ПРЕДИСЛОВИЕ

Широкое внедрение оптических квантовых генераторов (лазе、 ров) в перспективных системах локации и связи, дальнометриро- вания и навигации выдвигает новые требования к прогнозу эффективности названных систем в реальной атмосфере. Как известно, в атмосфере происходит сложный комплекс физических явлений взаимодействия излучения с газовой и аэрозольной средой. Систематическое накопление информации о микрофизических и оптических свойствах атмосферы как поглощающей и рассеивающей среды требует постоянной модификации существующих модельных представлений. Эта модификация должна состоять в уточнении в первую очередь вертикальной стратификации оптических параметров атмосферы путем прямых фотометрических, спектроскопических и лидарных измерений, а также расчетов с использованием новых данных о высотном распределении концентрации аэрозольных частиц и газовых составляющих атмосферы.

Сложный характер спектрального поведения коэффициентов оптического взаимодействия аэрозоля в областях расположения специфических полос поглощения минералов и солей, входящих в состав аэрозольных частиц, определяет более жесткие условия решения задачи прогноза спектрального пропускания атмосферы, особенно в инфракрасном диапазоне волн. Последние исследования убедительно показывают, что при этом нельзя игнорировать постоянные динамические превращения, которые испытывает аэрозоль под воздействием метеорологических факторов (в первую очередь влажности воздуха и ветрового режима).

Актуальное значение в оценке эффективности оптико-локационных систем имеет проблема учета в составе атмосферного аэрозоля крупномасштабных выбросов вулканических извержений частиц, поступающих в атмосферу в результате пыльных бурь и лесных пожаров, а также продуктов индустриальной деятельности человека.

В основу данной монографии положены результаты обширных численных исследований радиационных характеристик различных типов аэрозоля и основных газовых компонент атмосферы. В ней обобщены также данные соответствующих теоретических и экспериментальных исследований, выполненных в последнее десятилетие, в том числе в Институте оптики атмосферы СО АН СССР. Основное внимание направлено на анализ и систематизацию количе-

ственных данных об оптико-локационных свойствах аэрозольной и молекулярной атмосферы, необходимых для оценки эффективности перспективных лазерных систем.

Монография состоит из семи глав, содержит большой объем табличного и иллюстративного материала, пригодного для практического использования.

В гл. 1 кратко обобщаются сведения об основных эффектах физического взаимодействия, сопровождающих процесс распространения оптического излучения в атмосфере, приводятся формулы расчета и табличные данные, касающиеся характеристик когерентного и некогерентного рассеяния. В гл. 2 обосновывается статистически обусловленная микрофизическая модель аэрозоля; анализируются экспериментальные данные по изучению микроструктуры аэрозоля и его вертикальной стратификации. В гл. 3 систематизированы новые данные, касающиеся адекватного выбора исходных оптических постоянных аэрозольного вещества. В гл. 4 представлены оригинальные результаты количественного анализа критериев точности расчетного прогноза оптических параметров аэрозоля. В гл. 5 приведены и проанализированы таблицы высотного распределения основных оптических параметров аэрозоля; проведены сопоставления предложенных моделей с известными результатами оптического зондирования. В гл. 6 и 7 рассмотрены вопросы построения оптических моделей газовой атмосферы для широкополосных и селективных источников излучения; приведены результаты расчетов, выполненных на основании уточненных метеорологических моделейt и оригинальных алгоритмов, даны рекомендации по практическому использованию развитых моделей для дистанционного зондирования атмосферы.

Авторы считают приятным долгом выразить признательность сотрудникам Института оптики атмосферы СО АН СССР Ю. Н. Пономареву, Р. Ф. Рахимову за подготовку ряда материалов, а также М. М. Крековой, И. В. Фатеевой и О. Н. Гутман за помощь в оформлении рукописи.

Особую благодарность авторы выражают рецензентам д-ру физ.-мат. наук, проф. М. В. Кабанову и д-ру геогр. наук В. Ф. Логинову, весьма ценные замечания и советы которых способствовали значительному улучшению содержания книги.

ГЛАВА I. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОБЛЕМЫРАСПРОСТРАНЕНИЯ ОПТИЧЕСКОГО ИЗЛУЧЕНИЯВ АТМОСФЕРЕ

Оптическая волна, распространяясь в атмосфере, испытывает многообразные изменения, обусловленные эффектами поглощения и рассеяния ее энергии газами и аэрозолями, явлениями молекулярного, комбинационного рассеяния, флюоресценции, флюктуаций показателя преломления среды, эффектом Доплера и др.

Указанные изменения варьируют в весьма широких пределах в зависимости, с одной стороны, от явлений и эффектов взаимодействия излучения с атмосферой, с другой,— от конкретных условий распространения и параметров волны. В свою очередь результат взаимодействия излучения с атмосферой для различных явлений и эффектов существенно и одновременно по-разному зависит от длины волны (спектра) излучения. •

В данной главе дается краткое описание основных явлений и эффектов взаимодействия оптических волн с атмосферой. При этом главное внимание уделяется тому интервалу оптического диапазона электромагнитных волн, в котором сосредоточена доминирующая часть излучений Солнца и Земли, а также искусственных источников (в том числе лазеров), а именно интервалу длин волн в пределах 0,3—15 мкм. Рассмотрение проводится в приближении линейной оптики атмосферы. Вопросам нелинейного взаимодействия оптической волны с атмосферой посвящена специальная монография настоящей серии.

Основные явления и эффекты взаимодействияоптического излучения с атмосферой

Молекулярное поглощение

Энергетическое ослабление оптических волн за счет поглощения атмосферными газами играет чрезвычайно важную роль в диапазоне волн 0,3—15 мкм, поскольку здесь сосредоточены наиболее сильные колебательно-вращательные полосы как основного поглощающего газа — водяного пара, так и всех других газов.

Наиболее характерная особенность этого явления связана с его исключительно высокой спектральной селективностью. Достаточно сказать, что в центрах наиболее сильных линий основных колебательно-вращательных полос поглощения водяного пара излучение

полностью поглощается в слоях атмосферы толщиной порядка нескольких сантиметров. В то же время в окнах прозрачности солнечное излучение поглощается вертикальным столбом атмосферы при средних условиях не более чем на один-два десятка процентов.

Спектры поглощения атмосферных газов состоят из огромного количества линий, полуширины которых имеют порядок величины 10-1—10-3 см-1, т. е. в пределах столь узких участков спектра коэффициенты поглощения изменяются в 2 раза.

Общие линии поглощения в спектрах атмосферных газов вместе с их индивидуальной зависимостью от макрофизических параметров среды (общего, парциальных давлений и температуры), в свою очередь изменяющихся в широких пределах от широты, долготы, высоты и времени, делают задачу количественного определения энергетических потерь оптической волны за счет поглощения газами атмосферы исключительно сложной. Соответственно сложной является и задача создания оптических моделей газовой атмосферы. Ее подробное описание содержится в гл. 6 и 7 настоящей монографии.

Аэрозольное рассеяние

Аэрозольное рассеяние правильнее называть аэрозольным ослаблением, поскольку в него входят как рассеяние, так и поглощение излучения частицами аэрозоля. Обычно описание аэрозольного ослабления ведется в приближении теории Ми и называется рассеянием Ми, т. е. рассеянием на частицах сферической формы, удовлетворяющих условию р = 2лг/Х^Х, где г — радиус частицы, X — длина волны.

Явления аэрозольного рассеяния и молекулярного поглощения играют определяющую роль в процессах взаимодействия оптических волн с атмосферой в интересующем нас диапазоне волн. В отличие от молекулярного поглощения аэрозольное рассеяние обладает существенно меньшей спектральной селективностью. Его пространственно-угловое распределение характеризуется анизотропией с максимумом в направлении распространения излучения. Анизотропия сильно возрастает по мере увеличения р.

Все оптические характеристики аэрозолей существенно зависят от их микрофизических параметров (концентрации, спектра размеров, формы и компонентов комплексного показателя преломления частиц). Последние изменяются в весьма широких пределах от одного типа аэрозолей к другому и в пределах одного и того же типа. Все это бесспорно осложняет проблему разработки оптических моделей аэрозолей, которой посвящены следующие четыре главы настоящей монографии.

Молекулярное (рэлеевское) рассеяние

Рэлеевское рассеяние обусловлено флюктуациями плотности атмосферы, а также рассеянием на малых частицах, для которых параметр р《1. Это явление, как и предыдущее, характеризуется 8

упругим взаимодействием. Угловое распределение рассеянного излучения в этом случае близко к изотропному. Эффективность рэлеевского рассеяния однозначно связана с плотностью и давлением газовой атмосферы, что определяет перспективы его использования для дистанционного контроля термодинамических параметров атмосферы.

Явление рэлеевского рассеяния, будучи существенно более простым, чем молекулярное поглощение и аэрозольное рассеяние, достаточно хорошо изучено. Его оптические характеристики подробно затабулированы во всем интересующем нас диапазоне длин волн. С точки зрения практики его учет имеет значение лишь в ультрафиолетовой и частично в видимой областях спектра.

Комбинационное рассеяние

Процесс комбинационного рассеяния [6] включает обмен значительными количествами энергии между рассеянным фотоном и рассеивающей молекулой. Вследствие этого спектральные компоненты комбинационного рассеяния (v^) сдвинуты относительно частоты падающего излучения на отрезки частотного интервала, соответствующие внутренней энергии рассеивающих молекул. Сечение спонтанного комбинационного рассеяния обычно меньше сечения рэлеевского рассеяния на 3 порядка величины.

При приближении частоты v0 к собственным частотам колебательно-вращательных или электронных переходов в молекулах и атомах происходит резкое, на 3—6 порядков величины, возрастание сечения взаимодействия. Возникает процесс так называемого резонансного комбинационного рассеяния.

Математическое описание взаимодействияоптического излучения с атмосферой

Распространение электромагнитной волны в рассеивающей и поглощающей среде характеризуется трансформацией электрического вектора Е и магнитного вектора Н. Без большой потери общности можно принимать во внимание только наличие электрического вектора Е, поскольку в дальнейшем нас будут интересовать свойства электромагнитного излучения в окружающем рассеивающую частицу воздухе. При этом направление вектора Е определяет направление поляризации излучения.

В декартовой системе координат г (%, у, z) можно записать [2]:

Ех = ах cos (со/ — Кг +，)，

Еу = ау cos (з£ — Кг + %),

& = 0,(1.1)

где а*, ау — скалярные амплитуды, з — частота гармонических колебаний, t — время, К = 2лО/Х — волновой вектор, % — длина

волны, Q ——единичный вектор направления распространения, 61, 62 — произвольные фазы.

Традиционные приемники оптического излучения измеряют энергетические характеристики излучения, в первую очередь его интенсивность

/ =〈Е%Е% + ЕдЕу〉・(1・2)

Пространственно-временное изменение /(「; з, /) полностью характеризует поле излучения в дисперсной среде без учета состояния поляризации последнего.

Для описания поляризационных свойств излучения обычно привлекаются дополнительные комбинации квадратических функций напряженности поля, также имеющих физический смысл интенсивности,

Q ==(?%七% -- eУе)、 и =(ЕхЕ^ + ЕуЕ^, Y = 1 也広и — Е 疋^(1.2а)

образующих в совокупности функциональное пространство 1(/, Q, U, V) известного в литературе [3, 4] вектора-параметра Стокса.

Система (1.1) очевидным путем преобразуется в уравнение эллипса

畳У + (等)—"COS 6 = sin? (1.3) где 6 = 6i — 6г.

Когда 6 = тл (т — целое число), эллипс (1.3) вырождается в прямую линию и, следовательно, электромагнитная волна линейно поляризована. Если а\ — а2 = а (оси эллипса равны), волна поляризована по кругу.

В этом случае параметры Стокса можно ввести через величины, определяющие форму и ориентацию эллипса поляризации:

/ = "% + "у,

Q =峻—* = / cos 2Х cos 2屮，

U = 2ахау cos д = / cos 2Х sin 2取

V = 2ахау sin 6 = / sin 2X,(1.4)

где угол 屮 определяет ориентацию эллипса, а отношение полуосей, равное tg% — степень эллиптичности.

При выборе другой плоскости отсчета изменяется только %, следовательно, /, Q2 * U2 H у являются инвариантами этого преобра- 10

зования. Степень поляризации электромагнитной волны определяется как

p=g+炉+鬥％.(Ь5)

Определим энергетические потери излучения за счет рассеяния и поглощения частицами дисперсной среды

di(V)= 一 限(v) + 也(v)] I^dh(1.6)

где ps(v), pc(v)—соответствующие объемные коэффициенты рассеяния и поглощения в размерности [Г]. Вследствие линейности закона Бугера (1.6) il аддитивности некогерентных пучков света в каждом акте рассеяния подобное соотношение будет справедливо при описании поляризационного состояния излучения, т.е.

成=一 2 跳1° 弘(1.7)

где I°(/°, Q°, U°, V°)—определяет начальное состояние поляризации, 0订(f, j=l, 2, 3, 4)——так называемая [9] матрица экстинкции.

В большинстве атмосферно-оптических ситуаций свойства сред изотропны и §订 вырождается в скаляр-коэффициент экстинкции

В” = РА/ = % + Вс,(1-8)

где 6ij — символ Кронекера (зависимость от частоты v здесь и да> лее пока опускаем).

Относительное угловое распределение рассеянного света описывается соответствующей матрицей 4-го ранга о订(матрицей рассеяния).

Выделим некоторое направление Q и элемент телесного угла dQ, заключающий в себе единичный вектор £У, тогда интенсивность излучения, рассеянного в заданном направлении ◎ на расстоянии R от рассеивающего объема dV определится следующим образом:

di (О) = * Z 6/(0, Qz) I(QZ) d£Y dK(1.9)

Матрица рассеяния о〃 содержит наиболее полную информацию о рассеянном частицами световом поле. В общем случае она может состоять из 16 ненулевых компонент. В частных случаях в зависимости от природы рассеивающих объектов (о чем пойдет речь далее) и свойств симметрии рассеивающего объема число независимых компонент сокращается. В скалярном случае угловое распределение рассеянного излучения адекватно описывается индикатрисой рассеяния

g(Q； 0)=夕也胃出-.(1.10)

Для изотропных сред часто используется эквивалентное понятие дифференциального сечения рассения

(Ml)(Ml)Bds(Y)= ~^"，

(Ml)

(Ml)

где 6 = (Q‘, Й)——угол рассеяния, не зависящий от Й\

Введенные оптические характеристики определяют радиационные свойства элементарного объема. Важнейшим критерием оптической активности рассеивающей среды остается величина ее оптической протяженности или толщины t(v) = R(v)/. В более общем случае

г2

T(V, гн r2)= j Р/(V, г) dr, г eV.(1.12)

Методика расчета аэрозольных оптических параметров

Результаты точного решения задачи дифракции электромагнитного излучения на проводящих сферических частицах сформулированы Ми [13]. Ее систематическое изложение, пригодное для практического использования в проблеме оптики полидисперсного аэрозоля, с многочисленными результатами и достаточно полной библиографией приведено в монографии Дейрменджана [4].

Приведем основные моменты, касающиеся вопроса численной реализации расчетов элементарного упругого взаимодействия потока электромагнитного излучения с дисперсной средой.

Как отмечено выше, рассеивающие свойства произвольной среды полностью описываются заданием 16 компонент матрицы рассеяния 6订(Q,которая имеет следующий вид [15]:

4141{J%

人4141力22力22

2Re(4/；i) 2Re(42&2)f

—Im(ЛИА12)—Im(Л 21A22)一Im(4/12 + 41422)Re(Л11А22 — 4/12)—Im(ЛИА12)—Im(Л 21A22)一Im(4/12 + 41422)Re(Л11А22 — 4/12)21m ⑷蜀)21m(2；2)

—Im(ЛИА12)

—Im(Л 21A22)一Im(4/12 + 41422)Re(Л11А22 — 4/12)

—Im(ЛИА12)

—Im(Л 21A22)一Im(4/12 + 41422)Re(Л11А22 — 4/12)

Re(4 02)

(1.13)(1.13)Re(X2i^22)

(1.13)

(1.13)

Re(A12^21 +41422)

Im(41422 一 ^412^21)

где звездочка обозначает комплексно-сопряженную величину, Re и Im — реальную и мнимую часть функции. Комплексные функции Лтп определены соотношениями:

41 = 7\ cos Д(р + 几 cos 屮， 4i = — (цГ 1 + 卩'「2)sin Д(р,

42 = (h^i + 卩几)sin Д(р, А? = Т1 cos 屮 + Т2 cos Д(р, (1.14)

гдегде

где

где

cos 2 = (1— ц2)1/2(1 —卩")“ + цц cos Л(р,

|/ и 卩一косинусы полярного угла падающего 仔'и рассеянного О частицей лучей, Л ср — разность соответствующих азимутальных углов, измеренная от произвольно выбранной оси % декартовой системы координат (для удобства обычно вертикальная плоскость, содержащая падающий луч с координатами 仔‘,q/), рассматривается как плоскость q/ = 0).

Кроме того, здесь

7\ = ® — S2 cos 0) (1 — cos2 0)-1,

Т2 —⑸—Si cos 0) (1 — cos2 0)-1,(1.15)

где характеристики si, s? определяются результатами дифракционной теории Ми для проводящих сферических частиц [2, 4]:

V 2м +1 f I 厶 】 si =

S2= £ /*：)电膈 + a"G(1.16)

где an, bn, яп, xn — хорошо известные амплитудные и угловые коэффициенты Ми. Отметим, что в предельном случае рэлеевских частиц (р《九),соотношения (1.16) существенно упрощаются:

si = (3/#/, s2 = (3M cos 6.(1.17)

Если рассеивающая среда изотропна (в частности, вследствие хаотического распределения по ориентации анизотропных частиц), то компоненты матрицы рассеяния зависят не от самих направлений облучения £У и рассеяния Q, а только от угла рассеяния 0 между ними. При этих предположениях элементарный процесс

рассеяния математически можно описать с помощью почти диа-

гонального преобразования, следующего из (1.13):

,61(9)52 (»00\

6(6)=。嗽)6俨)00 1(1.18)

UU033 (0)"34 出)1

\ оо—行34 (6) "зз(е)丿

что совместно с соотношением ац = о^ + пзз + 行з； приводит только к трем независимым компонентам. Элементы матрицы (1.18) имеют вид [4]:

51 (6) = Sis； + S2S；, 52 (6) = Sis； — s2s*, О33 (6) = Re(S[S；),

行34 (6) = —Im (sc；)(1.19)

и

cos 6 =卩卩'+ (1 — p2)" (1 — C cos A(p.

Откуда с учетом (1.9) следует:

/ = 5J。，Q = o”Q。，

U = ®U° + а4У°, V =—仇4屮 + ® Н.(1.20)

В этом случае можно ввести понятие о коэффициенте рассеяния среды 0s, независимом ни от состояния поляризации падающего светового потока, ни от его направления:

0s = § Иц (0) ds.(1.21)

Иногда вместо матрицы а(0) удобнее использовать ее нормализованную форму

Рч^) = 4лвч (6Ж.(1.22)

Таким образом, последовательность формул (1.16), (1.19), (1.20) и (1.22) определяет основу для создания алгоритма расчета оптических характеристик ансамбля изотропных сферических частиц.

Следует сделать несколько замечаний об особенностях реализации расчетной схемы и ее обобщений на случай полидисперсного ансамбля.

Основной трудностью при вычислении рядов (1.16) является нахождение коэффициентов ап и Ьп, определяемых выражениями 口，4]:

[今 +[厶+/(Р)+М —I)”'—/")]-'

-Al-/ (P) +，(一1)' /一"+/(P)

+-—-1 /九 + 厶⑹一Лг-|/2(Р)

&п = 7一_Л」：—• (1-23)

Y^n + —J [^n+l/2(P)+ i ( — 1)' /f_l/2 (P)]—

-九_1/2 (p) + i (-1)' /f+ / (p)

где

4 (Z/) = (—〃ZZ)+ Un 一 >/2 (y)/Jn + %(!/)]• Рекуррентная формула для них имеет вид

4 (у)= 一 (叨/) + [(叨/) 一 4т (z/)L・(1.24)

При n = 0

4 ®) = Ji ®)〃|/2 (У) = ctg (y)・(1.25)

Угловые коэффициенты в (1.16)

% (卩)=Ил„ (н)-(1-圜 W).,(1.26)

где ц = cos 0,尸九(卩)—полиномы Лежандра, определяемые следующими рекуррентными соотношениями:

口几(h)==n(-_国］~)г九-1 (n)一(九 _ ］一^ 口" - 2(h)'

К； (н) = (2n — 1) 口几一1 (卩)—с；-2 (н).

При n = 0, Ло = 0, ло = 0; при n = 1, Л1 = 1, Л1 = 0.

Как показывают оценки, сходимость выражений (1.16) низка и для достаточной точности необходимо удерживать количество членов ряда ^^р. В наших программах N=l,2p+9, что обеспечивает учет членов I а%『+ | 匕几『& Ю~14.

Следует заметить, что расчеты на ЭВМ с использованием сильно осциллирующих многоразрядных функций, типа Рикатти-Бесселя, необходимо вести с удвоенной точностью. Выполненные в связи с этим численные эксперименты и сопоставление их результатов с расчетами других авторов показали, что для умеренно поглощающих частиц, |тр| ^ 100, приведенный алгоритм обеспечивает точную воспроизводимость четырех значащих цифр. Для сильно поглощающих крупных частиц, |тр| > 100, необходимы специальные модификации, на которых мы не будем останавливаться, поскольку в рассматриваемом далее спектральном диапазоне 入= 0,3+15 мкм естественные формы аэрозолей таких ситуаций не создают.

Получаемые в процессе счета компонент матрицы рассеяния значения амплитудных коэффициентов ап и Ьп дают возможность в одной и той же вычислительной схеме оценить значения других оптических параметров, а именно фактора эффективности ослабления

Nn

№(丸 Р)= * 2 (2м+ l)Re(M + bJ (1.27)

и фактора эффективности рассения

Nn

Ks(m, p)= / 2 (2m+1)(af+ 也12).(1.28)

== 1

Отметим, в частности, что в предельных случаях, соответственно, очень малых (р《1) и очень больших (р》1) частиц справедливы [2] простые приближенные соотношения

К/(аи, р)亠2, р > 1.

В ряде практических приложений астрофизики и атмосферной оптики представляют интерес такие оптические характеристики, как фактор радиационного давления

Kpr(m, р) = Kt (m, р)—〈cos 6〉К$(т, р)(1.29)

и фактор асимметрии, или средний косинус

1

(cos 6) = -~- ] g (6) cos 0 d (cos 0)・

С использованием полученных амплитудных функций он определится как

=2 {”” [Re (a)Re (a〃 + J + Im (art) Irn(art + 1) +

+ Re 仇)Re 仇 + J + Im 仇)Im (bn + 用 +

+ 九購：)3 (徜 Re 仇)+ Im (嗚 Im 仇)]}・(1.30)

Отметим, что при записи формулы (1.30) в широко известной монографии Ван де Хюлста [2], пропущены члены с мнимой частью an, bn・ Это можно обнаружить, если обратиться к оригинальным исследованиям Дебая [12]. Отношение энергии, рассеянной частицей в обратном (0= 180°) направлении, к энергии, упавшей на ее геометрическое сечение, характеризуется фактором обратного (или радарного) рассеяния

办 2

Kn(m，Р)= ± £ (2〃+1)(一1 严(a〃-b〃) . (1.31) rz = 1

Соответствующие коэффициенты взаимодействия для единицы объема рассеивающей среды, содержащего N частиц размером 厂, определяются соотношением вида

р (X) = Nnr2K (m, р). (1.32)

Когда в рассеивающем объеме присутствуют частицы разных размеров (полидисперсная среда), оптические параметрыР/(6), 0% 0s и др. заменяются на соответствующие суммарные или интегральные величины. Предположим, что распределение рассеивающих

частиц по размерам известно в виде непрерывной функции f(г) в пределах [гь г2] такой, что

，НО " = м

Тогда

「2

РДХ)=5 КДг)лг7 ^dr.(1.33)

Bs0) = ]Ks(r)"2f(r)dr,(1.34)

ri

匕(e)=*)s・(e, r)f(r)dr.(1.35)

Имея в распоряжении основные оптические параметры (1.33)— (1.35), нетрудно установить ряд других практически важных оптических характеристик дисперсной среды.

Так, при решении задач лазерного зондирования аэрозольной атмосферы важное значение приобретает прогноз коэффициентов направленного рассеяния

Bds(3 e)= Bs[P(e)+ R(e)]/2・(i・36)

Для угла рассеяния 180° значение Ksd (180°) эквивалентно (1.31), т. е. К. (р,向=Ks (р,团)В (180°) = Ks (Р，团)gn・

С общих позиций анализа рассеивающих и поглощающих свойств аэрозольных частиц несомненный интерес представляет знание величин вероятности выживания кванта

(1.37)(1.37)(1.38)(1.38)A（九）="（九）/仇仇）,

(1.37)

(1.37)

(1.38)

(1.38)

степени поляризации

Л (0)+Л (0)，

коэффициента асимметрии

л/2л

П= 5 g(6)砧 g(e)de(1.39)

о' л/2

и некоторых других, расчет которых является результатом вторичной численной обработки указанных фундаментальных параметров.

Рэлеевское рассеяние

Для интересующего нас диапазона оптических волн молекулы воздуха могут рассматриваться как бесконечно малые сферы, в которых перемещение заряда индуцируется внешним электромагнитным полем, описываемым соотношением (1.1). Тогда для источника вторичного излучения молекулы справедливо приближение диполя, осциллирующего с частотой гармонических колебаний о/ = 2лс/Х\ Пренебрегая тепловым движением молекул как возмущением второго порядка малости имеем о/=з, где со — частота падающего излучения. В этом случае соотношение для интенсивности рассеянного излучения непосредственно следует из уравнения Лоренц― Лоренца [7], связывающего поляризуемость а с макроскопическими характеристиками среды — коэффициентом преломления 几 и концентрацией молекул N (см~3):

/ （仇九）=一对譏:⑼（4^y巴 （1-40）

Поскольку для воздуха 〃亠 1,0, тогда n2 + 2 ^ 3 и дифференциальное сечение рассеяния одной частицей (см2/ср) можно записать в виде

△омdQ△омdQ9Г2 (出一 1)222入4sm 0,9Г2 (出一 1)222入4sm 0,(1.41)(1.41)

△омdQ

△омdQ

9Г2 (出一 1)2

22入4sm 0,

9Г2 (出一 1)2

22入4sm 0,

(1.41)

(1.41)

где 6 ——полярный угол рассеяния в пределах телесного угла dC. Полное сечение рассеяния (см2) определится как

%(簿=4騎d(c。s6d屮=空瑞誥亠理中• (1.42) 2л

При заданной счетной концентрации рассеивающих центров N для объемного коэффициента рэлеевского рассеяния (см-1) получаем

еm (九)=N% (九)=上三%亓"一.(1・43)

При этом (1.43) справедливо для естественного полностью деполяризованного излучения. В случае поляризованного излучения справедливо следующее соотношение для углового распределения интенсивности

/®也，也)=厶&也)+ /丄(九，也)=/)! 费 +

+除(九，也)£ = ?咅:斤！l(siM也+ siM也),(1.44)

где 仆1 и 目2 — углы между направлением наблюдения и направле-

18

нием электрических векторов Ех и Еу соответственно, ренциального сечения рассеяния (см2/ср) имеем

Для диффе-

doM — я2 (п2 — 1 )2

(1 + cos2 6),

(1・45)

где угол рассеяния 6 связан с углами 目i и 目2 соотношением sin2 也 + sin2 也=1 + cos2 0,

следующим из уравнений сферической тригонометрии [7]. Нетрудно убедиться, что интегрирование (1.45) по d® в пределах [О, л] с учетом концентрации N приводит к выражению для полного коэффициента рассеяния вида (1.43). Из (1.44) и (1.45) непосредственно следуют соотношения для индикатрисы рэлеевского рассеяния

gM(e)= £(l + cos2 6)(1.46)

и степени поляризации

Рм(e)==sin2e(i + cos2 е)-1,(1.47)

которая равна единице при 0 = 90°.

В действительности, вследствие анизотропии молекул /ц (90°)声0. Остаточная деполяризация учитывается в выражении (1.45) поправочным коэффициентом

An = (6 + 3drt)(6~7dn)-1,(1.48)

где 6П — фактор остаточной деполяризации, зависящий от молекулярного состава среды (для воздуха 6п~0,035).

