

определению атмосферных параметров (вертикальные профили температуры и концентраций оптически активных газов) из спектров теплового излучения атмосферы высокого разрешения, регистрируемых современными Фурье спектрометрами в надир, зенит и по наклонным трассам в условиях чистого неба.

• Предложен метод идентификации спектров безоблачной слабоаэрозольной атмосферы (спектров чистого неба) для уходящего теплового излучения в диапазоне 600-2000 см"' регистрируемого со спутников над водной или покрытой снегом поверхностью.

• Теоретически предсказаны эффекты влияния отраженного от поверхности Земли нисходящего теплового излучения атмосферы, на спектры высокого разрешения (-0.05 см"') уходящего в космос теплового излучения, выявленные в спектрах полученных сенсором IMG со спутника ADEOS над пустыней Сахара.

2. Разработана концепция порогового парникового эффекта.

• Предложены горизонтально-осредненные одномерные (по вертикали) модели среднегодового теплового баланса поверхности Земли, учитывающие механизм закрывания окна прозрачности 8-13 мкм из-за поглощения в горячих колебательно-вращательных полосах С02 и Н20 и предсказывающие возможность существования нескольких стационарных температурных режимов поверхности нашей планеты в области температур выше современной >288.2 К.

• Показано, что зависимости планетарного альбедо и оптических толщин атмосферы для парниковых газов от температуры поверхности определяют как количество, так и локализацию устойчивых и неустойчивых термических режимов Земли на температурной оси в области > 288.2К.

• Выявлен пороговый характер среднегодового теплового баланса поверхности Земли в области температур выше современной в зависимости от значений управляющих параметров: солнечная постоянная, планетарное альбедо, концентрации парниковых газов в атмосфере.

• Предложенные модели позволяют сделать оценки пороговых условий для развития глобальной тепловой неустойчивости на Земле и перехода в перегретое стационарное состояние, аналогичное состоянию Венеры. Оценки по различным моделям показывают, что пороговое значение С02 примерно в 12-130 раз превышает его современную концентрацию в атмосфере Земли. Пороговая концентрация СН4 примерно в 3500 раз превышает его современное содержание в атмосфере.

• Установлено, что при скорости роста планетарного альбедо с температурой поверхности выше некоторой критической (при заданных начальных значениях концентрации парниковых газов в атмосфере) в тепловом балансе поверхности Земли в области температур > 288.2К. существует только одна стационарная глобально устойчивая точка, соответствующая современному термическому режиму.

• Экспериментально продемонстрировано существование предсказываемого порогового механизма положительной обратной связи в тепловом балансе

поверхности Земли, на примере взрывного поглощения излучения 10.6 мкм на горячих колебательных переходах молекулы С02 в воздухе.

3. Заложены основы теории баланса свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы.

• Показана роль статистики фотонов в переносе энтропии и свободной энергии тепловым излучением — минимум потока свободной энергии поля соответствует мультиравновесной статистике фотонов или обобщенному План-ковскому распределению числа фотонов.

• Предложен метод расчета баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы Земли и концепция его мониторинга со спутников.

• Показано, что в модели эквивалентной серой атмосферы баланс энтропии на верхней границе атмосферы планеты, как функция оптической толщины ее атмосферы для теплового излучения "Г , имеет экстремум (максимум) при оптической толщине характерной для оптической толщины атмосферы Земли.

• Показано, что баланс свободной энергии на верхней границе атмосферы планеты, как функция оптической толщины ее атмосферы для теплового излучения Г, имеет экстремум (минимум) при оптической толщине характерной для оптической толщины атмосферы Земли.

• Оценки численного значения для баланса потоков свободной энергии излучения через верхнюю границу атмосферы Земли согласуется с литературными данными по общей мощности атмосферной циркуляции.

4, Получила развитие теория дистанционного зондирования атмосферы инфракрасным излучением с высоким спектральным разрешением.

• Разработана методология главных компонент и нейронных сетей для решения обратной задачи определения вертикальных профилей температуры и парниковых газов в атмосфере из ее тепловых спектров высокого разрешения.

• Впервые предложен и разработан метод дистанционного зондирования вертикального профиля относительного содержания изотопомера HDO в атмосфере из спектров уходящего теплового излучения Земли высокого разрешения (-0.1 см"') в диапазоне 600-2000 см"1.

• Идентифицированы изолированные сигналы HDO в ИК спектрах пропускания атмосферы в диапазоне 700-2000 см"' высокого разрешения (- 0.002см"'). Разработан и апробирован метод линейной регрессии на главные компоненты для определения профилей отношения HDÖ/H20 в атмосфере из данных спектров пропускания при наличии одновременных зондовых измерений профилей температуры и концентрации водяного пара.

• Впервые разработан и применен метод с использованием нейронной сети для определения полного содержания метана в атмосферном столбе из спектров сенсора AIRS со спутника AQUA. Относительная ошибка данного метода по тестовому набору составляет -2.4%.

• Разработан перспективный метод для определения вертикального профиля концентрации С02 в атмосфере из данных сенсора TANSO со спутника GOSAT с использованием нейронной сети.

• Предложен метод дистанционного зондирования усредненного по атмосферному столбу отношения ,3со2/12со2 из данных наземного FTIR высокого спектрального разрешения (-0.001 см"1) в диапазоне 6100 - 6300 см"' с достаточным отношением сигнал/шум (>1000).

5. Получены новые научные и практически важные результаты дистанционного зондирования параметров атмосферы и подстилающей поверхности.

• В инфракрасных спектрах атмосферы, полученных спутниковыми сенсорами типа IMG и современными Фурье спектрометрами наземного базирования (FTIR), идентифицированы сигналы изотопов: HDO, Н2|80, 13С02, 13СН4, 13СО - перспективные для их дистанционного зондирования в атмосфере.

• Из спектров сенсора AIRS со спутника AQUA получены количественные данные о полном содержании СН4 в атмосферном столбе и построены сезонные карты горизонтального распределения метана над районом Западной Сибири (58-67 С.Ш., 58-90 В.Д.) в период 2004-2006 г.г. Обнаружены характерные черты техногенной эмиссии метана в данном регионе.

• Предложен и апробирован метод количественного определения расхода природного газа на факельных установках по данным спутникового сенсора MODIS в инфракрасных каналах.

• Впервые выявлены сезонные вариации содержания метана в атмосфере болотной экосистемы Западной Сибири. Его значения меняются от 0.57 моль/м2 в зимний период до 0.62 моль/м2 в летний период. Вклад природной эмиссии СН4 из болот в общее содержание метана в атмосфере над исследуемым районом в летний период составил -0.05 моль/м2.

• Впервые получены данные о параметре, характеризующем «силу гидрологического цикла», а именно: широтное распределение HD0/H20 в атмосфере. Выявленный из данных сенсора IMG со спутника ADEOS за период 19961997 г.г. широтный тренд относительного содержания дейтерия в атмосферном столбе над Тихим океаном лежит в интервале от -120%о вблизи экватора до -220%о на высоких широтах около 60 градусов.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Статьи, опубликованные в ведущих рецензируемых научных журналах и

изданиях, определенных ВАК:

1. Шмелев В.М., Захаров В.И., Нестеренко А.И. (1989). Эффект взрывного поглощения излучения С02 - лазера в атмосфере// Оптика атмосферы, т.

2, №06, стр. 597-604.

2. Zakharov V.I., Shmelev V.M., Nesterenko A.l. (1991): Explosive absorption effect of power laser beam in atmosphere // Journal de Physique IV, vol.1, C7, pp. 775-781.

3. Захаров В.И., Грибанов К.Г., Прокопьев B.E., Шмелев В.М. (1992): Влияние полосы прозрачности атмосферы 8-13 мкм на устойчивость теплового состояния Земли. // Атомная энергия, т. 72, вып.1, стр. 98-102.

4. Грибанов К.Г., Захаров В.И. (1994): Радиационные режимы атмосферы Земли с учетом пороговых особенностей поглощения теплового излучения в области окна прозрачности 8-13 мкм // Вычислительные технологии, т. 3, вып. 8, стр. 62-71.

5. Zakharov V.I., Gribanov K.G., Falko M.V., Golovko V.F., Chursin A.A., NikitinA.V., and Tyuterev Vl.G. (1997): Molecular Atmospheric Transmittance Function in the Range of 2-400 micron and Earth Radiation Balance. // J. Quant. Spectrosc. Radiat. Transfer Vol. 57, No.l, pp. 1-10.

6. Грибанов К.Г., Захаров В.И., Ташкун C.A. (1999): Пакет программ FIREARMS и его применение в задачах пассивного ИК-зондирования атмосферы. // Оптика атмосферы и океана, т. 12, №4, стр. 372-378.

7. Асипцов О.И., Захаров В.И., Грибанов К.Г. (2000): Взрывное поглощение излучения С02 лазера в атмосферном воздухе с примесью углекислого газа // Оптика атмосферы и океана, т. 13, №11, стр. 979-982.

8. Береснев С.А., Кочнева Л.Б., Суетин П.Е., Грибанов К.Г., Захаров В.И. (2003): Фотофорез атмосферных аэрозолей в поле теплового излучения Земли. // Оптика атмосферы и океана, том 16, №05-06, стр. 470-477.

9. Захаров В.И., Грибанов К.Г., Береснев С.А., (2009): Роль газовых и аэрозольных компонент атмосферы в модели парникового взрыва // Оптика атмосферы и океана, т.22, №03,1-11.

10.Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1982): Построение эффективных операторов для нестационарного резонансного поглощения. // Известия высших учебных заведений. Физика, №8, стр. 82-99.

11 .Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1983): Несекулярное разложение для оператора эволюции в нерелятивисткой квантовой электродинамике. // Известия высших учебных заведений. Физика, №9, стр. 44-48.

12.Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1984): Описание многофотонной бесстолк-новительной диссоциации изотопомеров молекулы SFi- // Квантовая электроника. Т.11,№1, стр. 24-30.

13.Zakharov V.I. and Tyuterev Vl.G. (1985): Nonsecular expansion of evolution operator and field statistics. // Journal of Optical Society of America B, vol. 2, issue 2, pp. 387-390.

14.3ахаров В.И. (1987): О возможности подавления флуктуаций фотонов в когерентном излучении непрерывного лазера// Оптика и спектроскопия, т. 62, выпуск 5, стр.1122-1125.

\5.Zakharov V.l. and Tyuterev Vl.G. (1987): Photon statistics of laser beams in resonance multiphoton processes. // Laser and Particle Beams, Vol.5, No.l pp.27-47.

16.3ахаров В.И., Пономарев Ю.Н., Тютерев Вл.Г. (1988): О возможности получения состояния поля с субпуассоновской статистикой фотонов. // Вестник АН СССР, Серия физическая, том 52, №6. стр. 61-68.

17.Beltyukov I.L., Bondarenko N.B., Djanelidze A.A., Gribanov K.G., Gapanov M.Yu., Kondratov S.V., Maltsev A.G., Novikov P.I., Tsvetkov S.A., and Zakharov V.I. (1991): Laser-induced fusion in Ti-H2-D2 composition. // Fusion Technology, vol.20, pp. 234-241.

18.Gribanov K.G., Zakharov V.I., Tashkun S.A., Tyuterev VI.G. (2001): A new software tool for radiative transfer calculations and its application to IMG/ADEOS data // J. Quant. Spectrosc. Radiat. Transfer. V. 68, №4, pp. 435-451.

19.Захаров В.И., Имасу Р., Грибанов К.Г., Захаров С.В. (2008): Баланс свободной энергии на верхней границе атмосферы. // Оптика атмосферы и океана, т.21, №03, стр. 240-247.

20.Грибанов К.Г., Захаров В.И. (1999): О возможности мониторинга содержания HD0/H20 в атмосфере используя наблюдения из Космоса уходящего теплового излучения. // Оптика атмосферы и океана, том 12, №09, стр. 858-860.

21 .Грибанов К.Г. Бреон Ф.М., Захаров В.И. (2000): Эффект отраженного поверхностью ИК-излучения, наблюдаемый в эмиссионных спектрах атмосферы при зондировании Земли из космоса. // Оптика атмосферы и океана, том 13, № 12, стр. 1119-1122.

22. Грибанов К.Г., Захаров В.И., Кобаяши Н., Шимота (2000): А. Определение HD0/H20 в атмосфере из данных наземного сенсора T1IS// Оптика атмосферы и океана, том 13, № 10, стр.910-913.

23.Грибанов К.Г., Захаров В.И., Топтыгин А.Ю. (2003): Восстановление профилей температуры и влажности по ИК спектрам Земли на основе сингулярного разложения ковариационных матриц // Оптика атмосферы и океана, т. 16, №07, стр. 576-581.

24.Gribanov K.G. and Zakharov V.I. (2004): Neural network solution for temperature profile retrieval from infrared spectra with high spectral resolution. // Atmospheric Science Letters, vol. 5, issue 1-4, pp. 1-11.

25.Zakharov V./., Imasu R., Gribanov K.G.. Hoffmann G., Jouzel J. (2004): Latitudinal distribution of deuterium to hydrogen ratio in the atmospheric water vapor retrieved from IMG/ADEOS data // Geophysical Research Letters. V. 31.-№12.-pp. 723-726.

26.Топтыгин А.Ю., Грибанов К.Г., Имасу P., Шмидт Г., Захаров В.И. (2006): Широтные вариации вертикальных профилей и полного содержания HD0/H20 в атмосфере над океаном, полученные из данных IMG/ADEOS // Оптика атмосферы и океана, т. 19, №10, стр. 875-879.

21 .Топтыгин А.Ю., Грибанов К.Г., Захаров В.И., Касай Я., Кагава А., Му-раяма Я., Имасу Р., Шмидт Г.А., Хоффманн Г., Жузель Ж. (2007): Определение вертикального профиля HD0/H20 из спектров пропускания атмосферы высокого разрешения // Оптика атмосферы и океана, т. 20, №3, стр. 247-252.

28.Грибанов К.Г., Захаров В.И., Алсычбаев К.С. Суляев Я.С. (2007): Метод определения расхода попутного газа на факелах по данным спутникового зондирования сенсорами типа MODIS в ИК каналах // Оптика атмосферы и океана, т.20, №1, стр. 68-72.

29.Грибанов К.Г., Имасу Р., Топтыгин А.Ю., Блойтен В., Наумов А.В., Захаров В.И. (2007): Метод и результаты по определению метана в атмосфере Западной Сибири изданных сенсора AIRS. // Оптика атмосферы и океана, т.20, №10, стр. 881-886.

30.Захаров В.И., Благодарева М, Грибанов К.Г., (2008): Метод дистанционного зондирования отношения 13С02/,2С02 в атмосфере по инфракрасным спектрам пропускания высокого разрешения // Оптика атмосферы и океана, т.21, №05, стр. 393-396.

Другие публикации:

ЗХ.Захаров В.И., Прокопьев В.Е., Шмелев В.М., Грибанов К.Г. (1991): Устойчивость современного температурного состояния Земли. // Препринт № 7, Томский Научный Центр СО АН СССР, 15 с.

Ъ2.3ахаров В.И., Грибанов К.Г., Шмелев В.М. (1992): Неравновесные и равновесные эффекты в процессе взрывного поглощения интенсивного излучения С02 лазера в воздухе с примесью углекислого газа. // Труды международного симпозиума по тепломассобмену и неравновесным процессам в газах, сентябрь, Минск 1992.

33.Zakharov V.I., Shmelev V.M., Gribanov K.G., Prokop'ev V.E. (1993): Influence of Atmospheric Transparency Window 8-13 micron on Thermal Stability of the Earth Atmosphere. // Proceedings of International ASA Colloquium, Reims, France, September 8-10, pp.39-42.

3A.Zakharov V.I., Gribanov K.G., Shmelev V.M., Chursin A.A., Husson N.. Golovko V.F., and Tyuterev VI. G. (1994): Temperature dependence of atmospheric transparency function in field of 100-5000 cm'1 and model of explosive greenhouse effect. // Proceedings of the 5,h International Workshop on ASS/FTS, Tokyo, Japan, Nov. 30th - dec. 2nd, pp. 419-445.

35.Zakharov V.I., Gribanov K.G., Shmelev V.M., Falko M.V. (1994): Phenomenon of Explosive Resonance Absorption of C02 Laser Radiation by Atmospheric Carbon Dioxide and Water Vapour. // SPIE vol. 2205, pp.91-96.

36.Zakharov V. /., Gribanov K.G., Falko M.V., Golovko V.F., Chursin A.A., Husson N„ Scott N.A., Tyuterev VI. G. (1996): Temperature dependence of molecular atmospheric transmission function in field of 2-400 micron and the Earth radiation balance.// Proceedings of the 7th Global Warming International Conference, Austria, Vienna, April 1-3.

37.Zakharov V.I. (1998): Impact of vegetation albedo on local cooling of spring season // Bulletin of Meteorological Research. №6, 5-6, MRI Tsukuba 1998.

3&.3axapoe В.И. (2007): Пороговые модели парникового эффекта // Труды международного симпозиума "ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ: НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ", стр.76-81, 11—13 сентября, С.Петербург-Петродворец.

39.Захаров В.И., Фомин Г.Г., Пономарев Ю.Н. (1989): Лазерный гетеродинный локатор атмосферы. // Авторское Свидетельство №1515911, 1989 г.

АО.Zakharov V.l., Imasu R., Gribanov K.G. (2005): Net Free Energy of the Earth and its Monitoring from Space Concept. // SPJE vol. 5655, pp. 540-547.

41 .Zakharov V.l., Bordyugov A.G., Dvorkovich A.B., Gribanov K.G. Krupkin KG., Shmelev V.M., Novikov LP. (1997): Regarding Monitoring of CH4 Emission over Russian Ecosystems Using IMG/ADEOS Data // Proceedings of the 10th Optical Meeting in Israel, Jerusalem, Israel, March 2-6.

