НОВЫЙ МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПАРАМЕТРОВ АЭРОЗОЛЯ В ЗЕМНОЙ СТРАТОСФЕРЕ
, ,
Главная Астрономическая обсерватория НАН Украины, г. Киев
*****@***, *****@***, *****@***, *****@***
Ключевые слова: поляриметрия, аерозоль
Аннотация. Показано, что только поляризационные наблюдения Земли в спектральном интервале λ>300 нм мало эффективны при изучении физических характеристик аэрозоля из-за невозможности получить наблюдательные данные о фазовой зависимости степени поляризации P(ψ, L, α) и отражательной способности ρ(ψ, L, α), которые отвечали бы условию оптической однородности системы «атмосфера+поверхность». Спектральный диапазон λ<300 нм является более благоприятным, потому что сильно поглощающий озоновый слой отсекает вклад поверхности и тропосферы, которые подвержены значительному влиянию неоднородности оптических свойств. Поэтому сканирование вдоль широтных поясов позволит получить квазиоднородные зависимости Р(α) и ρ(α), пригодные для анализа с целью определить физические характеристики стратосферного аэрозоля и изучить их широтные и временные изменения.
Тропосферный и стратосферный аэрозоль играет важную роль при формировании теплового режима и озонового слоя [1, 2, 3] атмосферы. Аэрозоли различаются размером, временем пребывания в атмосфере и природой. Тропосферный аэрозоль краткоживущий потому что очищение от него происходит не столько оседанием под действием силы тяжести, сколько «вымыванием» осадками. В стратосфере доминирующим является оседание, поэтому процесс очищения длится годами. Его оптическая толщина на луче зрения τl(h) определяется по ослаблению земной атмосферой интенсивности Солнца при его входе (выходе) в тень (из тени) космического аппарата [4]. По этим данным, решая обратную задачу, оценивались надирные значения оптической толщины τо(h). На длине волны 1 мкм τо(h) менялось от ~0,002 до 0,1, а наибольшим значениям в 1984 и 1992 гг. предшествовали извержения вулканов [5]. Но корректный переход от значений τl(h) к τо(h), осуществляемого, например, согласно приближенному выражению [6] τо(h) = τl(h)/[2π(R + h)/Ha(r, γa, h)]-1/2 (R – радиус Земли, Ha(r, γa, h) – аэрозольная шкала висот), возможен только тогда, когда имеются достоверные данные о природе (удельная плотность γа) и эффективном размере r аэрозоля. В 1990 г. разработан наблюдательный космический комплекс, который включал сканирующий поляриметр [7] на спектральный диапазон 410 ≤ λ ≤ 2250 нм (12 светофильтров) (GLORY). Остановимся на основных проблемах, которые делают малоэффективными поляризационные измерения Земли в области спектра λ > 300 нм при изучении спектральных значений действительной части показателя преломления nr (погрешность ±0,02), эффективного радиуса частиц (±10%), эффективной дисперсии размеров (±40%), спектральных значений оптической толщины τо(±10%), спектрального альбедо однократного рассеяния ω(±10%), формы частиц, пространственного и временного изменения этих характеристик. При разработке упомянутого проекта исходили из опыта определения физических характеристик аэрозоля (с указанными выше погрешностями) атмосферы Венеры [8]. Благодаря ее мощной атмосфере поле диффузно отраженного излучения формируется только газово-аэрозольной средой. Поэтому выражение для фазовой зависимости второго параметра Стокса Q(α) = P(α)A(α) (где А(α) – фазовая зависимость альбедо диска) в модели однократного рассеяния имеет вид
Q(α) = (1 - β)Qa(α) + βQг (α), (1)
где Qa(α) и Qг(α) – значения этого параметра для аэрозольной и газовой составляющих, β=σг/(σa+σг), σa и σг – объемные коэффициенты рассеяния аэрозолем и газом. Сравнение наблюденных и рассчитанных Q(α) для различных значений nr, параметров функции распределения частиц по размерам N(r) (эффективного радиуса частиц ref и дисперсии размеров vef в модифицированном гамма-распределении) и β, позволяет найти такую их комбинацию, при которой имеет место наилучшее согласие. Но даже в этом наиболее простом случае исходят из предположения, что значения этих параметров одинаковы для всех планетоцентрических широт ψ и долгот L, они не изменяются со временем и задается вертикально однородная модель структуры атмосферы. Для Венеры в моделях оптически однородного газово-аэрозольного слоя (с учетом только однократного рассеяния [9], со строгим учетом многократного рассеяния [8] и его приближенным учетом [10]) и вертикально неоднородного [11] – привел к практически одинаковым значениям параметров аэрозоля. Этим подтверждается высказанное [9] мнение, что значение Q(α) формируется в верхней части облачного слоя, главным образом, в процессе однократного рассеяния фотона на входе в слой и выходе из него. В случае Земли рассмотренная методика применима только для покрытых сплошными облаками участков поверхности, тогда как для чистой атмосферы поле диффузно отраженного излучения формируется не только газово-аэрозольной средой, но и поверхностью. Наш опыт анализа поляризационных наблюдений планет с полубесконечной атмосферой [10, 12] и с оптически тонкой (Марс) [13], позволяет нам обратить внимание на трудности, которые возникнут как при анализе наблюдательных данных о фазовых зависимостях степени поляризации Р(α) и отражательной способности ρ(α), так и еще на этапе их получения. Ведь для планет с оптически тонкой атмосферой оптические свойства диффузно отраженного излучения формируются взаимодействием неполяризованного солнечного излучения с газово-аэрозольной средой и поверхностью, и уже поляризованного отраженного поверхностью излучения – с атмосферой. Если даже пренебречь последним, то в модели однократного рассеяния выражение для второго параметра Стокса усложнится до такого выражения:
Q(ψ, L, μо, μ, α) = [(1 - β(ψ, L))Qa(ψ, L, α) + β( ψ, L)Qг(α)]×
×[ωμo/4(μo + μ)]{1 - exp[-τo(1/μo + 1/μ)]}] + Qп(ψ, L, μo,μ, α)exp[-τo(1/μo + 1/μ)], (2)
где Qп(ψ, L, μo, μ, α) – поверхностная составляющая, ω – альбедо однократного рассеяния, μo и μ – косинусы углов падения и отражения света. Кроме очевидной оптической неоднородности в горизонтальной плоскости параметров Qп(ψ, L, μo, μ, α) и Qa(ψ, L, α), будет сказываться еще и разнообразие рельефа и существенные непрогнозированные изменения во времени. Поэтому при наблюдениях с орбиты Земли мы столкнемся как с невозможностью получить отвечающую условию оптической однородности фазовую зависимость Q(ψ, L, μо, μ, α), так и с необходимостью использовать некоторую априорную информацию о поверхности [14] . Принципиально иной подход предложен нами (А. В.М.) [10, 15]). Он базируется на предположении, что значение фазового угла αі (точки инверсии, при котором Рп(αі) = 0) не меняется с длиной волны, а наблюдаемое для Марса в коротковолновой области спектра (при λ < 500 нм) резкое уменьшение значения αі [13] вызвано атмосферой. Тогда наблюдаемые Р(αі, п, λ) при λ<500 нм формируются только газово-аэрозольной средой и выражение (2) упрощается до
Q(λ, αі, п) = [(1 - β(λ))Qa(λ, αі, п) +β(λ)Qг(αі, п)]f(τo(λ), αіп), (3)
где f(τo(λ), αіп) – проинтегрованное по диску выражение 1 – exp [-τo(λ)(1/μo + 1/μ)]. Т. о., сильно выраженная оптическая неоднородность системы «атмосфера+поверхность» и их значительные временные изменения делает малоэффективными поляриметрические измерения при изучении физических свойств атмосферного аэрозоля в λ > 300 нм. В то же время, поляриметрический эксперимент может оказаться эффективным при изучении физических характеристик стратосферного аэрозоля. Дело в том, что в λ < 300 нм сильно поглощающий озоновый слой отсекает влияние и поверхности, и тропосферного аэрозоля, т. е. составляющих, которые показывают наибольшую горизонтальную неоднородность оптических свойств и которые подвержены значительным и непрогнозированным временным изменениям. Поэтому Земля в этом интервале длин волн напоминает Венеру, а значения второго параметра Стокса можно расчитывать по выражению (1). Но даже в этом случае нельзя исключать возможной горизонтальной неоднородности стратосферного аэрозоля (особенно в меридианной плоскости из-за изменения мощности озонового слоя и его эффективной высоты при переходе от экватора к полюсам). Тем не менее, реализация поляризационного космического эксперимента в ультрафиолетовых длинах волн [15], при условии, что данные о фазовой зависимости параметра Стокса Q(α) получают сканированием в параллельной экватору плоскости, могут быть (подобно Венере) эффективными как для определения физических характеристик усредненного стратосферного аэрозоля, так и для получения информации о пространственном его распределении и изменении со временем.