Влияние анизотропии молекул на форму индикатрисы рассеяния также незначительно. Чандрасекаром предложена следующая эмпирическая формула, учитывающая анизотропное искажение

gM⑻=[(1 + 3丫〃) + (1 + y〃) cos2 e](l + 2丫尸，(1.49) где

Y〃 = M (2 —曲—

С учетом сделанных замечаний уточненное выражение для дифференциального сечения рассеяния (1.45) атмосферного воздуха будет иметь вид

(1.50)

а матрица рассеяния

1 + cos2 0 + dn

—sin20

0

0

」А\ 一з

—sin20

1 + cos2 0

0

0

・(1.51)

— 4 + ЗМ

0

0

2 cos 0

0

0

0

0

2 cos 6

Подробные таблицы индикатрисы рассеяния (1.49), коэффициентов направленного светорассеяния, а также значения 6П для различных газовых компонент содержатся в работах [7, 14]. В табл. 1.1

Таблица 1.1

Модельные параметры молекулярной атмосферы для излучения видимогодиапазона длин волн (А = 6,55 мкм)

九кмВм gп1 h кмВм кмгп九кмВм gп1 h кмВм кмгп0,01,16190—021,0002778260,251,13427—021,0002712200,501,10715—021,0002647350,751,08052—021,0002583671,001,05440—021,0002521221,501,00360—021,0002399752,009,54708—031,0002282833,008,62418—031,0002062164,007,77135—031,0001858235,006,98498—031,0001670206,006,26111—031,0001497127,005,59628—031,0001338158,004,98698—031,0001192469,004,43008—031,00010592910,003,92210—031,00009378311,003,46013—031,00008273712,002,95866—031,00007074613,002,52864—031,00006046314,002,16113—031,00005167615,001,84718-031,00004416816,001,57890—031,00003775317,001,34966—031,00003227318,001,15381—031,00002758919,009,86381—041,00002358620,008,43293—041,00002016521,007,18145—041,00001717322,006,11867—041,00001463123,005,21727—041,0000124750,01,16190—021,0002778260,251,13427—021,0002712200,501,10715—021,0002647350,751,08052—021,0002583671,001,05440—021,0002521221,501,00360—021,0002399752,009,54708—031,0002282833,008,62418—031,0002062164,007,77135—031,0001858235,006,98498—031,0001670206,006,26111—031,0001497127,005,59628—031,0001338158,004,98698—031,0001192469,004,43008—031,00010592910,003,92210—031,00009378311,003,46013—031,00008273712,002,95866—031,00007074613,002,52864—031,00006046314,002,16113—031,00005167615,001,84718-031,00004416816,001,57890—031,00003775317,001,34966—031,00003227318,001,15381—031,00002758919,009,86381—041,00002358620,008,43293—041,00002016521,007,18145—041,00001717322,006,11867—041,00001463123,005,21727—041,00001247524,004,45204—041,00001064525,003,80196—041,00000909126,003,24924—041,00000777027,002,77891—041,00000664428,002,37840—041,00000568729,002,03715—041,00000487130,001,74622—041,00000417632,001,28564—041,00000307434,009,37802—051,00000224236,006,88401—051,00000164638,005,09016—051,00000121740,003,78988—051,00000090742,002,84049—051,00000067944,002,14254—051,00000051346,001,62584-051,00000038948,001,24892—051,00000029850,009,73984—061,00000023355,005,31870—061,00000012760,002,90161—061,00000006965,001,58064—061,00000003870,008,30257—071,00000002075,004,11079—071,00000001080,001,89622—071,00000000490,003,00699—081,000000000100,004,73043—091,000000000110,009,45630—101,000000000120,002,38392—101,00000000024,004,45204—041,00001064525,003,80196—041,00000909126,003,24924—041,00000777027,002,77891—041,00000664428,002,37840—041,00000568729,002,03715—041,00000487130,001,74622—041,00000417632,001,28564—041,00000307434,009,37802—051,00000224236,006,88401—051,00000164638,005,09016—051,00000121740,003,78988—051,00000090742,002,84049—051,00000067944,002,14254—051,00000051346,001,62584-051,00000038948,001,24892—051,00000029850,009,73984—061,00000023355,005,31870—061,00000012760,002,90161—061,00000006965,001,58064—061,00000003870,008,30257—071,00000002075,004,11079—071,00000001080,001,89622—071,00000000490,003,00699—081,000000000100,004,73043—091,000000000110,009,45630—101,000000000120,002,38392—101,000000000

九км

Вм g

п1 h км

Вм кмг

п

九км

Вм g

п1 h км

Вм кмг

п

0,0

1,16190—02

1,000277826

0,25

1,13427—02

1,000271220

0,50

1,10715—02

1,000264735

0,75

1,08052—02

1,000258367

1,00

1,05440—02

1,000252122

1,50

1,00360—02

1,000239975

2,00

9,54708—03

1,000228283

3,00

8,62418—03

1,000206216

4,00

7,77135—03

1,000185823

5,00

6,98498—03

1,000167020

6,00

6,26111—03

1,000149712

7,00

5,59628—03

1,000133815

8,00

4,98698—03

1,000119246

9,00

4,43008—03

1,000105929

10,00

3,92210—03

1,000093783

11,00

3,46013—03

1,000082737

12,00

2,95866—03

1,000070746

13,00

2,52864—03

1,000060463

14,00

2,16113—03

1,000051676

15,00

1,84718-03

1,000044168

16,00

1,57890—03

1,000037753

17,00

1,34966—03

1,000032273

18,00

1,15381—03

1,000027589

19,00

9,86381—04

1,000023586

20,00

8,43293—04

1,000020165

21,00

7,18145—04

1,000017173

22,00

6,11867—04

1,000014631

23,00

5,21727—04

1,000012475

0,0

1,16190—02

1,000277826

0,25

1,13427—02

1,000271220

0,50

1,10715—02

1,000264735

0,75

1,08052—02

1,000258367

1,00

1,05440—02

1,000252122

1,50

1,00360—02

1,000239975

2,00

9,54708—03

1,000228283

3,00

8,62418—03

1,000206216

4,00

7,77135—03

1,000185823

5,00

6,98498—03

1,000167020

6,00

6,26111—03

1,000149712

7,00

5,59628—03

1,000133815

8,00

4,98698—03

1,000119246

9,00

4,43008—03

1,000105929

10,00

3,92210—03

1,000093783

11,00

3,46013—03

1,000082737

12,00

2,95866—03

1,000070746

13,00

2,52864—03

1,000060463

14,00

2,16113—03

1,000051676

15,00

1,84718-03

1,000044168

16,00

1,57890—03

1,000037753

17,00

1,34966—03

1,000032273

18,00

1,15381—03

1,000027589

19,00

9,86381—04

1,000023586

20,00

8,43293—04

1,000020165

21,00

7,18145—04

1,000017173

22,00

6,11867—04

1,000014631

23,00

5,21727—04

1,000012475

24,00

4,45204—04

1,000010645

25,00

3,80196—04

1,000009091

26,00

3,24924—04

1,000007770

27,00

2,77891—04

1,000006644

28,00

2,37840—04

1,000005687

29,00

2,03715—04

1,000004871

30,00

1,74622—04

1,000004176

32,00

1,28564—04

1,000003074

34,00

9,37802—05

1,000002242

36,00

6,88401—05

1,000001646

38,00

5,09016—05

1,000001217

40,00

3,78988—05

1,000000907

42,00

2,84049—05

1,000000679

44,00

2,14254—05

1,000000513

46,00

1,62584-05

1,000000389

48,00

1,24892—05

1,000000298

50,00

9,73984—06

1,000000233

55,00

5,31870—06

1,000000127

60,00

2,90161—06

1,000000069

65,00

1,58064—06

1,000000038

70,00

8,30257—07

1,000000020

75,00

4,11079—07

1,000000010

80,00

1,89622—07

1,000000004

90,00

3,00699—08

1,000000000

100,00

4,73043—09

1,000000000

110,00

9,45630—10

1,000000000

120,00

2,38392—10

1,000000000

24,00

4,45204—04

1,000010645

25,00

3,80196—04

1,000009091

26,00

3,24924—04

1,000007770

27,00

2,77891—04

1,000006644

28,00

2,37840—04

1,000005687

29,00

2,03715—04

1,000004871

30,00

1,74622—04

1,000004176

32,00

1,28564—04

1,000003074

34,00

9,37802—05

1,000002242

36,00

6,88401—05

1,000001646

38,00

5,09016—05

1,000001217

40,00

3,78988—05

1,000000907

42,00

2,84049—05

1,000000679

44,00

2,14254—05

1,000000513

46,00

1,62584-05

1,000000389

48,00

1,24892—05

1,000000298

50,00

9,73984—06

1,000000233

55,00

5,31870—06

1,000000127

60,00

2,90161—06

1,000000069

65,00

1,58064—06

1,000000038

70,00

8,30257—07

1,000000020

75,00

4,11079—07

1,000000010

80,00

1,89622—07

1,000000004

90,00

3,00699—08

1,000000000

100,00

4,73043—09

1,000000000

110,00

9,45630—10

1,000000000

120,00

2,38392—10

1,000000000

приведен высотный профиль объемного коэффициента молекулярного рассеяния 0м (九，九)для X = 0,55 мкм. Пересчет на другие длины волн можно произвести с учетом того, что 0s (九)〜九一支 При более точных оценках следует иметь в виду, что показатель преломления воздуха несколько уменьшается с длиной волны [11], а именно в стандартных условиях

(п — 1)・ КГ = 64,328 + п^^ + ^рг-,(1.52)

что приводит к более сильной, чем X-4, зависимости коэффициента рассеяния:

九(九)〜九2,(1.53)

где у = 4,08+4,09.

Учитывая, что для многих практических задач значительный интерес представляют сечения и коэффициенты обратного рассеяния, в табл. 1.2 представлены значения 。冗(入,6 = 180°), ом(^) и Вм,冗(九)，рассчитанные [5] для наиболее распространенных лазеров.

Таблица 1.2

Сечения и коэффициенты обратного рэлеевского рассеяния в приземном слое атмосферы (N = 2,55・10】9 см-з)

九мкм

°М,лСМ2/ср

% СМ?

Вм, л км-

0,2660

1,23-Ю-26

1,03-Ю-25

2,61-Ю-6

0,3371

4,32-10-27

3,60-10-26

9,18-Ю-7

0,3472

3,82-10-27

3,18-10-26

8,11 • КН

0,5320

6,64・10-28

5,53-10-27

1,41-Ю-7

0,5890

4,30-10-28

3,58-10-27

9,13-Ю8

0,6328

3,33-Ю-28

2,68-10-27

6,84・10-8

0,6943

2,20-10-28

1,84・10-27

4,69-10-8

0,8925

8,00-10-29

6,68・10-28

1,70-Ю-8

1,060

4,01 • 10-29

3,35-Ю-28

8,54・10-9

2,360

1,62・10-з°

1,35・ 10-29

3,44-Ю-10

10,60

3,99-10-33

3,32-10-32

8,47-Ю-13

В заключение отметим, что все указанные формулы и оценки молекулярного рассеяния пригодны также для тонкодисперсной фракции аэрозоля (р <0,2) с той разницей, что вместо п в формулах необходимо подставить показатель преломления материала частиц т = п ——/х, который в общем случае является комплексным. При этом возникают дополнительные условия применимости: I /2 — 11 ~> 0 и I I ~> 0.

Комбинационное рассеяние света

При индуцированной деформации электронного облака молекулы полем падающей световой волны возникают ее периодические колебания и вращения, в результате чего появляется модуляция световой волны с частотой з» (I — номер собственного колебания), определяющая условия появления спонтанного комбинационного рассеяния (СКР).

Дипольный момент, индуцированный в молекуле, можно представить

ц = аЕ0,(1.54)

где а — феноменологический параметр, называемый поляризуемостью молекулы. Величина а имеет порядок величины объема молекулы, т. е. 10-24 смз Если принять, что некоторая колебательная координата молекулы

仇=%。cos ®* + &),

то, учитывая ее малость, нетрудно получить [21]

Р (0 = аоЕ° cos со。/ -|—^-(奇J% Е°д»о cos [((d0 — ®) % + 也]+

击(患)o E°%o cos [(со。——®) f + “•] + ・...(1.55)

Формула (1.55) имеет наглядное физическое содержание. В результате модуляции колебаний индуцированного момента 卩(/) комбинациями ядер молекул в спектре рассеянного света появляются частоты so ——со» и соо +(о», интенсивность линий которых (~^У，^чет дополнительных членов в (1.55) позволяет выявить менее выраженные обертоны с величинами, пропорциональными ( ^^~J ( g/.^J и т. д. Боковые частоты, меньшие(оо, называют стоксовыми линиями, а частоты, большие so,— антистоксовыми.

Полная теория комбинационного рассеяния развивается на основе квантовых представлений, однако для ряда простых молекул важные стороны явления могут быть установлены классической теорией, развитой Планком [8].

Полагая, что рассеяние происходит на отдельных молекулах, компоненты вектора 卩 в общем случае могут быть записаны в форме

Hi = Е SikEk «,々 = %,у, N),(1.56)

где Ek — компоненты вектора Е в декартовой системе координат. Свойства рассеянного света полностью определены заданием тензора рассеяния ||s/||. Конкретный вид элементов зависит от физической природы молекул и устанавливается методами квантовой электродинамики. В работе [10] показано, что главную систему координат, связанную с рассеивающей молекулой, можно выбрать так, что тензор ||s/|| представляется в виде суммы двух диагональных и одного асимметричного тензоров

ll^|| = ||aZfe|| + || bci\\ + \\ bai^ (1.57)

где

0а 12〃1зbci 00

II ^ik И ^1 一"120a23 ； II ьci II == 0%C20

-a13-&3000 儿3

bax 00

II ^ai II0 бa2 0 .

00 %аз

Указанные составляющие тензора рассеяния обусловливают появление в рассеянном излучении трех соответствующих компонент.

С учетом того, что выражение для интенсивности в направлении Q имеет вид

/®，6)=备®0]在由2也(1.58)

гдегдеэти компоненты при условии облучения линейно поляризованным излучением в сферической системе координат (舒，<р) определяются как:

где

где

厶(со, 6) = /屈^ sir?也

(1.59)

/2((о, ^) = Z；ASa(i + cos2 ^),

(1.60)

/з®, ^) = Iq~s6(6 +sin2 0),

(1.61)

/；=厶⑴4([5С3尸，

Sc== Sp (bCib^i) = £ bcibci,

Sa == Sp (〃/0注)=£ ^ik^ikii<k

S° == Sp (bafiii) :== Z Ьaibai*

При этом компонента /, связанная с инвариантом (следом) тензора bub吉,называется скалярным рассеянием; вторая часть рассеянного света, характеризуемая параметром s^ (степенью анизотропии), называется анизотропным, или квадрупольным рассеянием, обе компоненты 厶 и /2 — симметричным рассеянием. Наконец рассеяние, связанное с тензором а^^о 戈,определяется как асимметричное.

Для дифференциального и полного сечения комбинационного рассеяния, согласно [10], имеем

=sin2" +(6 + sin2 0) +

(1.62)(1.63)(1.64)(1.62)(1.63)(1.64)+ ~|~Sa(l + COS?»)],

(1.62)

(1.63)

(1.64)

(1.62)

(1.63)

(1.64)

%(3)= ■■嘲& 原 + S° + Sq).

Соответственно для степени деполяризации

* 10Sc sin2 ^ + s式3 + sin2 В) + 5sa cos2 В

Квантомеханический подход позволяет более строго трактовать различные проявления комбинационного рассеяния (КР), включая

23

вынужденное и резонансное КР с учетом природы молекулярного возмущения (электронное, вращательное, колебательное, колебательно-вращательное и др.).

В заключение приведем выражение для суммарного дифференциального сечения рассеяния в направлении назад

Bds(S,九)=(2ncf [&ci (/, и) 4- dai (J, и)] (So — ®)' X X[1+T^F餐El 365)

где Л^ =д/^/8л2«/——амплитуда i-ro колебания молекулы; а^, а。》——соответственно изотропная и анизотропная части произвол- ной тензора поляризуемости по нормальной координате д, (см. (1.55)), Т ——абсолютная температура.

ГЛАВА 2. МИКРОФИЗИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ АТМОСФЕРНОГОАЭРОЗОЛЯ

Развивая методологию построения модели исходных микрофи- зических характеристик атмосферного аэрозоля, мы будем придерживаться концепций, одобренных международным совещанием экспертов по вопросам физики аэрозоля и его влияния на климат [38]. Учитывая различную природу источников генерации аэрозольных частиц как внешних, так и внутренних, постулируется следующая высотная градация модели:

пограничный слой атмосферы (до высот h\ = 0,5 км), подверженный определяющему влиянию подстилающей поверхности;

слой турбулентного перемешивания (九2 = 2 + 4 км);

тропосфера с верхней границей на уровне тропопаузы (九3 = 104- 12 км);

стратосфера (А4~30 км);

средняя атмосфера выше 30 км, включая серебристые облака.

Первые два слоя часто объединяются понятием ——приземный аэрозоль; в его формировании необходимо выделять как минимум два глобальных источника: океан и земную поверхность. Дальнейшая детализация модели связана с учетом геофизических региональных признаков, метеорологических факторов и мезомасштаб- ных процессов циркуляции.

Концентрация аэрозольных частиц

Пространственная структура поля концентрации аэрозолей является определяющей характеристикой при численном построении оптических моделей. При этом необходимо иметь в виду три типа 24

концентрации: массовую концентрацию та (г/см3), полную концентрацию частиц N (см-3) и концентрацию частиц, больших некоторого размера, Nm・ Полная концентрация имеет условный физический смысл, поскольку зависит от разрешающей способности измерительной техники, которая обычно не превышает значения rmin, равного 0,01 мкм. Величина ^м относится чаще всего к частицам с радиусом 厂>0,15 + 0,2 мкм (оптически активная фракция). Косвенной мерой уровня оптически активной фракции аэрозольных частиц служит оптическая толщина атмосферного слоя в спектральном участке, свободном от молекулярного поглощения. Так, например, оптическая толщина стратосферного слоя (А = =15 + 25 км) в периоды, свободные от вулканических извержений, достаточно стабильна 也составляет т(Х = 0,55 мкм) ^0,005, что эквивалентно значениям 7V— 10 см-3 или Л^м — 1 см-3.

Широтные изменения концентрации аэрозоля в какой-то мере учитываются в рамках введенной выше классификации, модельные профили вариаций N(h), NM(h) и /Па(力)получаются как результат статистической интерпретации результатов микрофизических и оптических измерений для заданного геофизического района.

Пограничный слой атмосферы

На основании данных длительного исследования приземного слоя атмосферы можно сделать вывод о том, что в пограничном слое вариации числа частиц максимальны: для ядер конденсации NM= IO-；-105 см-3, для больших аэрозольных частиц Л^м = 0,144-103 см-3. Именно в пограничном слое атмосферы (ПСА) проявляется существенное влияние подстилающей поверхности, сезонов года, времени суток, метеорологических факторов (ветра, влажности, турбулентного режима).

В последние годы систематические исследования концентрации частиц аэрозолей в пограничном слое атмосферы проводились во многих странах в характерных географических районах. В табл. 2.1 приведены обобщенные результаты этих исследований.

Следует подчеркнуть, что указанные в табл. 2.1 средние значения концентрации частиц естественно не отражают полной картины из-за статистической необеспеченности имеющихся данных измерений, результаты которых существенно зависят от метеорологических условий. Поэтому конкретные результаты измерений часто могут не соответствовать полученным в [38] данным. Так, например, средние концентрации крупных частиц в сельских районах, с нашей точки зрения, в [38] явно завышены. Действительно, по данным 700 измерений, выполненных в сельской местности летом 1979 г. [13], получены Nm(厂 >0,28 мкм) = 2,54 ± 1,12 см~3. В нашей аэрозольной модели (1974) [8], построенной на основе экспериментальных данных, в качестве среднего значения счетной концентрации в интервале высот А = 0,0—1,5 км принималась величина ^м(г^0,l мкм) =60 см-3. В следующей версии нашей модели (1982) [22] распределение концентрации по размерам

Таблица 2.1

Средние значения счетной концентрации (см~3) частицразличных размеров в пограничном слое атмосферыдля типовых форм аэрозоля [38]

Тип аэрозоля

г мкм

＞0,001

＞0,1

Полярный Континентальный

22

6

фоновый

1 340

80

сельский

8 790

2090

городской

137 000

1410

Аридный

1 450

185

Морской

465

ПО

Nm(厂 ＞尸*) на уровне Л = 0,04-0,5 км принималось согласно

табл. 2.2.、

Таблица 2.2

Значения интегральнойЗначения интегральнойконцентрации 7VM (「＞「*) в модели в [22]концентрации 7VM (「＞「*) в модели в [22]ПСА, принятые в качествеПСА, принятые в качестве

Значения интегральной

Значения интегральной

концентрации 7VM (「＞「*) в модели в [22]

концентрации 7VM (「＞「*) в модели в [22]

ПСА, принятые в качестве

ПСА, принятые в качестве

产 мкм0,01№(「〉「*) см-3 . 1430产 мкм0,01№(「〉「*) см-3 . 14300,10,150,2250,250,51,04,020460,017,212,01,360,5280,0170,10,150,2250,250,51,04,020460,017,212,01,360,5280,017

产 мкм0,01

№(「〉「*) см-3 . 1430

产 мкм0,01

№(「〉「*) см-3 . 1430

0,10,150,2250,250,51,04,0

20460,017,212,01,360,5280,017

0,10,150,2250,250,51,04,0

20460,017,212,01,360,5280,017

В основе выбора комплекса прямыхВ основе выбора комплекса прямыхэтих значений лежат осредненные результаты микрофизических измерений, выполненныхэтих значений лежат осредненные результаты микрофизических измерений, выполненныхс помощью импакторов и фильтровых ловушек в умеренных широ-с помощью импакторов и фильтровых ловушек в умеренных широ-тах континентатах континента[8, 9, 22]. Сле[8, 9, 22]. Следует отметить, что приведенныедует отметить, что приведенныев табл. 2.2в табл. 2.2характеристикихарактеристики"м(厂＞厂*) находятся в хорошем соответствии с данными наших недавних самолетных измерений, показанных на рис. 2.1, что дополнительно подтверждает их адекватность."м(厂＞厂*) находятся в хорошем соответствии с данными наших недавних самолетных измерений, показанных на рис. 2.1, что дополнительно подтверждает их адекватность.Рис. 2.1. РезультатыРис. 2.1. Результатыконтактных изме-контактных изме-рений концентрации крупных частиц ^м (г》0,2 мкм) над континентом среднихрений концентрации крупных частиц ^м (г》0,2 мкм) над континентом средних/ — самолетные [50, 55, 56]; 2, 3/ — самолетные [50, 55, 56]; 2, 3широт.измерения Фитча и Кресса н 4 — данные наших самолет-широт.измерения Фитча и Кресса н 4 — данные наших самолет-ных измерений соответственно в Томске (1983),Северном Казахстане (1981) и Западной Сибири(1982); 5 — осредненные данные советско-аме-риканского эксперимента 1975—76 гг. [1, 22]; 6 —аэростатные измерения Розена и Хофмана [100,102]; 7 — средняя модель (2.1).ных измерений соответственно в Томске (1983),Северном Казахстане (1981) и Западной Сибири(1982); 5 — осредненные данные советско-аме-риканского эксперимента 1975—76 гг. [1, 22]; 6 —аэростатные измерения Розена и Хофмана [100,102]; 7 — средняя модель (2.1).

В основе выбора комплекса прямых

В основе выбора комплекса прямых

этих значений лежат осредненные результаты микрофизических измерений, выполненных

этих значений лежат осредненные результаты микрофизических измерений, выполненных

с помощью импакторов и фильтровых ловушек в умеренных широ-

с помощью импакторов и фильтровых ловушек в умеренных широ-

тах континента

тах континента

[8, 9, 22]. Сле

[8, 9, 22]. Сле

дует отметить, что приведенные

дует отметить, что приведенные

в табл. 2.2

в табл. 2.2

характеристики

характеристики

"м(厂＞厂*) находятся в хорошем соответствии с данными наших недавних самолетных измерений, показанных на рис. 2.1, что дополнительно подтверждает их адекватность.

"м(厂＞厂*) находятся в хорошем соответствии с данными наших недавних самолетных измерений, показанных на рис. 2.1, что дополнительно подтверждает их адекватность.

Рис. 2.1. Результаты

Рис. 2.1. Результаты

контактных изме-

контактных изме-

рений концентрации крупных частиц ^м (г》0,2 мкм) над континентом средних

рений концентрации крупных частиц ^м (г》0,2 мкм) над континентом средних

/ — самолетные [50, 55, 56]; 2, 3

/ — самолетные [50, 55, 56]; 2, 3

широт.

измерения Фитча и Кресса н 4 — данные наших самолет-

широт.

измерения Фитча и Кресса н 4 — данные наших самолет-

ных измерений соответственно в Томске (1983),Северном Казахстане (1981) и Западной Сибири(1982); 5 — осредненные данные советско-аме-риканского эксперимента 1975—76 гг. [1, 22]; 6 —аэростатные измерения Розена и Хофмана [100,102]; 7 — средняя модель (2.1).

ных измерений соответственно в Томске (1983),Северном Казахстане (1981) и Западной Сибири(1982); 5 — осредненные данные советско-аме-риканского эксперимента 1975—76 гг. [1, 22]; 6 —аэростатные измерения Розена и Хофмана [100,102]; 7 — средняя модель (2.1).

Высокая концентрация частиц Айткена (0,002 мкм《г《 W0,l мкм) в воздушном бассейне крупных индустриальных центров обусловлена интенсификацией газохимических процессов образования аэрозолей. Несмотря на то что частицы указанного интервала размеров оптически малоактивны, они играют определяющую роль в формировании аккумулятивной основной фракции аэрозоля за счет интенсивных процессов коагуляции и конденсационного роста. Большие массы антропогенного аэрозоля от мощных локализованных источников имеют тенденцию диффузного и адвективного распространения на расстояния до нескольких десятков и даже сотен километров, что создает предпосылки изменения оптической погоды в значительных регионах. Так, из данных измерений Витби [127], выполненных в штате Колорадо (США), следует, что с приходом воздушных масс из удаленных промышленных районов концентрация частиц Айткена резко увеличивается от 1200——3000 (фоновые условия) до 20000 см-3.

Значительные вариации концентрации частиц океанического аэрозоля обнаружены многими исследователями в различных акваториях. Например, на основании детального изучения около 400 серий измерений массовой концентрации солевых частиц в ПСА в различных районах Тихого и Атлантического океанов Вудкок [43] установил близкую к экспоненциальной зависимость та от скорости ветра. Эти результаты (см. рис. 2.3) хорошо совпадают с осредненными данными не менее обширной (1821 реализация) серии измерений Ловетта [43]. При средней скорости ветра над океаном 7——8 м/с средняя массовая концентрация морской соли в ПСА составляет 8—14 мкг/м3. Эти данные могут быть дополнены результатами Браво и др. [44], также полученными по достаточно большому массиву измерений (табл. 2.3).

Таблица 2.3

Статистические параметры распределения концентрации (мкг/м3) компонент морского аэрозоля над океанами [44]

Океан

Компонента

6%

Число случае в

Атлантический

Минеральная

7,27

4,10

54

Солевая

21,38

1,40

45

Тихий

Минеральная

0,62

2,39

82

Солевая

6,28

1,88

80

Малое количество пыли (0,62 мкг/м3) дает основание рассматривать эту фракцию приземного аэрозоля в качестве первого приближения среднеглобальной фоновой модели. В пользу этого положения может служить то обстоятельство, что акватория Тихого океана вместе с полярными районами охватывает значительную часть земной поверхности и ее воздушный бассейн в наименьшей

степени подвержен возмущающему влиянию естественных и искусственных генераторов аэрозоля (пыльные бури, лесные пожары, индустриальные загрязнения и др.).

Акватория Атлантического океана (исключая северную часть) и ряд внутренних морей характеризуется значительным статистическим разбросом концентрации аэрозольных частиц различной природы, и оптическая погода этих районов должна прогнозироваться с учетом характерных масштабов выноса пыли с Африканского континента и антропогенного влияния высокоиндустриальных районов Европы и Северной Америки. Еще в больших пределах изменяется массовая концентрация пылевых и загрязняющих компонент аэрозоля над континентом.

В табл. 2.4 показаны пределы изменения та различных фраю ций аэрозоля в ПСА, полученные различными исследователями.