Al.Tashkun S.A., Golovko V.F., Chursin A.A, Aoki Т., Fukabori M„ Zakharov V.l., Gribanov K.G. (1998): Retrieval Algorithm for Atmospheric Constituents Using High-Resolution Spectra of Satellite Interferometer Sounding // SPIE, V. 3583. - pp. 2-7.

A3.Gribanov KG., Zakharov V.l., Tashkun S.A., Tyuterev Vl.G. (1999): An advanced user-friendly system for atmospheric calculations including constituents profile retrievals. // Proceedings of Int. ALPS 99 Symposium, pp. 99-106, France, Mirabele 1999.

44.Zakharov V.l., Gribanov KG., Kobayashi #., Shimota A. (1999): Regarding HDO determination in atmosphere using high resolution FTS data in thermal IR // Proceedings of 3rd ADOES Symposium, pp. 102-111, Kyoto, Japan 1999.

45.Zakharov V.l., Imasu R„ Gribanov K.G. (1999): HDO and 13C02 Retrieval from IMG Spectrum Data // Proceedings of 3rd ADOES Symposium, pp. 151160, Kyoto, Japan 1999.

46.Zakharov V.l., Imasu II, Gribanov K.G. (2001): Signals of isotopes of GHG in spectra of emission of atmosphere and HD0/H20 Retrieval from IMG Data // Proceedings of SMILE-ILAS projects meeting. Kyoto, Japan, March 2001.

AT.Zakharov V.l., Imasu R„ Gribanov K.G. (2002): D/H latitudinal distribution in atmosphere retrieved from IMG spectra. // SPIE, vol. 4897, pp.65-71.

Ai.Захаров В.И., Грибанов К.Г., Имасу Р. (2002): Обратные задачи спутникового мониторинга парниковых газов в атмосфере // Тезисы Международной школы - конференции "Обратные задачи: теория и приложения", Ханты-Мансийск, Апрель 2002 г.

49.Топтыгин А.Ю., Грибанов К.Г., Захаров В.И. (2004): Определение полного содержания метана в атмосферном столбе с помощью нейронной сети по данным сенсора AIRS/AQUA // Тез. докл. международного симпозиума стран СНГ «Атмосферная радиация». С-Петербург, 22-27 июня, С-Петербург: Изд-во СПбГУ, стр. 112-114.

50.Zakharov V.l., Gribanov K.G., Prokop'ev V.E., Shmelev V.M. (2005): Effects of the 8-13 цт atmospheric transmission band on the stability of the earth's thermal state. // Atomic Energy, vol. 72, issue 1, doi: 10.1007/BF01121330, 1063-4258 (Print), 1573-8205 (Online), Springer New York 2005.

51.Gribanov KG., Imasu R„ Schmidt G.A., Toptygin A.Yu., Zakharov V.l. (2005): Neural network retrieval of deuterium to hydrogen ratio in atmosphere from IMG/ADEOS spectra // SPIE. - 2005. - V. 5655. - pp. 515-521.

52.Toptygin A.Yu., Gribanov KG., Imasu R„ Bleuten W„ Zakharov V.l. (2005): Seasonal methane content in atmosphere of the permafrost boundary zone in

Western Siberia determined from IMG/ADEOS and AIRS/AQUA data // SPIE

2005. - V. 5655. - pp. 508-514.

53.Грибанов К.Г., Захаров В.И., Топтыгин А.Ю„ Крупкин В.Г, Шмелев В.М., Апсынбаев К.С., Голомолзин В.В. (2005): Разработка элементов системы для мониторинга эмиссии метана в Западной Сибири по данным термического зондирования Земли из космоса с высоким спектральным разрешением // сб. ст. под ред. И.Г. Ассовского, О.Д. Хайдена «Ракетные двигатели и проблемы освоения космического пространства». - М.: «Тору сПресс» - 2005. - Т. 1. - стр. 469^79.

54.Gribanov K.G., Imasu R„ Toptygin A.Yu., Bleuten W., Zakharov V.I. (2005): Method and results of CH4 content retrieval in the atmosphere from AIRS/AQUA spectra in thermal IR // Proceedings of International ASA-2005 Workshop, Reims-France, September 6-8. - 2005. - pp. 1-4.

55.Захаров В.И., Грибанов К.Г., Топтыгин А.Ю., Имасу Р., Блойтен В., Дю-карев Е.А. (2006): Сезонные вариации содержания метана в атмосфере западной Сибири по данным термического зондирования сенсором AIRS со спутника AQUA // Тез. докл. международного симпозиума стран СНГ «Атмосферная радиация». С-Петербург, 24-29 июня 2006 г. -Издательство СПбГУ, 2006. - С. 83.

56.Захаров В.И., Грибанов К.Г., Топтыгин А.Ю., Имасу Р., Шмидт Г. (2006): Широтное распределение тяжелой воды в атмосфере, полученное из данных термического зондирования сенсором IMG/ADEOS // Тез. докл. международного симпозиума стран СНГ «Атмосферная радиация». С-Петербург, 24-29 июня 2006 г. - Издательств СПбГУ, 2006. - С. 85.

51.Toptygin A.Yu., Gribanov K.G., Zakharov V.I., Kasai Y„ Kagawa A., Mura-yama Y, Imasu R., Schmidt G.A., Hoffmann G., Jouzel J. (2006): Method and results of retrieval of HDO/HjO in atmosphere from IMG/ADEOS and FTIR data // SPIE. - 2006. - V. 6580. - pp. 54-59.

58 .Gribanov K.G., Toptygin A.Yu., Zakharov V.I. (2006): Application of Multilayer Perceptron to High-Resolution Infrared Measurement Retrieval // SPIE. -

2006.-V. 6580.-pp. 72-77.

59.Zakharov V.I. (2008): Regarding Greenhouse Explosion, Chapter 6. pp. 107132, in book: GLOBAL CLIMATOLOGY AND ECODYNAMICS - Anthropogenic changes to Planet Earth. Eds: Cracknel!A., Krapivin V., Varotsos С. II Springer/PRAXIS, Chichester, UK.

Подписано в печать УО. СЗ . Формат 60x84 1/16

Усл. печ. л. 2. Тираж 100 экз. Заказ № ЗУ Отпечатано в ИПЦ «Издательство Уральского университета» 620000, г. Екатеринбург, ул. Тургенева, 4

Введение.стр.

• Цель работы.стр.

• Задачи диссертации.стр.

• Защищаемые положения.стр.

• Краткое содержание глав.стр.

Глава I. Глобально-осредненные одномерные (по вертикали) модели теплового баланса системы «атмосфера-поверхность» с положительной обратной связью. Возможные стационарные состояния теплового баланса поверхности Земли в области температур > 288К

1.1 Перенос теплового излучения в молекулярной атмосфере.стр.

• Тонкие эффекты, наблюдаемые в натурных тепловых спектрах атмосферы высокого разрешения.стр.

• Вертикальный перенос ИК излучения в атмосфере с учетом отражения от поверхности.стр.

• Результаты моделирования и сравнение с наблюдаемыми спектрами.стр.

1.2 Глобальный среднегодовой тепловой баланс поверхности Земли с учетом механизма закрывания окна прозрачности атмосферы 8-13 мкм. Пороговые модели парникового эффекта.стр.

• Молекулярная функция пропускания атмосферы в районе (МОООспГ1. Механизм закрывания окна прозрачности 8-13 мкм.стр.

• Тепловой баланс поверхности Земли в модели эквивалентной серой атмосферы. Различные стационарные состояния температуры поверхности.стр.

• Тепловой баланс поверхности Земли в рамках детальной спектроскопической модели молекулярной атмосферы. Различные стационарные состояния температуры поверхности.стр.

• Анализ механизмов определяющих устойчивость современного термического режима поверхности Земли.стр.

1.3 Экспериментальная демонстрация механизма взрывного поглощения в горячих колебательных полосах. Разогрев атмосферного воздуха с примесью СОгВ поле излучения 10.6 мкм.стр.

• Результаты.стр.

Глава II. Баланс потоков энтропии и свободной энергии на верхней границе атмосферы.стр.

• Статистика фотонов. Энтропия и свободная энергия излучения.стр.

• Принцип минимума свободной энергии излучения.стр.

• Баланс свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы.стр.

• Результаты.стр.

Глава III. Обратные задачи инфракрасной атмосферной оптики высокого спектрального разрешения. Методы определения вертикальных профилей температуры и концентраций парниковых газов.стр.

• Общая методология восстановления атмосферных параметров из инфракрасных спектров высокого разрешения.стр.

• Обратная задача определения параметров атмосферы из тепловых спектров.стр.

• Метод разложения по эмпирическим ортогональным функциям н нейронные сети.стр.

• Восстановление профилей температуры и влажности с использованием сингулярного разложения.стр.

• Нейронные сети.стр.

Результаты.стр.

Глава IV. Результаты натурного применения методологии решения обратных задач термического зондировании атмосферы с высоким спектральным разрешением.стр.

1. Радиационный и фазовый теплообмен в атмосфере. Распределение отношения HD0/H20 в атмосфере как характеристика гидрологического цикла.стр.

1.2 Весовые функции и выбор спектрального интервала для задачи теледетектирования отношения HD0/H20 в атмосфере.стр.

1.3. Определение вертикальных профилей HDO/H2O в атмосфере из спектров спутникового сенсора IMG и наземного спектрометра

FTIR.стр.

• Результаты обработки спектров IMG и анализ ошибок

1.4 Метод определения отношения HDO/H2O в атмосфере из ИК спектров ее пропускания высокого разрешения. Апробация на спектрах наземного сенсора FTIR, установленного на Аляске.стр.

• Болотная экосистема Западной Сибири как источник выбросов метана на планете.стр.

• Методика определения содержания метана из спектров сенсора AIRS и получение данных о сезонных вариациях содержания метана в атмосфере Западной Сибири за 2004-2006 г.г.стр.

• Сезонные вариации метана в атмосфере и оценка локального теплового эффекта болот Западной Сибири.стр.

• Результаты.стр.

Парадигмами XXI века являются демография и глобальное потепление, причем вторая, вероятно, является следствием первой [144, 200]. Вековой тренд термического режима нашей планеты привел к наблюдаемым уже невооруженным глазом климатическим изменениям, таким как: масштабное таяние ледников и смещение границ зон вечной мерзлоты. Климат Земли является регулирующим фактором жизнедеятельности биосферы в целом, и человека в частности. Он определяет стационарный (в смысле глобальных среднегодовых характеристик) термический режим поверхности планеты, возможность комфортного существования на ней биоты, подчиняет себе природные процессы, которые в свою очередь (из-за наличия обратных связей) направлены на стабилизацию состава атмосферы и климата Земли. Климатическая система состоит из таких взаимосвязанных подсистем как: атмосфера, океан, биосфера, криосфера, литосфера. Она является сложнейшим природным саморегулирующимся механизмом и предметом комплексных широкомасштабных исследований [1, 11, 13, 16-24, 34, 35, 38-40, 43-47, 60, 91, 92, 98-101, 104-112, 118-122, 124, 125, 127, 130, 144, 146, 148, 149, 154, 155, 168, 188, 208-210, 320, 331-333, 430]. В норме среднегодовой термический режим нашей планеты подчиняется принципу Ле Шателье, т.е. стремиться вернуться к в исходное при отклонении от стационарного состояния, характеризующегося постоянной среднегодовой температурой поверхности Земли, равной в настоящее время около 288К [44-47, 136]. Однако в связи с экспоненциальным ростом народонаселения на Земле в минувшее столетие и эскалацией технократического развития современной цивилизации возникает опасение, что увеличивающийся антропогенный прессинг на биоту и рост концентрации парниковых газов в атмосфере может в будущем превысить допустимые рамки, которые климатическая система способна регулировать [43-47, 95, 96, 343, 344]. Еще в начале XX века В.И. Вернадский обратил внимание на то обстоятельство, что антропогенное влияние на природу приобретает геологические масштабы [30]. Он высказал утверждение, что на определенном этапе своего развития человечество должно будет принять на себя ответственность за дальнейшую эволюцию нашей планеты. В противном случае у человечества может не быть будущего.

В последнее столетие в парниковом эффекте начала отчетливо проявляться трендовая составляющая, наблюдается резкое повышение содержания ключевых парниковых газов (главным образом диоксида углерода и метана) в атмосфере [97-99, 154, 155, 179, 369], Рис. X. Согласно данным палеоклиматических исследований подобный рост концентрации парниковых газов, который имел место за последние около 200 лет (Рис. 1), ранее происходил на примерно за 20 ООО лет [146, 221, 319, 320, 376]. Более того, в настоящее время количество метана более чем в 2, а углекислого газа почти в 1.5 раза превышает максимальные уровни концентраций этих газов в атмосфере, наблюдавшиеся за последние 420 000 лег, Рис.1.1. Высокая скорость накопления парниковых газов в атмосфере за последние около 150 лет указывает на возможность антропогенного характера современных процессов. Аномально быстрый рост концентрации парниковых газов в атмосфере (Рис. 1), повышение средней приповерхностной температуры воздуха (Рис. 2) и усиление парникового эффекта за последние 100-150 лет может быть следствием крупномасштабной аграрной и индустриальной деятельности человека. Вероятно, размыкание углеродного цикла явилось следствием как роста прямой антропогенной эмиссии углекислого газа в атмосферу (утилизация органического топлива, производство цемента), так и из-за уменьшения фотосинтезирующей мощности естественной биоты (масштабная экспансия человека на территории, занимаемые естественной биотой, загрязнение почвы и мирового океана) [11, 44, 45, 47, 96, 124, 125, 188, 307, 310, 331-333, 430]. Проблема усложняется тем, что накопление парниковых газов в атмосфере и связанный с ним рост средней поверхностной температуры могут иметь пороговые особенности [46, 73-75, 81, 84, 288, 444-446, 454, 456]. Они обусловлены наличием сильной положительной обратной связи между температурой поверхности, концентрацией С02, Н20 и других парниковых газов в атмосфере и поглощением уходящего теплового излучения в горячих колебательных полосах С02 и НэО, т.е. на резонансных переходах, идущих с возбужденных колебательных уровней этих молекул. Больцмановская заселенность возбужденных колебательных уровней как функция температуры пропорциональна экспоненциальному множителю ~ е и , где Е - энергия нижнего колебательного уровня, с которого идет поглощение, Г - температура газа. Такая температурная зависимость коэффициента поглощения в горячих полосах парниковых газов - сильная положительная обратная связь между температурой поверхности и поглощением атмосферой теплового излучения поверхности. Это может приводить к закрыванию окна прозрачности 8-13 мкм, через которое осуществляется радиационное охлаждение поверхности Земли [73-75, 81, 84, 442, 444-446]. С ростом температуры также экспоненциально увеличивается выход С02 из океана и карбонатов земной коры. Запаса мощности современной биоты, которая за счет фотосинтеза обеспечивает быстрый сток СО? из атмосферы в такие резервуары как океан, леса, болота и т.д. может не хватить для ограничения роста концентрации углекислого газа в атмосфере и это может привести к саморазгоняющемуся накоплению С02, а также Н2О и СН4 (из метаногидратов, запасы которых огромны) в атмосфере, закрыванию окна прозрачности 8-13 мкм и сильному разогреву поверхности нашей планеты, что поставит под угрозу само существование жизни на Земле.

360 340 320 300 280 260

1760 1500 1250 1000 750

1000 1200 1400 1600 1 800 2000 ГОДЫ

Рис. 1. Изменение содержания двуокиси углерода и метана в атмосфере за период 1000 лет, согласно палеоклиматическим данным и современным наблюдениям: www.Globalwarming.nel

10

Depth (m)

1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 t x* о

Age [yf BP)

Рис.1.1. Палеоклиматические данные (ледяные керны с Антарктиды со станции «Восток») по изменению температуры поверхности Земли и концентрации С02 и СН4 в ее атмосфере за последние примерно 420 ООО лет [366]. По оси абсцисс отложены возраст керна (годы) - внизу и глубина бурения (метры) - вверху. По оси ординат приведена концентрация углекислого газа и метана в атмосфере - слева и температура поверхности - как разность между температурой на тот момент и ее значением в доиндустриальный период (около 150 лег назад) - справа. Данные за последние i ООО лет и настоящее время приведены на Рис.1.

Температура поверхности среднегодовая - средняя за 5 лет

ГОДЫ

Рис. 2. Рост среднегодовой температуры воздуха у поверхности Земли за период метеорологических наблюдений, www.Globalwarming.net. J

Согласно накопленным литературным данным [13, 34, 45, 95, 96, 124, 125, 188, 310, 331-333, 410, 430] в настоящее время, годовой углеродный цикл нашей планеты имеет следующие количественные характеристики. В обозначениях работы [96] общая продукция органических веществ в результате фотосинтеза в пересчете на углерод 8530?- (где у = 10~в грамм в пересчете на 1см2 земной поверхности), значительно выше уровня техногенного выброса С02 равного 350/, однако, большая часть органического углерода, благодаря процессам дыхания, гниения, пожарам и т.д. снова возвращается в атмосферу в виде С02. Разница между биогенным связыванием (фотосинтез + образование карбонатов) С02 и выделением связанного в результате фотосинтеза С02 (дыхание, пожары и т.п.) невелика и составляет около 8.8/, что примерно в 50 раз меньше уровня техногенного выброса С02 в атмосферу. В результате такого дисбаланса углеродный цикл оказывается разомкнутым, что и приводит к наблюдаемому устойчивому росту концентрации С02 в атмосфере с выраженными сезонными колебаниями, отражающими характерные сезонные вариации мощности фотосинтеза, Рис. 3.