Список литературы
1. , , Роль стратосферного аэрозоля в формировании озонового слоя // Кинематика и физика небесных Т. 16, № 4. C. 364-368.
2. Hanson D. R., Ravinshankara A. R., Solomon S. Heterogeneous reactions in sulfuric oxide aerosols: A framework for model calculations // J. Geophys. Res. 1994. V. 99, N 7. P. .
3. Reinzel G. C., Tiao G. C., DeLuisi J. J., et al. Analysis of upper stratospheric umkehr ozone profile data for trends and the effect of stratospheric aerosols // J. Geophys. Res. 1984. V. 89. P. ,
4. McCormick M. P. Stratospheric aerosol and gas experiment (SAGE III) // Long-Term monitoring of Global climate forcings and Feedbacks, J. Hansen, W. Rossow., I. Fung; New York. 1992. P. 36-39.
5. Hansen J. Climate Forsings and Feedbacks // Long-Term monitoring of Global climate forcings and Feedbacks, J. Hansen, W. Rossow., I. Fung; New York. 1992. P. 6-12.
6. Leovy C. B., Smith B. A., Young A. T., Leighton R. B. Mars atmosphere during the Mariner 9 extended mission: Television results // J. Geophys. Res. 1973. V. 78, N 2. P. .
7. Travis L. Earth Observing Scanning Polarimeter // Long-Term monitoring of Global climate forcings and Feedbacks. J. Hansen, W. Rossow., I. Fung. New York. 1992. Р. 40-46
8. Hansen J. E., Hovenir J. W. Interpretation of the polarization ov Venus // J. Atmos. Sci. 1974. V. 31, N 4. P. .
9. Исследование атмосферы Венеры. II // Астрон. журн. 1968. Т. 45, N 1. С. 169-176.
10. Morozhenko A. V., Yanovitskij E. G. The optical properties of Venus and the Jovian planets. I. The atmosphere of Jupiter according tо polarimetric observations // Icarus. 1973. Т. 18, N 3. P. 583-592.
11. Kattawar G. M., Young L. D.C. Scattering in the atmosphere of Venus. II. Effects of varying the scale height of the scattering particles // Icarus. 1977. V. 30, N 1. P. 179-185
12. , , Об оптических свойствах облачного слоя Сатурна в видимой области спектра // Астроном. вестник. 1975. Т. 9, №1. С. 13-21.
13. Мороженко А. В. Оптические параметры атмосферы и поверхности Марса. 1. Аэрозольная составляющая чистой атмосферы // Астроном. вестник. 1974. Т. 8, №3. C. 121-127.
14. Оптическая модель атмосферы Марса // Астрон. журн. 1967. Т. 44, № 6. С. .
15. , Мороженко Е. П., Гераимчук М. Д. Изучение характеристик аэрозоля стратосферы Земли методом ультрафиолетовой поляриметрии // Оптика и спектроскопия. 2009. Т. 107, № 2. С. 231-235.