Таблица 2.4

Массовая концентрация различных фракций аэрозоля (мкг/м3) в ПСА

Аэрозоль

Источник

Почвенно-эрозионный полярных районов фоновый аридный сахарский над морем (ТЭСА)

Морской (0,4 мкм) Органический над континентом над морем

В том числе сажа над Аляской над континентом в индустриальных районах

Газохимический (сульфаты) фоновый в индустриальных районах

0,1—7,0 30,0—40,0 25,0—250,0 70,0—200,0 0,07—20,0 0,36—55,0

1,0—2,0

2,1—5,0

0,08—0,4 0,5-1,6 2,0-4,3

1,0—5,0 5,0-80,0

[20, 38, 82]

[20]

[17, 18]

[107]

[21]

[21]

[75,83]

[75,83]

[105]

[38]

[38]

[98]

[127]

2.1.2. Слой турбулентного перемешивания

Полученный для условий нижней тропосферы обширный экспериментальный материал систематизирован в монографиях [21, 22]. В последнее время он пополнился самолетными и аэростатными измерениями, обобщенными в монографии [13], самолетными и лидарными измерениями, проведенными в Институте оптики атмосферы СО АН СССР под руководством авторов работы. Поскольку аэрозольные частицы в тропосфере преимущественно земного происхождения, а механизм образования почвенно-эрозионных аэрозолей носит существенно нерегулярный характер, про-

странственные и временные вариации содержания частиц в приземной атмосфере весьма значительны.

Данные измерений, использованные нами для оценки вертикального профиля 宓（九），относятся к частицам размером г ^ 0,1 4- + 0,2 мкм. С одной стороны, это обусловлено тем, что частицы с г < 0,1 мкм являются оптически неактивными для интересующего нас диапазона длин волн, с другой ——информация о высотном распределении частиц Айткена （厂之0,1 мкм） в приземной атмосфере весьма ограничена вследствие технической сложности реализации измерений и больших масштабов вариаций указанных частиц. Для грубой оценки средней концентрации частиц Айткена

можно использовать Na, равные 60——100 см-3 для полярных областей, 200—400 см-3 для океанических акваторий, 1000—2000 см-3 для фоновых условий континента и превышающие 104 см-3 для промышленных районов [74].

Причина сильной вариации Na состоит в том, что частицы Айткена являются в основном продуктом химических и фотохимических реакций, эффективность которых обусловлена решающим антропогенным воздействием. Поскольку выбросы сернистого газа, аммиака, сероводорода и других исходных продуктов не превышают 4—5 км [13], в верхней тропосфере концентрация частиц Айткена стабилизируется в глобальном масштабе, не считая периодических возмущений за счет вулканических выбросов.

Из имеющихся результатов измерений концентрации частиц аэрозолей в качестве основы для статистической модели N （Л） над континентом нами выбраны данные контактных самолетных измерений, проведенных на различных высотах. Часть этих данных, полученных в умеренных широтах Евразийского континента в период 1981—1984 гг. показана на рис. 2.1. На рис. 2.2 показаны отдельные реализации №乂（九），полученные нами над Западной Сибирью

в ноябре 1983 г. Характерно, что несмотря на сложный характер локальных профилей, отражающих динамику развития инверсионных слоев с малыми временными масштабами корреляции (как правило, порядка нескольких часов), средние значения 爾(力)для континента умеренных широт хорошо удовлетворяют закону экспоненциального спадания (кривая 7 на рис. 2.1):

耳® = N(/i°)exp(^^), (2.1)

где J — масштабный параметр, равный примерно 1,21. Более детальный анализ позволяет выделить из массива данных, включая данные лазерного зондирования [6, И], две типовые ситуации: устойчивая антициклоническая погода, характеризуемая присутствием заметных инверсионных задерживающих слоев на высоте 2——4 км, и условия высокой активности конвективных потоков, более характерные для субаридных районов, а также океанических акваторий.

В первом случае определяющую роль играют процессы турбулентного перемешивания аэрозоля, который в отсутствие других конкурирующих возмущений равномерно заполняет слой от земной поверхности до некоторой высоты й2, значения которой оказываются характерными для данного климатического региона и времени года. Высота слоя турбулентного перемешивания 九2 легко определяется средствами лазерного зондирования. В этом случае вертикальный профиль концентрации N(h) в приземной атмосфере континента определяется выражениями [2]:

^ (Л) = N 电)=const, hy h《色， (2.2)

N 他2)exp(一@/ 色), h > h2.

В табл. 2.5 приведены значения параметров h\ и Л2 для разных географических зон при метеорологической дальности видимости 20 км.

Таблица 2.5

Значения входных параметров модели (2.2) высотного профиля концентрации ^(A)

Геофизическая зона

Сезон

% СМ

hi см

Умеренные широты континент

Лето

0,3

2,5

Зима

0,5

0,5

океан

Лето

0,15

1,5

Зима

0,15

1,5

Аридная зона

Лето

0,3

4,0

Зима

0,4

1,5

Во втором случае остается справедливым соотношение (2.1), но с меньшим значением масштабного параметра g WE・

Процессы генерации частиц морской поверхностью более стабильны. Полученный в рамках программы ВОМЕХ [84, 122] достаточно представительный объем результатов самолетного лазерного зондирования приводит к выводу, что до высот 500—600 м концентрация частиц, как правило, изменяется незначительно (рис. 2.3). Причина, по-видимому, состоит в быстром обратном стоке частиц. По той же причине уровень максимальной концен-

Рис. 2.3. Качественное поведение профиля концентрации аэрозольных частиц над океаном по данным самолетного лазерного зондирования в рамках программы ВОМЕХ [84, 122].

а ——при прохождении выносов континентальной пыли, 6 — в ясных условиях; утолщенныелинии — средние профили N(h).

трации пылевых выносов с континента (отмечаемых примерно в половине измерений) формируется на высоте Лп ^ 3,5 км (рис. 2.3 а). В отсутствии пыли вертикальный профиль частиц над океаном аппроксимируется выражениями:

_ 次阿，九。《力《屈

耳® = < N阿exp (A^A),九Y九《友； (2・3) в присутствии пылевых выносов —

刃®=4N (九*)/ Л \fe* /(2.4)

r(F + l) \ WJ exp( 一论[V九《力2,

где Л * ——высота максимума концентрации пылевого слоя, а параметр 々 * определяется интенсивностью стока частиц из атмосферы на морскую поверхность и принимает значения, равные 3—8. Результаты осреднения высотных профилей массовой концентрации

h кмh кмРис. 2.4. Средние высотные профили массовой концентрации аэрозольных частиц 〃，а (九)над океаном [43, 130].Рис. 2.4. Средние высотные профили массовой концентрации аэрозольных частиц 〃，а (九)над океаном [43, 130].Рис. 2.5. Высотное распределение крупных аэрозольных частиц над аридными районами.Рис. 2.5. Высотное распределение крупных аэрозольных частиц над аридными районами.1,2 и 3 — при скорости ветра соответст-венно 3,5, 8 и 14 м/с.1,2 и 3 — при скорости ветра соответст-венно 3,5, 8 и 14 м/с.1—3 — полупустыни Северного Казахстана[29]; 4 — пустыня Каракумы [29]; 5 — САС[28].1—3 — полупустыни Северного Казахстана[29]; 4 — пустыня Каракумы [29]; 5 — САС[28].

h км

h км

Рис. 2.4. Средние высотные профили массовой концентрации аэрозольных частиц 〃，а (九)над океаном [43, 130].

Рис. 2.4. Средние высотные профили массовой концентрации аэрозольных частиц 〃，а (九)над океаном [43, 130].

Рис. 2.5. Высотное распределение крупных аэрозольных частиц над аридными районами.

Рис. 2.5. Высотное распределение крупных аэрозольных частиц над аридными районами.

1,2 и 3 — при скорости ветра соответст-венно 3,5, 8 и 14 м/с.

1,2 и 3 — при скорости ветра соответст-венно 3,5, 8 и 14 м/с.

1—3 — полупустыни Северного Казахстана[29]; 4 — пустыня Каракумы [29]; 5 — САС[28].

1—3 — полупустыни Северного Казахстана[29]; 4 — пустыня Каракумы [29]; 5 — САС[28].

аэрозольных частиц 俏а (九)по данным 343 полетов над различными акваториями Мирового океана [130] показаны на рис. 2.4. Видно устойчивое присутствие инверсионного слоя на высотах 400——600 м, который разрушается лишь при ветре значительной силы. Продукты выноса с морской поверхности равномерно заполняют подынверсионный слой. Выше уровня инверсии имеет место экспо-

ненциальное спадение концентрации с высотой с резким уменьшением в составе аэрозоля солевых частиц.

Характерные профили вертикальной концентрации 府 м крупных аэрозольных частиц

九км

(г>0,2 мкм) в полупустынных, районах и в зоне интенсивного выноса сахарского аэрозольного слоя (САС) приведены на рис. 2.5 по данным [28, 29].

В работе [36] выполнен статистический анализ массива экспериментальных данных, полученных в условиях устойчивой оптической погоды. Изменчивость вертикальных профилей аэрозольной концентрации оказалась существенно большей, чем в подобных измерениях для средней полосы. Однако в целом средний профиль N(h) хорошо соответствует «ступенчатой» модели (2.2) со значениями параметров /и и 九2, указанными в табл. 2.5.

В работах, посвященных исследованиям происхождения и свойств тропосферного аэрозоля над полярными областями [73], 32

высказывается предположение, что воздушные массы над Арктикой и Антарктикой воспроизводят «фоновые» условия умеренных широт. Таким образом, исследования полярного аэрозоля имеют фундаментальное значение для понимания природы и эволюции глобального аэрозоля в целом. Однако многолетние исследования в Упсале [108] показывают, что весной для Аляски характерны дымки существенно антропогенного происхождения. Доминирующими аэрозолями по массовой концентрации над Южным полюсом являются сульфаты и ледяные кристаллы (типичный фоновый аэрозоль). Полная концентрация частиц, включая ядра Айткена, в тропосфере полярных областей изменяется слабо, от 102 до 10 см-3. Над морским покровом Антарктиды N® резко уменьшается [38, 73, 101]. Слой турбулентного перемешивания, как правило, не имеет резких границ, исключая пограничный уровень толщиной несколько сотен метров [108]. Концентрация оптически активной фракции частиц в целом спадает экспоненциально,

屈 м ® = N (Йо) ехр (餐牝)йо<Л< 瓦， (2.5)

с величиной масштабного параметра Е= 1,2+1,7 и 历弋6,0+ 6,5км. Интегральное содержание аэрозоля в столбе атмосферы составляет над Антарктидой (4,0+15,0)10-7 г/см2? над Арктикой — 1,5- Ю-6 г/см2; средняя аэрозольная оптическая толщина на уровне моря для 入=0,5 мкм равна 0,025 в Антарктиде и 0,11 на Аляске, причем статистика за последние 70 лет [Ю8] указывает на ее увеличение со скоростью (0,01 ±0,005) за десятилетие.

Тропосфера и стратосфера

Исследования микрофизических параметров верхней тропосферы и стратосферы дали наиболее плодотворные результаты в последнее десятилетие, что обусловлено развитием новых средств зондирования, в первую очередь лидарных, и совершенствованием техники, поднимаемой на самолетах и аэростатах.

Из имеющихся многочисленных результатов измерений концентрации частиц аэрозолей на различных высотах в тропосфере и стратосфере мы отберем только те, которые имеют прямое отношение к проблеме последующего построения соответствующих моделей.

3333Анализ данных о вертикальных профилях ядер конденсации, полученных в различных географических районах от Южного до Северного полюса [101, 111], указывает на достаточную стабильность их концентрации в стратосфере и в меньшей степени в тропосфере (табл. 2.6). Значения концентраций, приведенные в табл. 2.6, получены в период, свободный от крупных вулканических извержений (1977 г.). Сопоставление результатов, полученных различными авторами в разные периоды вулканической активности, представлено на рис. 2.6. Очевидно, что наибольшие

33

33

Таблица 2.6

Средние значения концентраций ядер конденсации (см~3) в различных географических районах

Л км

Южный полюс (Мак-Мёрдо)

Экватор

(Панама)

Средние широты (Вайоминг)

Северный полюс (Фэрбанкс)

10

83

2480

414

124

15

14

490

58

14

80

3

4

3

25

0,4

2

—

30

—

0,6

0,6

—

возмущения исходят в (кривая 7).мированиевозмущения исходят в (кривая 7).мированиевертикальных профилей ядер конденсации пропериоды непосредственной деятельности вулканов Другим важным фактором, объясняющим фор- устойчивого уровня "max (用)в районе тропопаузы,

возмущения исходят в (кривая 7).

мирование

возмущения исходят в (кривая 7).

мирование

Рис. 2.6. Высотные профили ядер Айткена, приведенные в [22] (/——6) и полученные в различные периоды вулканической активности [67] (7—9).Рис. 2.6. Высотные профили ядер Айткена, приведенные в [22] (/——6) и полученные в различные периоды вулканической активности [67] (7—9).1—5 — ранние систематизированные результаты, 6 — модельный профиль N(h); 7, 8 к 9— данные, полученные соответственно 12.11.79, 20.06.80 и 15.01.81.1—5 — ранние систематизированные результаты, 6 — модельный профиль N(h); 7, 8 к 9— данные, полученные соответственно 12.11.79, 20.06.80 и 15.01.81.

Рис. 2.6. Высотные профили ядер Айткена, приведенные в [22] (/——6) и полученные в различные периоды вулканической активности [67] (7—9).

Рис. 2.6. Высотные профили ядер Айткена, приведенные в [22] (/——6) и полученные в различные периоды вулканической активности [67] (7—9).

1—5 — ранние систематизированные результаты, 6 — модельный профиль N(h); 7, 8 к 9— данные, полученные соответственно 12.11.79, 20.06.80 и 15.01.81.

1—5 — ранние систематизированные результаты, 6 — модельный профиль N(h); 7, 8 к 9— данные, полученные соответственно 12.11.79, 20.06.80 и 15.01.81.

являются, по-видимому, систематические выбросы реактивных двигателей самолетов. Как отмечается в [20], оценки количества аэрозоля, продуцируемого самолетами при ежегодном сжигании в верхней тропосфере 108 т топлива, подтверждают это предположение. Концентрация антропогенных ядер конденсации должна составлять около 1000 см~3, что примерно соответствует данным наблюдений. На рис. 2.6 показан также средний профиль ядер конденсации (кривая 6), использованный в нашей работе [22]

в качестве модельного для расчета оптических параметров аэрозольной атмосферы.

На рис. 2.7 построены высотные профили ^м(А) частиц Ми (г ^ 0,2 мкм), дающих определяющий вклад в рассеяние коротковолнового излучения. Анализ приведенных данных указывает на то, что с высотой концентрация падает существенно в начальном участке пограничного слоя, не превышающем несколько сотен метров. Далее поведение Nm (用)обусловлено, как отмечено ранее, особенностями термической стратификации. Характерно присутст-

Рис. 2.7. Вертикальные профили распределений частиц Ми по данным различных исследований (/——6) и модельный профиль Nm (7) по [22].

вие нестационарных областей повышенной концентрации в средней тропосфере. Природа появления и существования этих слоев возможно связана с вулканической деятельностью земной поверхности, пыльными бурями и прочими крупномасштабными возмущениями.

Анализ данных 2.7, а также результатов других исследований указывает на необходимость построения моделей на основе какой-то одной фиксированной реализации или среднего по всем известным измерениям. Очевидно, необходимо выполнять осреднение по совокупности однотипных ситуаций в поведении N(h), а случаи экстремального характера рассматривать как границы применимости выбранной модели. Как отмечалось в работе [22], установившаяся после серии вулканических извержений 1974—1975 гг.

повышенная по сравнению с предыдущим десятилетием замутнен- ность стратосферы продолжала сохраняться в течение 1976— 1977 гг. В табл. 2.7 приведены значения концентрации крупной фракции за более длинный период (1971 ——1980 гг.).

Таблица 2.7

Значения пиковой концентрации крупных частиц в стратосфере по данным [110]

Год .197119721973197419751976197719781979 1980

N см-з. .1,01,00,710,02,01,81,00,80,7 4,0

Подобная картина имеет место и после проявлений мощного вулканического дублета Сент-Хеленс (1980 г.), Эль-Чичон (1982 г.). Таким образом, при расчете радиационных характеристик атмосферы вклад стратосферного слоя необходимо определять с учетом его квазипостоянства, обусловленного вулканической активностью.

Динамика поствулканических изменений состояния аэрозольной

атмосферы должна, по-ви- димому, моделироваться с использованием характеристик временного тренда микрофизических свойств аэрозоля. Внимание к подобным характеристикам отмечено в ряде целенаправленных исследований,

Рис. 2.8. Фоновая модель высотного профиля концентрации крупных частиц ^м (А, г>0,15 мкм) по данным шар-зондовых измерений [72, 100] с указанием величин среднеквадратичного отклонения (/) и параметров экспоненциальной аппроксимации (2); теоретическая модель Туна и др. [117] (3).

проведенных после мощных извержений вулканов Сент-Хеленс и Эль-Чичон.

Развиваемая нами концепция построения оценочных оптических моделей атмосферного аэрозоля [22] состоит в выборе состоятельного набора микрофизических данных, расчете на их основе оптических характеристик в широком спектральном диапазоне и сопоставление с результатами прямых оптических измерений, выполненных в адекватных условиях. Статистическая состоятельность микрофизических данных, использованных в [22], несмотря на их уникальность для своего времени, сегодня уже не может нас удовлетворить. К настоящему времени существенно возрос объем 36

и качественный уровень самолетных измерений в тропосфере. Более полными стали соответствующие данные измерений в стратосфере.

На рис. 2.8 показан результат осреднения данных 21 шар-зон- дового измерения [72, 100] в период с марта 1972 г. по февраль 1974 г. и 19 полетов, проведенных с марта 1978 г. по январь 1980 г., т. е. в периоды, которые характеризуются минимальной замутненностью верхней тропосферы и стратосферы (фоновая модель). Интересно отметить, что во-первых, несмотря на нерегу

лярное поведение отдельных реализаций NJh) [100], каждая физически локализованная зона атмосферы (показаны пунктиром) характеризуется экспоненциальной зависимостью изменения концентрации крупных частиц с различной степенью убывания или нарастания; во-вторых, из-

Рис. 2.9.Среднециклическа я

модель /Vm (儿 г>0,15 мкм) и А% (力，г>0,»5 мкм) по данным осреднения шар-зондовых измерений [67—71, 99—104] за период 1971—1981 гг. (/ и 2) в сопоставлении со средней моделью [8] (3).

менение среднего профиля N(/i, г>0,15 мкм) оказывается в неплохом количественном соответствии с результатами теоретического моделирования Туна и др. [117], полученными на основе численного решения уравнения непрерывности относительно вертикального распределения концентрации N (h) с учетом микрофи- зических процессов нуклеации, испарения, коагуляции, седиментации, диффузии и вымывания частиц [119], для условий фоновой невозмущенной стратосферы. Последнее обстоятельство свидетельствует о физической адекватности теоретической модели [262, 265] и дает основание для ее использования в верхней стратосфере и мезосфере (средней атмосфере), где отсутствуют пока данные систематических микрофизических измерений.

Фоновая модель, очевидно, не может служить критерием среднего состояния атмосферы за достаточно длительный промежуток времени. Анализ результатов, отражающих вулканические возмущения стратосферы за последние два десятилетия, показывает, что наиболее сильные катаклизмы происходят с периодичностью

8——10 лет (Агунг ——Фуэго ——Сент-Хеленс). В связи со сказанным результаты статистического осреднения данных Розена и Хоффмана, полученных за период 1971—1972 гг. (рис. 2.9), предполагается рассматривать как некоторую среднециклическую модель, отражающую средний уровень замутненное™ тропосферы и стратосферы по достаточно длинному ряду измерений. В основу указанной модели положены результаты 119 шар-зондовых измерений профилей концентрации крупной фракции (г > 0,15 мкм) аэрозольных частиц [67, 71, 99, 104]. Определяя место настоящей модели среди других экспериментальных результатов, систематизированных на рис. 2.7, нетрудно заметить, что она находится в удовлетворительном количественном соответствии с нашей «средней» моделью [8] (кривая 3), полученной по данным самолетных и аэростатных измерений, выполненных в предыдущий межвулканический цикл. Нетрудно убедиться также, что рассчитанные на основе микрофизической модели [22] профили коэффициентов ослабления стратосферного слоя совпадают с данными «умеренной вулканической модели», рекомендуемой авторами пакета программ LOWTRAN-5.

Средняя атмосфера

Выше 30 км прямые микрофизические измерения носят спорадический характер, и большая их часть относится к зоне появления серебристых облаков. Известны результаты оптического зондирования верхней стратосферы и мезосферы, полученные средствами лидарного и сумеречного зондирования и обобщенные в монографиях [4, 24, 26]. Интересно, что во многих из них отмечалось появление аэрозольных слоев на высотах 35, 47, 65 и 75 км.

Немногочисленные попытки прямого забора частиц на больших высотах выполнены с помощью геофизических ракет. Низкий в целом уровень концентрации частиц затрудняет их композиционный анализ и статистическую интерпретацию, поэтому полученные результаты весьма противоречивы. Так, в работе [54] систематизированы данные нескольких ракетных экспериментов и сделан вывод, что концентрация частиц ^(r>0,02 мкм) в мезосфере в среднем не превышает 0,01 смТ В то же время в работе [86], выполненной по данным, полученным путем подъема на ракете комплекса измерительных средств, включая импакторы, акустические и плазменные датчики, приведены значения ^ (г) как минимум на два-три порядка выше. Причиной таких значительных расхождений является, по-видимому, различная чувствительность использованных датчиков к размеру частиц и другие конструктивные особенности аэрозолемеров.

Результаты исследований с помощью ракетных импакторов и фотоэлектрических счетчиков [13] показали сложный стратифицированный характер профиля Ng h) и еще более высокие значения счетной концентрации частиц, в том числе крупной фракции, на высотах 60—90 км. Отмечена высокая динамичность положения.

интенсивности и дисперсного состава аэрозольных слоев. Однако эти результаты остаются единственными по своему содержанию, что заставляет с осторожностью относиться к их использованию в оценочных моделях. Возможно, время эксперимента совпало с выпадением мощного метеорного потока. Говоря о роли метеорных потоков в формировании вертикальной структуры аэрозоля средней атмосферы, следует отметить, что достаточно достоверные

сфере.

/, 2 — N (Я, г>0,01 мкм) и N (h, г>0,15 мкм) — теоретическая модель [115, 120]; 3 — то же в присутствии потоков метеорной пыли и серебристых облаков (NLC); 4, 5 — экспериментальные измерения ядер конденсации, соответственно по [101] и [80]; 6 — данные ракетного зондирования [26]; 7 — модель ЛГУ [⑵；8 — модель 1974 г. по [8].

шар-зондовые и самолетные измерения ядер конденсации над слоем Юнге (九力20 км) дают две группы результатов. Для первой (рис. 2.10) характерно резкое уменьшение ^(r>0,01 мкм) выше уровня активной стратосферы, для второй ——замедленное уменьшение концентрации ядер конденсации с высотой, указывающее на их дополнительные источники (характерные данные Казелау). Подобное высотное распределение ядер конденсации отмечалось также в аэростатных измерениях Ивлева [27].

Учитывая ограниченный объем и противоречивый характер экспериментальных данных о концентрации аэрозольных частиц в средней атмосфере, далее мы использовали результаты теорети-

ческого моделирования Туна, Турко и др. [115, 117, 119, 120], адекватность которого показана ранее (см. рис. 2.8). Этими авторами развито две версии модели: первая—для условий фоновой невозмущенной атмосферы с внутренним источником аэрозоля на уровне тропопаузы (рис. 2.10, кривая 7); вторая—предполагает задание на условной верхней границе рассматриваемого атмосферного слоя известного потока метеорных частиц и учета его во внут- риатмосферных взаимодействиях.

По оценкам Хантена и др. [120], космическая пыль массой 1,6-104 т ежегодно входит в земную атмосферу со скоростью 12—40 км/с и разрушается в ее верхних слоях до г= (2+10)Х X Ю-4 мкм. Частицы с 广《1 мкм сохраняют свое состояние и проникают в стратосферу как микрометеориты. В алгоритмах математического моделирования, развитых в работах [117, 119], учтены основные формы физико-химических взаимодействий между аэрозолями, ионами, метеорными частицами и газами. Оказывается, что около 70 % металлосодержащих частиц испаряется в верхней атмосфере, затем активно реконденсируется на высотах ниже 90 км, при этом образуется большое число (^« 103ч-105 см~3) частиц с размерами пакета молекул. В процессе коагуляций концентрация быстро уменьшается до 10—102 см~3 на высотах 40 км. В формировании спектра размеров частиц, который анализировался по 35 участкам в интервале размеров 0,001—2,6 мкм, важную роль играют также процессы нуклеации с участием метеорных частиц как ядер, седиментации, диффузии и турбулентного переноса.

Результаты решения показаны на рис. 2.10 (кривая 2). Здесь же приведены для сопоставления данные аэростатных измерений ^(r,良)，показывающие, что теоретические оценки не противоречат данным наблюдений. Подобные сопоставления для стратосферы выполнены также в работах [117, 119]. На высотах 50—75 км модельные оценки для фоновой атмосферы хорошо совпадают с результатами ракетных измерений [26] (кривая 6). В табл. 2.8 приведены данные о высотном распределении частиц крупной фракции [115].

Таблица 2.8

Концентрация метеоритных частиц (см-3)

Л км

г мкм

0,01-0,02

0,02-0,05

0,05-0,1

о/-。, 2

60

3,0

0,1

8,0.10-6

2,0-10-7

80

2,0・10-2

7,7.10-Б

8,0.10-8

1,0.10-8

90

1,0-ю-6

8,0-10-8

2,0-10-8

2,0-10-9

Если экстраполировать полученный нами ранее (см. рис. 2.8) высотный профиль R(广＞0,15 мкм) в стратосфере с тем же показателем экспоненциального затухания ± = 3,75 до высоты 60 км

(рис. 2.10, кривая 3), то он окажется в хорошем количественном соответствии с оценками, приведенными в табл. 2.8. Очевидно, указанный профиль отражает существенно меньшие значения концентрации крупной фракции аэрозольных частиц в средней атмосфере. Для сравнения на рис. 2.10 (кривые 7 и 8) показаны также известные ранее модельные профили [8, 12], основанные на экстраполяции данных ранних ракетных измерений Ивлева [14, 15]. Заключение об адекватности модели вертикального профиля N(h) должно следовать из сопоставления рассчитанных на их основе оптических характеристик с данными прямых оптических измерений. В то же время нельзя не обратить внимание на удивительное совпадение значения масштабного параметра Е = 3,75 с подобным значением, полученным Эльтерманом (см. в [26]) при статистической обработке 79 серий прожекторных измерений в 1964—19651T. для тех же высот верхней стратосферы. Завершая анализ состояния вопроса о высотном распределении концентрации аэрозоля в средней атмосфере, следует остановить внимание на особенностях формирования известного инверсионного слоя на высотах 73—95 км, визуально наблюдаемого в средних широтах (45—70°) и носящего название серебристых облаков. Частое появление серебристых облаков обусловливает необходимость их учета в аэрозольных моделях атмосферы (рис. 2.10).

22 Спектры размеров частиц

Спектр размеров частиц аэрозоля (или их распределение по размерам) определяется функцией /(г), определяемой условиями: величина f(r)dr есть число частиц, размеры которых лежат в пре-

rt

делах (г, г + dr), f(r) > 0 для всех г е [гь г2] и j f ⑺dr = N,

где N — концентрация частиц.

Установление адекватной аналитической или численной модели f(г) является нетривиальной задачей, если учесть, что ни одно из существующих измерительных средств не обеспечивает получение информации в реальных границах [г(,厂2], которые в естественных аэрозолях простираются от 10~3 до 102 мкм.

Наряду с распределением счетной концентрации в атмосферных исследованиях находят широкое применение распределения поперечных сечений частиц полидисперсного ансамбля dS/dr (или dS/dlgr) и распределения объемов частиц dV/dr (или dV/dlgr), В качестве эквивалента последнего часто используется распределение массовой концентрации частиц dm^/dr.

Распределение S (г) более адекватно по сравнению с f(r) отражает участие частиц в процессах преобразования электромагнитной радиации, химической и абсорбционной активности аэрозоля, в то же время Р(г) играет определяющую роль при анализе

композиционной структуры аэрозоля, оценке динамической глобальной тенденции загрязненности атмосферы продуктами эрозии почв, вулканической активности, пылевых бурь и пр.

Аналитические модели функции распределения

Среди аналитических моделей f(г) наибольшее распространение получила форма асимптотического степенного закона:

f (г) = dN/d lg г = сг~\ (2.6)

Эта функция определена параметрами v и с, из которых последний связан с концентрацией частиц. Теоретическое обоснование применимости (2.6) выполнено в работах Юнге [37] на основе выводов теории «самосохранения» функции распределения частиц по размерам, там же для условий тропосферы предложено среднее значение параметра ”4 3,0.