СО2, рри станция Мауна-Лоа, Гавайские острова

360

370 360 350 340 330 320 310 300

Рис.3. Сезонные вариации концентрации С02 в приземном сдое атмосферы, наблюдаемые с 1959 г. на станции Мауна-Лоа, www.Globalwarming.net. a/1 № n

Л

A i \Л V\

VI iV*

В норме (при замкнутом углеродном цикле) кривая концентрации углекислого газа в атмосфере Земли, приведенная на Рис.3, должна быть горизонтальна (как в период с 1000 по 1800 г. На Рис.1), в настоящее же время наблюдается процесс его накопления в атмосфере. Это свидетельствует о недостаточности мощности современной биоты для стабилизации уровня углекислого газа в атмосфере. Добавочная мощность в интегральный парниковый эффект (по разным оценкам 1-3 Вт/м [188]) за счет накопления диоксида углерода, метана и других парниковых газов в атмосфере для всей планете составляет ~1015 Вт и по порядку величины сравнима с мощностью ее тепловой машины ~ 8 • 1015 Вт, переносящей тепло от экватора к полюсам за счет атмосферно-океанической циркуляции [44, 47]. Механизм возмущения этим добавочным парниковым эффектом атмосферной циркуляции пока не очень ясен. Однако, уже становится понятным, что увеличение парникового эффекта не только приводит к кажущейся на первый взгляд большей комфортности климата в средних и высоких широтах, характеризующегося повышением среднегодовой температуры и влажности и, как правило, более теплыми зимами в последние десятилетия, но также и к серьезным негативным воздействиям с далеко идущими разветвленными последствиями. В результате, по статистическим данным Global Warming International Center www.Globalwarming.net ежегодно отслеживающим индекс экстремальных событий уже сейчас имеет место значительное возмущение и хаотизация атмосферной циркуляции, наблюдается ежегодный рост числа и мощности экстремальных климатических событий (ливни и наводнения, ураганы, засухи и т.п.). Однако количественные оценки влияния повышения содержания парниковых газов на климат в отдаленном будущем пока еще противоречивы, что обусловлено главным образом такими факторами как неполнота массива наблюдений и неопределенность количественных значений управляющих параметров моделей в широком интервале температур [118, 120-122, 188, 310, 430]. Основным средством изучения климатической системы в части предсказания изменений климата под воздействием внешних факторов (в частности, антропогенное влияние) является численное моделирование общей циркуляции потоков тепла и массы в атмосфере и океане [15, 35, 100, 101, 127, 136-138, 144, 145, 282, 303-304, 308, 398]. При этом рассматривается множество параметров: компоненты скорости ветра и течений в океане, температура и солёность воды, концентрация газовых составляющих в атмосфере, давление, взаимодействие климатических подсистем: гидросфера, атмосфера, криосфера, биота, - учитывается рельеф поверхности и другие факторы. Важнейшим направлением развития численного моделирования климата является более точное описание всех физических процессов, происходящих в климатической системе, с целью количественного прогнозирования возможных будущих его изменений. Общий тепловой баланс планеты включает несколько составляющих, где значительную роль в формировании атмосферной циркуляции и парникового эффекта играют процессы радиационного и фазового переноса тепла в системе «атмосфера — земная поверхность». В основе современных численных трехмерных моделей общей циркуляции атмосферы лежит задача теплообмена в системе «Солнце - атмосфера - земная поверхность», при этом Солнце рассматривается как изменяющийся со временем (суточный, сезонный ход) внешний источник энергии, а моделируемые процессы протекают в системе «атмосфера - земная поверхность (океан, суша)» [100, 101, 138, 139, 188, 209, 210]. В атмосфере рассматриваются и подвергаются параметризации такие процессы как: радиационный перенос, вертикальный и горизонтальный турбулентный перенос, испарение и конденсация в облаках, выпадение осадков, взаимодействие атмосферы с поверхностью и другие. Основные механизмы переноса тепла в системе «атмосфера - земная поверхность» - это радиационный перенос, а также турбулентный перенос скрытого и явного тепла. Парниковый эффект или поток нисходящего к поверхности теплового излучения атмосферы (противоизлучение) складывается из излучения парниковыми газами, излучения от облаков и аэрозоля. Еще в 1861 г. Тиндалл [425] обратил внимание, что атмосферные газы такие как: СОг, Н20, СО, Оз, CH,t, N20 и др. частично поглощают тепловое излучение Земли, излучая его затем по направлению к поверхности, дополнительно подогревая ее, и в космическое пространство, охлаждая атмосферу. Излучение парниковых газов и облаков, направленное вниз к поверхности (противоизлучение) имеет среднегодовую мощность около 324 Вт/м2 и определяет парниковый эффект на Земле, Рис. 4, [210]. отраженная солнечная радиация 107 Вт/м2 отражение облаками, аэродалями, .атмосферой скрытое 24 ( 78 тепло приходящая солнечная радиация 342 Вт/м2 уходящее длинноволновое излучение 235 Вт/м2

40 атмосферное окно излучение / атмосферой 165 парниковые газы поглощение J атмосферой

324 противоизлучение отражение поверхностью 30 турбулентный испарение поглощение теплообмен поверхностью излучение поверхностью поглощение поверхностью

Рис. 4. Общая схема среднегодового теплового баланса атмосферы и поверхности Земли, [210]. Парниковый эффект на Земле обеспечивает поток нисходящего инфракрасного теплового излучения -324 Вт/м2, приходящий к поверхности от атмосферы (из-за наличия парниковых газов: Н20, С02, СН4, Оз, N„0^, СО и др. в атмосфере) и дополнительно к солнечному потоку греющий поверхность.

Современная проблема парникового эффекта в гом, что за последнее столетие из-за увеличения в атмосфере количества парниковых газов, главным образом СС>2 и СН4 этот среднегодовой поток увеличился на величину примерно 1-3 Вт/м: и продолжает расти [188]. Центральным направлением развития современных 3D моделей общей циркуляции атмосферы является все более детальное описание различных компонент климатической системы на более мелкой координатной сетке и более точный учет всех физических процессов, происходящих в атмосфере и океане [176, 257]. Некоторые современные модели учитывают изотопное разделение водяного пара при фазовых превращениях, в которых отношение HDO/HbO является трассером «силы гидрологического цикла» [269, 271, 280, 304, 305, 317-320, 363, 397, 398]. Проблема растущего парникового эффекта и глобальной устойчивости климатической системы Земли становится важной научной проблемой современности. Для исследования возможных больших колебаний климата в широком диапазоне температур поверхности Земли ниже современной (288.2К) в литературе разрабатываются более простые горизонтально-осредненные нульмерные и одномерные (по широте) энергобалансные модели [19, 24, 47, 209, 232, 252, 260, 288, 298, 306, 339, 360, 365, 402] и более сложные модели [167]. В то время как исследованию вероятных больших колебаний климата Земли в области температур поверхности выше современной (288.2К) уделяется недостаточно внимания.

Комплексное исследование теплофизических характеристик всей климатической системы в целом и атмосферы в частности с использованием современного арсенала технических средств и методов, включая спутниковое зондирование, является актуальной задачей. Создание системы многолетнего мониторинга управляющих параметров климатической системы Земли (радиационный баланс планеты, альбедо, концентрация парниковых газов, водный цикл, потоки энтропии и свободной энергии через верхнюю границу атмосферы) помогло бы получить новые знания о нашей планете, выявить наиболее характерные тренды в процессе глобального потепления и определить их количественные характеристики.

В научно-исследовательском плане особый интерес представляют ключевые теплофизические характеристики атмосферы Земли, такие как:

• Температура атмосферы (вертикальный профиль) и подстилающей поверхности

• Концентрация парниковых газов (вертикальный профиль и/или полное содержание в атмосферном столбе)

• Возможные стационарные режимы теплового баланса поверхности нашей планеты в широком диапазоне температур

• Потоки свободной энергии на Землю из космоса и энтропии в космос через верхнюю границу атмосферы

• Характеристика «силы гидрологического цикла» - отношение HD0/H20 в атмосфере

Длительное развитие и успехи прикладной атмосферной инфракрасной спектроскопии подготовили хорошую базу для разработки активных и пассивных методов дистанционного зондирования параметров атмосферы. Технологии дистанционного зондирования атмосферы с целью мониторинга метеорологических параметров и загрязнения атмосферы разрабатываются уже около 40 лет [87-89, 113, 114, 116, 133, 180, 405-409]. Основу космической системы мониторинга атмосферных газов составляют современные инфракрасные спектрометры высокого разрешения, которые можно классифицировать по геометрии зондирования. В настоящей работе рассматривается главным образом термическое зондирование атмосферы в надир и на наклонных трассах. Данная геометрия позволяет осуществлять зондирование в любое время суток и имеет наиболее широкий высотный диапазон измерений, включающий в себя нижнюю тропосферу и подстилающую поверхность. До недавнего времени термическое зондирование в надир основывалось на данных получаемых многоканальными спектрорадиометрами [245, 246, 351, 380, 381, 406, 415], регистрирующими тепловое излучение атмосферы в нескольких или нескольких десятках спектральных интервалах. С появлением спутниковых Фурье спектрометров относительно высокого спектрального разрешения (до 0.1 см"1) с десятками тысяч спектральных каналов в тепловой инфракрасной (ИК) области существенно повысилась информативность спектров атмосферы, измеряемых со спутников. Произошли качественные изменения в методах обработки и интерпретации спутниковых данных. Обратная задача по определению параметров атмосферы из тепловых спектров высокого разрешения стала существенно переопределенной (число уравнений значительно больше числа неизвестных), с одной стороны. А создание и совершенствование достаточно подробных баз данных спектроскопической информации по атмосферным газам (HITRAN [390-392], GEISA [243, 418]), накопление априорной информации по профилям температуры и газовым и аэрозольным составляющим атмосферы в таких базах как TIGR и информационных системах как British Atmospheric Data Center (http://badc.nerc.ac.uk), способствовало прогрессу в детектировании важных малых газовых составляющих в атмосфере, таких как Н2О, СН4, СО, Оз, СО2 и даже их изотопомеров в атмосфере, в частности HDO, с другой стороны.

В настоящей работе для определения параметров атмосферы использовались спектры яркости уходящего теплового излучения, измеряемые со спутника в геометриях надир и по наклонным трассам, а также спектры пропускания атмосферы, измеряемые с Земли в геометрии наблюдения на солнце (Рис. 5).

Рис. 5. Геометрии наблюдения инфракрасных спектров атмосферы высокого разрешения, используемые в работе.

Цель работы

Основной целью работы является исследование устойчивости глобального термического режима системы «атмосфера - поверхность Земли» в области среднегодовых температур выше современной и получение количественных данных о состоянии атмосферы по ее инфракрасным спектрам высокого разрешения.

Задачи диссертации:

1. Развитие и программная реализация прямых line-by-line и обратных моделей переноса теплового излучения в безоблачной слабоаэрозольной атмосфере (когда многократным рассеянием можно пренебречь) для различных геометрий наблюдения: надир, зенит, лимб, наклонные трассы;

2. Разработка на их основе горизонтально-осредненных (глобальных) одномерных (по вертикали) моделей термического режима поверхности Земли с положительной обратной связью, учитывающих пороговый механизм поглощения в горячих колебательных полосах СОг, Н20 и других парниковых газов. Экспериментальное подтверждение существования данного порогового механизма.

3. Исследование возможных стационарных состояний глобального среднегодового теплового баланса поверхности Земли в области температур выше современной, 288.2К и условий перехода между ними.

4. Разработка модели для расчетов потоков свободной энергии на Землю и энтропии в Космос через верхнюю границу атмосферы, исследование экстремумов модели; концепция мониторинга баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы;

5. Развитие и программная реализация методов решения обратных задач по переносу теплового излучения в молекулярной атмосфере для определения вертикальных профилей температуры и концентрации парниковых газов в атмосфере по ее инфракрасным спектрам высокого разрешения полученных современными спутниковыми сенсорами: IMG, AIRS и Фурье спектрометрами наземного базирования FTIR;

6. Разработка методологии для дистанционного зондирования параметра атмосферы характеризующего «силу гидрологического цикла» (отношение HDO/H2O в атмосфере) из спектров уходящего в космос теплового излучения и спектров пропускания атмосферы, измеряемых инфракрасными наземными Фурье спектрометрами высокого разрешения; Получение количественных данных о широтно-высотном распределении величины отношения HDO/H2O в атмосфере из спектров уходящего теплового излучения, измеренных сенсором IMG со спутника ADEOS над районом Тихого океана (65 ю.ш. - 65 с.ш.; 130 - 170 з.д.);

Защищаемые положения:

1. Горизонтально-осредненные одномерные по вертикали энергобалансные модели парникового эффекта в приближении радиационно-конвективного равновесия атмосферы, учитывающие механизм закрывания окна прозрачности 8-13 мкм из-за поглощения теплового излучения в горячих колебательно-вращательных полосах С02, Н20 и других оптически активных газов, предсказывают возможность существования нескольких стационарных режимов поверхности Земли в области температур выше современной > 288.2К.

2. Выявленные температурные закономерности в одномерных по вертикали энергобалансных моделях парникового эффекта, учитывающих положительные и отрицательные обратные связи в процессах теплообмена системы «атмосфера-поверхность Земли», позволяют оценивать пороговую концентрацию С02 и СН4 в атмосфере, превышение которой ведет к перегреву поверхности и переходу в горячее устойчивое состояние, аналогичное состоянию Венеры. А также оценивать критическую скорость увеличения планетарного альбедо с ростом температуры, выше которой современный термический режим поверхности Земли при заданных начальных концентрациях парниковых газов является единственной глобально устойчивой точкой в области температур > 288К.

3. Модель для расчета баланса потоков свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы. Баланс потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы планеты как функция оптической толщины эквивалентной серой атмосферы (для теплового излучения) имеет минимум при оптической толщине характерной для атмосферы Земли.

4. Регулярные методы решения некорректных обратных задач инфракрасной атмосферной оптики позволяют с достаточной точностью определять вариабельные параметры атмосферы, такие как: вертикальные профили температуры и концентрацию оптически активных газовых примесей из спектров высокого разрешения (~0.05 см"1) уходящего в космос теплового излучения Земли в диапазоне 600-2500 см"1.

5. Метод нейронных сетей позволяет решать обратную задачу определения параметров атмосферы (вертикальные профили температуры и концентрации парниковых газов СН4 и С02) из ее инфракрасных спектров в диапазоне (6006500 см"1) высокого разрешения (-0.05 см"1) в реальном режиме времени с точностью, сравнимой с другими методами.

6. Методология спутникового зондирования атмосферы Земли с помощью инфракрасной спектрометрии высокого разрешения (-0.05 см'1) в диапазоне 600-2500 см"1 предоставляет возможность решения задачи мониторинга параметра, характеризующего интенсивность цикла фазовых превращений воды в климатической системе - отношение HD0/H20 в атмосфере.

Краткое содержание глав

Первая глава диссертации включает описание прямой line by line модели входящей в программный пакет FIRE-ARMS [50, 292] (http://remotesensing.ru) для моделирования переноса теплового излучения в молекулярной атмосфере. Представлены оригинальные одномерные (по вертикали) пороговые модели теплового баланса поверхности Земли, учитывающие отрицательные обратные связи, такие как: испарение, фотосинтез, альбедо и положительную обратную связь - резонансное поглощение в горячих колебательных полосах парниковых газов. Проведен анализ возможных стационарных термических режимов поверхности Земли в области температур выше современной, 288К, пороговых условий для развития взрывного парникового эффекта, сопровождающегося переходом от современного теплового режима к перегретому, аналогичному состоянию Венеры. Описан оригинальный эксперимент, демонстрирующий пороговый механизм действия положительной обратной связи - резонансное поглощение в горячих колебательных полосах парниковых газов - на примере взрывного разогрева атмосферного воздуха с примесью С02 излучением 10.6 мкм.

Во второй главе рассмотрены вопросы статистики фотонов и моделирования потоков энтропии и свободной энергии излучения в атмосфере. Принцип минимума потока свободной энергии теплового излучения, из которого следует мультиравновесность статистики фотонов данного излучения. Представлена модель баланса потоков энтропии и свободной энергии на верхней границе атмосферы, исследованы экстремумы модели. Изложена концепция спутникового мониторинга баланса свободной энергии на верхней границе атмосферы.

В третьей главе описаны известные и оригинальные регулярные методы решения «некорректной» обратной задачи переноса теплового излучения в безоблачной слабоаэрозольной атмосфере (когда многократным рассеянием можно пренебречь), используемые в работе для определения вертикальных профилей температуры и концентраций парниковых газов из наблюдаемых ИК спектров атмосферы высокого разрешения.

Четвертая глава представляет основные результаты натурных приложений предложенных методов решения обратной задачи для определения вертикальных профилей температуры и концентрации парниковых газов: Н20, HDO, СН4 в атмосфере из спектров теплового излучения, регистрируемых с высоким спектральным разрешением спутниковыми и наземными спектрометрами.

В приложении кратко представлены возможности прикладного программного пакета FIRE-ARMS и вспомогательных программ и коротко описаны перспективные методы решения некоторых прикладных обратных задач инфракрасной атмосферной оптики, а именно: метод определения расхода газа на факельных установках сжигания попутного газа по данным спутниковых сенсоров типа MODIS в ИК каналах; метод нейронных сетей для определения вертикального профиля СОг в атмосфере из спектров GOSAT/FTS и метод

13 12 определения отношения изотопомеров ССЬ/ ССЬ по гомологичной паре линий из ИК спектров пропускания атмосферы с достаточно высокими разрешением и отношением сигнал/шум.

В заключении представлены основные результаты и выводы диссертационной работы, приведен список благодарностей и список цитируемой литературы.

Связь с плановыми работами. Работа выполнялась в рамках плановых и инициативных научно-исследовательских работ в соответствии с программами:

• «Инфракрасная колебательно-вращательная спектроскопия атмосферных газов и ее приложения в задачах атмосферной оптики и климатологии»

• «Термическое зондирование атмосферы и подстилающей поверхности, спутниковые измерения».

Часть работ была выполнена автором по грантам: №1117 IMG/ADEOS 19951999 и STA-MRI-1998, гранту РФФИ-ЮГРА № 03-07-96836, гранту INTAS № 03-51-6294, грантам РФФИ № 06-01-00669 и РФФИ №07-07-00269-а.

Результаты работы могут быть использованы в организациях занимающихся исследованиями в области теплофизики и инфракрасной спектроскопии газовых сред, оптики и физики атмосферы, дистанционного зондирования и экологического мониторинга природных и техногенных сред, в таких организациях как: ГНЦ «Планета», ГОИ, МГУ, ТГУ, УГТУ-УПИ, ИОА СО РАН, ИФА РАН, ИТФ УрО РАН, ИОФ РАН, С-ПбГУ, ГНЦ «Курчатовский Институт», ИПЭ РАН, ИММ УрО РАН, ГУ ЦАО и других организациях.

Апробация работы. Основные результаты диссертационной работы докладывались на: Всесоюзном симпозиуме по распространению лазерного излучения в атмосфере (Томск 1982, 1986); Всесоюзном симпозиуме по молекулярной спектроскопии высокого разрешения (Томск 1982, 1985; Красноярск 1987); Всесоюзном съезде по спектроскопии (Томск, 1983); Вавиловской конференции по нелинейной оптике (Новосибирск, 1984); Международной школе по нелинейной и когерентной оптике (Братислава, 1987); Всероссийском совещании по природным и антропогенным катастрофам (Томск, 1991; Новосибирск, 1993); Международном симпозиуме-школе по молекулярной спектроскопии высокого разрешения (Омск, 1991; Санкт-Петербург, 1996; Томск, 1999; Нижний-Новгород, 1993, 2006); Международном симпозиуме по тепломассобмену и неравновесным процессам в газах (Минск, 1992); Международном коллоквиуме по прикладной атмосферной спектроскопии (Реймс, 1993, 2005); Международном конгрессе по глобальному потеплению (Вена, 1996); Международном симпозиуме оптика атмосферы и океана (Томск, 1998); Международном симпозиуме по атмосферным наукам из космоса с использованием инфракрасной Фурье-спектрометрии высокого разрешения (Токио 1994; Тулуза, 1998; Киото, 2000г.); Всероссийской конференции «Обратные задачи и информационные технологии рационального природопользования» (Ханты-Мансийск, 2001, 2005, 2006); Международной конференции «Ракетные двигатели и проблемы освоения космического пространства» (Москва, 2003); Всемирной конференции по изменению климата (Москва 2003); Международном симпозиуме стран СНГ «Атмосферная радиация» (Санкт-Петербург, 2004, 2006); Международной рабочей группе по стабильным изотопам водяного пара в атмосфере (Вена, 2004); Международном симпозиуме по дистанционному зондированию атмосферы, океана, окружающей среды и космоса (Гонолулу, 2004); Международном рабочем совещании по проекту ИНТ AC CASUS 03-51-6294 (Ханты-Мансийск, 2004; Томск, 2005; Екатеринбург, 2006; Новосибирск, 2007); Международном рабочем совещании по Фурье спектрометрии атмосферы (Ханты-Мансийск, 2006); Международном симпозиуме «Физика атмосферы: Наука и образование» (С. Петербург-Петродворец, 2007); на совещании рабочей группы «Аэрозоли Сибири» (Томск, 2007); на семинарах: по физике солнечно-земных связей (Москва РАН, 1993), Метеорологического исследовательского института (Цукуба, Япония 1998), Центра климатических исследований Университета Токио (Токио, Япония 2000-2001), Национального института информационных технологий (Токио, Япония 2005), Института мониторинга климатических и экологических систем (Томск, 2007), кафедры оптики и спектроскопии Томского государственного университета (Томск 2007), кафедры молекулярной физики УГТУ-УПИ (Екатеринбург, 2008), Международной конференции «Алгоритмический анализ неустойчивых задач» (Екатеринбург, 2008).

Публикации.

Материалы диссертации в полном объеме опубликованы в научной печати, в том числе: в рецензируемых журналах определенных ВАК (30 статей), одна глава в коллективной монографии издательства Springer/Praxis UK, в статьях SPIE (8 статей), одна депонированная статья, один препринт ТНЦ СО АН СССР, в трудах международных и всероссийских конференций и совещаний, в национальных и международных отчетах.

Вклад автора. Основные результаты диссертационной работы получены автором лично как в процессе индивидуальных, так и коллективных исследований. Вклад автора на разных этапах выражался в постановке решаемых задач, разработке моделей и методов их решения, проведения расчетов, обсуждении и интерпретации полученных в ходе исследований результатов.

Под руководством автора в исследованиях в разное время принимали непосредственное участие сотрудники К.Г. Грибанов, М.В. Фалько, О.И. Асипцов, А.Ю. Топтыгин. Часть результатов первой главы и основные результаты третьей главы и приложений получены совместно с К.Г. Грибановым, часть результатов первой главы получена также при участии М.В. Фалько и О.И. Асипцова, часть результатов третьей главы получена при участии

A.Ю. Топтыгина. Основные результаты четвертой главы получены совместно с К.Г. Грибановым и А.Ю. Топтыгиным. Лично автору принадлежит постановка задач и формулировка решений по разработке моделей и методов, а также интерпретация полученных результатов. На различных этапах в работе также принимали участие: Вл.Г. Тютерев, В.Е. Прокопьев, В.М. Шмелев, В.Г. Крупкин, С.В. Кондратов, С.А. Ташкун, А. Чурсин, В.Ф. Головко, А. В. Наумов,

B.В. Голомолзин, К.С. Алсынбаев, Я.С. Суляев, С.В. Захаров, а также проф. Имасу Р., д-р Касай Я. и д-р Агава А. (Токио, Япония), д-р Аоки Т. и д-р Фукабори М. (Цукуба, Япония), проф. Жузель Ж. и д-р Хоффманн Г. (Париж, Франция), д-р Шмидт Г. (Нью-Йорк, США), проф. Блойтен В. (Утрехт, Нидерланды).

В заключение, среди полученных в диссертации результатов особенно следует отметить те, которые могут послужить основой для новых направлений исследований:

• концепция модели теплового баланса системы «атмосфера-поверхность Земли», учитывающая механизм сильной положительной обратной связи (поглощение теплового излучения в горячих колебательных полосах С02 и Н20) в закрывании окна прозрачности атмосферы 8-13 мкм при нагреве поверхности. Такая модель позволяет исследовать возможные стационарные состояния поверхности Земли в области температур выше 288К и условия переходов между ними.

• модель для расчета баланса потоков свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы, показывающая, что баланс потоков свободной энергии излучения на верхней границе атмосферы планеты имеет экстремум (минимум) при значении оптической толщины атмосферы (для теплового излучения) близкой к значению оптической толщины атмосферы Земли. Данная модель может послужить основой для мониторинга баланса потоков свободной энергии на верхней границе атмосферы Земли по спектральным спутниковым данным.

• методология зондирования параметра, характеризующего «силу гидрологического цикла», а именно широтное распределение отношения HDO/H2O в атмосфере, по спектрам уходящего в космос теплового излучения регистрируемого спутниковыми сенсорами с высоким разрешением.

Благодарности:

Автор выражает глубокую благодарность К.Г. Грибанову за продолжительное плодотворное сотрудничество в этой области и разработку ПО FIRE-ARMS, А.Ю. Топтигину за совместную работу и апробацию разрабатываемых подходов и методов на натурных данных спутникового и наземного зондирования. Благодарю Власова В.И., Перехожева В.Н. и Чернышева Е.Ю. за поддержку этих работ в СФ НИКИЭТ и СОРУС. Особая благодарность Борисову С.Ф. и Памятных Е.А., за поддержку данного направления в УрГУ, внимание к данной работе и обсуждение результатов, а также Бересневу С.А. за поддержку, тесное плодотворное сотрудничество и многочисленные дискуссии по работе.

На различных этапах в работе принимали участие: Вл.Г. Тютерев, В.Е. Прокопьев, В.М. Шмелев, В.Г. Крупкин, С.В. Кондратов, С.А. Ташкун, А. Чурсин, В.Ф. Головко, А. В. Наумов, В.В. Голомолзин, К.С. Алсынбаев, Я.С. Суляев, С.В. Захаров, а также проф. Имасу Р., д-р Касай Я. и д-р Агава А. (Токио, Япония), д-р Аоки Т. и д-р Фукабори М. (Цукуба, Япония), проф.

Жузель Ж. и д-р Хоффманн Г. (Париж, Франция), д-р Шмидт Г. (Нью-Йорк, США), проф. Блойтен В. (Утрехт, Нидерланды), которым я глубоко признателен.

Автор благодарит Т. Аоки, Р. Имасу и Я. Касай за многолетнее сотрудничество в данном направлении исследований и полезные дискуссии, Горшкова В.Г., Фомина Б.А. и Хаина А. за критические обсуждения пороговых моделей теплового баланса, врывного парникового эффекта и полученных результатов. Головко В.Ф. и Чурсина А. за совместные работы в этой области и первые компьютерные моделирования пропускания атмосферы с учетом горячих полос поглощения парниковых газов и пороговых режимов радиационного баланса атмосферы Земли. Асипцова О.И. за проведение эксперимента демонстрирующего взрывной механизм поглощения излучения 10.6 мкм атмосферным воздухом с примесью С02 в горячей полосе.

Особая благодарность В.В. Васину за поддержку и теснос сотрудничество по методам решения некорректных обратных задач. Благодарю Д. Нун за кооперацию в области теледетектирования изотопов водяного пара и полезные дискуссии, Г. Шмидта за предоставленные данные модели общей циркуляции атмосферы NASA GISS ModelE; Г. Хоффманна и Дж. Жузеля за сотрудничество и результаты модели общей циркуляции ЕСНАМ4; Я. Касай и А: Огава за предоставленные данные FTIR на Аляске; команду AIRS за предоставление необходимых спутниковых данных по Западной Сибири.

Также автор благодарен всем сотрудникам Института оптики атмосферы СО РАН, Института мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, кафедры молекулярной физики УГТУ-УПИ, кафедры общей и молекулярной физики УрГУ, принимавшим участие в обсуждении результатов данной работы и ценные замечания.

Связь с плановыми работами. Работа выполнялась в рамках плановых и инициативных научно-исследовательских работ в соответствии с программами:

• «Инфракрасная колебательно-вращательная спектроскопия атмосферных газов и ее приложения в задачах атмосферной оптики и климатологии»

• «Термическое зондирование атмосферы и подстилающей поверхности, спутниковые измерения».

Данные исследования частично были поддержаны грантами международных и российских проектов, такими как: NASDA IMG/ADEOS project №1117 1995-1999 г.г., РФФИ ЮГРА № 03-07-96836, 2003-2004 г.г., INTAS CASUS 03-51-6294, 2004-2006 г.г., РФФИ № 06-01-00669, 2006-2008 г.г., №07-07-00269-а, 2007-2009 г.г. и JAXA GOSAT project 2004-2012.

Заключение

1. Александров В.В., Моисеев Н.Н. (1981): Модель климата и глобальная экология. Природа №9, 68-77.

2. Ареки Ф., М.Скалли, Г.Хакен, В.Вайдлих (1974): Квантовые флуктуации излучения лазера. М. Мир, 1974.

3. Асипцов О.И., Захаров В.П., Грибанов К.Г. (2000): Взрывное поглощение излучения С02 лазера в атмосферном воздухе с примесью углекислого газа. Оптика атмосферы и океана, т. 13, №11, 979-982.

4. Андерсон, Т. Введение в многомерный статистический анализ / Т. Андерсон. М.: Физматгиз, 1963. - 500 с.

5. Афонин С.В., Белов В.В. (2003): Информационно-методические основы построения эффективных систем спутникового мониторинга лесных пожаров. Вычислительные технологии, т.8, 35-46.

6. Афонин С.В. (2005): К вопросу об атмосферной коррекции спутниковых данных в задаче мониторинга из космоса малоразмерных лесных пожаров. Оптика атмосферы п океана, 18, № 4, 331-334, 2005.

7. Базаров И.П. (1991): Термодинамика, Москва "Высшая школа", 376 с.

8. Бакушинский, А.Б. (1989): Некорректные задачи. Численные методы и приложения / А.Б. Бакушинский, А.В. Гончарский. М.: Изд-во МГУ, 1989. -198 с.

9. Белов, А.А. (1999): Глобальные изменения природной среды и климата и Мировой океан / А.А. Белов, E.JI. Минина // Вестн. РАН. 1999. - Т.69. - №9. -С. 834-838.

10. Береснев С.А., Кочнева Л.Б., Суетин П.Е., Грибанов К.Г., Захаров В.И. (2003): Фотофорез атмосферных аэрозолей в поле теплового излучения Земли. Оптика атмосферы и океана, том 16, №05-06.

11. Болин Б. (2003): Климат и наука, знание и понимание, необходимые действия в условиях неопределенности. Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 9-13.

12. Брайсон, А. (1972): Прикладная теория оптимального управления / А. Брайсон, Хо Ю-Ши. М.: Мир, 1972. - 544 с.

13. Борисенков Е.П. Вопросы энергетики атмосферных процессов, JI. Гндрометиздат, 1960.

14. Борисенков Е.П. (1982): Климат и деятельность человека. М: Наука. 133 с.

15. Борисенков Е.П., Пичугин Ю.А. (2001): Возможные негативные сценарии динамики биосферы как результат антропогенной деятельности. ДАН РФ, сер. геогр. т.378, №6.

16. Борисеиков Е.П. (2003): Влияние парникового эффекта и механизмов обратной связи на динамику климата и биосферы. // Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 381.

17. Будыко М.И. (1968): О происхождении ледниковых эпох. // Метеорология и гидрология, №11, 3-12.

18. Будыко М.И. (1971): Климат и жизнь. JI: Гидрометеоздат, 472 с.

19. Будыко М.И., Винников К.Я. (1976): Глобальное потепление. Метеорология и гидрология, №7, 16-26.

20. Будыко, М.И. (1980). Климат в прошлом и будущем. JI: Гидрометеоздат.

21. Будыко, М.И. История атмосферы / М.И. Будыко, А.Б. Роиов, A.JI. Яншин. JL: Гидрометеоиздат, 1985. - 207 с.

22. Будыко М.И., Голицин Г.С., Израэль Ю.А. (1986): Глобальные климатические катастрофы. М.: Гидрометеоиздат, 160 с.

23. Вайнштейн, JI.A. (1979): Возбуждение атомов и уширенис спектральных линий / JI.A. Вайнштейн, И.И. Собельман, А.Е. Юков. М.: Наука, 1979. -820 с.

24. Васильев А. В., Мельникова И. Н. Коротковолновое солнечное излучение в атмосфере Земли. Расчеты. Измерения. Интерпретация. СПб.: НИИХ СПбГУ, 2002.-388 с.

25. Васин В.В. Некорректные задачи с априориой информацией / В.В. Васин, A.J1. Агеев. Екатеринбург: УИФ "Наука", 1993. - 262 с.

26. Вентцель, Е.С. Теория вероятностей / Е.С. Вентцель. М.: Высшая школа, 1998.-576 с.

27. Верлань, А.Ф. Интегральные уравнения: Методы, алгоритмы, программы. Справочное пособие / А.Ф. Верлань, B.C. Сизиков. Киев: Наукова думка, 1986.-542 с.

28. Вернадский B.PI., Химическое строение биосферы и ее окружения. М: Наука, 1987, 339 с.

29. Вигасин А.А., Макаров В.Н. (2000): Константа скорости диссоциации двухатомных молекул и квазидвухатомных димеров. Вестник Московского университета. Серия 2. Химия Т. 41. № 6, 300-309.

30. Виролайнен Я.А., Поляков А.В. (2004): Учет рассеяния излучения в наземных газо-корреляционных измерениях общего содержания метана. Исследование Земли из космоса, № 4, 3-9.

31. Виролайнен Я.А., Поляков А.В., Тимофеев Ю.М. (2007): Дистанционное зондирование температуры и газового состава атмосферы с использованием наземных тепловых ИК Фурье-спектрометров. Оптика атмосферы и океана, 20, №3, 253-257, 2007.

32. Всемирная конференция по изменению климата / Труды конференции, Москва, 29 сентября 3 октября 2003 г. - М. - 2004.

33. Винников К.Я. (1986). Чувствительность климата. Гидрометеоиздат, Ленинград. 224 стр.

34. Гилл, А. Динамика атмосферы и океана. / А. Гилл; пер. под ред. Г.П. Курбаткина. М.: Мир, 1986. - 396 с.

35. Голицын Г.С. (1973): Введение в динамику планетных атмосфер. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. 104 с.

36. Голицин Г.С., Мохов И.И., (1978): Устойчивость и внешние свойства климатических моделей, Известия АН СССР, Физика атмосферы и океана, вып. 14, 271-277.

37. Голицин Г.С., Мохов И.И., (1978). Оценка чувствительности и роль облачности в простых климатических моделях. Известия АН СССР, Физика атмосферы и океана, т. 14, №8, 803-814.

38. Голицын Г.С., Гинзбург А.С. (2007): Оценки возможности «быстрого» метанового потепления 55 млн. лет назад. ДАН, т. 413, №6, стр. 816-819.