При условии выполнимости модель (2.6) обладает тем важным достоинством, что определяет, помимо микроструктуры, особенности спектрального поведения коэффициента аэрозольного ослабления в рамках известной формулы Ангстрема [40]:

仇仇)=仇(九=1 мкм)九 2 - I (2.7>

В ранних исследованиях Карнута [47] на основе результатов, полученных в приземной атмосфере, высказано предположение о том, что вариации воздушной массы влияют в основном на концентрацию частиц при достаточно стабильной величине v = 3,69± ± 0,21. По мере накопления данных наблюдений при использовании степенного распределения возник ряд трудностей как физического, так и математического плана. Очевидно, что уравнение применимо лишь в ограниченном диапазоне размеров, так как при V < 0 величина dn/drf со при r->0. С другой стороны, ввиду неопределенности верхнего предела частиц при интегрировании оптических параметров по полидисперсному ансамблю частиц возникают сложности, связанные со сходимостью интегралов, особенно при V < 3.

Из аналитических выкладок Дэвиса [51] следует, что степенной закон распределения с достаточной точностью может использоваться в интервале 0,1 мкм《广《1,0 мкм. Кларк и Витби в работе [48] на основании анализа экспериментальных измерений приходят к заключению о том, что теория «самосохранения спектра» применима в границах 0,03 мкм ^ г ^ 3,0 мкм. В ряде последних работ показано, что одно значение показателя v не может удовлетворительно описать весь спектр наблюдаемых частиц, особенно в области значений r> 1 мкм, где значение v достигает 6—8. Все это стало причиной появления многочисленных модификаций степенного закона.

Так, в работе [25] для обеспечения сходимости интегральных операторов, включающих ядро вида (2.6), для f(г) предложено следующее выражение:

0< г < г(,exp (一"Г1),门《Г V 8 Q')

(S, С,「1 — параметры), которое при v^3 практически эквивалентно (2.6) вплоть до размеров частиц 1——2 мкм, характерных для атмосферных дымок.

В попытках описать полный спектр частиц степенным законом многие авторы прибегают к суперпозиции степенных отношений. Например, Рассэлом и др. [106] для характеристики аэрозоля в зоне тропопаузы использована следующая композиция степенных распределений:

0,

г《0,05 мкм,

2,1,

f (г) = cr~v, V = 3,4, 53 5,3 - 100,

0,05 мкм《г V 0,09 мкм,

0,09 мкм《г V 0,9 мкм, (2.9) 0,9 мкм《г《1,0 мкм,

г > 1,0 мкм.

В работе [96] для /(г) использована двухнаклонная композиция степенных законов:

f (г) = с [ 1 + (力产 +1]/[1+ (〃「2广 + 1(2.10)

где с,「I,「2, vi и V2 — параметры.

В ряде работ для f (г) предлагается использовать экспоненциальное распределение [93, 106]:

f (г) = с ехр [一 (r/Го)], Го = 0,036 + 0,548.(2.11)

Не меньшее распространение для описания спектра размеров аэрозольных и облачных частиц получили различные формы гамма-распределений. Наиболее общая форма этого распределения впервые была предложена в работе [91] для капель искусственного тумана:

f(r)= ara ехр(-Ьг^),(2.12)

где параметры а, Ь, а, 丫 — вещественные положительные величины. Для нормированного распределения

где Г (%)——гамма-функция Эйлера.

Достоинством распределения в форме (2.12) является простота оценки моментов р-го порядка:

№ = Т (г) dr = b 号Г (а+；7.)Г (-^~).

На основании анализа многочисленных экспериментальных данных Дейрменджаном [5] была показана применимость (2.12) для универсального описания различных форм атмосферного аэрозоля (облаков, туманов, осадков, дымок, града). Им, в частности, установлены численные значения параметров, входящих в (?・12), для специфических форм атмосферных дымок (N= 100 cmR：

q = 5,3333• 10* 6=8,9443, а =1,0, у=0,5 — «дымка М»^ морской или прибрежный аэрозоль;*「

а = 4,9757-106, Ь= 15,1186, а=2,0, у=0,5 —《дымка. L〉£ континентальный аэрозоль;'

а = 4,0-105, 6 = 20,0, а = 2,0, 丫 = 0,1 — «дымка Н》，высотный и стратосферный аэрозоль..

Для модели спектра частиц тропосферного аэрозоля в работе [52] предложена модификация гамма-распределения в виде

〃厂)=аг^ ехр (—г).(2.13)

В работе [33] для случая крупнодисперсного аэрозоля предлагается использование еще одной модификации гамма-распределения:、.

f (г) = ar~a ехр(—fer-v),(2.14)

которая при достаточно больших 厂 адекватна степенному закону ，(「)〜г~а и, по мнению автора, лучше описывает распределение крупной фракции гигроскопических ядер конденсации.

В работе [124] для описания спектра частиц морского аэрозоля предлагается композиция степенного и гамма-распределений:

г ^ 1,0 мкм,

а /…、(2.15} (аг ехрг > 1,0 мкм,

где V = 4,0, а = 1,0, b = 8,9443 — постоянные, а а н у — функции скорости ветра.

Путем эмпирической подгонки (2.15) к описанию экспериментальных гистограмм были получены для а и у следующие выражения:

[250+ 750",”7 м/с,

* 心 7 м/с,

丫 (S = 0,384 — 0,00293产.

Асимметричность и полимодальный характер наблюдаемых в природе реальных спектров f(r), особенно в аэрозолях смешанной природы (морских, аридных, антропогенных), заставил многих 44

микрофизиков и оптиков обратиться к возможностям использования логнормального распределения, которое естественным образом описывает структуру частиц в присутствии локальных источников. Известно, что целый класс золей, в том числе и атмосферных, возникает вследствие процессов случайного дробления. В пионерской работе А. Н. Колмогорова [16] теоретически показано, что случайный процесс последовательного дробления частиц приводит (при неограниченном продолжении дробления) к гауссовскому закону распределения для логарифма размеров частиц:

dN1「1 / m (〃厂g) Л2] m у

『⑺=E 斤力 (2.16)

где rg ——среднегеометрический радиус, Og — стандартное отклоне

ние (In r^ = In г).、.—

Результаты исследований, проведенных Для другого класса золей, процесс образования которых связан с коагуляционными и конденсационными механизмами преобразования микродйсперснбй фракции атмосферного аэрозоля, также в ряде случаев указывают на хорошую аппроксимацию экспериментально полученных данных логнормальным распределением. Поскольку форма распределения (2.16) отвечает наиболее современным представлениям о микрофизике аэрозоля [30], рассмотрим более детально некоторые его свойства.

Для использования распределения необходимо установить значения параметров rg и Gg. Располагая измеренными характеристиками f(г), эти параметры нетрудно определить из последовательного решения уравнений [4]:

In % = j In rf (r) dr, In2 久=j [In (〃％)『f (r) dr. (2.17) о0

Например, для стратосферного аэрозоля в [116] получено Og == 1,86, rg = 0,0725 мкм.

Располагая значениями параметров rg и Ug, можно оценить другие важные характеристики распределения (2.16), если воспользоваться известными свойствами инвариантности логнормального распределения. Действительно, если представить функцию f(г)= —гап(г), где п(г)—логнормальное распределение, а а — произвольное число, нетрудно убедиться, что

f(r) = s*(r).(2.18)

Здесь

с =吟 exp (-^~),

n* (г) = (“2nw) — exp [ — (In г/гm)2 /2v2]

—распределение с тем же значением параметра Og, а

г丁 = rm exp (-Va)・(2.19)

С учетом соотношения (2.18) легко получить выражение для радиуса

5 = гт ехр (―V2).(2.20)

Моменты распределения выражаются через ат и v следующим образом:

此=而 g =喝 ехр (一 岑■>),(2.21)

откуда следуют соотношения для среднего радиуса частиц

门=М[=厂侑 ехр ( — У/2),

для радиусов среднеквадратического

г 2 ~^~ N М?== г tn екр (V2)

и среднекубического

Гз =卡厢=厂小 ехр (—3v2/2), необходимых для оценки поверхности и объема полидисперсного ансамбля частиц, а также для радиуса частиц, дающих максимальный вклад в геометрическое сечение и объем:

Гщ5 =「mod ехр (2v2) =「团 ехр (v2) и

「mu =「/л ехр (2v2).

Из полученных формул можно записать, например, полезное соотношение связи между счетной и массовой концентрациями аэрозоля

/па = 4/зпрЛ7^ ехр [9 (In 5)2/2].(2.22)

Кроме того, указанные соотношения могут быть использованы для унифицированной интерпретации экспериментальных данных, представленных в виде модификаций rnf(г),几=干1,干 2. Подобным образом (几=1) представлены, например, соответствующие данные для стратосферы [60, 106]. Рассматривая распределение (2.16) как нормальное с аргументом z = In 〃厂俏，можно воспользоваться известным аппаратом фурье-разложения по ортогональным многочленам Чебышева-Эрмита [34] для представления произвольного спектра f(r) в виде суперпозиции элементарных мономодальных распределений вида (2.16). Особенно просто подобное представление выполняется тогда, когда характер близок к степенному за-

кону (2.6). Задача сводится к численной минимизации функционала

(2.23)(2.23)

(2.23)

(2.23)

например, методом наименьших квадратов.

Заканчивая обсуждение аналитических моделей микроструктуры аэрозоля, можно согласиться с мнением автора монографии [20] о том, что причина, по которой логарифмические нормальные распределения наиболее адекватно описывают реальные спектры аэрозольных частиц, заключается в следствиях центральной предельной теоремы. Как показано Колмогоровым [16], если статистически переменная есть результат процесса, в котором выход пропорционален уже достигнутой величине переменной, то ее статистическое распределение должно быть логарифмически нормальным. Поскольку процессы, определяющие трансформацию состояния частиц в атмосфере, действительно являются функцией приобретенного ею размера, то логнормальное распределение является, по-видимому, естественным свойством этой системы. По этой же причине реальную кривую распределения счетной или массовой концентрации любой конфигурации можно аппроксимировать суперпозицией логнормальных распределений, количество которых соответствует числу независимых конкурирующих источников [20].

Эмпирическая параметризация функций распределенийаэрозольных частиц

Известны попытки установления эмпирических типовых форм ，(厂),характерных для определенного типа оптической погоды, сезона, местности [37, 48, 62, 64].

В силу технических причин большинство исследований касается аэрозоля приземного слоя и тропосферы, на основе которых сложилась достаточно определенная классификация, согласно которой выделяют следующие типы аэрозоля: фоновый, морской и континентальный. Обобщив результаты соответствующих измерений, Янике [37] рекомендует для этих типов тропосферного аэрозоля формы поведения /(г), представленные на рис. 2.11.

Природа фоновой фракции аэрозоля окончательно не установлена. По-видимому, количественный баланс частиц поддерживается за счет 《старения》 частиц, выносимых с земной поверхности, и процессов фотохимического образования частиц из газовой фракции, а также продуктов биологического происхождения. Самостоятельно фоновая фракция существует в редких условиях чистой атмосферы в отсутствии выраженных генераторов аэрозольных частиц. Особенности генерации и химическая природа частиц с океанической и непокрытой растительностью земной поверхности лежат в основе различия морского и континентального

аэрозоля. Над морями и океанами это в основном частицы морских солей и в меньшей степени частицы органического происхождения. Последние возникают из органической поверхностной пленки и попадают в нижнюю тропосферу аналогичным для частиц морских солей образом: через распыление морской воды и газовых пузырей, лопающихся у поверхности.

Над сушей с фоновым аэрозолем смешиваются преимущественно минеральные частицы и частицы биологического происхождения. Нередко минеральные частицы в значительных концентрациях смешаны с морским аэрозолем, особенно в обширных районах акватории Атлантического океана, подверженных заносам больших

Рис. 2.11. Модели функций распределения частиц типовых форм аэрозоля по [77]. / ——фоновый, 2 — континентальный, 3 —— аэрозоль.

масс пыли из пустыни Сахара. Это послужило причиной многих целенаправленных исследований специфичной формы существования аэрозоля, содержащего крупную нерастворимую минеральную фракцию на фоне мелкодисперсной солевой.

В ранних работах предполагалось, что вследствие высокой подвижности частиц с радиусами г ^ 0,01 мкм они достаточно быстро коагулируют. Это представление дает крутое спадание распределения f(г) в области малых размеров. Последующие прямые измерения с помощью счетчиков ядер Айткена поставили под сомнение эти выводы, указывая на присутствие достаточно высоких концентраций мелкой фракции, которая возникает вследствие постоянных процессов химического и фотохимического взаимодействия примесей с газовой фазой или вследствие образования мелких частиц из легких ионов. Такие процессы уже неоднократно прослеживались в лабораторных опытах. Теоретические исследования Вальтера [123] динамики распределений размеров при коагуляции частиц с размерами, сравнимыми с 厂=10-3 мкм, подтверждают эти результаты.

Хенел [64] предлагает для практического использования следующие четыре модели физико-химического состояния аэрозоля приземной атмосферы:

А — океанический аэрозоль;

В ——океанический аэрозоль в присутствии пыли пустынных районов;

С ——аэрозоль индустриальных районов;

D — фоновый аэрозоль континента.

Нормированные распределения f(r), соответствующие выбранным ситуациям, приведены в табл. 2.9.

Таблица 2.9

Нормированные распределения f(r) для типовых форм атмосферного аэрозоля по классификации Хенела [64]

Модель А

Модель Б

Модель С

Модель D

Г мкм

f (Г)

г мкм

f (Г)

Г мкм

f (Г)

Г мкм

f (Г)

2,69-02

2,08—01

3,32-02

1,74—01

1,00-02

5,19+00

1,00-4)2

9,11-01

8,47—02

1,56+00

1,05—01

1,30—00

3,21-02

3,89—01

1,00—02

9,10—01

1,51—01

1,56+00

1,87—01

1,30—00

6,50—02

5,06—02

2,85-01

8,82—03

2,69—01

4,45—01

3,32—01

6,91—01

1,00-01

2,60—02

9,00—01

2,42-04

4,78—01

4,15—02

5,91—01

1,95-01

1,76-01

5,1973

1,47—00

8,04-05

1,51—00

2,47—03

1,87—00

3,95—02

3,90—01

7,78—05

3,50—00

4,05—06

4,78—00 1,00+01

5,87—05

8,19—07

3,32—00

1,00+01

9,77—03

4,50—06

1,10—00 4,30—00 1,00+01

8,32-4)6

2,79—06

9,08—08

1,00+01

1,06-08

Достоинством указанных моделей является то, что в них параметризуется не только спектр размеров частиц, но и их оптические постоянные, а также характеристики, позволяющие приближенно учесть влажность окружающего воздуха.

В работе [49] для эмпирической формы распределения частиц морского аэрозоля предложено приближение, основанное на использовании полиномов Чебышева и алгоритма, построенного методом наименьших квадратов. Показана применимость приближения зля описания реальных гистограмм f(r4).

Сложность, проблемы эмпирического подбора параметров распределения реальных спектров ввиду их многообразия убедительно иллюстрируется в работе [61]. В поисках оптимальной формы f (г) авторы предложили и численно апробировали последовательно восемь параметрических представлений f(г), основанных на различных сочетаниях степенного и экспоненциального законов изменения. Укажем заключительные из них, наиболее эффективные с точки зрения авторов:

，⑺=Lf 一，(2.24)

где Л/(X, г)——фактор ослабления частицы радиуса г на длине волны X; pi, % Рз, и — параметры подгонки, устанавливаемые методом наименьших квадратов.

Попытки установления унифицированной формы распределения для тропосферы и стратосферы предприняты в исследованиях

Рис. 2.12. Распределение тропосферного аэрозоля по размерам.

1, 2-[66); 3, 4 - [89]; 5, 6-[51]; 7, б - по [31]; 9 - Ц28]; /0, "-[126]; J2 - растет по формуле (2.25).

Смеркалова [31]. Им систематизировано около 250 реализаций f(r), полученных различными авторами путем забора проб в различных геофизических и климатических условиях. Частично эти результаты показаны на рис. 2.12, 2.13. Их анализ показывает, что для тропосферного слоя все распределения группируются вокруг некоторой средней зависимости (кривая /2). Эта функцио-

F = с exp (г — Гт)}]" ~-噎+ 1「一「mVF = с exp (г — Гт)}]" ~-噎+ 1「一「mVРис. 2.13. Распределение стратосферного аэрозоля по размерам.Рис. 2.13. Распределение стратосферного аэрозоля по размерам./, 2-/1 = 16 + 22 км [60]; 3, 4, 5 —八=22十28 км [60]; 6, 7 —h = 22 + 28 км (41]; 8 —八=16 + 22 км [41]; 9 — Л= 1 4- 16 км по [22], /0 —八=16 + 22 км по [22]; 11 — расчет по (2.25)./, 2-/1 = 16 + 22 км [60]; 3, 4, 5 —八=22十28 км [60]; 6, 7 —h = 22 + 28 км (41]; 8 —八=16 + 22 км [41]; 9 — Л= 1 4- 16 км по [22], /0 —八=16 + 22 км по [22]; 11 — расчет по (2.25).

F = с exp (г — Гт)}]" ~-噎+ 1「一「mV

F = с exp (г — Гт)}]" ~-噎+ 1「一「mV

Рис. 2.13. Распределение стратосферного аэрозоля по размерам.

Рис. 2.13. Распределение стратосферного аэрозоля по размерам.

/, 2-/1 = 16 + 22 км [60]; 3, 4, 5 —八=22十28 км [60]; 6, 7 —h = 22 + 28 км (41]; 8 —八=16 + 22 км [41]; 9 — Л= 1 4- 16 км по [22], /0 —八=16 + 22 км по [22]; 11 — расчет по (2.25).

/, 2-/1 = 16 + 22 км [60]; 3, 4, 5 —八=22十28 км [60]; 6, 7 —h = 22 + 28 км (41]; 8 —八=16 + 22 км [41]; 9 — Л= 1 4- 16 км по [22], /0 —八=16 + 22 км по [22]; 11 — расчет по (2.25).

нальная зависимость при значениях 厂 >0,15 мкм близка к степенной, имеет слабо выраженный максимум при гт 亠 0,03 мкм и спадает в области малых размеров (г^0,01 мкм). Для ее совокупного описания предложено следующее эмпирическое выражение:

(2.25)

которое применимо в интервале 0,001 мкм《г《10 мкм. В качестве «стандартных» для тропосферы указаны следующие значения параметров: v* = 3,0, v = 2,22, ・ = 0,47,良= 0,42, rm = =0,03 мкм.

С увеличением высоты вид f(г) остается прежний, изменяются только значения входных параметров. Параметр »* имеет тенденцию к возрастанию до значений v* 4 5,0, а модальный радиус гш несколько уменьшается. Исключение составляет зона повышенной замутненности (слой Юнге), где величина го достигает значений 0,1——0,2 мкм. Так, параметры функции (2.25), показанные на рис. 2.16 в качестве модельных, оказываются равными: v* = 3,96, v = 3,27, v'=l,17, 々 = 0,5 и rm = 0,135 мкм.

Недостатком эмпирической модели (2.25), так же как и (2.24}, является ее многопараметричность, физическая необусловленность входных параметров. Вызывает возражение и то обстоятельство, что в исходную совокупность функций f(r), определивших зависимость (2.25), включены результаты, относящиеся к совершенно несовместимым по природе воздушных масс ситуациям (морской, континентальный и городской аэрозоль), что и обусловило сильный разброс данных на рис. 2.12. В то же время автор [31] приходит к совершенно правильному и важному для модельных построений выводу об уменьшении с высотой среднего радиуса частиц с экстремумом в области слоя Юнге.

Оценивая перспективы дальнейшего раззития кгатематической модели, описывающей формирование дисперсного состава атмосферной дымки, в настоящее время можно констатировать, что ни концепция Фридландера [58], согласно которой микропроцессы являются доминирующими в механизме формирования дисперсной структуры аэрозоля, ни гипотеза Юнге [79], трактующая структуру аэрозоля как результат взаимодействия региональных источников и геофизических факторов, не в состоянии ； самостоятельно обеспечить физически обоснованное решение вопроса. Не ясны пока и принципы объединения обеих концепций, поскольку при этом возникает сложная проблема согласования характерных временных масштабов развития микро- и макропроцессов, учет которых необходим для оценки результирующего поля аэрозольной концентрации.

Настоятельная необходимость в развитии инженерных, оценочных моделей атмосферного аэрозоля и, в частности, методов оперативной диагностики оптических свойств некоторых его типовых форм предопределила целесообразную форму общей схемы численного моделирования свойств локального объема дисперсной фазы, основанного на результатах аэрозольного микрофизического эксперимента. В этом случае из структуры численного. эксперимента можно исключить ряд медленно развивающихся процессов и па- раметризировать скоротечные, например процесс адаптации фазы к полю переменной относительной влажности. Такой подход был взят за основу численного моделирования оптических свойств аэрозоля в нашей работе [22].

Выполненный Юнге [79] статистический анализ данных многочисленных микрофизических измерений показал, что поведение функции распределения частиц по размерам f(r) в среднем хорошо аппроксимируется формой (2.6) (функционально это соответствует линейной зависимости f(r) в двойном логарифмическом масштабе). Однако для конкретного прогноза оптических свойств атмосферной дымки распределение (2.6) малопригодно, так как отражает только некоторую общую для многих реализаций закономерность распределения аэрозольного вещества по спектру размеров. Как показывают результаты многих измерений дисперсного состава дымкл, отмеченных ранее, линейное приближение (2.6) в лучшем случае справедливо на интервале шкалы размеров не более одного по-

рядка. Кстати, это следует также и из сугубо теоретического анализа свойств асимптотического решения кинетического уравнения, описывающего развитие дисперсной системы как взаимодействие конкурирующих микрофизических процессов внутриатмосферного синтеза аэрозольной фазы. Фридландер [58], основываясь в своем анализе на методах теории размерности физических процессов, показал, что на верхнем размере пределов частиц (厂 > 1,0 мкм) автомодельное решение кинетического уравнения диффузии может быть представлено в виде (2.6) со значением параметра v 4 19/4, в то время как на нижнем пределе (г<0,1 мкм) параметр V V 5/2.

Поэтому при аппроксимации экспериментальных данных по дисперсному составу атмосферных аэрозолей в более широком интервале размеров часто используется квадратичное приближение (в двойном логарифмическом масштабе), что адекватно логарифмически нормальному распределению (2.16).

На рис. 2.13 представлены данные измерений группы Витби [125], интерпретированные как значения функции объемной плотности распределения dV/dr. Очевидна неоднородная, как минимум двухмодальная, дисперсная структура атмосферной дымки. Причина возникновения полимодальной структуры, которая является признаком фракционной природы атмосферной дымки, обусловлена тем, что сферы непосредственного активного влияния первичных и вторичных источников- аэрозольного вещества разнесены между собой по шкале размеров частиц. Основная масса аэрозольных частиц, поступающая непосредственно в атмосферу из первичных источников,——это грубодисперсная фракция с нижним пределом размеров 0,5—0,7 мкм [126]. В то же время формирование тонкодисперсной фракции дымки (广^ 0,1 мкм) неразделимо с активностью вторичных источников аэрозольного материала, вследствие которых стимулируется комплекс процессов внутриатмосферного синтеза частиц из газовой фазы.

Как показывают результаты численного моделирования кинетики развития дисперсного состава дымки, сверхмелкие аэрозольные частицы (г^0,014-0,05 мкм) сравнительно быстро теряются из этого интервала размеров вследствие взаимного коагуляционного роста. Причем если для данного интервала размеров процесс броуновской коагуляции является постоянно действующим стоком аэрозольного вещества, то для соседнего (г > 0,09 мкм), где коагуляционное укрупнение частиц замедляется, он играет роль источника накачки. Очевидно, для того, чтобы в атмосфере сохранялся оптически ощутимый квазистационарный уровень содержания аэрозольных частиц с 厂 V 0,07 мкм, необходимо восполнять потери интервала, что можно достигнуть только при постоянной активности процессов внутриатмосферного синтеза транзитивной фракции частиц.

Что же касается субмикронных частиц аккумулятивной фракции 0,04 мкм <广 0 1,0 мкм, то их временной масштаб коагуляционного развития обычно составляет десятки часов; для достижения

(2.26)(2.26)

(2.26)

(2.26)

существенных количественных и качественных изменений дисперсного состава данного подынтервала размеров необходим временной интервал, измеряемый суткаьш [79]. К этому следует добавить, что частицы данного подынтервала хорошо увлекаются воздушным потоком и легко переносятся на значительные расстояния от источника, слабо подвержены процессу седиментации, а значит, обладают достаточной самостоятельностью своего развития и более однородно распределены в пределах атмосферы.

Таким образом, имеются достаточно объективные основания рассматривать дисперсный состав атмосферной д&мкн в целом как

Рис. 2.14. Выборка распреде-лений аэрозольных частиц пообъемам, экспериментальноустановленных в [125].

сложную, разнородную дисперсную структуру, которая в атмосфере компонуется из трех относительно самостоятельных подсистем — фракций. Причем для комплексной задачи численного моделирования оптических свойств дымки важно контролировать содержание всех трех аэрозольных фракций, так как именно пропорции между ними и определяют качественное содержание конкретной реализации, только в этом случае можно надеяться на наиболее полный прогноз оптических параметров в широком спектральном интервале излучений и их адекватность конкретной оптической ситуации.

Из анализа представленных на рис. 2.14 и 2.15 данных следует, что объемное распределение частиц по размерам в пределах каждого из смежных подынтервалов (广= 0,01+0,1 мкм;「= 0,1 + + 1,0 мкм; г> 1,0 мкм) может быть удовлетворительно аппроксимировано регрессионной кривой второго порядка:

В приближении сферических частиц интегральный объем аэрозолей одной моды, их суммарная площадь поверхности, а также

счетная (а следовательно, и массовая) концентрации могут быть оценены по формулам:

Vi = AMi ^^ibirVi exp [1/(4&Z)],(2.27》

(2.28)(2.29)(2.28)(2.29)Sj = 3AMi «n[b久

(2.28)

(2.29)

(2.28)

(2.29)

№ = 3/(4%) AMi “^7 广习 exp (1/瓦)・

Важно отметить, что применяемая при этом техника аппроксимации экспериментально измеренных гистограмм распределения частиц по размерам, вообще говоря, не требует детальной инфор-

Рис. 2.15. Угловые характеристики рассеяния, рассчитанные по экспериментально полученной гистограмме (сплошные кривые) и ее модельному аналогу (2.26).Рис. 2.15. Угловые характеристики рассеяния, рассчитанные по экспериментально полученной гистограмме (сплошные кривые) и ее модельному аналогу (2.26).

Рис. 2.15. Угловые характеристики рассеяния, рассчитанные по экспериментально полученной гистограмме (сплошные кривые) и ее модельному аналогу (2.26).

Рис. 2.15. Угловые характеристики рассеяния, рассчитанные по экспериментально полученной гистограмме (сплошные кривые) и ее модельному аналогу (2.26).

мации о дисперсном составе реализации: используются только интегральные признаки, такие, как Vi, St, Ni или mSr Необходимые параметры аппроксимирующей модели (2.26) оцениваются по формулам (2.27) — (2.29).

Как показали результаты численного моделирования [23], неточность применяемой техники аппроксимации экспериментальных данных с помощью модели (2.26) по двум интегральным признакам и априорно заданных средних значениях Ь, вполне приемлема для целей адекватного прогноза оптических свойств атмосферной дымки.

Для анализа вопроса оптической эквивалентности модельного представления дисперсного состава дымки нами было использовано более 20 экспериментальных гистограмм, приведенных в [126]. На рис. 2.15 b представлена одна из реальных гистограмм и ее аналитическая аппроксимация (пунктир). Реализация отличается аномально высоким содержанием частиц фотохимической и грубодисперсной фракции (Afi = 2,391 и Мз = 2,782). Значения модальных радиусов каждой фракции составляли соответственно 厂乙 =0,0210 мкм; " = 0,1475 мкм;厂八=5,981 мкм; Л = 1,24; о% = и乙 =о八= 1,91 (заданы априори).

Наиболее чувствительны к вариациям микрофизических параметров угловые функции аэрозольного светорассеяния. На рис. 2.15 а и б представлены угловые зависимости соответственно нормированной индикатрисы рассеяния Р” (仆)и степени поляризации р(^), рассчитанные для длины волн Х = 0,6943 мкм.