39. Голубев Ю.М., И.В.Соколов (1984): Антигруппировка фотонов в источнике когерентного света и подавление шумов фоторсгистрации. ЖЭТФ, т.87(8), с.408, 1984.

40. Горшков В.Г. (1994). Тепловая устойчивость климата. Известия РГО, т.216, вып.З, 26-35.

41. Горшков В.Г., Физические и биологические основы устойчивости жизни. Под ред.: К.С. Лосева, Москва 1995; 470 с.

42. Горшков В.Г., Горшков В.В., Данилов-Данильян В.И. и др. (1999): Биотическая регуляция окружающей среды. // Экология. №2, 105-113.

43. Горшков В.Г., Макарьева A.M. (2006): Природа наблюдаемой устойчивости климата Земли. // Геоэкология. Инженерная геология. Гидрогеология. Геокриология, №6, 483-495.

44. Горшков В.Г., Довгалюк Ю.А., Ивлев Л.С. (2005): Физические основы экологии, учебное пособие, Издательство С-Петербургского университета, 2005,251 с.

45. Гранков, А.Г. Взаимосвязь радиоизлучения системы океан-атмосфера с тепловыми и динамическими процессами на границе раздела / А.Г. Гранков, А.А. Мильшин. Физматлит, 2004. - 168 с.

46. Грибанов К.Г., Захаров В.И. (1994). Радиационные режимы атмосферы Земли с учетом пороговых особенностей поглощения теплового излучения в области окна прозрачности 8-13 мкм. Вычислительные технологии, т. 3, вып. 8, 62-71.

47. Грибанов, К.Г. Пакет программ FIRE-ARMS и его применение в задачах пассивного ИК-зондирования атмосферы / К.Г. Грибанов, В.И. Захаров, С.А. Ташкун // Оптика атмосферы и океана. 1999. - Т. 12. - №4. - С. 372-378.

48. Грибанов К.Г., В.И. Захаров (1999): О возможности мониторинга содержания HD0/H20 в атмосфере используя наблюдения из Космоса уходящего теплового излучения. Оптика атмосферы и океана, том 12, №09, 33-37. 1999.

49. Грибанов К.Г. Бреон Ф.М., Захаров В.И. Эффект отраженного поверхностью ИК-излучения, наблюдаемый в эмиссионных спектрах атмосферы при зондировании Земли из космоса // Оптика атмосферы и океана, том 13, № 12, 1119-1122, 2000.

50. Грибанов, К.Г. Восстановление профилей температуры и влажности по ИК спектрам Земли на основе сингулярного разложения ковариационных матриц / К.Г. Грибанов, В.И. Захаров, А.Ю. Топтыгин // Оптика атмосферы и океана. -2003.-Т. 16.-№07.-С. 576-581.

51. Грибанов, К.Г. Разработка элементов системы для мониторинга эмиссии метана в Западной Сибири по данным термического зондирования Земли из космоса с высоким спектральным разрешением / К.Г. Грибанов, В.И. Захаров,

52. A.Ю. Топтыгин, В.Г. Крупкин, В.М. Шмелев, К.С. Алсынбаев, В.В. Голомолзин // сб. ст. под ред. И.Г. Ассовского, О.Д. Хайдена «Ракетные двигатели и проблемы освоения космического пространства». М.: ТорусПресс. - 2005. - Т. 1. - С. 469-479.

53. Грибанов К.Г., Захаров В.И., Алсынбаев К.С. Суляев Я.С. (2007): Метод определения расхода попутного газа на факелах по данным спутникового зондирования сенсорами типа MODIS в ИК каналах, Оптика атмосферы и океана. 2007. - №1, 68-72.

54. Грибанов К.Г., R. Imasu, А.Ю. Топтыгин, W. Bleuten, А.В. Наумов, Захаров

55. B.И. (2007): Метод и результаты по определению метана в атмосфере Западной Сибири из данных сенсора AIRS. Оптика атмосферы и океана. -2007.- №10.

56. Груза Г.В., Ранькова Э.Я. (2003): Обнаружение изменений в состоянии климата, изменчивости климата и экстремальности климата. Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 28-30.

57. Гуревич М.М. Фотометрия (теория, методы и приборы). JT: Энергоатомиздат, 1983. - 272 с.

58. Гурни, К. Глобальное потепление и парниковый эффект / К. Гурни // Энергетика и безопасность. 1998. — №5. - С. 3-12.

59. Демиденко, Е.З. Линейная и нелинейная регрессия / Е.З. Демиденко. М.: Финансы и статистика, 1973. - 302 с.

60. Дубров, A.M. Обработка статистических данных методом главных компонент / A.M. Дубров. -М.: Статистика, 1978. 135 с.

61. Дымников, В.П. Математические модели в геофизической гидродинамике и численные методы их реализации / В.П. Дымников, Г.И. Марчук, В.Б. Залесный. — J1.: Гидрометеоиздат, 1987. 287 с.

62. Захаров В.И. К вопросу о бесстолкновительной диссоциации молекул 32SF6 и 34SF6 в интенсивном инфракрасном поле // Известия ВУЗов, Физика, №4, 1980, 19 с. Деп. ВИНИТИ, №896-80.

63. Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1982): Построение эффективных операторов для нестационарного уравнения Шрёденгера. Известия высших учебных заведений. Физика, №8, 82-99.

64. Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1983): Несекулярное разложение для оператора эволюции в нерелятивистской квантовой электродинамике. Известия высших учебных заведений. Физика, №9, 44-48.

65. Захаров В.И., Тютерев Вл.Г. (1984): Описание многофотонной бесстолкновительной диссоциации изотопов молекул SFe. Квантовая электроника. T.l 1, №1, 24-30.

66. Захаров В.И. (1984): Исследование многофотонных процессов на основе несекулярного разлоясения оператора эволюции. Диссертация на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук, ТГУ, 29 ноября, Томск, 115 с.

67. Захаров В.И. (1987): О возможности подавления флуктуаций фотонов в когерентном излучении непрерывного лазера. Оптика и спектроскопия. Т. 62, выпуск 5, 1122-1125.

68. Захаров В.И., Пономарев Ю.Н., Тютерев Вл.Г. (1988): О возможности получения состояния поля с субпуассоновской статистикой фотонов. Вестник АН СССР, Серия физическая, том 52, №6. 61-68.

69. Захаров В.И., Фомин Г.Г., Пономарев Ю.Н. (1989): Лазерный гетеродинный локатор атмосферы. А.с. №1515911, 1989 г.

70. Захаров В.И., Прокопьев В.Е., Шмелев В.М., Грибанов К.Г. (1991): Устойчивость современного температурного состояния Земли. Препринт № 7, Томский Научный Центр СО АН СССР, стр. 1-15.

71. Захаров В.И., Прокопьев В.Е., Шмелев В.М., Грибанов К.Г., Власов В.И. (1991): Температурный гомеостазис Земли и взрывной парниковый эффект. Тезисы докл. на Международном экологическом форуме, Тольятш, сентябрь 1991, с. 17.

72. Захаров В.И., Грибанов К.Г., Прокопьев В.Е., Шмелев В.М. (1992): Влияние полосы прозрачности атмосферы 8-13 мкм на устойчивость теплового состояния Земли. Атомная энергия, т. 72, вып.1, стр. 98-102.

73. Захаров В.И. Термодинамическая концепция устойчивого развития // Тезисы доклада на Симпозиуме "Урал Атомный Урал промышленный", Пермь-Москва, Май 2000.

74. Захаров В.И., Грибанов К.Г., Имасу Р. Обратные задачи спутникового мониторинга парниковых газов в атмосфере // Тезисы Международной школы- конференции "Обратные задачи: теория и приложения", Ханты-Мансийск, Апрель 2002 г.

75. Захаров В.И. (2007): Пороговые модели парникового эффекта. Тезисы докл. на Международном симпозиуме "ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ: НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ", 11-13 сентября 2007 г., С. Петербург 5 с.

76. Захаров В.И., Благодарева М.С., Грибанов К.Г. (2008): Метод13 12дистанционного зондирования отношения СОгГСОг в атмосферном столбе по спектрам пропускания атмосферы высокого разрешения в районе 61006300 см"1 // Оптика атмосферы и океана. Т.21, №5.

77. Захаров В.И., Имасу Р., Грибанов К.Г., Захаров С.В. (2008): Баланс свободной энергии на верхней границе атмосферы. Оптика атмосферы и океана, т.21, № 3, 240-247.

78. Захаров В.И., К.Г. Грибанов, С.А. Береснев (2009): Роль газовых и аэрозольных компонент атмосферы в модели парникового взрыва // Оптика атмосферы и океана, т.22, №03, стр.269-278.

79. Зельдович, Я.Б. "Горячая" модель Вселенной / Я.Б. Зельдович // УФН. -1966.-Т. 89.-№4.-С. 647.

80. Зуев В.В., К.М.Фирсов (2006): Лазерное зондирование стратосферной влажности из космоса: результаты численного моделирования// Исследования Земли из космоса, 2006, №1, с.45-52.

81. Зуев, В.Е. (1970): Распространение видимых и инфракрасных волн в атмосфере / В.Е. Зуев. М.: Сов. радио, 1970. - 496 с.

82. Зуев, В.Е. (1990): Современные проблемы атмосферной оптики (Том 7. Обратные задачи оптики атмосферы) / В.Е. Зуев, И.Э. Наац. JL: Гидрометиздат, 1990. - 286 с.

83. Зуев, В.Е. Зуев, В.В. (1992): Дистанционное оптическое зондирование атмосферы. С-Петербург: Гидрометеоиздат, 1992. — 275 с.

84. Изаков М.Н. (1997): Самоорганизация и информация планет и экосистем. УФЫ, т. 167, №10, 1087-1094. '

85. Израэль Ю.А., Семенов С.М. (2003): Пример вычисления критических границ содержания парниковых газов атмосфере с помощью минимальной имитационной модели парникового эффекта. ДАН, т. 390, №4, 533-536.

86. Израэль Ю.А. (2003): Проблемы опасного антропогенного воздействия на климатическую систему и возможности биосферы. Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 19-21.

87. Кабанов М.В. (1991): Региональный мониторинг атмосферы. 4.1 Научно-методические основы. Томск, Наука 1991, 249 с.

88. Каллан, Р. Основные концепции нейронных сетей / Р. Каллан. М.: Издательский дом «Вильяме», 2001. - 288 с.

89. Карнаухов А.В. (1994). Устойчивость химического состава атмосферы и теплового баланса Земли. Биофизика, т. 39, вып. 1, 148-152.

90. Карнаухов, А.В. Роль биосферы в формировании климата Земли. Парниковая катастрофа / А.В. Карнаухов // Биофизика. 2001. - Т. 46. - №6. -С. 1138-1149.

91. Карнсои Д. Дж. (2003): Современные направления всемирной программы исследований климата. // Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 64.

92. Кароль, И.Л. (1984): Климатически активные малые газовые примеси в атмосфере. Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. т. 20, № 11, 10641074.

93. Кароль, И.Л. Газовые примеси в атмосфере / И.Л. Кароль, В.В. Розанов, Ю.М. Тимофеев. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 192 с.

94. Кароль И.Л., Фролькис В.А. (1984): Энергобалансовая радиационно-копвективная модель глобального климата. Метеорология и гидрология, № 18,59-68.

95. Кароль, И.Л. (1988). Введение в динамику климата Земли. Ленинград, Гидрометеоиздат. 215 с.

96. Кендалл, М. Многомерный статистический анализ и временные ряды / М. Ксндалл, А. Стюарт. М.: Наука, 1976. - 736 с.

97. Кикоин И.К. (1976): Таблицы физических величин. Справочник. Под ред. акад. И.К. Кикоина. М., Атомиздат. 1976, 1008 с.

98. Клименко В. В., Снытин С. Ю., Федоров М. В. Энергетика и предстоящее изменение климата в 1990-2020 гг. // Теплоэнергетика. 1990. № 6. С. 14-20.

99. Клименко В. В., Клименко А. В. Приведет ли развитие энергетики к климатическому коллапсу? // Теплоэнергетика. 1990. № 10. С. 6-11.

100. Клименко В. В., Клименко А. В., Снытин С. Ю., Федоров М. В. Энергия и климат что же в самом деле известно науке? // Теплоэнергетика. 1994. № 1. С. 5-11.

101. Клименко В. В. Энергетика и конец современного интергляциала // Доклады РАН. 1994. Т. 334, № 1. С. 54-56.

102. Клименко В. В. Глобальные изменения климата. Антропогенные факторы // Энергия. 1994. № 1. С. 20-27.

103. Клименко В. В. Глобальные изменения климата. Естественные факторы и прогноз // Энергия. 1994. № 2. С. 11-17.

104. Снытин С. Ю., Клименко В. В. и Федоров М. В. Прогноз развития энергетики п эмиссия диоксида углерода в атмосферу на период до 2100 года // Доклады РАН. 1994. Т. 336, № 4. С. 476-480.

105. Клименко В. В. Влияние климатических и географических условий на уровень потребления энергии //Доклады РАН. 1994. Т. 339, № 3. С. 319-332.

106. Климанов В. А., Клименко В. В. Колебания температуры в климатических оптимумах голоцена и плейстоцена // Доклады РАН. 1995. Т. 342, №2. С. 242-245.

107. Князев Н.А., Малкевич М.С. (1987): Исследование Земли из космоса. №3, 43-53.

108. Кондратьев, К.Я. Термическое зондирование атмосферы со спутников / К.Я. Кондратьев, Ю.М. Тимофеев. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. - 280 с.

109. Кондратьев, К.Я. Перенос излучения в атмосфере / К.Я. Кондратьев. Л.: Гидрометеоиздат, 1972. - 402 с.

110. Кондратьев К.Я., Тимофеев Ю.М. Метеорологическое зондирование атмосферы из космоса. Л., Гидрометеоиздат, 1978. 280с.

111. Кондратьев К.Я., Москаленко Н.И. (1985). Парниковый эффект атмосфер планет. М: ВИНИТИ, т. 19, 157 с.

112. Кондратьев, К.Я. Природные и антропогенные изменения климата / К.Я. Кондратьев. Л.: Наука, 1986. - 56 с.

113. Кондратьев, К.Я. (1990). Планета Марс. Л: Гидрометеоиздат, 367 с.

114. Кондратьев К.Я., (1992). Глобальный климат. С-Петербург, Наука. 359 с.

115. Кондратьев, К.Я. Климат Земли и протокол Киото / К.Я. Кондратьев, К.С. Демирчян // Вестник РАН. 2001. - Т. 71. -№11. - С. 1002-1009.

116. Кондратьев К.Я. (2003): Неопределенности данных наблюдений и численного моделирования климата. Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003, стр. 47-50.

117. Корн Г.А., Корн Т.М. Справочник по математике для научных работников и инженеров. М: Наука, 1984-831.

118. Крапивин В.Ф., Свирежев Ю.М., Тарко А.И. (1982): Математическое моделирование глобальных биосферных процессов. М.: Наука 1982, 272 с.

119. Крапивин В.Ф., Кондратьев К.Я. Глобальные изменения окружающей среды. Экопнформатика, СПб, 2002.

120. Кузнецов Е.С. (2003): Избранные научные труды. М: Физматгиз, 784 с.

121. Курганский, М.В. Введение в крупномасштабную динамику атмосферы (Адиабатические инварианты и их применение) / М.В. Курганский. СПб: Гидрометеоиздат, 1993. - 168 с.

122. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М., Статистическая физика. М: Наука, 1964, р. 567.

123. Лоренц, Э.Н. Природа и теория общей циркуляции атмосферы / Э.Н. Лоренц. Л.: Гидрометиздат, 1970. -260 с.

124. Лосев К.С. (1985): Климат вчера, сегодня . и завтра? Л: Гидрометеоиздат, 175 с.

125. Лоудон Р., Квантовая теория света. М: "Мир" 1976.

126. Макарьева A.M., Горшков В.Г. (2001). Парниковый эффект и проблема устойчивости среднегодовой температуры поверхности Земли. ДАН РАН т. 346, №6, 810-814.

127. Малкевич, М.С. Оптические исследования атмосферы со спутников / М.С. Малкевич. -М.: Наука, 1973. 303 с.

128. Манабе С., Стриклер Р.Ф. (1967): Термическое равновесие в атмосфере с учетом конвекции// Теория климата. Пер. с англ. Л: Гидрометеоиздат, 61-104.

129. Марчук Г.И. (1964): Уравнение для ценности информации с метеорологических спутников и постановка обратных задач. Косм, исследования 1964, № 3, 23-32.

130. Марчук, Г.И. Приоритеты глобальной экологии / Г.И. Марчук, К.Я. Кондратьев. М.: Наука, 1992. - 264 с.

131. Марчук Г.И. Роль океана в формировании климата. Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 16-17.

132. Матвеев, Л.Т, Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. 2-е изд. / Л.Т. Матвеев. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 752 с.

133. Матвеев, Л.Т. Теория общей циркуляции атмосферы и климата Земли / Л.Т. Матвеев. Л.: Гидрометеоиздат, 1991. - 296 с.

134. Математическое моделирование общей циркуляции атмосферы и океана / Г.И. Марчук и др.. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 544 с.

135. Мельникова И. Н., Васильев А.В. (2002): Коротковолновое солнечное излучение в атмосфере Земли. Расчеты. Измерения. Интерпретация. Изд. СПб, 2002, 387 с.

136. Мину, М. Математическое программирование: Пер. с фр. / М. Мину. 1990. -488 с.

137. Мицель А.А., К.М. Фирсов, Б.А. Фомин, (2001): Перенос оптического излучения в молекулярной атмосфере. Изд. РАН, Томск, 443с.

138. Моисеев Н.Н., Александров В.В., Тарко A.M. (1985). Человек и биосфера, Наука, Москва, 271 с.

139. Монин А.С. Прогноз погоды как задача физики, М. Наука, 1969.

140. Монин А.С., Шишков Ю.А. (1979): История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 407 с.

141. Морозов, В.А. Регулярные методы решения некорректно поставленных задач / В.А. Морозов. М.: Наука, 1987.

142. Мохов И.И. (1978): Реакция простой энерго балансной модели климата на изменение ее параметров. // Изв. АН СССР, Сер. ФАО, т. 15, №4, 375-383.

143. Мохов И.И., Елисеев А.В., Карпенко А.А. Чувствительность к антропогенным воздействиям глобальной климатической модели ИФА РАН синтерактивным углеродным циклом // Доклады РАН. 2006. Т. 407. № 3. С. 400-404.

144. Нагирнер, Д.И. Метод интегральных уравнений в теории переноса излучения / Д.И. Нагирнер // Труды АО СПбГУ. 1994. - Т. 44. - С. 39.

145. Осовский, С. Нейронные сети для обработки информации / С. Осовский. -Москва, 2002. 344 с.

146. Обухов А. М. (1949): О статистических ортогональных разложениях эмпирических функпй (в метеорологии). Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз. №3, с. 432-439.

147. Несмелова Л.И., Родимова О.Б., Творогов С.Д. (1986): Форма спектральной линии и внутрмолекулярное взаимодействие. Наука. Новосибирск 1986, 216 с.

148. Парниковый эффект, изменение климата и экосистемы. Л.: Гидрометеоиздат, 1989. - 558 с. (под ред. Болина Б. и др.)

149. Пачаури Ражандра К. Климат и человечество. // Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 18.

150. Перенос радиации в рассеивающих и поглощающих атмосферах: Пер. с англ. / О.А. Авасте, Р. Аронсон, Б.Д. Баркстром и др., Под ред. Ж. Ленобль. -Л.: Гидрометеоиздат, 1990. -264 с.

151. Покровский, О.М., Ю.М. Тимофеев, Общий статистический подход к решению обратных задач атмосферной оптики // Метеорология и гидрология. 1972. -№1. - С. 52-59.

152. Поляков А.В., А.В. Поберовский, Ю.М. Тимофеев, (1999): Определение вертикальных профилей содержания озона методом затменного зондирования с ДОС "МИР" 2. Валидация измерений вертикальных профилей содержания озона. Изв. РАН ФАО, 35, 3, 322-328.

153. Попов, А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология) / А.И. Попов. Из-во МГУ, 1967.

154. Пшеничный Б.Н., Данилин Ю.М. Численные методы в экстремальных задачах. М.: Наука, 1975. 320 с.

155. Рао, С.Р. Линейные статистические методы и их применения / С.Р. Рао М.: Наука, 1968. - 548 с.

156. Сайт НТЦ ScanEx: http://www.scanex,ru , Москва, Россия.

157. Сайт: http://eostation.irk.ru, Иркутск, Россия.

158. Сайт: www.uriit.ru , Ханты-Мансийск, Россия.

159. Сводка почасового расхода газа на факеле высокого давления за август 2004 г., ООО «СП ВАНЬЕГАННЕФТЬ» Месторождение Вань-Еганское.

160. Сергин В.Я., Сергин С.Я. (1978): Системный анализ проблемы больших колебаний климата и оледенения Земли. Л: Гидрометеоиздат, 279 с.

161. Семенов А.И., Шефов Н.Н. Изменение климата и состава средней и верхней атмосферы Земли в течение последнего столетия. // Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 437.

162. Сизиков, B.C. Математические методы обработки результатов измерений / B.C. Сизиков. СПб: Политехника, 2001. - 240 с.

163. Скалли М.О., М.С. Зубайри, Квантовая оптика. Перевод с английского под редакцией В.В. Самарцева, М: Физматлит, 2003, 512 с.

164. Смирнов Д.Ф., А.С.Трошин (1987): Новые явления в квантовой оптике: антигруппировка и субпуассоновская статистика фотонов, сжатые состояния. УФН, т.153(2), с.233, 1987.

165. Стратонович P.JL, Теория информации. Москва "Сов. Радио", 1975, 424 с.

166. Спутниковый мониторинг лесных пожаров в Риссии. Итоги. Проблемы. Перспективы. Ред. В.В. Белов, СО РАН Новосибирск, (2003), 135 с. (Сер. Экол. Вып. 70).

167. Творогов С.Д., Гордов Е.П., Родимова О.Б. (2007): Межмолскулярная спектроскопия: от полу классического представления квантовой теории к крыльям линий. Оптика атмосферы и океана. Том. 20, № 09, стр. 760-763.

168. Тепловой баланс Земли / М.И. Будыко и др.. Л.: Гидрометеоиздат, 1956. -255 с.

169. Суми А., Кимото М., Хасуми X., Эмори С., Назава Т. Разработка климатической модели высокого разрешения. // Тезисы докладов Всемирной конференции по изменению климата, Москва, Россия, 29 сентября 3 октября 2003. стр. 43-44.

170. Сушкевич Т.А. (2006): Математические модели переноса излучения. М.: БИНОМ. Лаборатория знаний, 2006, 661 с.

171. Тонков М.В., Н.Н. Филиппов (2002): Механизмы поглощения ИК радиации в крыльях полос С02 и Н20. Тезисы МСАР-2, С.Петербург, июль 2002.

172. Тонков М.В. (2001): Спектроскопия парникового эффекта. Соровский образовательный журнал. Химия. Том.7, №10. 52-58.

173. Тимофеев, Ю.М. Спутниковые методы исследования газового состава атмосферы (обзор) / Ю.М. Тимофеев // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1989. - Т. 26. - №5. - С. 451-472.

174. Тимофеев, Ю.М. Теоретические основы атмосферной оптики / Ю.М. Тимофеев, А.В. Васильев. С-Петсрбург: Наука, 2003. - 474 с.

175. Тимофеев, Ю.М. (2007): Тезисы докл. на Международном симпозиуме "ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ: НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ", 11-13 сентября 2007 г., С. Петербург-Петродворец.

176. Тихонов, А.Н. Методы решения некорректных задач / А.Н. Тихонов, В.Я. Арсенин. М.: Наука, 1986. - 288 с.

177. Тихонов, А.Н., Гончарский А.В., Степанов В.В., Ягола А.Г., (1990): Численные методы решения некорректных задач, М: Наука, 1990.

178. Топтыгин А.Ю., Грибанов К.Г., Захаров В.И., Определение полного содержания метана в атмосферном столбе с помощью нейронной сети по данным сенсора AIRS/AQUA // Тез. докл. международного симпозиума стран

179. СНГ «Атмосферная радиация». С-Петербург, 22-27 июня 2004 г. С-Петербург: Изд-во СПбГУ, 2004. - С. 112-114.

180. Углекислый газ в атмосфере. Под редакцией Баха С., Крейна А., Берде А., Лонгетто А. (1987): «Мир», Москва, 532 с.

181. Успенский А.Б. (1981): Обратные задачи математической физики анализ и планирование экспериментов. "Математические методы планирования экспериментов, Новосибирск, Наука, 1981."

182. Успенский А.Б., А.Н. Троценко, А.Н.Рублев, С.В. Романов, П.Ю. Романов (1998): Определение общего содержания малых газовых составляющих атмосферы с помощью ИК-зондировщика IASI. Исследование Земли из космоса. № 2, 3-16.

183. Успенский, А.Б. Применение метода главных компонент для анализа ИК -спектров высокого разрешения, измеренных со спутников / А.Б. Успенский, С.В. Романов, А.Н. Троценко // Исследования Земли из космоса. 2003. -№3,-С. 26-33.

184. Успенский Б.А. (2007): Тезисы докл. на Международном симпозиуме "ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ: НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ", 11-13 сентября 2007 г., С. Петербург-Петродворец.

185. Фейгельсон Е.М., Краснокутская Л.Д. Потоки солнечного излучения и облака. Л.: Гидрометеоиздат, 1978.

186. Ферронский, В.И. Изотопия Гидросферы / В.И. Ферронский, В.А. Поляков. -М.: Наука, 1983.-280 с.

187. Физические основы теории климата и его моделирования: Труды Межд. научн. конф. по окружающей среде / под ред. А.С. Монина / пер. с англ. Стокгольм. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. -271 с.

188. Фирсов К.М., Воронина Ю.В., Кабанов Д.М., Сакерин С.М. Определение общего содержания паров воды по измерениям солнечного фотометра // Оптика атмосферы и океана. 2005. Т. 18, № 11, стр.993-998.

189. Фомин Б.А. (2003): Метод параметризации поглощаемой газами атмосферной радиации, заданный k-распрсделениями с минимальным числом параметров. Оптика атмосферы и океана. 16, 1-4,2003.

190. Фомин Б.А. (2007): Тезисы докл. на Международном симпозиуме "ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ: НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ", 11-13 сентября 2007 г., С. Петербург-Петродворец.

191. Форестер Дж. (1978): Мировая динамика. М.: Наука, 1978, 167 с.

192. Франк-Каменецкий Д.А. (1987). Диффузия и теплопсренос в химической кинетике, Наука, Москва, 265 с.

193. Фролысис В.А., И.Л. Кароль, А.А. Киселев, Ю.О. Озолин, В.А. Зубов, Статистический анализ фотохимической модели глобальной атмосферы // Известия РАН, Физика атмосферы и океана, том. 43, №4, С. 453-462

194. Хайкин, С. Нейронные сети: полный курс, 2-е изд.: Пер. с англ. / С. Хайкин. М.: Издательский дом «Вильяме», 2006. - 1104 с.

195. Хайрер, Э. Решение обыкновенных дифференциальных уравнений. Нежесткие задачи: Пер. с англ. / Э. Хайрер, С. Нёрсетт, Г. Ваннер. М.: Мир, 1990.-512 с.

196. Харман, Г. Современный факторный анализ / Г. Харман. М.: Статистика, 1972.-486 с.

197. Хауф В., Григул В. (1973): Оптические методы в теплопереносе. Пер. с англ. М: Мир, 162 с.

198. Хитрин, Л.Н. Основы горения углеводородных топлив / Л.Н. Хитрин. М: Наука, 1960.

199. Хмелевцов С.С. (1982): Простые модели термического режима земной климатической системы. — В кн. Тр. Института экспериментальной метеорологии. М. Гидрометеоиздат, вып.28(101), 3-36.

200. Хмелевцов С.С. (1988): Изучение климата при использовании энергобалансных моделей. Л.: Гидрометеоиздат, 149 с.

201. Хромов, С.П. Метеорология и климатология. Учебник. 5-е изд. / С.П. Хромов, М.А. Петросянц. М.: Изд-во МГУ, 2001. - 450 с.

202. Хюлст, Г. Рассеяние свста малыми частицами / Г. Ван де Хюлст. ИЛ. -1961.-537 с.

203. Шляйх В.П. Квантовая оптика в фазовом пространстве. М: «Фнзматлит» , 2005.

204. Шмелев В.М., Захаров В.И., Нестеренко А.И. (1989). Взрывное поглощение излучения мощного С02 лазера в атмосфере. Оптика атмосферы, т. 2, №6, 489-496.

205. Abe Y. and Matsui Т. (1988). Evolution of an impact-generated H20-C02 atmosphere and formation of a hot proto-ocean on earth. J. Atmos. Sci., 45, 30813101.

206. Archer D., Kheshgi H., and Maier-Reimer E. (1998): Dynamics of fossil fuel C02 neutralization by marine CaC03 // Global Biogeochemical Cycles 12, 259276.

207. Amato, U., Cuomo, V., De Feis, I., Romano, F., Serio, C., Kobayashi, H., 1999. Inverting for geophysical parameters from IMG radiances. IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing 37 (3), 1620-1656.

208. Anderson G.P., Clough S.A., Kneizys, F.X. Cherwynd J.H. and Shettle E.P. (1986). AFGL Atmospheric Constituents Profiles (0-120 Ion), Report, ERP, No. 954, AFGL-TR-86-0110, Air Force Geophysics Laboratory, Hanscom AFB, MA.

209. Aoki T. (1988): Development of a Line-by-Line Model for the Infrared Radiative Transfer in the Earth's Atmosphere // Papers in Meteorology and Geophysics, Vol. 39, No. 2 pp.53-58.

210. Aumann, H., R. Pagano (1994), The atmospheric infrared sounder on EOS, Opt. Eng., 32, 776-784.

211. Baldini, J.U. Structure of the 8200-year cold event revealed by a speleothem trace element record / J.U. Baldini, McDermott Frank, J. Fairchild Ian // Science. 2002. -№5576.-P. 2203-2206.

212. Beer R, Remote sensing by Fourier transform spectroscopy. New York, USA: Wiley; 1992. p. 153.

213. Beer, R., 1994. Tropospheric emission spectrometer (TES). Proc. Fifth Workshop ASSFTS, Nov.30-Dec.2, 77-92.

214. Beer, R. Tropospheric emission spectrometer for Earth Observing System's Aura satellite / R. Beer, T.A. Glavich, T.M. Rider //Applied Optics. 2001. - V. 40. -№15.-P. 2356.

215. Best, M.J. A quasi-Newton method can be obtained from a method of conjugate directions / M.J. Best // Mathematical Programming. 1978. - V. 15. - P. 189199.

216. Bleuten, W. INTAS CASUS project 03-51-6294, 2nd year report Электронный ресурс. / W. Bleuten et al. 2006. - доступ: http://www.geog.uu.nl/fg/casus/, свободный.

217. Brown LR, Gunson MR, Toth RA, Irion FW, Rinsland CP, Goldman A. Atmospheric trace molecule spectroscopy (ATMOS) linelist. Appl Opt 1996; 35:2828^48.

218. Budyko M.I. (1969). The effect of solar radiation variations on the climate of the earth. Tellus, vol.21, N5, 611-619.

219. Buehler, S. A., Eriksson, P., Kuhn, Т., von Engeln, A., Verdcs, C., February 2005. ARTS, the atmospheric radiative transfer simulator. J. Quant. Spectrosc. Radiat. Transfer 91 (1), 65-93.

220. Burrows, J.P., P.E. Holzle, A.P.H. Goede, H. Visser, and W. Fricke (1995), SCIAMACHY Scanning Imaging Absorption Spectrometer for Atmospheric Chartography, Acta Astronaut35, 445-451.

221. Butler, C.T., Meredith, R.V.Z., Stogryn, A.P., 1996. Retrieving atmospheric temperature parameters from DMSP SSM/T-1 data with a neural network. J. Geophys. Res. 101 (D3), 7075-7083.

222. Callan, R., 1999. The Essence of Neural Networks. Prentice Hall Europe.

223. Chahine, M.T., 1968. Determination of the temperature profile in an atmosphere from its outgoing radiance. J. Opt. Soc. Am. 58, 1634-1637.

224. Chahine, M.T., 1970. Inverse problems in radiative transfer: determination of atmospheric parameters. J. Atmos. Sci. 27, 960-967.

225. Chamberlain J.W. (1980). Changes in the planetary heat balance with chemical changes in air. Planetary and Space Science, 28, 1011-1018.

226. Charles, C.D. Variable air mass sources for Greenland; influences on the ice core record /C.D. Charles, D. Rind, J. Jouzel, R.D. Koster and R.G. Fairbanks // Science. 1994,-V. 263.-P. 508-511.

227. Chedin, A., N. Husson, B. Bonnet, and Scott, N.A., (1985): The GEISA data bank, 1984 version. Laboratoire de Meteorologie Dynamique de CNRS, Internal Note LMD, Ecole Politechnique (1985).

228. Chedin, A., Scott, N.A., Wahihe, C., Moulinier, P., 1985. The improved initialization inversion method: a high resolution physical method for temperature retrievals from the TIROS-N series. J. Clim. Appl. Meteor. 24, 128-148.

229. Chedin A., Chahine M.T., and Scott N.A. eds. (1994). High Spectral Resolution Infrared Remote Sensing for Earth's Weather and Climate Studies, NATO ASI Series, Series I: Global Environmental Change, vol. 9, Springer, Berlin.

230. Chedin, A., S. Serrar, N.A. Scott, C. Crevoisier, and R. Armante (2003), First global measurement of midtrop о spheric CO2 from NOAA polar satellites: Tropical zone, JGR, 108(D18), 4581, doi: 10.1029/2003JD003439.

231. Chevallier, F., Cheruy, F., Scott, N.A., Chedin, A., 1998. A neural network approach for a fast and accurate computation of longwave radiative budget. J. Appl. Meteor. 37 (11), 1385-1397.

232. Chevallier, F. TIGR-like atmospheric profile databases for accurate radiative flux computation / F. Chevallier, A. Chedin, F. Cheruy, J.J. Morcrette // Quart. J. Roy. Met. Soc. 2000. - V. 126. - №563. - Part B. - P. 777-785.

233. Christi, M.J., S.L. Stephens (2004), Retrieving profiles of atmospheric C02 in clear sky and in the presence of thin cloud using spectroscopy from the near and thermal infrared: A preliminary case study, JGR, 109, D04316, doi: 10.1029/2003JD00405 8.

234. Churnside, J.H., Stermitz, T.A., Shroeder, J.A., 1994. Temperature profiling with neural network inversion of microwave radiometer data. J. Atmos. Oceanic Technol. 11 (1), 105-109.

235. Ciais, P. Deuterium and oxygen 18 in precipitation: Isotopic model, including mixed cloud processes / P. Ciais, J. Jouzel // J. Geophys. Res. 1994. - V. 99. -№D8. - P. 16793-16804.