Результаты численного эксперимента показывают, что использование модельного аналога вместо реально измеренной гистограммы может привести к ошибке в оценке искомых величин не более чем 5——10 %. При этом выявляются практически все качественные особенности поведения угловых характеристик аэрозольного светорассеяния. Это позволяет рассчитывать на реальную возможность оперативной оценки оптических свойств дымки по данным регистрации только интегральных признаков дисперсного состава (или М) при использовании, например, трехкаскадного импактора. .

Предлагаемая методика упрощенного параметрического описания исходной микрофизической информации позволяет охватить достаточно широкое качественное многообразие возможных реализаций дисперсного состава атмосферной дымки, учесть физико-химическую разнородность ее структуры, выявить наиболее важные факторы формирования оптических свойств атмосферной дымки.

Глобальные модели распределения частиц по размерам

Основная задача при построении настоящей версии глобальной оптической модели атмосферного аэрозоля состояла в повышении ее статистической обеспеченности на основе привлечения новых массивов микрофизических данных, полученных, по возможности, в однородных геофизических условиях. Кроме того, с целью унификации модели, согласно рекомендациям Международной рабочей группы экспертов по аэрозолю и его климатическому воздействию [38], статистическая интерпретация исходной информации о полях распределения аэрозольных частиц по размерам осуществлялась в рамках универсального логнормального распределения (2.26).

Обратимся далее к параметрической характеристике существующего микрофизического материала относительно различных типов аэрозоля по классификации, указанной в п. 2.2.2. Отметим кратко основные этапы развития представлений о высотной классификации аэрозоля с точки зрения его фракционного состава. Первая попытка построения континентальной модели распределения концентрации частиц по размерам с учетом вертикальной стратификации различных механизмов генерации и трансформации аэрозольных частиц предпринята в работе [8].

Предложенная в [8] шестислойная модель включает в себя в качестве составных блоков массивы микрофизических параметров в следующей градации: 1) приземный слой,九=0+1,5 км; 2) тропосфера, h = 1,5 + 9 км; 3) тропопауза, /г = 9-^-13 км; 4) ниж- 56

няя стратосфера,九=13 + 22 км; 5) верхняя стратосфера,九= = 22 + 3。км; 6) высокие слои атмосферы,九=30+100 км. В ее основу положен экспериментальный материал о микрофизических параметрах аэрозоля, накопленный к тому времени сотрудниками Ленинградского университета.

На рис. 2.16 приведены кривые распределения f (г), полученные путем статистической обработки данных прямых контактных изме

рений, выполненны-х в указанных выше диапазонах высот. Все кривые приведены к единому масштабу путем численной нормировки

10,0

$ f (г) dr = 100.

0,2 dr =100.

Предложенный вариант слоисто-неоднородной модели атмосферного аэрозоля с фиксированными в пределах определенного интервала высот концентрацией и гистограммами распределения частиц по размерам использовались в [8] для

Рис. 2.16. Нормированные распределения аэрозольных частиц по размерам, принятые в [8] (номера кривых соответствуют описанной в тексте градации).

построения оценочной модели вертикального профиля аэрозольного рассеяния и поглощения для ряда типовых волн лазерного зондирования атмосферы:九=0,6943, 1,06, 2,36 и 10,6 мкм, а также спектрального пропускания в полосах поглощения материала аэрозольных частиц. Несмотря на некоторое несовершенство методики, указанная модель оказалась полезной в целом ряде расчетных и методических исследований [10, 19, 27].

Дальнейшее улучшение модели исходных микрофизических данных требует использования более детальных измерений структурного и химического состава аэрозольных частиц. Наибольшие масштабы эти измерения приобрели в последнее десятилетие.

Остановимся далее несколько подробнее на результатах современных исследований, дающих основание повысить статистическую состоятельность исходной микрофизической модели.

Пограничный слой атмосферы

В табл. 2.10 приведены данные наиболее репрезентативных экспериментальных измерений над континентом и современные модельные оценки и данные наших измерений. Там, где возможно, указаны среднеквадратичные отклонения характеристических параметров (±6rv, ±5opJ.

Таблица 2.10

Пограничный слой атмосферы (континент)

Источник

Транзитивная фракция

Аккумулятивная фракция

Грубодисперсная фракция

мкм

6，％

МКМ

о%

60%

МКМ

”『2 МКМ

。匕

6叫

У

МКМ

МКМ

叫

Wg

[126-129]

0,043

1,73

0,27

0,06

2,05

0,12

6,85

4,2

2,34

0,2

112]

0,11

1,55

1,23

2,11

32]

0,14

0,03

2,00

1,70

0,5

2,00

81, 97]

0,13

0,04

2,00

0,10

3,00

0,8

2,00

88]

0,032

0,007

1,70

0,09

1,70

1,10

1,75

13,113,128]

0,017

1,76

0,15

0,03

1,75

0,10

3,78

3,61

[118]

0,14

1,80

1,41

1,80

(*)

0,17

0,05

1,94

0,10

1,53

0,8

2,20

0,2

Среднеариф

0,038

0,007

1,72

0,16

0,05

1,84

0,10

2,57

1,2

2,22

0,4

метическое

[87]

0,027

0,006

1,80

0,33

0,09

1,85

0,24

12,0

6,0

3,1

0,6

Наиболее представительным следует считать массив данных, полученных Витби и др. [126, 129] в процессе многолетних систематических исследований, охватывающих широкие географические и сезонные вариации аэрозольного заполнения пограничного слоя атмосферы, включая зоны индустриального загрязнения. Последнее обстоятельство служит объяснением значительного статистического разброса значений параметров третьей моды (г^з , ), характеризующей различные формы дисперсионного аэрозоля (субаридные, сельские, прибрежные и индустриальные).

Значительная серия измерений, выполненная примерно на той же инструментальной основе [32] в условиях удаленной лесистой местности, показала значительно меньший разброс данных. При этом наибольшей консервативностью отличается состояние аккумулятивной фракции, отражающей фоновое состояние аэрозоля. Характерно, что значения среднего радиуса частиц практически совпадают с подобными значениями, полученными Витби в сельских районах США [128], а также с данными, полученными на удаленных островах [53].

Большой цикл исследований структуры грубодисперсной фракции аэрозоля проводился в районе г. Рыльска в осенне-летние периоды, начиная с 1967 г. [13]. В измерениях были обнаружены

заметные суточные изменения в форме /(г) и положении rv пылевых частиц. Средние значения характеристик спектра частиц согласуются с данными других работ, например [113, 128].

Результаты наших измерений (*), включающих около 700 реализаций спектра f (г) на обширной территории Западной Сибири и Казахстана, оказались в хорошем соответствии с осредненными значениями 厂卩？ и о”？ по всему рассматриваемому ансамблю. В то же время имеет место дефицит гигантских частиц (厂力 1 мкм), что можно объяснить либо спецификой атмосферно-оптических условий в малонаселенных районах, либо конструктивными особенностями используемых фотоэлектрических счетчиков.

В табл. 2.10 отдельно выделены характеристические параметры спектра городской пыли крупного промышленного центра, следующие из статистически обеспеченных (более 250 реализаций) данных Лёрзера [87]. Причина выделения этих данных состоит в заметном масштабном отличии положения основных фракционных составляющих антропогенного аэрозоля. Приведенный диапазон изменения параметров rv и оу адекватно включает в себя результаты других исследований, в частности [45, 57, 128].

Из обзора представленных в табл. 2.10 данных становится очевидным недостаток информации для корректного функционального описания распределения частиц, являющихся продуктом внутри- атмосферного газохимического синтеза. Хотя роль этих частиц в процессах трансформации оптического излучения в целом минимальна, она становится ощутимой в формировании радиационного баланса крупных индустриальных районов, где их концентрация возрастает на несколько порядков по сравнению с фоновым уровнем и достигает, по оценкам [128], значений N (г》0,005 мкм)Х X Ю5 см~3.

Не менее актуальной остается проблема изучения относительной роли континентального и морского аэрозолей. Еще недавно существовала концепция достаточно четкого разделения этих типов аэрозоля. В последнее время она вызывает серьезные сомнения, поскольку становится ясным, что непосредственное влияние океанической поверхности как генератора солевых частиц в основном распространяется только на пограничный слой атмосферы до высот 九 W 1 км. Определенные особенности спектра частиц в слое турбулентного перемешивания (СТП), а точнее в нижней тропосфере^ поскольку говорить о присутствии СТП над океаном можно весьма условно, существуют за счет систематически повышенной влажности воздуха и особенностей ветрового режима над океаном. Химический же состав частиц, а следовательно, и их оптические качества не имеют кардинальных отличий от частиц континента, что говорит о глобальном физическом характере долгоживущей фракции аэрозоля, сосредоточенного в аккумулятивной моде.

Не следует также упускать из виду то обстоятельство, что океаническая поверхность составляет 83 % всей земной, а средняя оптическая толщина пограничного слоя атмосферы ——от 40 до 70 %

интегральных значений т. Особенно значительным является влияние океанического аэрозоля на перенос излучения инфракрасного диапазона длин волн. Следовательно, с позиций построения среднеглобальной оптической модели аэрозольной атмосферы, особенно необходимой в задачах спутниковой метеорологии, следует согласиться с точкой зрения Туна и Поллака [116]. Последняя, как известно, состоит в том, что именно морская фракция аэрозоля рассматривается как базовая для ПСА в глобальных масштабах. Последующая детализация оптической модели, основанная на учете специфичных форм континентального аэрозоля в пределах ПСА, его географической и сезонной изменчивости, в принципе неогра- ничена и должна развиваться в интересах построения региональных моделей, имеющих более ограниченное назначение. Перспективы подобной детализации, вообще говоря, имеют место и для океанического аэрозоля.

В табл. 2.11 систематизированы данные наиболее репрезентативных микрофизических измерений океанических аэрозолей, выполненных в последнее десятилетие. Большое количество данных наблюдений по дисперсности аэрозолей в Атлантическом океане получено в период АТЭП-74 [13]. Проведенный нами статистиче-

Таблица 2.11

Пограничный слой атмосферы (океан)

[сточник

Аккумулятивная фракция

Грубодисперсная фракция

Морская соль

мкм

60%

ГИ2

МКМ

МКМ

6。％

ГИ3

6“

МКМ

60匕

{81] [881 W

[7]

[38]

38 13： 53：

[45, [89]

1

1

1]

1 46, 121]

0,25 0,33 0,21 0,18 0,22 0,18 0,21 0,17 0,39 0,15

0,05

0,08

0,10

0,05

0,03

2,00 2,26 2,24 1,55 2,03 2,99 2,00

2,20 1,60

1,53

0,30

0,07

2,56

5,87

3,80

3,00

1,82

3,80

1,47

1,74

2,70

0,6 0,8 1,0 1,5

0,6

2,00 1,71

2,51 2,00 2,03 2,51 2,00 2,20

1,70

0,15

14,8

7,5

8,4

11,9

0,6

0,1

7,2

2,03

2,00

1,40

2,69

0,15

0,56

Среднеарифметическое

0,24

0,06

2,04

0,10

2,96

0,9

2,07

10,6

2,0

2,04

0,31

ский анализ ансамбля гистограмм, представленных в [ 13], позво.- лил установить, что для распределения объемов частиц по размерам характерна 2-модальная композиция со средними значениями параметров гу^ ^0,21 мкм, 1^3 ^1,47 мкм, если в качестве значения дисперсии принять наиболее типичное значение оу 4 亠2,00. Однако нередки случаи появления третьей моды частиц (по-видимому, при заметном ветре) со средним радиусом г% в ин-

тервале размеров 6,3——8,4 мкм. Эти результаты, особенно для аккумулятивной фракции, оказываются в хорошем соответствии с модельными рекомендациями [38] и осредненными данными, полученными Кентом [127] по 40 измерениям, выполненным в различных географических районах.

В достаточно репрезентативной серии измерений, проведенных в отдаленных океанических районах [89], не обнаружено заметных отличий (кроме значений концентраций) конфигурации распределения аккумулятивной фракции от подобных распределений сульфатного аэрозоля континента (rv2 —0,15, ор^2,00). В то же время в экспедициях, проходивших в морских акваториях Западной Европы [121, 45, 46], средний размер частиц「％ достигал 0,33— 0,39 мкм, что говорит о значительном влиянии индустриальной зоны континента и загрязнения прибрежной зоны океана. Следует отметить, что и концентрация субмикронных частиц в среднем значительно превышала фоновые значения, полученные в работе [89]. Данные измерений НИС《Зрнст Кренкель» [7] в Атлантическом океане и Средиземном море показали, что функции распределения частиц по размерам отличаются значительным разнообразием в зависимости от формирования воздушных масс. Наиболее характерные отличия имеют спектры частиц в зоне выноса САС; в районах, подверженных влиянию промышленных центров Северной Америки; в Средиземном море.

В отличие от результатов работ [45, 89] в работе [7] отмечен значительный вклад в состав субмикронной фракции пограничного слоя атмосферы над океаном солевых частиц малых размеров. Указывается, что увеличение скорости ветра (и》10 м/с) обусловливает усиление процессов генерации не только гигантских частиц (капель), но и субмикронных частиц. При этом средний радиус частиц rv2 сдвигается в область значений 0,11——0,13 мкм, заметно возрастает их счетная и массовая концентрация. С уменьшением ветра максимум распределения массы частиц по размерам возвращается в область「％ = 0,15 + 0,23 мкм, что, по мнению авторов [7], характерно для «старых» видоизмененных форм морского аэрозоля.

Для крупной солевой фракции Томаси и Проди [114] установили, что средний радиус морской соли г^з составляет 0,22—— 0,82 мкм и слабо зависит от географического района. Эти результаты не противоречат сложившимся ранее представлениям. Статистический разброс распределений обусловлен главным образом ветровым режимом, среднее по результатам [ 114] значение г^з = = 2,51 мкм находится в хорошем соответствии с модельными оценками Фейрала [88], рекомендованными для скорости среднеширотного ветра v = 7 м/с. Для таких же условий характерно постоянное

присутствие в воздушной массе приводного слоя (хотя бы в минимальных количествах) капель морской воды с 厂厶=10 мкм [13, 109, 89]. Концентрация этих частиц сильно падает с высотой, поэтому их влияние не распространяется на высоты более нескольких сотен метров.

В акваториях Мирового океана, находящихся под сезонным воздействием крупных аридных районов (Сахара, Гоби и др.), на спектр солевых частиц аддитивно накладывается спектр крупнодисперсной пыли. Конфигурация и интенсивность последнего в определяющей степени зависит от расстояния до континента и ветрового режима [107]. В районах Экваториальной Атлантики влияние САС является квазипостоянным и требует учета в региональных масштабах. Характерно, что распределение частиц САС достаточно стабильно по форме (оу^2,40±0,1) при среднегеометрическом значении массовой концентрации ^2S=14,2±4,67 мкг/м3 [44, 107].

Слой турбулентного перемешивания

Основным инструментом исследования поля концентрации и микроструктуры аэрозоля в тропосфере и нижней стратосфере остаются подъемные средства зондирования и в первую очередь самолеты-лаборатории. Обзор ранних исследований выполнен в работах [8, 9, 22]. Природа тропосферного аэрозоля в основном та же, что и приземного, однако процессы, регулирующие формирование спектра частиц, несколько иные. Во-первых, в тропосфере наиболее интенсивно происходит вымывание аэрозоля облачными каплями; во-вторых, на вертикальной структуре аэрозоля существенно сказываются процессы конвективного и турбулентного переноса.

Поскольку конвекция приводит одновременно к состоянию пересыщения и к накоплению твердых аэрозольных частиц, то экспериментально трудно разделить влияние этих факторов на образование тропосферных слоев повышенной мутности. Как уже отмечалось выше, тропосферные аэрозольные слои имеют тенденцию возникать в окрестности температурных инверсий на высотах 2,5— 4,0, 6,0——7,0 км и особенно в области тропопаузы. Следует отметить несомненное существование отчетливой границы между приземным и тропосферным аэрозолем на высотах примерно 0,5— 1,0 км, причем выше этой границы резко уменьшается содержание мелкодисперсной фракции. Количество гигантских пылевых частиц в среднем также уменьшается вследствие седиментации, однако весьма нередки ситуации противоположного характера. В настоящее время есть все основания считать, что определяющую роль в этих явлениях играют температурные инверсии на верхней границе слоя турбулентного перемешивания (СТП).

В целом содержание аэрозоля в СТП и его фракционный состав наиболее подвержены временным и пространственным вариациям. Хорошо известен суточный ход оптической плотности атмо-

сферного аэрозоля, имеющий заметный полуденный максимум [13], связанный не только с активностью фотохимических процессов, но и конвективным подъемом пыли в тропосферу.

В табл. 2.12 приведены результаты измерений спектров размеров частиц аэрозолей СТП в разных районах по данным различных авторов.

Таблица 2.12

2 3 о,о.2 3 о,о.51 2о,о,51 2о,о,0058147020205130669222 2.L2,2,2,2,2,2.2,1 ,2,0058147020205130669222 2.L2,2,2,2,2,2.2,1 ,2,88оооо5 0 6 о,4,о,5 0 6 о,4,о,о 8о 822,00,00,00,00,80,00,00,80,57用 ^4,2,4,00,00,00,00,80,00,00,80,57用 ^4,2,4100815100815151017151017ОО оОО оОООООО00280476550024007930901,2,1,兀2,2,1,2,к00280476550024007930901,2,1,兀2,2,1,2,к^^田京баа侦 0,0,о,о,о,о,о.о,^^田京баа侦 0,0,о,о,о,о,о.о,0657433451 о к 3 1 11 11 и 2 1 3 2 2 仇о,о,о,о,仇о,о,о,о,仇0657433451 о к 3 1 11 11 и 2 1 3 2 2 仇о,о,о,о,仇о,о,о,о,仇909020 о о,20 о о,,01 о,,01 о,6]9]51J >00 1J 1J 85551266^н^ 907522 ) ин 359&92 0 3 7 • п [[6]9]51J >00 1J 1J 85551266^н^ 907522 ) ин 359&92 0 3 7 • п [[СреднеарифметическоеСреднеарифметическое

2 3 о,о.

2 3 о,о.

5

1 2о,о,

5

1 2о,о,

0058147020205130669222 2.L2,2,2,2,2,2.2,1 ,2,

0058147020205130669222 2.L2,2,2,2,2,2.2,1 ,2,

8

8

о

о

о

о

5 0 6 о,4,о,

5 0 6 о,4,о,

о 8

о 8

2

2

,00,00,00,00,80,00,00,80,57用 ^

4,2,4

,00,00,00,00,80,00,00,80,57用 ^

4,2,4

100815

100815

151017

151017

ОО о

ОО о

ООО

ООО

0028047655002400793090

1,2,1,兀2,2,1,2,к

0028047655002400793090

1,2,1,兀2,2,1,2,к

^^田京баа侦 0,0,о,о,о,о,о.о,

^^田京баа侦 0,0,о,о,о,о,о.о,

0657433451 о к 3 1 11 11 и 2 1 3 2 2 仇о,о,о,о,仇о,о,о,о,仇

0657433451 о к 3 1 11 11 и 2 1 3 2 2 仇о,о,о,о,仇о,о,о,о,仇

90

90

20 о о,

20 о о,

,01 о,

,01 о,

6]9]

51

J >00 1J 1J 85551266^н^ 907522 ) ин 359&92 0 3 7 • п [[

6]9]

51

J >00 1J 1J 85551266^н^ 907522 ) ин 359&92 0 3 7 • п [[

Среднеарифметическое

Среднеарифметическое

Источник

мкм

6% мкм

。匕

6。%

”2

МКМ

6г% мкм

0%

60%

к мкм

мкм

0 g

6叫

Слой турбулентного перемешивания

Транзитивная фракция

Аккумулятивная фракция Грубодисперсная фракция

Серия более чем 700 контактных измерений спектров распределения аэрозольных частиц по размерам, выполнена сотрудниками Института оптики атмосферы под руководством авторов в период с 1981 по 1983 г. над территорией Западной Сибири и Казахстана.

Большое количество данных о высотном поведении f (г) в СТП, полученных при самолетных наблюдениях над Западной Европой в 1976—1978 гг. приведено в работах [50, 55, 56]. Было проведено около 600 измерений спектров f(厂)в интервале высот 0,15——6,1 км. Важной качественной особенностью функционального поведения полученных спектров является их хорошее соответствие классу логнормальных функций, которое сохраняется при значительных вариациях относительной влажности воздуха.

Однако характеристические параметры распределения частиц (rv., Оу.) заметно отличаются от большинства данных, систематизированных в табл. 2.12. Многолетние стационарные измерения Ройтера и др. [97] в горной обсерватории Цугшпицер (用=§ км) зафиксировали устойчивое положение моды аккумулятивной* фракции при 〜2亠°，15 мкм, однако положение моды грубодисперсной фракции, подверженной значительным вариациям, оказалось практически размытым (рис. 2.17а).

программе и других более низ-программе и других более низ-&"/6одО см~5 cLS/cLLqqD мкм%制з 〃％ log。mkF/cF&"/6одО см~5 cLS/cLLqqD мкм%制з 〃％ log。mkF/cF/234/234QEsognhHawmn 邕倉6言工G。^ 卢 2 ом ;一 ；一 一 一一加QEsognhHawmn 邕倉6言工G。^ 卢 2 ом ;一 ；一 一 一一加

программе и других более низ-

программе и других более низ-

&"/6одО см~5 cLS/cLLqqD мкм%制з 〃％ log。mkF/cF

&"/6одО см~5 cLS/cLLqqD мкм%制з 〃％ log。mkF/cF

/234

/234

QEsognhHawmn 邕倉6言工G。^ 卢 2 ом ;一 ；一 一 一一加

QEsognhHawmn 邕倉6言工G。^ 卢 2 ом ;一 ；一 一 一一加

Рис. 2.17. Результаты 11 -летних измерений спектров аэрозольных частиц в пограничном слое континентальной атмосферы по [97].

а — средний спектр за период измерений с указанием диапазона вариаций, б — среднесезонные спектры зимы (/), весны (2), лета (3) и осени (4) (D —диаметр частиц).

犷，1_一J1 1

0}2110 0,2/ D мкм

По данным самолетных измерений, выполненных по METROMEX [39, 85] в регионах Чикаго, Сент-Луиса крупных индустриальных центров США, получены еще

кие значения среднего радиуса частиц (гг2 «0,1 ±0,03 мкм), что указывает на возрастающую роль вну- триатмосферных процессов газохимического синтеза. В этих же экспериментах неоднократно регистрировалось независимое присутствие транзитивной фотохимической фракции с модальным радиусом частиц г И! «0,22 мкм. Интенсивность и конфигурация распределения данной фракции отличается наибольшей неустойчивостью.

Нашим данным, полученным в основном для условий относительно чистой атмосферы ЗападноСибирской низменности, наиболее соответствуют результаты Хобса

Рис. 2.18. Статистический разброс функцийраспределений частиц в слое турбулентногоперемешивания по данным самолетных из-мерений Хобса [65, 66].

丿，2, 3 — распределения соответственно размеров,геометрических сечений и объемов частиц, 4 —коэффициент вариации спектров.

и др. [65, 66]), обобщенные для случаев ясной летней погоды над Великими равнинами США. Как наиболее репрезентативные в статистическом отношении, они иллюстрируются рис. 2.18. Характеристики средние по рассмотренному массиву данных, приведенные в табл. 2.12, используются далее в расчете оптических характеристик аэрозоля в СТП до высоты Я = 4,5 км.

В заключение остановимся на одном важном моменте, касающемся сезонных вариаций спектра аэрозольных частиц в слое турбулентного перемешивания. На рис. 2.17 б прослеживаются определенные сезонные тенденции в поведении спектра f(。)，а именна уменьшение активности внешних и, по-видимому, внутриатмосфер- ных генераторов частиц с наступлением зимы приводит к определенному сглаживанию спектра частиц в области О W 1,0 мкм. Однако из сопоставления рис. 2.17 а и 6 следует, что статистический разброс данных, обусловленный вариацией метеоусловий и сменой воздушных масс, значительно превышает сезонные изменения. Как отмечается в [97], в пограничном слое атмосферы сезонные вариации f (г) менее выражены.

Верхняя тропосфера и стратосфера

Стабильные аэрозольные образования в стратосфере на высотах 1 7——25 км играют определяющую роль в формировании планетарного альбедо и процессах погодообразования в глобальных масштабах. По-видимому, это обстоятельство объясняет тот факт, что количество работ, направленных на исследование стратосферы как дистанционными, так и контактными методами, значительно превышает количество подобных исследований в тропосфере.

В монографии [НО] выполнен анализ современных аппаратурных средств исследования стратосферного аэрозоля, включая подробнейшую хронологию развития и использования техники лазерного зондирования. Рассмотрены вопросы химической кинетики внутриатмосферного образования аэрозоля и предложены теоретические модели формирования спектра частиц и его высотной стратификации. Отмечены основные аспекты влияния временных инверсий аэрозольного заполнения на климат планеты. Обстоятельная сводка существующих аналитических моделей функций распределения и результатов натурных измерений f(r) в стратосфере, выполненных средствами самолетного и аэростатного зондирования, приведена в работах [47, 31, 38, 106]. Частично они отражены на рис. 2.13 и 2.16. Следует указать на возросшее количество теоретических работ, посвященных математическому моделированию комплекса физических явлений, сопровождающих процесс внутриатмосферного синтеза субмикронной и тонкодисперсной фракций аэрозольных частиц. Среди них выделяется систематический цикл исследований, выполненный Туном, Турко и др. [117, 119, 120J. Адекватность их моделей проверена в многочисленных сравнительных экспериментах, что позволяет использовать развитую методо-

логию для средней атмосферы, где прямые измерения носят пока эпизодический характер.

В работе [60] подводится итог пятилетнему циклу аэростатных измерений микроструктуры атмосферного аэрозоля. Результаты статистической обработки данных 45 самолетных измерений (для А" данные 7 измерений) показаны на рис. 2.19. Масштаб обозначений указывает ошибку измерений и размер (А/) интервалов гистограммы функции Д^/Д log Гг, пунктир определяет разброс значений ±26n по полному объему выборки. Используя процедуру подгонки /(г) методом наименьших квадратов в рамках логнормального распределения (2.16) и его модификации при v= 1 (zol- распределение), авторы [60] получили следующие результаты (табл. 2.13).

Таблица 2.13

Параметры одновершинного логнормального распределения по комплексным измерениям [60]

А九км

V

А 106. см2

“ мкм

%

10—16

0

2,5 + 0,25

0,075 土 0,007

1,95 ±0,06

1

42,0 王 7,0

0,048 王 0,006

1,95±0,06

16—22

0

2,6 土 0,2

0,115 + 0,002

1,65 + 0,02

1

26,0 ±2,0

0,090 ±0,002

1,65±0,01

22—28

0

1,1±0,1

0,120 ±0,002

1,60 ±0,01

1

10,1 + 1,0

0,097 ±0,002

1,60 王 0,01

Как и следовало ожидать, наибольшая изменчивость структуры аэрозоля отмечена в верхней тропосфере (历=4+10 км); для трех групп полетов получены следующие соотношения регрессии (г> >0,15 мкм):

'-2,4 log г-0,13,

log (dN/d log г) = < —2,9 log г + 0,52, 、—4,3 log г + 1,55.

Сравнение полученных результатов с теоретическими оценками Туна, Турко и др. [117, 119] (см. рис. 2.19 6, в) показывает их хорошее соответствие для области размеров г>0,1 мкм и интервала высот 16,0—22,0 км. Здесь же для сопоставления приведены результаты близких по времени экспериментальных измерений [41, 90]. Существующие расхождения в целом не выходят за пределы доверительного интервала. Что касается теоретической модели, то она, по-видимому, нуждается в уточнении оценок продуктивности тонкодисперсной фракции на высотах более 22 км.

Несмотря на хорошее методическое и инструментальное обеспечение исследования [60] носят локальный характер. Кроме того, грубый высотный масштаб {〃" полученных результатов не отвечает современным требованиям оптического моделирования.

--т

Рис. 2.19. Результаты комплексных самолетных измерений / (г,九)в верхней тропосфере (а) и стратосфере (6, в, а), полученных Грасом и Лэби [60] в 1974— 1979 гг., в сопоставлении с модельными спектрами и измерениями других авторов：.

а} 1 — настоящая модель, 2 — эмпирические спектры [60]; 6) / — настоящая модель; 2 ——тео-ретическая модель [117], 5 — измерения [41], 4 — импакторные и оптические измерения [60];в) / — настоящая модель, 2 — теоретическая модель, 5 — [41]; 4 — [60]; г) / — настоящая мо-дель, 2 — теоретическая модель, 3 — измеренная [41], 4 — измерения [90], 5 — импакторные иоптические измерения [60].