236. Crafoord C., Kallen E., (1978): A note on the conditions of more than one steady-state solution in Budyko-Sellers type models. // J. Atmos. Sci. v.35, N6, 11231125.

237. Claude Camy-Peyret, (2005): High resolution spectroscopy for atmospheric applications: balloon and satellite measurements. Abtracts proceedings of ASA Int. Workshop, p.69, Reims, France 2005, September 6-8.

238. Clerbaux, C. Trace gas measurements from infrared satellite for chemistry and climate applications / C. Clerbaux, J. Hadji-Lazaro, S. Turquety, G. Megie, P.F. Coheur// Atmos. Chem. Phys. Discuss. 2003. - V. 3. - P. 2027-2058.

239. Clough S.A., Kneizis F.X., and Davies R.W. (1989). Line Shape and the Water Vapour Continuum, Atmospheric Research, 23, 229-241.

240. Craig, H. Deuterium and oxygen-18 in the ocean and the marine atmosphere / H. Craig and L. Gordon // In: E. Tongiorgi (Editor), Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures. Spoleto, 1965. - P. 9-130.

241. Crevoisier, C., S. Heilliette, A. Chedin, S. Serrar, R. Armante, and N.A. Scott (2004), Midtropospheric CO2 concentration retrieval from AIRS observations in the tropics, GRL, 31, L17106, doi:10.1029/2004GL020141.

242. Crowley T.J., Hyde W.T. (2001). CO2 levels required for deglaciation of a "Near-Snowball" Earth. GRL, vol. 28, N2, 283-286.

243. Dansgaard, W. Stable isotopes in precipitation / W. Dansgaard // Tellus. 1964. -V. 16.-№4.-P. 436-468.

244. Deuterium and Oxygen-18 in the Water Cycle / IAEA // In: J.R. Gat and R. Gonfiantini (Eds.), Stable Isotope Hydrology. IAEA Technical Reports Series No. 210.- 1981.-337 p.

245. Dils, B. Comparisons between SCIAMACHY and ground-based FTIR data for total columns of CO, CH4, C02 and N20 / B. Dils et al. // Atmos. Chem. Phys. -2006.-№6.-P. 1953-1976.

246. Ehhalt, D.H. Deuterium and Oxygen 18 in Rain Water / D.H. Ehhalt, K. Knott, J.F. Nagel, J.C. Vogel // J. Geophys. Res. 1963. - V. 68. - P. 3775-3797.

247. Ehhalt, D.H. Vertical profiles of HDO/H20 in the troposphere / D.H. Ehhalt, F. Rohrer, A. Fried // J. Geophys. Res. 2005. - V. 110. - №D13301. -doi:10.1029/2004JD005569.

248. Engelen, R.J., A. S. Denning, K.R. Gurney, and G.L. Stephens (2001), Global observations of the carbon budget 1. Expected satellite capabilities for emission spectroscopy in the EOS and NPOESS eras, JGR, 106 (D17), 20055-20068.

249. Essex C. (1984): Minimum entropy production in the steady state and radiative transfer, Astrophys. J., 285, pp. 279-293.

250. Fisher. Remarks on the deuterium excess in precipitation in cold regions / Fisher, A. David // Tellus, Series В Chemical and Physical Meteorology (ISSN 02806509). - 1991. - V. 43B. -Nov. - P. 401-407.

251. Fontenla, J., O.R. White, and P.A. Fox, and E.H. Avrett, and R.L. Kurucz (1999), Calculation of Solar Irradiances. I. Synthesis of the Solar Spectrum, The Astrophysical Journal, 518:480-499.

252. Friedman, I. The variations of the deuterium content of natural waters in the hydrologic cycle / I. Friedman, Redfield, A.C. Shoem, B. Harris and J. Harris // Rev. Geophys. 1964. - V. 2. - P. 177-224.

253. Fomichev, V.I. Parametrization of the 15 m C02 band cooling in the middle atmosphere (15-115 km) / V.I. Fomichev, A.A. Kutepov, R.A. Akmaev and G.M. Shved // J. Atmospheric and Terrestrial Phys. 1993. - V. 55. - №1. - P. 7-18.

254. Fomin, B.A. (1995): Effective interpolation technique for line-by-lyne calculations of radiation absorption in gases. JQSRT, 53, 663-669.

255. Fomin, B.A. (2004): A lc-distribution technique for radiative transfer simulation in inhomogeneous atmosphere: 1. FKDM, fast k-distribution model for the longwave, J.Geophys.Res. 109, D02110, doi:10.1029/2003JD003802, 2004.

256. Fomin, B.A. and M.P. Correa (2005): A k-distribution technique for radiative transfer simulation in inhomogeneous atmosphere: 2. FKDM, fast k-distribution model for the shortwave, J.Geophys. Res., V. 110, D02106, doi: 10.1029/2004JD005163, 2005.

257. Ganopolski A., Rahmstorf S., Petouldiov V. and Claussen M. (1998): Simulation of modern and glacial climates with coupled global model of intermediate complexity. Nature, 391, 352-356.

258. Gat. R.J. Atmospheric water balance the isotopic perspective / Gat, R. Joel // Hydrological Processes. - 2000. - V. 14. - №8. - P. 1357-1369.

259. Gill, P.E., W. Murray, M.H. Wright (1981), Practical Optimization, 401 pp., Academic Press, London; Tokyo.

260. Gent, P.R. Heat uptake and the thermohaline circulation in the Community Climate System Model, Version Two / P.R. Gent and G. Danabasoglu // J. Climate. 2004. - V. 17. - P. 4058-4069.

261. GLOBALVIEW-C02: Cooperative Atmospheric Data Integration Project -Carbon Dioxide. CD-ROM, NOAA CMDL, Boulder, Colorado Also available on Internet via anonymous FTP to ftp.cmdl.noaa.gov. Path: ccg/co2/G10BALVIEW., 2005.

262. Golub, G.H., C.F. van Loan (1989), Matrix Computations, 642p., Johns Hopkins University Press, Baltimore.

263. Goody R., Abdou W., (1996). Reversible and irreversible sources of radiation entropy. Q.J.R. Meteorol. Soc., 122, pp. 483-494.

264. Goody R., Abdou W., (1996): Reversible and irreversible sources of radiation entropy. Q.J.R. Meteorol. Soc., 122, pp. 483-494.

265. Goody R., (2000): Sources and sinks of climate entropy. Q.J.R. Meteorol. Soc. 126, pp. 1953-1970.

266. Gorshkov V.G., Makarieva A.M. (2002): Greenhouse effect dependence on atmospheric concentrations of greenhouse substances and the nature of climate stability о Earth // Atmos. Chem. Phys. Disscuss., vol.2, pp.289-337.

267. Grieco G., A.Lnchetta, G.Masiello, C.Serio, M.Viggiano, (2005), IMG 03 retrieval and comparison with TOMS/ADEOS columnar ozone: an analysis based on tropical soundings. JQSTR, 95, pp. 331-348.

268. Gribanov K.G., V.I. Zakharov, S.A. Tashkun, Vl.G. Tyuterev (1999): An advanced user-friendly system for atmospheric calculations including constituents profile retrievals. Proceedings of Int. ALPS 99 Symposium, France, Mirabele 1999.

269. Gribanov, K.G. Algorithms and software development for task of greenhouse gases monitoring from space / K.G. Gribanov // SPIE proceedings. 2000. - V. 4063.-P. 280-286.

270. Gribanov, K.G. A new software tool for radiative transfer calculations and its application to IMG/ADEOS data / K.G. Gribanov, V.I. Zakharov, S.A. Tashkun, Vl.G. Tyuterev // JQSRT. 2001. - V. 68. - №4. - P. 435-451.

271. Gribanov K.G. and V.I. Zakharov, (2004). Neural network solution for temperature profile retrieval from infrared spectra with high spectral resolution. Atmospheric Science Letters, vol. 5, issue 1-4, pp. 1-11.

272. Gribanov, K.G. Application of Multilayer Perceptron to High-Resolution Infrared Measurement Retrieval / K.G. Gribanov, A.Yu. Toptygin, V.I. Zakharov // SPIE. -2006.-V. 6580.-P. 72-77.

273. Griffith, D.W.T., Synthetic calibration and quantitative analysis of gas phase infrared spectra, Appl. Spectrosc., 50 (1), 59-70, (1996).

274. Gorham E. (1991). Northern peatlands: Role in the carbon cycle and probable responses to climatic warming, Ecol. Appl., 1, 182-195.

275. Ghil M. (1976): Climate stability for Sellers-type model. // J. Atm. Sci. v.33, N1, 3-20.

276. Hadji-Lazaro, J., Clerbaux, C., Thiria, S., 1999. An inversion algorithm using neural networks to retrieve atmospheric CO total columns from high-resolution nadir radiances. J. Geophys. Res. 104 (D19), 23841-23854.

277. Haken H. (1984). Advanced Synergetics. Berlin: Springer-Verlag.

278. Humlicek J. Optimized computation of the Voigt and complex probability functions. JQSRT 1982; 27:437^14.

279. Hamazaki, Т., Y. Kaneko, A. Kuze (2004), Carbon dioxide monitoring from the GOSAT satellite, Proceedings of XXth ISPRS congress, 12-23 July, Istanbul, Turkey, 2004.

280. Homik, K., Stinchcombe, M., White, IL, 1989. Multilayer feedforward network are universal approximators. Neural networks 2, 359-366.

281. Hoffmann, G. Water isotope module of the ECHAM atmospheric general circulation model: A study on timescales from days to several years / G. Hoffmann, M. Werner, M. Heimann // J. Geophys. Res. 1998. - V. 103. - №16. - P. 871896.

282. Hoffmann, G. Stable water isotopes in atmospheric general circulation models / G. Hoffmann, J. Jouzel, V. Masson // Hydrological Processes. 2000. - V. 14. -№8.-P. 1385-1406.

283. Hoffman, P.F., Kaufman, A.J., Halverson, G.P. & Schrag, D.P. (1998): A Neoproterozoic snowball Earth. Science 281, 1342-46.

284. Houghton R.A., (1995): Land-use change and the carbon cycle. Global Change Biology, 1,275-287.

285. Huber, M. Heat transport, deep waters, and thermal gradients: Coupled simulation of an Eocene greenhouse climate / M. Huber and L.C. Sloan // Geophys. Res. Lett. 2002. - V. 28. - P. 3481-3484.

286. Huette A.R., H.Q. Liu, K. Bachilly, and W. van Leeuwen, (1997). A comparison of vegetation indices over global set of TM images for EOS-MODIS. Remote Sens. Environ., 59, pp. 440-451.

287. Imasu, R. Meridional distribution feature of minor constituents as observed by IMG sensor aboard ADEOS satellite / R. Imasu // Adv. Space Res. 1999. - V. 25. - P. 959-952.

288. Ingersoll A.P., (1969). The runaway greenhouse: A history of water on Venus. J.Atmos. Sci., 26, 1191-1198.

289. Jacob, H. An 8-year record of the seasonal variation of 2H and l80 in atmospheric water vapor and precipitation in Heidelberg, Germany / H. Jacob and C. Sonntag // Tellus. 1991. - V. 43B. - P. 291-300.

290. Joos F., Plattner G.K., Stocker T.F., Marchal O. and Smittner A. 1999. Global warming and marine carbon cycle feedbacks on future atmospheric C02. Science 284, 464-467.

291. Joussaume, S. A general circulation model of water isotope cycles in the atmosphere / S. Joussaume, R. Sadourny, J. Jouzel // Nature. 1984. - №311. - P. 24-29. - doi: 10.103 8/311024a0.

292. Jouzel, J. Water isotopes in precipitation: data/model comparison for present-day and past climates / J. Jouzel, G. Hoffmann, R.D. Koster, V. Masson // Quaternary Science Review. 2000. - №19. - P. 363-379.

293. Kasai, Y. Ground-based measurement of strato-mesospheric CO by a FTIR spectrometer over Poker Flat, Alaska / Y. Kasai, T. Koshiro, M. Endo, N.B. Jones, Y. Murayama // Advances in Space Research. 2005. - V. 35. - №11. - P. 20242030.

294. Kasting J. F. (1988). Runaway and moist greenhouse atmospheres and the evolution of Earth and Venus. Icarus, 74, 472-494.

295. Klimenlco V.V., L.N. Khrustalev, O.V. Mikushina, L.V. EmeFyanova, E.D. Ershov, S.Yu. Parmuzin, A.G. Tereshin CLIMATE CHANGE AND DYNAMICS OF THE PERMAFROST IN NORTHWESTERN RUSSIA WITHIN THE NEXT 300 YEARS, Earth's Ciyosphere, 2007, N 3, p. 3-13.

296. Kobayashi, H. IMG program report / H. Kobayashi // The Third ADEOS Symposium: Procs. Sendai, Japan. - 1998. - P. 65-82.

297. Kobayashi H. Editor, (1999), Interferometric Monitor for Greenhouse Gases: IMG Project Technical Report/IMG Mission Operation & Verification Committee, CRIEPI; Tokyo, Japan.

298. Komabayashi M. (1967). Discrete equilibrium temperatures of a hypothetical planet with the atmosphere and the hydrosphere of one component-two phase system under constant solar radiation. J. Meteor. Soc. Japan, 45, 137-139.

299. Komabayashi M. (1968). Conditions for the coexistence of the atmosphere and the oceans. Shizen, 23, No. 2, 24-31.

300. Kondepudi D., I. Prigogine, Modern Thermodynamics. From Heat Engines to Dissipative Structures, John Wiley & Sons. Editions Odile Jacob, 1999, 489 p.

301. Kondratyev K.Ya. (1998). Multidimensional Global Change. London, Wiley/PRAXIS, Chichester, UK, 761 p.

302. Kondratyev K.Ya., Krapivin V.F., Varotsos C.A. Global Carbon Cycle and Climate Change. // Springer/PRAXIS, Chichester, UK 2003, p.372.

303. Krapivin V.F., Varotsos C.A., Biogeochemical Cycles in Globalization and Sustainable Development, Springer/Praxis, UK 2008, 562 p.

304. Kuang, Z., J. Margolis, G. Toon, D. Crisp, and Y. Yung (2002), Spaceborne measurements of atmospheric C02 by high-resolution NIR spectrometry of reflected sunlight: An introductory study, GRL, 29, NO. 15, 1716, doi: 10.1029/2001GL014298.

305. Kutzbach, J. E., 1967: Empirical eigenvectors of sea-level pressure, surface pressure, and precipitation complexes. J. Appl. Meteor., 6, 791-802.

306. Lcnoble, J. (Ed.) (1985), Radiative transfer in scattering and absorbing atmospheres: standard computational procedures, 300 pp., A. Deepak Publishing, Hampton, Virginia USA.

307. Lensins G.B., (1990): On the Relationship between Radiative Entropy and Temperature Distributions. Journal of Atmospheric Sciences, vol. 47, No. 6, pp. 795-803.

308. Lenton T.M. (2000). Land and ocean carbon cycle feedback effects on global warming in a simple Earth system model. Tellus, 52B, 1159-1188.

309. Lewis J. P., A. J. Weaver, and M. Eby (2006): Deglaciating the snowball Earth: Sensitivity to surface albedo. // Geophysical Research Letters, v.33, L23604.

310. Li J., Chylek P. and Lesins G.B. (1994): Entropy in Climate Models. Part I: Vertical Structure of Atrmospheric Entropy Production // J. Atm. Sci., v.51, N12, 1691-1701.

311. Liou, K.N. An Introduction to Atmospheric Radiation / K.N. Liou. Academic Press, 2002. - 583 p.

312. Lorenz, E. N., 1956: Empirical orthogonal functions and statistical weather prediction. Sci. Rep. No. 1, Statistical Forecasting Project, M.I.T., Cambridge, MA, 48 pp.

313. Lovelock, J. E., Gaia as seen through the atmosphere, Atmos. Environ., 6, 579580, 1972.

314. Lovelock J. (2004). Something nasty in the greenhouse, Atmos. Sci. Let. 5: 108109.

315. Ma, X.L. A Nonlinear Physical Retrieval Algorithm Its Application to the GOES-8/9 Sounder / X.L. Ma, T.J. Schmit, W.L. Smith // J. Applied Meteorology. - 1999. -V. 38. - P. 501-513.

316. McGuffie K. and Henderson-Sellers A. (1997). A climate modeling primer. John Wiley & Sons, Chichester.

317. McKay C.P., Lorenz R.D. and Linine J.I. (1999). Analytic solutions for the antigreenhouse effect: Titan and the early Earth. Icarus 137, 56-61.

318. Manabe, S., and R. F. Strickler, (1964): Thermal equilibrium in the Atmosphere with a convective adjustment, J. Atmos., Sci., pp. 361-385, 1964.

319. Manabe S. and Stouffer R.J. (1993). Century-scale effects of increasing atmospheric C02 on the ocean-atmosphere system, Nature 364, 215-218.

320. Menzel, W.P. Introducing GOES-I: The first of a new generation of geostationary operational environmental satellite / W.P. Menzel, J.F.W. Purdom // Bull. Amer. Meteor. Soc.- 1994.- V. 75.-P. 757-781.

321. Mlawer, E.J. Revised perspective on the water vapor continuum: The MT CKD model / E.J. Mlawer, D.C. Tobin, S.A. Clough // Atmos. and Environ. Res. 2004.

322. More, J.J. The Levenberg-Marquardt algorithm: implementation and theory / J.J. More // G.A. Watson. Numerical Analysis, Lecture Notes in Mathematics 630. -1977. Springer-Verlag, Heidelberg. - P. 105-116.

323. Mote, P.W. Variability of clouds and water vapor in low latitudes: View from Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) / P.W. Mote and R. Frey // JGR. -2006. V. 111.-D16101. - doi: 10.1029/2005JD006791.

324. Nakajima, N. Interferometric Monitor for Greenhouse Gases (IMG) / N. Nakajima // The first ADEOS Symposium/Workshop: Procs. Kyoto, Japan. -1994.-P. 91-94.

325. Nakajima, N. IMG Current Status and Mission Operation Plan / N. Nakajima, H. Kobayashi, H. Saji // The Second ADEOS Symposium/Workshop: Procs. -Yokohama, Japan. 1997. - P. 389 - 397.

326. Nakajima S., Hayashi Y., Y. Abe Y. (1992). A study on the "Runaway Greenhouse Effect" with a One-Dimensional Radiative-Convective Equilibrium Model. J. Atmos. Sci., vol. 49, No. 23, 2256-2266.

327. Nicholls G.D. (1967). In Mantles of the Earth and Terrestrial Planets, Intersience, New York. 285p.

328. Nicolis C. (1992). Long Term Climate Transitions and Stochastic Resonance. Institute Royal Meteorologique de Belgique, Preprint.

329. Nicolis G. and Nicolis C., (1980): On the entropy balance of the earth-atmosphere system, Quart. J. R. Met. Soc., 106, pp. 691-706.

330. Nikitin A.V., Golovko V.F., Chursin A.A., and Vl.G. Tyuterev, (1994): AIRSENTRY software: Atmospheric Infra-Red Spectra for Emulation and noting of Transmittance of Rays User's Guide, Laboratory of Theoretical Spectroscopy, Tomsk (1994).

331. Noone, D. Modeling water isotope exchange in parameterized convective plumes, Parameterization and Verification of Water Isotopes in GCMs / D. Noone. Center for Atmospheric Science, University of California, Berkeley, California. -2002.

332. Noone, D. Evaluation of hydrologic cycles and processes with water isotopes / D. Noone // First pan-GEWEX science meeting, Frascati, Italy, October. 2006.

333. North G.R., Cahalan R.F., Coackley J.A. (1981). Energy balance climate models. Rev. Geophys. Space Phys.v.19, N1,91-121.

334. Norton, R.H. New apodizing function for Fourier spectrometry / R.H. Norton, R. Beer // J.Opt.Soc.Am. 1976. - V. 66. - №3. - P. 259-264.

335. Notholt, J. Ground-based FTIR measurements of vertical column densities of several trace gases above Spitzbergen / J. Notholt, O. Schrems // GRL. 1994. -№21.-P. 1355-1358.

336. Notholt J., Toonb G., Jonesc N., Griffith D., Thorsten W. Spectral line finding program for atmospheric remote sensing using full radiation transfer // Journal of Quantitative Spectroscopy & Radiative Transfer 97 (2006) 112-125.

337. O'Brien, D.M., and P.J. Rayner (2002), Global observations of carbon budget. CO2 column from differential absorption of reflected sunlight in the 1.61 цш band of C02, JGR, 107(D18), 4354, doi:10.1029/2001JD000617.

338. Ore A., (1955): Entropy of radiation, Phys. Rev. v. 98, No.4, pp. 887-888.

339. Ozawa H., A. Ohmura, R. Lorcnz, and T. Pujol, The second law of thermodynamics and the global climate system: a review of maximum entropy production principle. Reviews of Geophysics, 41,4/ 1018 2003.

340. Pagano, T.S. Prelaunch and In-Flight Radiometer Calibration of the Atmospheric Infrared Sounder (AIRS) /T.S. Pagano, H.H. Aumann, D. Hagan and K. Overoye // IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing. 2003. - V. 41. - №2. -P. 343-351.

341. Paltridge G.W., (1978): The steady-state format of global climate // Quart. J. R. Met. Soc., 104, 927-945.

342. Paltridge G.W., (1981): Thermodynamic dissipation and the global climate system, Quart. J.R. Met. Soc. 107, pp. 531-547.

343. Petit, J.R. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica / J.R. Petit et al // Nature. 1999. - V. 399. - P. 429436.

344. Planck M., 1913: Heat Radiation (Translated in Dover Ed., 1959).

345. Rahman, H., M.M. Verstraete, B. Pinty (1993), Coupled Surface-Atmosphere Reflectance Model 1. Model Description and Inversion on Synthetic Data, JGR, 98 (D11), 20779-20789.

346. Rahman, H., B. Pinty, M.M. Verstraete (1993), Coupled Surface-Atmosphere Reflectance (CSAR) Model 2. Semiempirical Surface Model Usable With NOAA Advanced Very High Resolution Radiometer Data, JGR, 98 (D11), 20791-20801.

347. Randerson J.T., Thompson M.V. and Field C.B. (1998): Linking 13C-based estimates of land and ocean sinks with predictions of carbon storage from C02 fertilization of plant growth. Tellus, 45B, 301-320.

348. Rasool S.I., de Berg C. The runaway greenhouse and the accumulation of C02 in the Venus atmosphere // Nature. 1970. V. 226. P. 1037-1039.

349. Rayner, P.J., D.M. O'Brien (2001): The utility of remotely sensed C02 concentration data in surface source inversions. GRL, 28, No.l, 175-178.

350. Renno A. and Ingersoll A.P. (1996): Natural convection as a heat engine: A theory for CAPE // J. Atmos. Sci., 58, 1173-1177.

351. Report of the experts meeting on aerosol and their climatic effects // Williamsburg, Virginia, USA. 1983.

352. Rogers, C.D. Inverse methods for atmospheric sounding. Theory and practice / C.D. Rogers. World Scientific, 2000. - 206 p.

353. Rosen P., (1954): Entropy of radiation. Phys. Rev., v. 96, No. 3, pp. 555-556.

354. Rothman, L.S. The HITRAN molecular spectroscopic database and HAWKS (HITRAN Atmospheric Workstation): 1996 edition /L.S. Rothman et al // JQSRT. 1998.-V. 60,-№5-P. 665-710.

355. Rothmann L.S., et al, (2003). "The HITRAN molecular spectroscopic database: edition of 2000 including updates through 2001", JQSRT, 82, pp. 5-44.

356. Rothman, L.S. The HITRAN 2004 molecular spectroscopic database / L.S. Rothman et al // JQSRT. 2005. - V. 96. - P. 139-204.

357. Roujean, J.-L., M. Leroy, P.-Y. Dechamps (1992), A Bidirectional Reflectance Model of the Earth's Surface for the Correction of Remote Sensing Data, JGR, 97 (D18), 20455-20468.

358. Rozanski, K. Isotope Patterns in Modern Global Precipitation, Geophysical Monograph 78 / K. Rozansky, L. Araguas, R. Gonfiantini // Climate Change in Continental Isotope Records. American Geophysical Union, 1993. - P. 1-36.

359. Saji, H. IMG Products availability of the Level 0, 1 and 2 / H. Saji // The Third ADEOS Symposium/Workshop: Procs. Sendai, Japan. - 1998. - P. 411.

360. Schmidt, G.A. Present day atmospheric simulations using GISS ModelE: Comparison to in-situ, satellite and reanalysis data / G.A. Schmidt et al // J. Climate. 2006. - № 19. - P. 153-192. - doi: 10.1175/JCLI3612.1.

361. Schmidt, U., and A. Khedim (1991), In situ measurements of carbon dioxide in the winter arctic vortex and at midlatitudes: an indicator of the 'age' of stratospheric air, GRL, 18, No.4, 763-766.

362. Schneider, M. Ground-based remote sensing of HD0/H20 ratio profiles: introduction and validation of an innovative retrieval approach / M. Schneider, F. Hase, T. Blumenstock // Atmos. Chem. Phys. Discuss. 2006. - V. 6. - P. 52695327.

363. Seki, К. Trace Gas Observation with Poker Flat FTIR / K. Seki, Y. Kasai, Y. Murayama, K. Mizutani, T. Itabe, J.M. Frank, R.S. William & A.L. Steven // J. Communications Research Laboratory. 2002. - V. 49. - №2. - P. 191-200.

364. Sellers W.D. (1969). A global climatic model based on the energy balance of the earth-atmosphere system J. Appl. Met. 8, 392-398.

365. Schwarzschild, K. (1914): Diffusion and absorption in the Sun's atmosphere. Sitzungsberichtc der Koniglichen Preussichen Akademie der Wissenschaften, pp. 1183-1200. In "Selected Papers on the Transfer of Radiation" (D.H. Menzel, ed.). Dover, New York.

366. Smith H.J.P., Dube D.J. et al (1978): FASCOD fast atmosphere signature code (spectral transmittance and radiance) Rep. AFGL-TR-78-0081, Air Force Geophys. Lab.: Hansom, Mass. USA, 1978.

367. Smith, W.L. The Use of Eigenvectors of Statistical Covariance Matrices for Interpreting Satellite Sounding Radiometer Observations / W.L. Smith, H.M. Woolf// J. Atmospheric Sciences. 1976. - V. 33. - №7. - P. 1127-1140.

368. Smith, W. L., Woolf, H. M., Hayden, С. M., Wark, D. Q., McMillin, L. M., 1979. The TIROS-N operational vertical sounder. Bull. Amer. Met. Soc. 60, 11771187.

369. Smith, W.L. Linear simultaneous solution for temperature and absorbing constituent profiles from radiancc spectra / W.L. Smith, H.M. Woolf and H.E. Revercomb // Applied Optics. 1991. - V. 30. - №9. - P. 1117-1123.

370. Smith W.L., H.V. Revercomb, D.K. Zhou, H.-L.A. Huang, (2005). Hyperspectral sounding: a revolutionary advance in atmospheric remote sensing, SPIE, vol. 5655, pp. 1-11.

371. Soundquist E.T. (1993): The global carbon-dioxidc budget. // Science 259, 934941.

372. Statistical Treatment of Data on Environmental Isotopes in Precipitation / IAEA. Technical Reports Series No. 331, 1992. - Vienna: IAEA. - 781 p.

373. Steinwanger J., T. Rockmann, (2005): Global distribution of water isotopes. Abtracts proceedings of ASA Int. Workshop, p.85, Reims, France 2005, September 6-8.

374. Stephens G.L. and O'Brien D.M., (1993): Entropy and climate. I: ERBE observations of the entropy production of the earth. Q.J.R. Meteorol. Soc. 119, pp.121-152.

375. Strow, L.L., Motteler, H.E., Benson, R.G., Hannon, S.E., De souza-Machado, S., 1998. Fast computation of monochromatic infrared atmospheric transmittances using compressed look-up tables. JQSRT 59 (3-5), 481^193.

376. Suzuki, S. OCTS Mission operation and standard products / S. Suzuki // The first ADEOS Symposium/Workshop: Procs. Kyoto, Japan. - 1994. - P. 77-83.

377. Tans, P.P., I.Y. Fung, and T. Takahashi (1990), Observation constraints on the global atmospheric C02 budget, Science, 247, 1431-1438.

378. Tashkun, S.A., Perevalov V.I., J.L. Teffo, (2005): CDSD-IASI, the high precision carbon dioxide spectroscopic databank: Version for METOP-IASI mission. Abtracts proceedings of ASA Int. Workshop, p.95, Reims, France 2005, September 6-8.

379. Tolton, B.T., and D. Plouffe (2001), Sensitivity of radiometric measurements of the atmospheric C02 column from space, Appl. Opt., 40, 1305-1313.

380. Tomasi, С., V. Vitale, B. Petkov, A. Lupi, and A. Cacciari (2005), Improved algorithm for calculations of Raylcigh-scattering optical depth in standard atmospheres, Appl. Opt., 44, No. 16, 3320-3341.

381. Tonkov, M.V., N.N. Filippov, Yu.M. Timofeyev, A.V. Polyakov (1996): A simple model of line mixing effect for atmospheric applications: Theoretical background and laboratory testing. J.O.S.R.T, 56, 5, 783-795.

382. Tvorogov S.D., Rodimova O.B. (2005): C02 line shape in far wings: from virial coefficients to radation fluxes. Absracts of reports. XV-th Int. Symposium on High Resolution Molecular Sperctroscopy. HighRus-2006, July 18-21, 2006, p. 133.

383. Tyndall J. (1861): On the absorption and radiation of heat by gases and vapours, and on the physical connection of radiation, absorption, and conduction. Phil. Mag. V. 22 (sec.4), 169-194, 273-285.

384. Vasin V.V., Agecv A.L. Ill-Posed Problems with A Priori Information. // Utrecht: VSP, 1995. 255 p. (Inverse and Ill-Posed Probl. Ser.).

385. WMO/UNEP: Climate Change 1995: Impacts, Adaptation, and Mitigation of Climate Change. UK: Cambridge University Press, 1996. - P. 3-12.

386. Warner C., (2004): Entropy Sources in Equilibrium Conditions over a Tropical Ocean., Journal of Atmospheric Sciences, 62, pp. 1588-1600.

387. Worden, J.R. TES observations of the tropospheric HD0/H20 ratio: retrieval approach and characterization / J.R. Worden, K. Bowman, D. Noone and TES Team Members // J. Geophys. Res. 2006. - 111(D16). - D16309. -10.1029/2005JD006606.

388. Worden J.R., Noone D., Bowman K. (2007): Importance of rain evaporation and continental convection in the tropical water cycle. Nature, Vol. 445. 528-532, 1 February 2007| doi:10.1038/nature05508.

389. Yamamoto H., T. Hashimoto, M. Seki, N. Yuda, Y. Mitomi, H. Yoshiaka, Y. Honda, T. Igarashi, (2005). The initial evaluation of ADEOS-II/GLI land products for vegetation monitoring. SPIE, vol. 5655, pp. 241-252.

390. Yang, Hu. Water Vapor, Surface Temperature, and the Greenhouse Effect-A Statistical Analysis of Tropical-Mean Data / Hu. Yang, K. Tung // J. Climate. -1998.-V. 11.-№10.-P. 2686-2697.

391. Zahn, A. Deuterium, oxygen-18, and tritium as tracers for water vapour transport in the lower stratosphere and tropopause region / A. Zahn, V. Barth, K. Pfeilsticker, U. Piatt // J. Atmos. Chem. 1998. - V. 30. - P. 25^7.

392. Zakharov V.I. and Tyuterev VI.G. (1985): Nonsecular expansion of evolution operator and field statistics. Journal of Optical Society of America, vol.B2, 85-88.

393. Zakharov V.I. and Tyuterev VI.G. (1987): Photon statistics of laser beams in resonance multiphoton processes. Laser and Particle Beams, No.5, pp.27-42.

394. Zakharov V.I. and Tyuterev Vl.G. (1987): Dynamics of quantum fluctuations in multiphoton processes. Poceedings of Int. School on Nonlinear and Coherent Optics, Bratislava, September 1987, 78-85.

395. Zakharov V.I., V.M. Shmelev and A.I. Nesterenko, 1991: Explosive absorption of C02 laser radiation 10.6 pm in the atmosphere, J. de Phys. IV, vol.1, C7, pp. 775-781, (1991).

396. Zakharov V.I., Shmelev V.M., Regarding explosive resonance absorption of laser radiation in the range of 9.4 pm by atmospheric carbon dioxide and water vapor II J. dePhys. IV, vol.1, C7, pp. 782-790, (1991).

397. Zakharov V.I., K.G.Gribanov, V.M.Shmelev, M.V.Falko (1994): Phenomenon of Explosive Resonance Absorption of C02 Laser Radiation by Atmosperic Carbon Dioxide and Water Vapour. SPIE vol.2205, 91-96,1994.

398. Zakharov V.I. Impact of vegetation albedo on local cooling of spring season // Bulletin of Meteorological Research. 1998. №6, 5-8.

399. Zakharov V.I., K.G.Gribanov, V.M.Shmclev (1997): Oscillation of the Equatorial Ocean-Atmosphcrc Radiation Regime and ENSO. Proceedings of the 1997 Joint Assemblies of IAMAS/IAPSO, Melbourne, Australia, July 1-9, 1997.

400. Zakharov V.I., K.G. Gribanov, H. Kobayashi, A. Shimota (1999): HDO and 13C02 Retrieval from IMG Spectrum Data. Proceedings of 3rd ADOES Symposium, pp. 102-111, Kyoto Japan 1999.

401. Zakharov V.I., Imasu R., Gribanov K.G. Signals of isotopes of GHG in spectra of emission of atmosphere and HD0/H20 Retrieval from IMG Data // Proceedings of SMILE-ILAS projects meeting. Kyoto, Japan, March 2001.

402. Zakharov V.I., Imasu R., Gribanov K.G. (2002): D/H latitudinal distribution in atmosphere retrieved from IMG spectra. SPIE, vol. 4897, 65-71, 2002.

403. Zakharov, V.I. (2004): Latitudinal distribution of deuterium to hydrogen ratio in the atmospheric water vapor retrieved from IMG/ADEOS data / V.I. Zakharov, R. Imasu, K.G. Gribanov, G. Hoffmann, J. Jouzel // GRL. 2004. - V. 31. - №12. -P. 723-726.

404. Zakharov V.I., Gribanov K.G., Prokop'ev V.E., Shmelev V.M. (2005). Effects of the 8-13 pm atmospheric transmission band on the stability of the earth's thermal state. 1063-4258 (Print), 1573-8205 (Online), Springer New York 2005.

405. Zakharov V.I., Imasu R., Gribanov K.G. (2005). Net Free Energy of the Earth and its Monitoring from Space Concept. SPIE vol. 5655, 540-547.

406. Zakharov V.I. (2008): Regarding Greenhouse Explosion, Chapter 6. pp. 107132, in book: GLOBAL CLIMATOLOGY AND ECODYNAMICS -Anthropogenic changes to Planet Earth. Eds: Cracknell A., Krapivin V., Varotsos С. II Springer/PRAXIS, Chichester, U.