Поэтому, как отмечалось ранее, для статистического уточнения высотной модели исходных микрофизических параметров N(九)и f (г,九)мы использовали результаты многолетнего цикла измерений сотрудников университета Вайоминг, обобщенные в работах [67, 100]. Отметим, что ограниченное количество градаций частиц по размерам, реализуемое в пылевых зондах Розена и Хоффмана [70], не дает возможности непосредственного построения функции f(r,九).Однако если проводить анализ в классе функций с малым числом параметров, как, например, логнормальных, то достаточно

N 1 丨丨 I I 1 1 I II иI1II111

04 A 仇)м夕 6 8 1020 K 仇)7060504。3020100 瞑

Рис. 2.20. Среднесезонные (а, 6) и широтные (в) вариации содержания аэрозоля в стратосфере при отсутствии вулканических возмущений, по [100].

а — высотное распределение отношения смеси R{h), б — высотное распределение отношенияпо размерам K(/i), 8 — широтное распределение R((p).

/, Г — весна; 2, 2'— осень; 3, 3'— зима 1978-79 г.; цифры у изолиний — значения R((p) в мг-1.

измерения интегральных признаков (в данном случае интегральной концентрации N(儿「>片)и массовой концентрации ms(h)) для достоверного восстановления полного спектра f(r, h).

В то же время минимальное число градаций {rj дает неоспоримые преимущества с точки зрения точности регистрации. Так, по оценкам авторов [67, 100], точность измерения профилей N(/i, г> >0,15 мкм) составляла 5——10 %. Подобная точность позволяет выявить среднесезонные и широтные изменения f(r, h) на фоне естественных вариаций 6f, обусловленных турбулентным характером аэрозольных образований.

На рис. 2.20 показаны широтные и сезонные вариации содержания аэрозоля в стратосфере в период 1978——1979 гг., свободный от значительных вулканических извержений. Широтное распределение концентрации аэрозоля, в единицах отношения смеси R((p) (количество частиц на 1 мг воздуха) получено по результатам

шар-зондовых измерений на 11 станциях северного и южного полушарий (табл. 2.14). Сезонные изменения профилей ^(Л, r>ri) исследовались на базовой ст. Ларами.

Таблица 2.14

Положение станций, на которых осуществлялось зондирование стратосферного аэрозоля по данным [100, 102]

Станция

Широта

Долгота

Ледяной остров (Т-3)

85° N

105° W

Барроу, Аляска

71,3° N

156° W

Мак-Марри, Канада

57,4° N

114° W

Дулут, США

46,7° N

92° W

Ларами, США

41,2° N

105° W

Палестайн, США

31,8° N

95° W

Альбрук, Панама

9° N

80° W

Лонгрич, Австралия

23,5° S

144° Е

Милдьюра, Австралия

34,2° S

141° Е

Мак-Мердо, Антарктида

77,2° S

167° Е

Южный полюс

90° S

Приведенные результаты не дают оснований говорить о каких- либо заметных сезонных трансформациях аэрозольного заполнения верхней тропосферы и стратосферы.

К наиболее существенной особенности глобального распределения стратосферного аэрозоля относится подобие вертикальных стратификаций в северном и южном полушариях, являющееся отражением общих законов циркуляции атмосферы, а также высокая стабильность формы распределения генеральной фракции аэрозольных частиц (0,1 мкм《г《1,0 мкм). Отмечается определенная корреляция общего содержания частиц и высоты тропопаузы в отмеченные периоды «спокойной» стратосферы, что соответствует теоретическим предпосылкам [100, 117, 119], относящим к этой области основные источники внутриатмосферного синтеза сернокислотного аэрозоля.

В последних исследованиях Розен и Хоффман [67, 69] значительно модифицировали аппаратуру и расширили состав одновременно поднимаемого комплекса, включив в него дополнительно детектор ядер конденсации (г>0,01 мкм), устройство испарения летучей фракции и новый 4-канальный фотоэлектрический счетчик (г》0,25, 0,95, 1,2, 1,8 мкм), ориентированный на анализ грубодисперсной фракции в поствулканические периоды.

В табл. 2.15 приведены результаты интерпретации высотного изменения дифференциальной плотности распределения частиц по размерам в формате 2-модального логнормального распределения 1-го порядка (2.16) при i = 2. Форма спектра f(г, h) принята одинаковой для определенных ранее (см. п. 2.1.3) фоновой и среднецикличной моделей. Основанием для этого служит незначительное

Таблица 2.15

Верхняя тропосфера и стратосфера

Л км

Г мкм

6г мкм

а

gi

Г мкм £2

時 2 МКМ

Q

5,0

0,041

0,018

2,64

1,05

0,19

1,95

6,0

0,031

0,016

2,73

1,05

0,19

1,95

7,0

0,020

0,009

2,83

1,05

0,18

1,96

8,0

0,015

0,008

2,88

1,05

0,17

1,96

9,0

0,014

0,005

2,93

1,05

0,15

1,97

10,0

0,014

0,005

2,95

1,00

0,25

1,98

11,0

0,035

0,007

2,65

0,75

0,21

2,00

12,0

0,045

0,009

2,25

0,65

0,20

2,00

13,0

0,055

0,011

2,10

0,52

0,20

2,00

14,0

0,064

0,012

1,99

0,35

0,17

1,95

15,0

0,071

0,014

1,89

0,25

0,10

1,85

16,0

0,078

0,015

1,85

0,22

0,10

1,75

18,0

0,095

0,009

1,78

0,21

0,10

1,71

20,0

0,097

0,009

1,64

0,21

0,10

1,68

22,0

0,098

0,010

1,62

0,21

0,10

1,64

24,0

0,099

0,010

1,60

0,21

0,10

1,60

26,0

0,088 .

0,009

1,60

0,21

0,10

1,60

28,0

0,081

0,008

1,60

0,21

0,10

1,60

30,0

0,072

0,012

1,60

0,21

0,10

1,60

40,0

0,050

0,010

1,60

—

—

50,0

0,050

0,030

1,60

—

—

60,0

0,050

0,030

1,60

—

—

70,0

0,050

0,030

1,60

—

—

80,0

0,050

0,030

1,60

—

—

90,0

0,050

0,030

1,60

——

—

Примечание. Звездочкой отмечены величины, поддающиеся условной оценке.

различие средних значений функционала «отношения по разме- рам》N(r>0,15)/N(r>0,25X5,0 (рис. 2.20а), полученных для двух отмеченных типовых ситуаций. При оценке средних значений 尸g (九)и Og (九)в верхней тропосфере, где коэффициент вариации (5「g/「g) • 1°。％ достигает 50%, нами при создании новой версии модели использовались дополнительные данные [38, 76, 94, 109], а также результаты импакторных измерений, выполненных по программе Советско-американского аэрозольного эксперимента [13, 22]. Сопоставление наших данных с приведенными в табл. 2.13 результатами подобного анализа, выполненного в [29], показывает, что они не противоречат друг другу. Для качественного срав- нення формы распределений на разных высотах модельные кривые f(r, Л) для высот 巨=7, 13, 19 и 26 км показаны соответственно на рис. 2.19 (а, б, в и г). В первых трех высотных интервалах наблюдается хорошее соответствие модельных и реальных распределений; для 历= 22 + 28 км экспериментальные данные дают несколько более значительное содержание грубодисперсной фракций, 70

в первые месяцы после изверже-〃/次 Log 27 см'в первые месяцы после изверже-〃/次 Log 27 см'

в первые месяцы после изверже-

〃/次 Log 27 см'

в первые месяцы после изверже-

〃/次 Log 27 см'

однако расхождение не превышает дисперсии экспериментальных данных.

Определенный дефицит информации продолжает оставаться для адекватного описания моды грубодисперсных частиц, несомненно присутствующих в стратосфере. Очевидно, что эта фракционная составляющая обладает наибольшей изменчивостью. В последних экспериментах Хоффмана и др. с использованием специализированного фотоэлектрического счетчика гигантские частицы с г^=

=0,24+0,9 мкм регистрировались ний вулканов Сент-Хеленс [67] и Эль-Чичон [68, 69]. В то же время 2- и 3-модальные распределения зарегистрированы в известной серии импакторных самолетных измерений Бигга [41] в относительно спокойный период (март——сентябрь 1972 г.). Пример характерной реализации f(r) показан на рис. 2.21. Согласно выводам Туна и Поллака [110, 116], полимодальная структура

Рис. 2.21. Полимодальная структура спектра аэрозольных частиц в стратосфере [42].

f (г, h) характерна для периодов вулканической активности, при этом г^3 ^ 1,0 мкм; через 6——7 месяцев стратосферный аэрозоль возвращается в квазистабильное состояние с характерным унимодальным распределением частиц с Tg^0,l мкм. Считая эту точку зрения целесообразной, мы оценили среднециклическую величину г&з, которая оказалась равной 0,21 мкм; для фоновых условий присутствием 3-й моды можно пренебречь. Следует отметить при этом, что вариация 3-й моды в пределах, установленных в [НО], приводит к неопределенности в прогнозе коэффициентов рассеяния стратосферного аэрозоля в ИК-области спектра оптических волн почти на порядок величины.

На рис. 2.21 наряду с грубодисперсной фракцией отчетливо проявляется как самостоятельная транзитивная газохимическая фракция. В обычных условиях транзитивная фракция (ТФ) в верхней тропосфере и стратосфере неразличима с аккумулятивной. В периоды вулканической активности концентрация ТФ в стратосфере резко возрастает и достигает 400—500 см~3, при этом образуется самостоятельная мода с 「g = 0,02 мкм [68]. Однако процессы коагуляции приводят к достаточно быстрому (6—7 месяцев)

ее разрушению. В эти периоды ТФ ввиду высокой поглощательной

способности может играть заметную роль в формировании спектральных потоков нисходящей и восходящей радиации.

Регулярными источниками ТФ являются земная поверхность, потоки космической пыли и процессы газохимического синтеза. Подробный теоретический анализ вклада этих факторов на различных высотных уровнях выполнен в работе [120]; обзор других

исследований содержится в [20, 21]. Согласно выводам [20], приток аэрозоля в стратосферу на уровне тропопаузы в невозмущенных условиях равен 7-10-16 г/(сХ Хем?) или примерно 105 т в год, что составляет около 7з всей массы стратосферного аэрозоля. Однако ввиду высокой физической активности ТФ, она быстро трансформируется и выводится в тропосферу в составе крупных частиц. Выше 30 км влияние

Рис. 2.22. Теоретическая модель спектров распределения частиц в средней атмосфере [120] (пунктиром выделены распределения частиц транзитивной фракции) в сопоставлении с результатами измерений.

/ — по [13], 〃一 по [60].

эмиссии земной поверхности практически не распространяется и в формировании спектра ТФ определяющую роль начинают играть потоки космической пыли.

В средней атмосфере концентрация субмикронного серно-кислотного и пылевого аэрозоля значительно уменьшается и ТФ становится доминирующей. На рис. 2.22 представлены результаты теоретического моделирования [115, 120] спектров размеров частиц для различных высот средней атмосферы, из которых видно, что на высоте 40 км функция У (г) для ядер Айткена практически совпадает с суммарной кривой S(г). На этом же рисунке приведены результаты ракетных микрофизических измерений для высоты 九弋 ~57 км [ 13] и импакторных измерений [60].

Экспериментальные измерения спектра частиц ТФ крайне ограничены ввиду их технической сложности, особенно при измерении в стратосфере и средней атмосфере в целом (исключая серебристые облака). В этих условиях для обоснования адекватности выбора микрофизической модели следует ориентироваться на данные оптических измерений, в первую очередь ракетных и лидарных.

Влияние влажности на микроструктуру аэрозоля

Развиваемая в настоящей работе методика прогноза оптических параметров аэрозоля предполагает использование микрофи- зических данных, полученных из реального эксперимента. При этом считается, что соответствующие гистограммы распределения частиц по размерам в достаточной степени описывают содержание аэрозольных частиц с радиусами больше 0,2 мкм. Что касается субмикронной фракции частиц, то ее содержание в атмосфере, как это уже отмечалось, определяется условиями равновесия между процессами нуклеации и коагуляции, которые регулируют формирование и эволюцию мелких частиц. Теоретические оценки [35] показывают, что эти условия предопределены состоянием увлажненности среды, концентрацией молекул газов, испытывающих газовый переход, а также содержанием первичных аэрозолей, на которых протекают процессы гетеромолекулярной конденсации молекул кислотных соединений.

Общепринятая методика анализа проб аэрозоля, взятых на фильтры, под микроскопом обычно характеризует распределение «сухого остатка» аэрозольного вещества. Аэрозольные частицы, находящиеся в атмосфере, практически всегда увлажнены. Поэтому при прогнозе оптических свойств аэрозоля численными методами спектр размеров необходимо «трансформировать» в зависимости от относительной влажности среды.

Вариации влажности в реальной атмосфере регулируют сложный комплекс процессов формирования и эволюции аэрозольных сред. Например, изменение относительной влажности нарушает условия равновесия между фазовыми состояниями частицы и окружающей среды и влияет на скорость образования вторичных аэрозолей.

С увеличением влажности повышается скорость седиментации частиц, изменяется коэффициент броуновской диффузии, увеличивается прочность соединения коагулирующих частиц. Другими словами, влияние влажности на динамику аэрозольной системы многообразно, и пока трудно строго оценить суммарный эффект этого влияния. Возможно, однако, учесть наиболее существенные, с точки зрения оптики, превращения, связанные с изменением дисперсного состава и оптических постоянных аэрозольных частиц.

Обычно наблюдаемое помутнение атмосферы с ростом относительной влажности связывают с укрупнением аэрозольных частиц, тем или иным путем адсорбирующих влагу. Вопрос укрупнения аэрозольной фракции при q W 100 % изучался многими авторами (см. обзорные работы [22, 63]), как в натурных, так и в лабораторных экспериментах. Первые систематические исследования частиц атмосферного аэрозоля были проведены Юнге [37, 78]. Эти исследования охватили все аспекты микрофизики частиц и привели к теории смешанных ядер, которая утверждает, что в среднем аэрозольные частицы состоят из конгломерата растворимого и нерастворимого вещества с различными химическими свойствами.

В соответствии с этим кривые роста частиц в условиях переменной влажности располагаются между соответствующими зависимостями для абсолютно растворимых и нерастворимых соединений.

Для континента в среднем грубодисперсный аэрозоль имеет почвенное происхождение, и для него характерно повышенное содержание нерастворимых соединений. Так, по результатам [2, 13], частицы радиусом более 1 мкм обычно состоят из нерастворимых соединений (силикатов и карбонатов), а также из органических остатков. Содержание растворимых веществ в гигантских частицах обычно составляет 1——5 %. Аккумулятивная фракция (厂= 0,1 + + 1,0 мкм) содержит, как правило, больше растворимых веществ (60——70 %). О химическом составе ядер Айткена (0,01——0,1 мкм) данных пока недостаточно. Однако есть основания считать, что в них процент растворимых веществ еще выше.

В случае аэрозоля океанического происхождения ситуация существенно упрощается, как в отношении прогноза химического состава, так и вопроса роста частиц в условиях влажной атмосферы. Высокий процент содержания растворимых солей и в первую очередь NaCl создает предпосылки использования хорошо развитой термодинамической теории роста капель насыщенных солевых растворов [63]. При этом, однако, приходится иметь в виду, что, во-первых, частицы, состоящие из смеси растворимых солей, менее активно взаимодействуют с влагой, что требует определенной модификации известных термодинамических законов, во-вторых, заметное влияние оказывает эффект «гистерезиса». Под гистерезисом понимается свойство частиц при уменьшении влажности возвращать воду медленнее, чем происходило ее поглощение.

Применяя и модифицируя закон Рауля о давлении насыщающего пара двухкомпонентного раствора, Ханел [62, 63] предложил следующее аналитическое соотношение для описания роста размеров частиц:

户， (2.30)

где ро и рв—- соответственно плотность сухого образца материала аэрозольных частиц и воды;林(夕)一средний коэффициент роста массы образца аэрозольной пробы при изменении относительной влажности q. Значения ц(^) для отдельных типовых форм аэрозоля затабулированы в работе [63].

Соотношение (2.30) используется далее в расчетах оптических параметров аэрозоля, в том числе континентального происхождения. Однако последнее не может не вызвать возражения, поскольку соотношение (2.30), дающее удовлетворительную картину трансформации растворимых солевых частиц, неприменимо для частиц с большим процентом нерастворимого вещества.

Действительно, нетрудно убедиться, что формула (2.30) обеспечивает преимущественный рост крупной фракции, что при под-

становке в расчетные формулы для коэффициентов оптического взаимодействия приводит к одинаковому характеру их изменения в ИК-области спектра как для морского, так и для континентального аэрозоля. Последнее противоречит экспериментальным данным по оптическим измерениям спектральной толщи атмосферы [10]. Кроме того, прямые микрофизические измерения, кстати весьма ограниченные (см. [22] ), также указывают на преимущественный рост и оптическую активность мелкой фракции частиц.

В расчетах Туоми использовалась эмпирическая формула Фитц- жеральда [22]

г = 〃г；,(2.31)

где

/ = 0,00077/(1,009 — (?),

и 4 0,066/(①一g),

Ф = 1,058 — 0,0001276〃( 1,003844 — q),

для 50 % растворимого вещества в составе материала частиц.

Методы количественного учета влияния влажности на микроструктуру аэрозоля активно развиваются в исследованиях, связанных с построением оптических моделей океанического аэрозоля. В работах [54, 124] на основании исследований гигроскопических свойств NaCl была использована следующая эмпирическая зависимость, осредняющая восходящую и нисходящую ветви петли гистерезиса:

4)=卜口一6m(1-备)]，＞40 %，(2.32)

A,q V 40 %,

где Ci =0,8 по [110] и Ci=0,9 по [124].

В численных экспериментах мы исходили из концепции, что частицы аэрозоля имеют неоднородный по спектру размеров частиц химический состав, и рост их с увеличением влажности неоднозначен. Кроме того, для субмикронной фракции заметное влияние с ростом влажности приобретают процессы коагуляции. Результирующий эффект трудно поддается теоретическому прогнозу, в связи с чем в работе [22] в расчетную схему включены результаты прямых микрофизических измерений 厂(д), выполненных для среднеконтинентальных условий. К сожалению, статистика подобных измерений пока весьма ограничена. В рамках настоящей микрофизической модели использовалась следующая процедура учета относительной влажности.

Во-первых, полагалось, что для учета перестройки спектра частиц достаточно задать изменение величин среднегеометрических

радиусов каждой фракции частиц в композиционной модели (2.26). Действительно, если допустить, что количество частиц

тоилитоили^ (г, г + dr) = ^ (сг, сг + с dr),

то

или

то

или

fo (у) dr = f (сг) с dr

〃" = ；% (L)，

где c = r(q)/r — фактор роста частиц, fQ(r)—функция распределения частиц при д = 0. Для fo(r), заданного в форме логнормального распределения (2.16) или (2.26), мы, очевидно, имеем

dV AMi-^-^—ехРdV AMi-^-^—ехР(2.33)(2.33)

dV AMi

-^-^—ехР

dV AMi

-^-^—ехР

(2.33)

(2.33)

что эквивалентно умножению на фактор роста только величин гу

В свою очередь выражение для с(д), предложенное Ханелом (см. формулу (2.30)), содержащее априорно неизвестные функции К(д), можно связать только с измеряемыми характеристиками относительной влажности воздуха. Если учесть, что 林(夕)=穿 1亍，, где m0, mB — соответственно масса сухих частиц и аккумулируемой ими воды, то нетрудно прийти к следующему соотношению: 似9)=[舀7(1 +不出)]"，力=1, 2, 3,(2.34)

где т]г ——доля растворимого вещества в f-той фракции аэрозольных частиц (см. табл. 3.1); Q — доля свободной воды в составе частиц.

Таблица 2.16

Среднее соответствие между относительной влажностью и долей свободной воды в аэрозольных частицах

(6Q = 20 + 30 %)

Q

q

Q

g

0,10

0,44

0,60

0,930

0,15

0,54

0,65

0,940

0,20

0,62

0,70

0,950

0,25

0,68

0,75

0,960

0,30

0,74

0,80

0,970

0,35

0,78

0,85

0,980

0,40

0,83

0,87

0,983

0,45

0,86

0,90

0,986

0,50

0,88

0,95

0,990

0,55

0,91

1,00

0,995

В табл. 2.16 по данным Абеля и др. [22] отображена средняя кривая соответствия между величинами Q и q, которая вполне приемлема для расчетов с учетом той естественной неопределенности, с которой мы прогнозируем поведение g (九)в том или ином регионе.

Рис. 2.23. Области изменения трансформированных с ростом относительной влажности дифференциальной (а) и объемной (6) функций распределения аэрозольных частиц по размерам.

Для иллюстрации влияния влажности на микроструктуру аэрозоля на рис. 2.23 показана область изменения дифференциальной и объемной функций распределения частиц пограничного слоя континента при изменении относительной влажности в пределах 30—97 %.

ГЛАВА 3. ОПТИЧЕСКИЕ ПОСТОЯННЫЕ АЭРОЗОЛЬНЫХЧАСТИЦ

Реальный аэрозоль, как уже отмечалось в предыдущей главе, представляет собой сложные конгломераты различных химических соединений и характеризуется соответствующими значениями комплексного показателя преломления частиц. Изменение действительной п(%) и мнимой х(Х) частей последнего обусловливает

соответствующие изменения коэффициентов рассеяния и поглощения, особенно угловых и поляризационных свойств рассеянного излучения, которые могут достигать десятков процентов. Таким образом, правильный выбор химического состава и соответственно оптических постоянных аэрозоля (вещественной и мнимой частей комплексного коэффициента преломления) имеет принципиальное значение.

Сложившаяся методология определения оптических постоянных диспергированного аэрозольного вещества развивается в двух направлениях. Первое — расчетное синтезирование характеристик /г(九) и х(А) на основе априорно изученных спектров Пг(Х) и Xi(Z) химических соединений, входящих в состав данного типа аэрозоля с учетом их весового вклада; второе — непосредственное измерение показателя преломления образцов реальной выборки с необходимым усреднением по времени или месту выборки.

В настоящей главе рассматриваются химический состав частиц аэрозолей, методы определения компонент комплексного показателя дисперсного вещества, а также даются обоснования модели оптических постоянных ансамблей аэрозольных частиц. Здесь же изучается трансформация оптических постоянных в поле переменной влажности воздуха.

Химический состав атмосферных аэрозолей

Вопросы химического состава частиц, играющего определяющую роль в прогнозировании оптической активности атмосферного аэрозоля, детально рассмотрены в монографиях [6,14,16], а также многочисленных статьях. В этой связи мы ограничимся минимальным обзором результатов, необходимых для обоснования выбранной модели. Так, в [6] за основные источники частиц аэрозоля приняты следующие:

почва——кварц и другие соединения кремния, глиноземы, карбонаты, кальциты, окислы железа, марганца и т. д., органические вещества;

океан —NaCl (78 % ), MgCl2 (П %), CaSO4, Na2so4, К2so4；

вулканы ——соединения кремния (60—80 %), сульфаты (10—— 30 % ), кальциты (3 —10 %), соединения алюминия (до 20 %), железа (до 10 % );

метеориты — Fe, Si, Mg, S, Ni, Ca, AI, Na, Сг, Мп, К, P, Ti, Co;

растения и фотохимические реакции в атмосфере ——серосодержащие соединения (сернистый газ, сероводород и др.), аммониевые соединения, окислы азота и т. д.;

антропогенные источники — сажа, зола, окислы свинца, сернистый газ, окислы азота и другие вещества.

Считается установленным, что тропосферный аэрозоль на 50— 80 % является продуктом ветровой эрозии почвы. Масса аэрозолей, поступающих в атмосферу, составляет 109—1010 т в год. Хи- 78

мический состав почвенного аэрозоля отличается большим разнообразием, что обусловлено существенно нерегулярным характером географического расположения эрозирующих участков земной поверхности и процессов атмосферной циркуляции. Более того, минеральный состав аэрозольных частиц не идентичен почвенному покрову, легче из нее диффундируют в атмосферу соединения кремния, карбонаты, кальциты, окислы железа, алюминия и марганца. Отмечаемая во многих работах неустойчивость содержания металлов (Fe, Al, Mg и др.), говорит о том, что они выносятся в атмосферу преимущественно в грубодисперсной фазе и наиболее подвержены влиянию метеорологических процессов.

Содержание органических соединений в аэрозолях почвенного происхождения, по оценкам [6], не превышает в среднем 10 %, хотя вопрос этот в достаточной мере не изучен, и существующие в литературе данные отличаются крайней противоречивостью. Так, содержание органических веществ составляет: менее 1 % в образцах пыли над о. Барбадос [34], 30——70 % в морских аэрозолях [29], 10 % в фоновых условиях чистой атмосферы [54], 2 % в континентальных аэрозолях Южной Калифорнии [46], 10 и 26 % в двух выборках аэрозоля над Тихим океаном [62].

Важность учета аэрозоля органического происхождения связана с присутствием специфических, достаточно сильных полос поглощения, в том числе и в видимом диапазоне волн.

Влияние обширной океанической поверхности, дающей в целом по массе 10—20 % частиц [14], на формирование континентального аэрозоля невелико. По результатам многих измерений [47], содержание морской соли над прибрежными районами континентов не превышает нескольких процентов, более того, уже на высоте нескольких километров над океаном состав аэрозоля несущественно отличается от континентального. Большой экспериментальный материал по химическому составу аэрозолей в приводном океаническом слое был получен в период проведения исследований по программе АТЭП-74 [78, 65]. Влияние САС в Атлантическом океане отмечалось вплоть до п-ва Флорида.

Не останавливаясь пока на химическом составе пылевых частиц, укажем, что состав сухого остатка частиц морской соли в атмосфере отличен от состава морской воды (88,7 % * хлоридов, 10,8 % сульфатов, 0,3 % карбонатов и 0,2 % остальных солей). При использовании понятия фактора обогащения [16]: F = =(x/Na)a/(%/Na)M. в, где х — концентрация изучаемого микроэлемента, индексы 《а》и «м. в.» — относятся к аэрозолю и морской воде, в работе [64] получено Fci^ 1,33. За счет обогащения частиц морской соли микроэлементами минеральных образований в [38] отмечается повышенное содержание и других химических элементов: 尸1,36;尸Mg^l,25 и 尸са^2,53. Располагая коэффициентами обогащения, нетрудно оценить массовые концентрации основных химических элементов, продуцируемых морской водой.

Отметим, что пока не ясна до конца природа фонового аэрозоля над океаном, хотя несомненно, что доминирующую роль в нем

играют сульфаты [57], однако остается неустановленным, является ли океан в общем балансе источником или стоком сернистого газа.

Говоря о немногочисленных попытках учета химической неоднородности аэрозоля в соответствующих оптических моделях, следует отметить работу Туна и Поллака [69], в которой на основе экспериментальных данных постулируется следующий состав частиц в глобальном масштабе. До высот ниже 3 км: 50 % — сульфат аммиака [(NH^zSOg, 35 %—частицы почвы (SiO2, AI2O3 Fe2O3 и др.), 15 % —морская соль (NaCl); тропосфера выше 3 км; 60 % — сульфат аммиака, 40 % — частицы почвы. Последние в этой модели были упрощенно идентифицированы как частицы базальта, имеющие состав: 53 % — SiO2, 17 % — А12О3, 7 % — Fe2O3, 23 % — другие минералы.

Исходя из того, что пустынные и полупустынные районы планеты составляют более 30 % поверхности суши и являются одним из наиболее мощных естественных генераторов частиц, в [66] сконструирована следующая модель химического состава континентального аэрозоля нижней атмосферы: монтморилонит — 35 %, каолинит — 20 %, иллит — 20 %, кальцит—10 %, соединения железа и органические компоненты — 5 %, кварц—5 %, нитрат калия——5 %. Подобный состав обусловливает значительное поглощение коротковолновой радиации, в том числе и в видимом диапазоне.

В работе [9] в качестве одной из возможных моделей химического состава аэрозоля была принята структура пылевой фракции, предложенная в табл. 3.1. В основу модели были положены осредненные результаты большого цикла исследований, выполненных совместно с сотрудниками Ленинградского университета. Измерения в основном выполнялись в летние и осенние периоды и охватывали большинство климатических зон Советского Союза. В расчет не принимались аэрозоли индустриального происхождения, а также условия аномальной загрязненности атмосферы.

Следует указать, что данная модель является правдоподобной версией, но не отражает всей сложности процессов перемешивания, химических превращений, вымывания, растворения солей и др., имеющих место в реальной атмосфере. С другой стороны, пределы вариаций основных элементов почвенного аэрозоля в рамках статистического ансамбля, показанные, например, в работе [40], дают основание сделать заключение о том, что химический состав тропосферного аэрозоля с высотой в среднем изменяется незначительно и, следовательно, оптические свойства основных минералов и солей близки по своему спектральному поведению. Как установлено Фольцем [73] и другими авторами, для целого ряда соединений, которые обнаружены в аэрозольных частицах, вещественный показатель преломления в видимой спектральной области 〃= 1,5+1,6. Поэтому можно считать, что известные вариации относительного процентного состава веществ в выбранной модели не приведут к заметному смещению оцениваемых оптических параметров.

Обобщая результаты исследований [22, 23, 36, 57, 77] и в первую. очередь уточненные данные о химическом составе аккумулятивной (конденсационной) и пылевой (дисперсионной) фракций аэрозоля [10], мы пришли к выводу о том, что для тропосферного континентального аэрозоля целесообразно принять модель химического состава частиц, представленную в табл. 3.1. В этой модели впервые учитывается присутствие органических соединений в составе материала аэрозольных частиц.

Таблица 3.1

Модель химического состава сухого остатка тропосферного аэрозоля континента

Химическое соединения

Транзитивная фракция, %

Аккумулятивная фракция, %

Пылевая фракция, %

Химическое соединение

Транзитивная фракция, %

Аккумулятивная фракция, %

Пылевая фракция, %

so『

38

24

16

Са2+

6

10

9

NH+

3

8

4

А"

0

3

5

N。不

3

2

1

SiO2

0

13

35

cor

10

10

8

РегОз

0

2

6

ci-

10

7

3

Н2О

1

5

5

Na+

6

7

2

Органика

10

10

1

к+

13

1

1

С

5

0

1

Mg2+

4

1

1

Прочие

1

1

1

Детальный анализ морфологии стратосферного слоя как устойчивого аэрозольного образования выполнен в обзорной статье [32]. Результаты анализа показывают, что, как и в нижних слоях атмосферы, аэрозольные частицы представляют собой агрегаты различных химических соединений, нестабильные в пространстве и времени. Не вызывает сомнений важная роль сульфатных частиц особенно в периоды, следующие за крупными извержениями вулканов. Среднегодовая масса выбросов вулканов (дыма и пылевой материи) оценивается в (1 ^-5) • 108 т. Десятая часть из этого количества достигает высот 20——30 км, распространяется в глобальных масштабах и сохраняется на этих высотах в течение нескольких лет.

Газовая фракция, сопровождающая извержения, также вносит свой вклад в образование аэрозольных частиц. Она является первичным продуктом соответствующих фотохимических реакций. Химический анализ, проведенный в работе [30], указывает на то, что вулканические выбросы в основном состоят из SiO2 (60—80 % ), сульфатов (10—30 %), СаСО3 (3—10 %) и соединений железа, алюминия, никеля (до 10 %).

Пыль внеземного происхождения, а также продукты индустриальной деятельности человека не играют заметной роли в форми-

ровании стратосферного слоя. Существование стабильного по времени и высоте глобального аэрозольного образования, состоящего по данным последних исследований преимущественно из серы и ее соединений, требует установления и обоснования других механизмов и источников, не связанных с локальными возмущениями (вулканы, метеорные потоки, сверхзвуковая авиация и др.). Вопрос о том, какое из сернистых соединений преобладает в стратосфере, решен по результатам последних исследований [28, 41, 42], по-видимому, в пользу раствора Н2so4. В работах [27, 49] сделаны выводы о том, что в большинстве своем частицы аэрозоля в стратосфере представляют собой концентрические и более сложные конгломераты, состоящие из ядра и сернокислотной оболочки. Ядро не обязательно имеет сульфатную природу, вполне вероятно присутствие углеводородных и силикатных материалов, металлов. Эти выводы подтверждаются данными самолетных измерений [41, 42].

В табл. 3.2 приведены результаты химического анализа фильтровых проб, полученных Кейдлом [31] в девяти последовательных полетах, организованных Национальным центром атмосферных соединений (NCAR) в 1969 г. Следует обратить внимание на высокое содержание нитратов почти в половине измерений. Авторы работы [50] относят этот факт к специфическим качествам используемых фильтров, которые активно поглощают пары азотной кислоты из атмосферного воздуха.

Таблица 3.2

Содержание (мг/м3) различных соединений по данным химического анализа фильтровых проб аэрозоля в атмосфере [31]

Полет

so『

Si

Na

CI

no厂

NH,

Мп

Вг

1

0,32

0,18

0,004

0,042

0,001

0,003

0,0036

0,0021

2

—

0,19

0,003

0,023

—

—

0,0021

0,0019

3

0,21

0,04

0,054

0,071

0,31

0,026

0,001

0,0028

4

0,37

0,04

0,030

0,052

0,41

0,009

0,0009

0,0021

5

0,24

0,19

0»003

0,041

—

0,017

0,0025

0,0026

6

0,22

0,17

0,002

0,030

—

0,012

0,0012

0,0020

7

0,35

0,08

0,050

0,088

0,36

0,007

0,0009

0,0030

8

0,32

0,03

0,001

0,046

0,35

0,004

0,0044

0,0020

9

0,36

0,17

0,003

0,051

0,004

0,043

0,0049

0,0024

Обстоятельные исследования микрофизических свойств стратосферного аэрозоля, выполненные в [39], дают основания для выбора следующей модели химического состава аэрозольных частиц в атмосфере: частицы с г W 0,15 мкм — капли 75 %-ного раствора Н2so4, более крупные частицы ——кристаллы сульфатов, в первую очередь (NH4)2SO4 (не исключаются концентрические образования смешанного химического состава). Оптические постоянные указанных соединений заметно различаются, что не может не сказаться на количественной интерпретации сигналов лазерного 82

зондирования и оценке радиационного поглощения в окне прозрачности 8,0——12,0 мкм. В целом вопрос установления адекватных значений оптических постоянных атмосферного аэрозоля представляет самостоятельную сложную проблему, для надежного решения которой явно не достаточно имеющегося экспериментального материала.

Обоснование модели оптических постоянных

Вопрос накопления банка данных по оптическим постоянным отдельных химических элементов и соединений, входящих в состав аэрозольных частиц, имеет важное значение и получил заметное развитие. Основные результаты систематизированы в монографии [7] и ряде оригинальных публикаций.

В табл. 3.3 приведены спектральные характеристики т(А) = = п(Х)——ix(X) ряда химических соединений, играющих определяющую роль в составе аэрозольных частиц, включая облака. Вода и лед определяют преимущественный состав крупнодисперсного конденсационного аэрозоля и входят компонентами во все гигроскопические частицы. Тщательные измерения 团也。(九)выполнены в работе [8]; коэффициенты преломления льда взяты по Гринбергу [5] и Ирвайну [48]. В состав частиц почвенного происхождения входят силикатные глины, кварц, кальцит; в субаридных районах значительным оптическим влиянием (за счет сильного поглощения в видимом диапазоне) обладают окислы железа (гематит и др.). Оптические постоянные указанных минералов измерены в работе [14].

Аккумулятивная фракция аэрозоля, как отмечено ранее, состоит в основном из сульфатов и нитратов аммония, органики, сажи и незначительного количества минеральных соединений. Обстоятельный анализ поглощающих и рефракционных свойств карбонатов различной природы, включая сажу, проведен в [70]. В табл, 3.3 приведены осредненные значения п(Х) и х(Х) для сажи от различных источников. Оптические постоянные сульфатов (и близких к ним по характеру спектрального поведения нитратов) в настоящее время изучены достаточно хорошо. Для разрабатываемой нами модели приняты данные [11].

Многообразные формы органических соединений обусловливают трудности прогноза оптических постоянных указанных материалов и, как следствие, противоречивость существующих немногочисленных оценок [1, 3, 4]. В то же время органические вещества, поступившие в атмосферу в количестве нескольких сотен миллионов тонн в год, играют заметную роль в формировании радиационного бюджета [37], а также в процессах образования смогов, дымок, облаков и туманов [67]. Кроме того, газовая фаза органики обладает повышенной фотохимической активностью [1]. Данные табл. 3.3, относящиеся к органическим соединениям, получены

Комплексные показатели преломления основных

九.mкм

Кварц

Гематит

Силикат

Лед

0,20

1,538—5,00—04

3,000—1,80—02

1,51—3,80—04

1,317—1,00—04

0,25

1,538—5,00—04

3,000—1,80—02

1,51—3,80—04

1,317—1,00—04

0,30

1,538—5,00—04

3,010—1,80—02

1,51—3,80—04

1,317—1,00—04

0,35

1,537—5,00—04

3,012—1,60—02

1,49—2,40—04

1,317—1,00—04

0,40

1,536—5,00—04

3,014—8,00—02

1,48—2,35—04

1,315—1,00—04

0,50

1,535—5,00—04

3,025—1,54—02

1,48—2,50—04

1,312—1,00—04

0,53

1,535—5,00—00

3,014—1,35—02

1,48—2,60—04

1,311—1,00—04

0,60

1,535—5,00—04

3,010—9,40—03

1,48—2,70—04

1,310—1,00—04

0,69

1,532—5,00—04

3,008-4,80-03

1,48—3,00—04

1,308-1,00-04

0,80

1,528—5,00—04

3,003—6,80—03

1,48-3,25-04

1,306—1,00—04

0,86

1,526—5,00—04

3,003—5,90—03

1,47—3,50—04

1,305—1,00—04

0,90

1,524—5,04—04

3,003—4,00—03

1,47—3,95—04

1,304—1,00—04

1,06

1,518—5,00—04

2,960-5,00—04

1,46—4,40—04

1,299—1,00—04

1,20

1,516—5,00—04

2,940—5,00—04

1,46—4,80—04

1,298—1,00—04

1,40

1,512—5,00—04

2,900—5,00—04

1,46—5,10—04

1,269—1,00—04

1,67

1,507—5,00—04

2,860—5,00—04

1,45—5,10—04

1,290—1,00—04

1,80

1,504—5,00—04

2,840—5,00—04

1,45—5,15-04

1,287—1,00—04

2,00

1,500—5,00—04

2,800—5,00-04

1,45—5,30—04

1,280—1,00—04

2,35

1,493—5,00—04

2,740—5,00—04

1,44—5,40—04

1,255—1,00—04

2,50

1,490—5,00—04

2,720—5,00—04

1,43—5,60—04

1,228—1,00—03

3,00

1,485■—5,00—04

2,670—5,00—04

1,42—9,70—04

1,124-4,05—01

3,39

1,481—5,00—04

2,630—5,00—04

1,41—8,30—04

1,460—4,00—02

3,51

1,480—1,00—04

2,620—5,00—04

1,41—6,90—04

1,426—2,00—02

3,75

1,477—5,00—04

2,600—5,00—04

1,40—6,60—04

1,377—6,50—03

4,00

1,474—5,00—04

2,570—5,00-04

1,39—6,50—04

1,348—8,00—03

4,50

1,468—5,00—04

2,520—5,00—04

1,35—5,20—04

1,333—3,20—02

5,0()

1,460—5,00—04

2,470-5,00—04

1,35—2,10—03

1,334-1,50—02

5,50

1,440—3,16—02

1,460—8,50—02

1,34-9,18—02

1,510—1,20—02

6,00

1,430—6,33—02

1,450—1,41—01

1,42—9,19-02

1,480—1,50—02

6,50

1,480—3,67—02

1,440—1,31—01

1,37—9,13—02

1,450—2,40—02

7,00

1,450—7,83—02

1,460—1,52—01

1,22—9,17—02

1,430—4,50—02

7,50

1,420—4,67—02

1,400—1,54—01

1,18—9,33—02

1,410—5,85—02

8,00

1,400—7,67—01

1,190—2,18—01

1,13—9,50—02

1,350—8,18—02

8,50

1,460—1,63—01

1,050—3,97—01

1,37-9,75—02

1,620—9,12—02

9,00

1,670—1,50—02

1,860—5,35—01

1,65—9,63—02

2,200—9.21—02

9,50

1,580-6,99-02

2,600—6,16—01

1,67—9,75—02

2,250—9,27—02

10,00

1,530—5,26—02

1,840—3,70—01

1,90—9,45—02

2,300—9,32—02

10,60

1,510—4,96—02

1,700—2,59—91

1,72—9,34-02

2,200—9,30—02

11,00

1,490—5,00—02

1,830—2,14—01

1,67-9,48-02

2,150—9,27—02

11,50

1,470—5,46—02

1,810—1,88—01

1,89—9,37—02

2,050—9,24—02

12,00

1,460-6,03—02

1,780—1,81—01

1,81—9,22—02

1,930—9,20—02

12,50

1,590—7,90—04

1,880—5,00—04

1,67—1,90—01

1,438—4,31—01

13,00

2,490—5,70—04

1,730—5,00—04

1,63—2,10—01

1,513-3,89-01

13,50

2,050—1,90—04

1,520—5,00—04

1,61—2,40—01

1,573—3,40—01

14,00

1,890—2,00-04

1,280—2,00—03

1,60—2,50—01

1,613—2,67—01

15,00

1,920-1,70—04

1,000—2,10—01

1,59-2,60-01

1,620—1,48—01

компонент атмосферного аэрозоля

Сульфат аммония

Сажа

Органика

Вода

—

—

—

—

1,52—5,00—04

1,80—7,40—01

1,45—1,00—03

1,36—3,60—08

1,52-5,00—04

1,80—7,40-01

1,45—1,00—03

1,34—3,00—09

1,52—5,00—04

1,80—7,40—01

1,45—1,00—03

1,34—2,00—09

1,52—5,00—04

1,82—7,40—01

1,45—1,00—03

1,33—1,00—09

1,52-5,00—04

1,83—7,40—01

1,45—1,00—03

1,33—1,80—08

1,52—5,00—04

1,84—7,40—01

1,45-1,00-03

1,33—2,20—08

1,52-5,00-04

1,85-7,20—01

1,45—1,00—03

1,33—3,40—08

1,52—5,00—04

1,86—7,00—01

1,45—1,00-03

1,33—1,50—07

1,52—5,00—04

1,87—6,90—01

1,46—1,00—03

1,33—3,90—07

1,52—5,00—04

1,88—6,90—01

1,46—1,00—03

1,33—5,75—07

1,51—5,00—04

1,91—6,80—01

1,47—1,00—03

1,32—1,45—06

1,51—5,00—04

1,92—6,80—01

1,47—1,00-03

1,32—1,43—05

1,51—5,00—04

1,94—6,80—01

1,48—1,00—03

1,31—2,14—04

1,51—5,00—04

1,97—6,80—01

1,49—1,00-03

1,31—1,28—04

1,50—5,00—04

1,98—6,80—01

1,50—1,00—03

1,31—2,00—04

1,50—5,20—04

2,02—6,80—01

1,51—1,00—03

1,30—8,91—04

1,48—5,00—04

2,07—7,20—01

1,49-1,20-03

1,27—7,57—04

1,47—5,00—04

2,08—7,20—01

1,49—1,17—02

1,26—2,06—03

1,35—1,40—02

2,10-7,20-01

1,42—1,26—02

1,42—2,54—01

1,68—1,60—01

2,13—7,20—01

1,60—3,77—01

1,48—1,70—02

1,61—1,15—01

2,14—7,20—01

1,70—2,68—01

1,40—8,13—03

1,64—5,60—03

2,16—7,35—01

1,66—3,75—02

1,36—3,93—03

1,57—8,00—02

2,18—7,40—01

1,59—1,23—02

1,34-4,28-03

1,51—8,00—03

2,23—7,70—01

1,54—8,80-03

1,33—9,25—03

1,50-5,10—02

2,26—7,70—01

1,47—1,00—04

1,32—1,23-02

1,45—3,50—02

2,28—7,50—01

1,44—1,60—02

1,28—1,12—02

1,47—2,00—02

2,31—7,00—01

1,17-3,10-02

1,25—1,12—01

1,30—8,00—03

2,39—7,10—01

1,43—5,80—02

1,30-3,45—02

1,05-1,30-01

2,34—7,20—01

1,95—5,94—01

1,32—3,33—02

1,60—4,50—02

2,40-7,60—01

1,88—1,49—01

1,30—-3,33—02

1,05—8,00—02

2,36—7,20—01

1,67—9,80—03

1,30—3,34—02

1,05—7,80—01

2,32—7,30—01

1,58—1,72—01

1,23—3,66—02

2,05—1,80—00

2,34-8,20—01

1,45—1,95—01

1,21-3,75-02

3,05—1,30—01

2,36—8,50—01

1,49-3,73—01

1,18—4,20—02

2,15—2,00—02

2,40—1,00—00

1,77—1,20—01

1,10—4,68—02

1,98—2,00—03

2,42—1,02—00

1,65—6,80—02

1,14-6,71-02

1,90—5,00—04

2,43—1,03-00

1,54—1,42—01

1,12-9,80—02

1,85—1,50—02

2,44-1,04—00

1,51—3,20—01

1,11-1,60-02

1,80—2,00—02

2,50—1,05—00

1,87—4,50—02

1,10—2,13—01

1,79—1,35—02

2,61-1,05-00

1,68—8,65-03

1,10—2,53—01

1,78—3,50—02

2,65—1,06—00

1,60—4,50—02

1,10—3,15—01

1,77—5,50—02

2,64—1,07—00

1,55—6,40—02

1,13—3,65—01

1,76—1,05—01

2,62—1,07—00

1,46—1,09—01

1,19—3,92—01

1,81—1,35—01

2,60—1,08—00

1,83—6,72—01

1,22-4,74—01

Измеренные значения среднего комплексного показателя преломления аэрозольных частиц

Автор (год)

九仇）

х仇）

九МКМ

g %

Метод измерения

Район

Ф. Вольц (1954)

1,53

——

0,589

0

Рефрактометр Аббе

Франкфурт-на-Майне (ФРГ)

Ф. Вольц (1957)

0,0074—0,006

0,4—0,8

0

Измерения поглощения света сухой фракцией осадков

Майнц (ФРГ)

Р. Айден (1971)

1,5-1,44

0,01—0,1

0,45—0,65

65—80

Измерение рассеянного излучения частицами, взвешенными в воздухе

Г. Ханел (1968)

1,57

—

0,589

40

Рефрактометр Аббе

К. Фишер (1970)

—

0,013-0,061

0,41-0,42

35

Сферический фотометр

К. Фишер и Г. Ханел (1972)

1,56-1,35

а) 0,04—0,073, 6) 0,003—0,003

0,589

0—96

Рефрактометр Аббе и сферический фотометр; а) нормальный аэрозоль, б) с пылью Сахары

Атлантика

Ф. Вольц (1972)

1,0—2,6

0,004-0,32

2,5—40,0

0

Измерение отражения и пропускания КВ таблеток, содержащих сухой образец

Бедфорд (США), Арктика

Г. Граме и др. (1974)

1,525

0,0011—0,0166 0,005

0,488—0,514

—

Импактор и полярный нефелометр

Техас (США)

Г. Линдберг и Л. Лауде (1974)

—

0,018—0,004

0,3-1,1

Измерение отражения и пропускания таблеток, содержащих сухой образец

Нью-Мексико (США)

П. Бхардава и др. (1973)

1,53

0,03

0,7

—

Аналитический в рамках степенного распределения

Сент-Луис (США)

Г. Граме и др. (1971)

1,50

0,044—0,011

0,6943

Аналитический с использованием данных лазерного зондирования и импактора

Юго-восток США 他=13 км)

Е. Паттерсон и др. (1973)

1,56-1,55

0,018—0,015

0,55—0,633

—

Иммерсионная техника, метод Кубелки—Мунка

Атлантика (САС)

Г. Вард и др. (1973)

1,49—1,51

0,001—0,02 0,005

0,6943

—

Ореольный фотометр и бистатический лазерный локатор

Э. Макиенко и И. Наац (1976)

1,38—1,42

—

0,353—0,7

62—93

Аналитическое обращение спектральных измерений

Алма-Ата

В. Веретенников и др. (1975)

1,43—1,45

—

0,55

60

Аналитическое обращение нефелометрических измерений

Карадаг (Черное море)

К. Лин и др. (1973)

8

7

——

0,028—0,05

0,5

——

Метод «опалового стекла»

Нью-Йорк (США)

путем обобщения результатов работ [1, 3, 4, 67] и носят предвари^ тельный характер.

Данные измерений и расчетов среднеэффективных значений т(九)реальных образцов сухой фракции аэрозоля систематизированы в монографиях [15, 19, 53].

В табл. 3.4, взятой из работы [19], сведены известные результаты и методы, которыми они получены; указан также спектральный интервал и условия измерений (влажность, район). Из перечисленных измерений наиболее полные по спектру и статистиче-

Рис. 3.1. Комплексный показатель преломления растворимой фракции частиц континентального аэрозоля.

/ — измерения [77], 2,3 — модельные оценки [77], 4 — измерения [13], 5 — модель WCP-55 [26].

скому объему данные получены в исследованиях Фольца [71——77], выполненных на основе оценки диффузно-пропущенного и отраженного излучения специально приготовленным образцом (КВг-тех- ника). Этот метод, следующий из результатов теории Кубелки— Мунка, подвергся впоследствии значительной модификации в работах [53, 60], в том числе работах Фольца [76, 77]. На рис. 3.1 показана средняя спектральная зависимость вещественной и мнимой части показателя преломления аэрозольных частиц характерных для центральных районов США [77]. В частности, значения мнимой части коэффициента преломления рассчитывались по соотношению

X (九)=备-In {Т (Z) [l+o,l2Т (九)]} &,(3.1)

где po, pn — плотность образца и KBr-подложки; Т(X) — спектральное пропускание (для чистой подложки То(九)=0,9 и х(Х) =0);自^^ ~ 1,6 ——эмпирический коэффициент коррекции. Полагалось, что

удельная плотность ра для растворимой фракции (г ^ 1,5 мкм) равна 1,86 г/см3, для пыли 2,1 г/см3. Минимально обнаруживаемый фоновый уровень поглощения 乂mm (九)составил 10~3.

Основные свойства спектрального поглощения фонового континентального аэрозоля х(Х) в диапазоне длин волн 2,5—35 мкм> показанные на рис. 3.1, имеют достаточно общий характер по всей совокупности проб и не противоречат известным результатам [10] а также большинству результатов, систематизированных в [59]. Обращают на себя внимание сильные полосы поглощения SO^ (9,0 и 17,0 мкм) ЫОз и NH： (7,0 мкм) и органических веществ (6,0 мкм). Эти же компоненты совместно с радикалом ОН опреде* ляют интенсивность полосы вблизи 3,5 мкм. В целом конфигурация спектра 乂(九)определяется доминирующим влиянием смеси (NH4)2SO4 и Na2NO3. *

Спектральные кривые индекса рефракции п(Х) растворимой фракции частиц в интервале длин волн А = 2,5——30,0 мкм показаны на рис. 3.1, где для сопоставления приведены также результаты [10] и характеристики 〃(九),принятые в рамках WCR-npo- граммы [26] в качестве модельных для растворимой фракции частиц. Отличное совпадение результатов [77] и [10], полученных независимо совершенно различными методами, доказывает их реалистичность и служит основой для их использования в качестве модельных (см. табл. 3.9, 2-я графа). Постоянные 〃(А), принятые в [26] дают заниженную оценку оптической активности аэрозольных частиц в видимом и среднем ИК-Диапазоне волн. Подобное несоответствие в выборе эффективных значений п(Х) может при* вести к смещению оценок обратного рассеяния (включая интегральное альбедо планеты) на десятки процентов.

Для видимого излучения также получен ряд новых результатов. В первую очередь к ним следует отнести данные Паттерсона [59, 61], охватывающие разнообразные геофизические условия (океан, пустыня, континент). В работах [51, 52], наряду с измере* ниями 〃(九)，выполнена дифференциация спектров п(Х) для различных фракций аэрозоля: тонкодисперсной (г W 0,3 мкм), конденсационной (1,1 мкм W 厂 V 1,7 мкм) и пылевой (г ^ 5,5 мкм).

На рис. 3.2 показаны спектральные характеристики х(Х), по* строенные по систематизированным данным Паттерсона [59]. Приведенные результаты в значительной мере ликвидируют неопреде* ленность (см. табл. 3.4) выбора адекватных значений х(Х) в видимой области спектра и ближнем ультрафиолете. Несмотря на большую изменчивость малых величин х(Х) по сравнению с 〃(入) определяется устойчивая тенденция возрастания х(Х) до значений 0,03——0,07 при Ат0,2 мкм. Небольшие значения х(Х) отмечаются для сухого остатка морской соли. Напомним, что 乂 Naci(厶= = 0,5 мкм )^ 10-7, в то же время не подтверждаются непомерно высокие значения XNaci(X = 0,34-1,3 мкм) —0,5, отмеченные ранее в измерениях Ханела [45]. Результаты фракционного анализа (рис. 3.2 б) подтверждают современную концепцию о том, что

поглощающие свойства аэрозоля возрастают с уменьшением эффективного размера частиц: субмикронная (г<0,3 мкм) фракция содержит заметные количества «серого» в радиационном отношении вещества, в первую очередь углеводородов.

Хорошее в среднем взаимное соответствие отмеченных результатов (рис. 3.2) совместно с результатами многолетних измерений Фольца, систематизированных в [77], создают предпосылки для предварительного статистического анализа поведения характеристики х(А). Результаты такого анализа, проведенного нами представлены на рис. 3.3. Исходные данные осреднялись с учетом их

Рис. 3.2. Спектральное поведение х(л) тропосферного аэрозоля от различных источников (а) и от различных фракций аэрозоля [52] (6).

а) / и 2 — аэрозоль САС [52,34], 3 ——средние условия континента [59], 4 — субаридные районы Юго-Западной Азии [51], 5 — тропическая Атлантика [59, 60]; 6) / —「>5,5 мкм, 2—1,1 мкм & <г< 1,7 мкм, 3 —г《0,3 мкм, 4 — интегральный образец.

типизации (континентальный, океанический, аридный и антропогенный аэрозоль), а также фракционного состава (г ^ 1,5 мкм). В массив осредняемых констант х(Х), наряду с данными прямых измерений, включены оценки Ивлева [10, 14] для сухого остатка аэрозоля, синтезированного расчетным путем методом Крамерса— Кронига.•

Несмотря на весьма ограниченный объем статистической выборки дисперсия средних распределений х(Х) находится в разумных пределах и не нарушает сложившихся представлений о положении и уровне основных полос поглощения. Однозначно следует вывод о том, что, за исключением случаев экстремальной промышленной загрязненности, аэрозоль в глобальных масштабах достаточно хорошо перемешан и спектральные характеристики х(Х), полученные в различных геофизических условиях, не имеют существенных различий. Основные характерные полосы поглощения сульфатов, органики, воды и ряда поглощающих минералов в той или иной степени присутствуют во всех категориях спектров х(Х). Осредненные значения представлены в табл. 3.5, а также 3.9 и 3.10 (вторые графы). Оптические постоянные Н2sО4 и вулканического пепла взяты нами из [26] и предназначены для моделирования оптических свойств стратосферного слоя.

Рис. 3.3. Спектральное поведение х(%) в инфракрасном диапазоне волн по ре、 зультатам осреднения данных различных авторов.

а) континентальный аэрозоль, б) морской аэрозоль, в) аридный аэрозоль.

Комплексные показатели преломления типовых форм атмосферного аэрозоля

Л мкм

Морская соль

Аридная пыль

Серная кислота

Вулканический пепел

0,20

1,45—4,50—03

1,52—7,00—02

1,50-1,00—08

1,50—7,00-02

0,25

1,45—2,70—03

1,52—3,00—02

1,48—1,00—08

1,50—3,00—02

0,30

1,45—1,80—03

1,52—1,00—02

1,47—1,00—08

1,50—1,00—02

0,35

1,45—1,10—03

1,52—8,00—03

1,46-1,00—08

1,50—8,00—03

0,40

1,45- 5,60—03

1,52—8,00—03

1,44—1,00—08

1,50—8,00—03

0,50

1,45-1,50-04

1,52—8,00—03

1,43-1,00-08

1,50—8,00—03

0,53

1,45—3,10—05

1,51—8,00—03

1,43—1,00—08

1,50—8,00—03

0,60

1,45—5,00—05

1,51—8,00—03

1,43—1,47—08

1,50—8,00—03

0,69

1,45—5,00—05

1,51 —8,00—03

1,43—2,60—08

1,50—8,00-03

0,80

1,45—5,00—05

1,51 —8,00—03

1,43—8,79—08

1,50—8,00—03

0,86

1,45—5,00—05

1,50—8,00—03

1,43—1,79—07

1,50—8,00—03

<),90

1,45—6,00—05

1,50—8,00—03

1,42—8,50—07

1,50—8,00 —03

1,06

1,45—6,00—05

1,50—8,00—03

1,42—1,50—06

1,50—8,00—03

1,20

1,45—1,20—04

1,50—8,00—03

1,50—1,00—08

1,50—8,00—03

1,40

1,45—1,92—04

1,49—8,00—03

1,44—1,00—08

1,50—8,00—03

1,67

1,45—2,75—04

1,48—8,00—03

1,42—1,99—08

1,50—8,00—03

1,80

1,45-3,11-04

1,48—8,00—03

1,39-5,50-04

1,48—8,00—03

2,00

1,45—1,07—03

1,46—8,00—03

1,38—1,26—03

1,46—8,00—03

2,35

1,45— 1,45—03

1,46—8 у 50—03

1,37—1,80—03

1,46—8,00—03

2,50

1,43-1,56—02

1,46—9,00—03

1,34—3,76—03

1,46—9,00—03

3,00

1,61—1,33—01

1,49—7,54—02

1,29—9,55—02

1,48—1,30—02

3,39

1,49—1,99—02

1,50—6,35—02

1,35-9,16—02

1,49—1,20—02

3,51

1,48-1,80—02

1,50—5,52—02

1,37—9,15—02

1,49—1,10—02

3,75

1,47-1,65-02

1,51—5,12—02

1,40—9,13—02

1,50-9,00—03

4,00

1,47—1,80—02

1,51—5,14—02

1,40—9,13—02

1,50—7,00—03

4,50

1,49—2,05—02

1,53—5,29—02

1,40-9,12—02

1,52—7,50—03

5,00

1,46—2,26—02

1,58—5,94—02

1,36—9,12—02

1,51—9,00—03

5,50

1,44—3,16—02

1,46—8,50—02

1,34—9,18—02

1,51-1,20—02

6,00

1,43—6,33—02

1,45—1,41—01

1,42—9,19—02

1,48—1,50—02

6,50

1,48—3,67—02

1,44—1,31—01

1,37—9,13—02

1,45—2,40—02

7,00

1,45—7,83—02

1,46—1,52—01

1,22—9,17—02

1,43—4,50—02

7,50

1,42—4,67—02

1,40—1,54—01

1,18—9,33—02

1,41—5,85—02

8,00

1,40—7,67—02

1,19—2,18—01

1,13—9,50—02

1,35-8,18—02

8,50

1,46—1,63—01

1,05—3,97—01

1,37—9,75—02

1,62-9,12-02

9,00

1,67—1,50—02

1,86—5,35—01

1,65—9,63—02

2,20—9,21—02

9,50

1,58—6,99—02

2,60—6,16—01

1,67—9,75—02

2,25—9,27—02

10,0

1,53—5,26—02

1,84—3,70—01

1,90—9,45—02

2,30—9,32—02

10,6

1,51—4,96—02

1,70—2,59—01

1,72—9,34—02

2,20—9,30—02

11,0

1,49—5,00—02

1,83—2,14—01

1,67—9,48—02

2,15—9,27—02

11,5

1,47—5,46—02

1,81—1,88—01

1,89—9,37—02

2,05—9,24—02

12,0

1,46—6,03—02

1,78—1,81—01

1,81—9,22—02

1,93—9,20—02

12,5

1,43—6,66—02

1,75—2,05—01

1,74—9,20—02

1,80—9,55—02

13,0

1,41—7,33—02

1,75—2,15—01

1,69—9,19—02

1,76-9,15-02

13,5

1,42—9,33—02

1,71—2,11-01

1,67—9,19—02

1,73—9,15—02

14,0

1,43—1,08—01

1,65—2,28—01

1,63—9,19—02

1,70—9,14—02

15,0

1,44—2,06—01

1,55-2,79-01

1,63—9,19—02

1,77—9,15—02

20,0

1,75—3,23—01

2,25—6,12—01

1,82—9,23—02

2,25—9,32—02

25,0

1,74—3,13—01

2,90—7,42—01

1,93—9,20—02

2,60—9,40—02

30,0

1,75—3,20—01

2,40-4,95—01

1,92—9,18—02

2,40-9,45—02

35,0

1,73—3,83—01

2,50—4,35—01

1,90—9,19—02

2,30—9,52—02

40,0

1,71-5,61-01

2,30—6,50—01

1,89—9,22—02

2,25—9,65—02

В целом следует констатировать, что по-прежнему сохраняется дефицит информации о высотной структуре оптических постоянных (особенно в тропосфере), недостаточна их обеспеченность метеорологическими данными (в первую очередь данными о поле влажности в атмосфере). Определенные перспективы в эффективном решении этой проблемы следует связывать с развитием техники лазерного зондирования атмосферы.

Анализ приведенных литературных данных указывает на то, что поведение 儿(九)в видимом диапазоне отличается достаточно нейтральным ходом с увеличением в ближней ультрафиолетовой области. Представляется разумным считать, что среднее значение 亢(九= 0,5 мкм) равно примерно 1,58. Значения мнимой части показателя преломления в большей степени зависят от состава почвенно-эрозионного аэрозоля. Это обстоятельство выражается как в сложном спектральном поведении 乂(九)，так и в зависимости величины 乂 от размеров частиц исследуемой фракции.

Другой путь построения модели оптических постоянных, развитый преимущественно в работах [12, 14], основан на гипотезе идеальной перемешанности составляющих элементов и минералов, включая Н2О. Зная химический состав аэрозоля и оптические постоянные элементарных соединений, измеренных и затабулирован- ных априори, можно расчетным путем прогнозировать искомые параметры смеси. Несмотря на искусственность, подобный подход, позволяет устранить не поддающиеся учету ошибки экспериментальных методов, а также достаточно просто учесть влияние вла- госодержания частиц, если допустить, что механизм идеальной перемешанности справедлив и для воды. Однако известные из литературы результаты [45] указывают на то, что процесс микро- капиллярной конденсации влаги в частицах, принятый в [10], не является единственным и решающим.

В табл. 3.9 и 3.10 (вторые графы) представлены эффективные значения 〃(九)，рассчитанные в [12, 58] с помощью метода Кра- мерса—Кронига для химического состава сухого остатка аккумулятивной (конденсационной) и пылевой (дисперсионной) фракций континентального аэрозоля средних широт (см. табл. 3.1, 2-я и 3-я графы).

Спектральный характер поведения 儿(九)находится в хорошем количественном соответствии с показанными ранее (см. рис. 3.1) результатами Фольца [77], а также данными Паттерсона [59], что взаимно подтверждает достоверность оценки интенсивности специфических полос поглощения, в первую очередь, в области 3,0, 7,0 и 9,2 мкм. К сожалению, данная методика не обеспечивает удовлетворительной точности оценки малых значений 乂(九)，поэтому они были скорректированы с учетом данных [33, 51, 52, 59, 60].

Можно отметить еще один вариант построения оптической модели, состоящий из расчета оптических характеристик рассеяния для каждой фракции того или иного минерала и воды с последующей аддитивной компиляцией. Этот вариант весьма трудоемок, так как требует знания функции распределения по размерам

каждой химической компоненты дисперсной смеси, кроме того, он предполагает, что эти компоненты не смешиваются между собой в пределах одной частицы. Такое предположение, вообще говоря, нуждается в серьезном обосновании. В простейшем виде подобный подход реализован в расчетных работах Тороповой [24] и др. В настоящее время концепция «внешнего смешивания» химических компонент аэрозоля последовательно развивается в расчетных работах [17, 18]. Нам представляется, что эта концепция дает более адекватные результаты при расчетах оптических характеристик аэрозоля промышленного происхождения, в котором соединения углерода присутствуют, как правило, в независимом состоянии.

Подводя итоги состояния рассматриваемого вопроса следует признать, что универсальная модель комплексного показателя преломления 俏(九)глобального аэрозоля на данном этапе исследований не может быть предложена. Однако для определенного класса задач и некоторых типовых геофизических условий возможны достаточно хорошие приближения.

Говоря о модели вертикального изменения оптических констант аэрозоля (в рамках указанного подхода) следует иметь в виду систематизированные в предыдущем разделе данные о трансформации химического состава с высотой. При этом наибольшие отличия по отношению к приземному аэрозолю следует ожидать в стратосфере и мезосфере, что объясняется специфической природой образования здесь аэрозольных частиц. Сернокислотная природа стратосферного аэрозоля в какой-то мере облегчает прогноз оптических постоянных, достаточно хорошо известных как для сульфата аммония, так и для серной кислоты [55] в широком спектральном интервале. Определенные трудности связаны с тем, что показатель преломления раствора серной кислоты оказывается зависящим как от концентрации раствора, так и от температуры смеси.

Анализ спектров поглощения Н2sО4 и (NH3) SO4, выполненный в [55], показал, что поглощение раствором серной кислоты будет незначительным в спектральном интервале 0,3—1,5 мкм, нарастает в ИК-области спектра 厶=1,5 + 6,5 мкм). Интересно, что раствор Н2so4 с концентрацией 49——73 % поглощает сильнее, чем раствор большей и меньшей концентраций (включая воду). В видимом диапазоне поглощение частицами (NH3)SO4, так же как и Н2s。仙 оказывается за пределами чувствительности использованной в [55} аппаратуры.

Тун и Поллак [68] считают, что сульфат аммония стабилен в термодинамических условиях в стратосфере, серная кислота представляет стабильное образование в форме 75 %-ного водного раствора. В зависимости от относительной влажности воздуха процентный состав Н2so4 может изменяться, не выходя за пределы 55——85 %. В условиях тропосферы (Г~——60℃) 75 %-ный раствор Н2sО4 должен замерзнуть. Однако серная кислота легко остается в жидкой фазе в переохлажденном состоянии, что и показали измерения [28]. Это дает достаточные основания рассматривать сер~ нокислотный аэрозоль как ансамбль сферических частиц.

Высотное изменение содержания жидкой фракции в составе аэрозольныхчастиц [19]

Л км

н2о %

h2s04 %

Л км

н2о %

Н2sО4 %

0

11

0

40

0,5

0

12

0

50

0

13

0

70

1,5

0

14

0

75

0

15

0

80

2,5

0

16

0

80

0

0

18

0

90

0

0

20

0

85

0

0

22

0

20

0

0

24

0

5

0

0

26

0

0

Таблица 3.7

Оптические постоянные вещества Брудерхеймского метеорита [7]

X мкм

Низкое содержание Fe и Ni

Высокое содержание Fe и Ni

九

X

九

X

0,280

1,579

0,00221

1,754

0,00121

0,300

1,673

0,00237

1,856

0,00134

0,325

1,633

0,00206

1,986

0,00137

0,355

1,495

0,00157

2,002

0,00079

0,370

1,642

0,00171

1,902

0,00053

0,400

1,701

0,00184

1,812

0,00043

0,433

1,693

0,00171

1,812

0,00035

0,466

1,684

0,00159

1,812

0,00035

0,500

1,676

0,00180

1,819

0,00034

0,533

1,671

0,00192

1,825

0,00034

0,566

1,666

0,00180

1,889

0,00030

0,600

1,662

0,00188

1,904

0,00031

0,633

1,644

0,00197

1,803

0,00031

0,666

1,666

0,00202

1,808

0,00031

0,700

1,668

0,00213

1,813

0,00034

0,817

1,671

0,00264

1,812

0,00053

0,907

1,672

0,00329

1,803

0,00093

1,000

1,675

0,00350

1,834

0,00090

1,105

1,705

0,00305

1,834

0,00110

В период Советско-американского аэрозольного эксперимента 1975—1976 гг. [ 19], наряду с прочими данными, получены уникальные в своем роде сведения о вертикальном распределении жидкой фракции аэрозольных частиц, в том числе H2SO4 в интервале высот 0—30 км. Данные о среднем относительном содержании жидкой воды и серной кислоты в массовой концентрации аэрозольных частиц приведены в табл. 3.6.

В средней атмосфере (выше 30 км) в химическом составе аэрозольных частиц доминирует метеорная пыль, имеющая специфический состав. В качестве первого приближения т(Х) в этом случае можно использовать данные, полученные непосредственно на пробах метеоритов, достигших земной поверхности (табл. 3.7).

Трансформация оптических постоянных аэрозоляв поле переменной влажности воздуха

Решающим фактором, определяющим оптику дисперсного аэрозоля в условиях поля переменной влажности воздуха, является трансформация оптических постоянных аэрозольных частиц. Изменение диэлектрических свойств аэрозольных частиц, приводящее к изменению действительной и мнимой части показателя преломления, происходит в результате заполнения водой микрокапилляров частиц, растворения солей и обволакивания частиц оболочкой конденсируемой воды (при большой влажности). Первые попытки приближенного учета влияния влажности на действительную часть показателя преломления предприняты в работах [71, 72]. Значительное внимание этому вопросу уделено в исследованиях Ханела [43—45]. Применяя правило смеси Дейла—Гладстоуна для материалов со слабым поглощением, Ханел использовал в своих оценках следующее соотношение:

加=/Пв + (恤一g) (1 + ^- 口 Т^Т)， (3・2)

где т0 = т (д = 0)—коэффициент преломления сухого образца, тв — характеристика воды.

Уравнение (3.2) позволяет рассчитать действительную и мнимую части показателя преломления на основе измеренных характеристик 〃о и %о, априорной оценки коэффициента роста массы увлажненной пробы аэрозоля 卩(夕)и средней плотности сухого материала частиц ро. Хорошим приближением формулы (3.2) служит соотношение

т = т0 (г/го)~3 + тв[1 — (г/г0)~3], (3.3)

не содержащее параметров р и 卩(办 Результаты расчетов n(q) н x(q) с использованием (3.3) для длины к = 0,55 мкм приведены в табл. 3.8.

Значения n(q) и 乂(g) [45]

q %

Городской аэрозоль

Морской аэрозоль

〃 (q)

乂（4）

«(4)

х（4）

20

1,545

0,047

1,546

0,054

40

1,539

0,046

1,541

0,053

60

1,503

0,038

1,522

0,048

70

1,461

0,028

1,472

0,035

80

1,406

0,016

1,385

0,013

90

1,381

0,010

1,367

0,008

95

1,359

0,005

1,355

0,005

97,5

1,347

0,003

1,346

0,003

99

1,339

0,001

1,341

0,002

Следует заметить, что эти оценки, особенно значения 比(九，q), заметно расходятся с более ранними результатами Ханела [43], характеризуемыми значительно меньшими значениями поглощения, а также со многими данными для сухой фракции, систематизированными в табл. 3.4.

Другой подход, основанный на априорном анализе важнейших химических соединений, входящих в дисперсную аэрозольную смесь, например, методом Крамерса—Кронига [13, 21], уже упоминался ранее. Его достоинством является возможность введения в схему расчета эффективных значений m(Z) воды как аддитивного химического образования в количествах, обусловленных влажностью воздуха: .

ап (九)=(叫-~- + tn2 -||- + . . . + mx -^-) X

*(* +善+..-+号厂，(34)

где m^ — комплексный показатель преломления i-той компоненты в составе аэрозоля, включая Н2О; 6г ——удельное содержание i-той компоненты по массе; р幺——плотность материала i-той компоненты.

В табл. 3.9 и 3.10 приведены результаты расчетов, характеризующие спектральное изменение действительной и мнимой частей показателя преломления с увеличением содержания свободной воды в составе аэрозольных частиц Q от 0 до 70 % при допущении равномерного перемешивания. Следует отметить, что для спектрального поведения 〃(А, Q) при увеличении Q характерно сильное уменьшение в интервалах длин волн 0,4——6,0, 7,0——8,0, 9,2—14,0 мкм. В спектральных участках 6,0—7,0 и 8,0—9,0 мкм наблюдается некоторое увеличение характеристики 〃(九,Q). В целом заметна тенденция к сглаживанию спектральных резонансов во всей спектральной области, за исключением участка 2,7—— 3,4 мкм. Уменьшение селективности спектрального хода характерно и для мнимой части показателя преломления. Таким образом,

97977 Заказ № 155

97

97

入мкм

е %

18-25

23-33

30-45

75-85

90-95

0,20

1,58—6,50—02

1,55-4,00—02

1,50—2,50—02

1,43—1,20—02

1,38—4,00—03

0,25

1,58—4,00—02

1,55—2,00—02

1,50—1,50—02

1,43—8,00—03

1,38—2,00—04

0,30

1,58—9,50—03

1,55—6,00—03

1,50—4,00—03

1,43—2,00—03

1,38—6,00—04

0,35

1,58—9,00—03

1,55-5,50—03

1,49—4,00—03

1,42—2,00—03

1,37—6,00—04

0,40

1,58—8,50—03

1,55-5,00-03

1,49-3,00—03

1,42-1,50-03

1,37—5,00—04

0,50

1,58—8,00—03

1,55—4,50—03

1,49—3,00—03

1,41—1,50—03

1,36—5,00—04

0,53

1,58-8,00—03

1,55—4,50—03

1,49—3,00—03

1,41-1,50-03

1,36—4,00—04

0,60

1,58—7,50-03

1,55—4,00—03

1,49—2,50—03

1,41-1,00-03

1,36—4,00—04

0,69

1,58—6,00—03

1,55—3,50—03

1,49-2,00-03

1,41—1,00—03

1,36-4,00-04

0,70

1,58—6,00—03

1,55—3,50—03

1,49—2,00—03

1,41-1,00-03

1,36-3,00—04

0,86

1,58—4,50—03

1,55—3,00—03

1,49—2,00—03

1,41—1,00—03

1,36—3,00—04

0,90

1,58—4,50—03

1,54—3,00—03

1,49-2,00—03

1,41—1,00—03

1,36-3,00—04

1,06

1,58—6,50—03

1,54-3,50—03

1,49—2,00—03

1,41-1,00—03

1,35—3,00—04

1,20

1,58—9,50—03

1,54—5,00—03

1,49—3,00—03

1,41—1,50—03

1,36-5,00-04

1,40

1,57-9,90—03

1,54-5,90—03

1,48—3,00—03

1,40-1,50—03

1,34—6,00-04

1,67

1,56—1,20—02

1,54—7,10—03

1,48—4,00—03

1,40—2,00—03

1,34—7,25—04

1,80

1,56-1,20—02

1,54—7,20—03

1,48—4,00—03

1,39-2,00—03

1,34-7,30—04

2,00

1,56—1,30—02

1,53—9,20—03

1,48—6,10—03

1,39—3,00—03

1,33—1,15—03

2,35

1,55—1,60—02

1,52—9,90—03

1,46—6,30—03

1,36—3,00—03

1,30—4,30—04

2,50

1,56—2,00—02

1,50—1,60—02

1,44-1,30-02

1,34—9,10—03

1,27—2,10—03

Таблица 3.9

Комплексный показатель преломления т(Х) вещества аэрозолей конденсационного происхождения

3,00

1,57—1,70—01

1,54-1,89-02

1,50—2,06—01

1,43-2,56-01

1,38-2,74-01

H3,39

1,61—9,80—02

1,59—7,50—02

1,56—5,25—01

1,48—3,00—03

1,44—2,00—02

3,51

1,62—7,20—02

1,58—7,88—02

1,53—8,60—02

1,46—9,50-02

1,42—1,00—01

3,75

1,60—7,00—02

1,57—6,00—02

1,52-5,10-02

1,44—3,05—02

1,40-6,10—03

4,00

1,58—3,40—02

1,55—3,20—02

1,50—3,06—02

1,42—2,04—02

1,37—7,36—03

4,50

1,56—3,60—02

1,53—2,88—01

1,49—2,80—02

1,41—2,30—02

1,34—1,37—02

5,00

1,53—4,40—02

1,51—4,00—02

1,47—3,18—02

1,40—2,18—02

1,33-1,50—02

5,50

1,50—7,30—02

1,48—6,00—02

1,44—4,60—02

1,37—3,60—02

1,31—1,30—02

6,00

1,47—2,04—01

1,43—1,92—01

1,36—1,78—01

1,34^1,36—01

1,28-1,17-01

6,50

1,46—1,22—01

1,44-1,02—01

1,41-9,19-02

1,37—6,16—02

1,32—5,11—02

7,00

1,50—5,21—01

1,49-4,30-01

1,44 -3,48—01

1,38—1,89—01

1,32—5,35—02

7,50

1,59—2,03—01

1,56—1,37—01

1,49-8,88—02

1,40-6,40—02

1,32—5,19—02

8,00

1,31一1,48一01

1,31—1,08—01

1,30—7,36—02

1,29—5,65—02

1,28-4,38—02

8,50

1,06—6,21—01

1,09—5,21—01

1,13-3,82—01

1,20-1,61-01

1,25—5,09—02

9,00

1,70—1,13+00

1,65-8,07—01

1,55—6,54—01

1,40-2,13—01

1,26-6,42—02

9,50

2,04—4,61—01

1,95-4,08—01

1,77—3,35—01

1,50—1,64—01

1,26—4,98—02

10,00

1,90—2,34—01

1,83—2,04—01

1,67—1,73—01

1,44—8,71—02

1,29-5,90—02

10,60

1,74—1,48—01

1,67—1,36—01

1,55—1,23—01

1,36—9,35—02

1,24-7,68—02

11,00

1,67-1,25-01

1,61—1,24—01

1,50—1,21—01

1,32-1,14-01

1,22—1,08—01

11,50

1,75—1,23—01

1,68—1,29—01

1,54-1,36-01

1,33—1,47—01

1,20-1,54-01

12,00

1,68—1,44—01

1,62-1,50—01

1,49—1,63—01

1,30—1,98—01

1,18—2,04—01

12,50

1,65—1,40—01

1,59—1,45—01

1,48—1,55—01

1,30—1,85—01

1,23—2,25—01

13,00

1,67—1,57^01

1,61—1,63—01

1,49—1,75—01

1,31—2,09—01

1,26—2,55—01

13,50

1,65—1,79—01

1,60—1,91—01

1,49—2,15—01

1,33—2,45—01

1,27-2,71-01

14,00

1,63—1,88—01

1,58—1,96—01

1,49—2,14—01

1,34—2,65—01

1,29—3,18—01

g15,00

1,64—3,44—01

1,60—3,59—01

1,52—3,72—01

1,40—3,88—01

1,32—3,98—01

Таблица 3.10

Комплексный показатель преломления т(Х) вещества аэрозолей дисперсионного происхождения

九мкм

4 %

401

45-65J

65-75J

75-851

90-95

0,20

1,650—4,50—02

1,540-3,00-02

1,467—2,00—02

1,382—1,00—02

1,342-3,00-03

0,25

1,650—2,50—02

1,540—1,50—02

1,467—1,00—02

1,382—6,80—03

1,342—1,00—03

0,30

1,650—8,50—03

1,540—5,00—03

1,467-3,50—03

1,382—1,80—03

1,342-8,00-04

0,35

1,650—8,00—03

1,540—4,50—03

1,467—3,50—03

1,382—1,80-03

1,342-7,50—04

0,40

1,650—7,00—03

1,540-4,00-03

1,467—3,00—03

1,382-1,20-03

1,342—7,50—04

0,50

1,650-6,50—03

1,540—3,50—03

1,467-2,50—03

1,382—1,00—03

1,341—6,00—04

0,53

1,650—6,00—03

1,540—3,00—03

1,467—2,00—03

1,382—1,00—03

1,341—5,00—04

0,60

1,650—5,50—03

1,540—2,50—03

1,467—1,60—03

1,381-8,50-04

1,341—4,00—04

0,69

1,650-4,00-03

1,539—2,00—03

1,46*1,50—03

1,381—7,50—04

1,340—3,00—04

0,70

1,650—3,00—03

1,539—1,50—03

1,466—1,00—03

1,381—6,50—04

1,340—2,00—04

0,86

1,649—4,00—03

1,539—2,00—03

1,465—1,50—03

1,380-6,50—04

1,339—2,00—04

0,90

1,648—4,00—03

1,539—2,00—03

1,465—1,50—03

1,380—6,50—04

1,339—2,00—04

1,06

1,647—5,10—03

1,538—2,00—03

1,464—1,50—03

1,379-6,50—04

1,338-2,00-04

1,20

1,646—5,20—03

1,537-2,50-03

1,463-1,50—03

1,377—6,50—04

1,336—2,50—04

1,40

1,645—6,80—03

1,535—3,50—03

1,463—2,00—03

1,375—7,50—04

1,335—3,50—04

1,67

1,644—7,90—03

1,531—4,00—03

1,457—2,50-03

1,371—1,00—03

1,229—4,00—04

1,80

1,643—8,80—03

1,528—5,00—03

1,454-3,50-03

1,367—1,50—03

1,324—5,00—04

2,00

1,642—1,00—02

1,524—6,00—03

1,448-4,50—03

1,361—2,50—03

1,316—1,10—03

2,35

1,641—1,40—02

1,510—8,00—03

1,430—5,50—03

1,350—2,50—03

1,291-3,60—04

2,50

1,640—1,06—01

1,499—7,12—02

1,418—4,84—02

1,328—8,06—03

1,266—1,80—03

3,00

1,646—1,29—01

1,528—1,71—02

1,457—2,00—01

1,412-2,45-01

1,412-2,67-01

3,39

1,678—6,30—02

1,568—5,14—02

1,511—4,29—02

1,426—3,14—02

1,437-1,94-02

3,51

1,654—4,20—02

1,549—5,59—02

1,501-6,90-02

1,413—8,40—02

1,418—9,64—02

3,75

1,647-2,70-02

1,530—2,09—02

1,482—1,10—02

1,403—7,20—03

1,393—5,95—03

4,00

1,637—2,60—02

1,520—1,90—02

1,461-1,59—02

1,392-8,24-03

1,378—7,15—03

4,50

1,620—2,70—02

1,490-2,20-03

1,437—1,85—02

1,374—1,50—02

1,351—1,35—02

5,00

1,592—3,48—02

1,455—2,35—02

1,423—1,96—02

1,356—1,60—02

1,340—1,42—02

5,50

1,558—7,30—02

1,404—6,65—02

1,377—4,05 —02

1,326—2,02—02

1,314—1,23—02

6,00

1,515—1,52—01

1,390—1,45—01

1,357—1,37—01

1,312—1,25—01

1,292-1,15-01

6,50

1,402—1,27—01

1,386—9,62—02

1,357—6,93—02

1,348—5,60—02

1,334-4,57—02

7,00

1,528—3,73—01

1,439—3,47—01

1,400—2,45—01

1,342-1,16—01

1,326-4,80—02

7,50

1,560—1,68—01

1,537—1,28—01

1,492—9,93—02

1,381—8,70—02

1,326—4,99—02

8,00

1,269—1,56—01

1,272—1,07—01

1,275—8,92—02

1,278—5,35—02

1,280—4,15—02

8,50

1,186—4,27—01

1,200—4,07—01

1,222—2,38-01

1,249—1,42—01

1,262—5,19—02

9,00

1,650—5,50—01

1,578—4,32—01

1,422-2,71-01

1,362—1,33—01

1,288—5,30-02

9,50

2,342—3,89—01

2,060—2,94—01

1,885—2,09—01

1,562—1,30—01

1,272—4,91—02

10,00

2,140-1,53—01

1,985—1,24—01

1,782—9,87—02

1,487-7,09—02

1,254—5,81—02

10,60

1,869—9,80—02

1,900—8,82—02

1,627—8,24—02

1,404—8,03—02

1,237—7,69—02

11,00

1,750—9,40—02

1,777—9,53—02

1,547—9,72-02

1,352—9,83—02

1,212—9,90—02

11,50

1,794—1,22—01

1,642-1,30-01

1,497—1,36—01

1,362—1,42—01

1,204—1,46—01

12,00

1,756—1,06—01

1,629-1,23-01

1,467—1,47—01

1,324-1,69-01

1,197—1,90—01

12,50

1,713—1,62—01

1,545-1,88-01

1,447^-1,99-01

1,302—2,17—01

1,224-1,44-01

13,00

1,790—1,28—01

1,620—1,59—01

1,497-1,96-01

1,362—2,30—01

1,252—2,57—01

12,50

1,713—1,62—01

1,545—1,88—01

1,447-1,99-01

1,302—2,17—01

1,224—1,44—01

13,00

1,790-1,28—01

1,620—1,59—01

1,497—1,96—01

1,362—2,30—01

1,252—2,57—01

13,50

1,880—1,32—01

1,752—1,81—01

1,540—2,15—01

1,347—2,44—01

1,267—2,66—01

14,00

1,754—1,50—01

1,698—1,90-01

1,495—2,51—01

1,329—2,90—01

1,287—3,19—01

о15,00

1,770—1,90—01

1,720—2,18—01

1,587—2,61—01

1,395—3,10—01

1,322—3,48—01

независимо от других микрофизических превращений в поле переменной влажности очевидна сильная зависимость радиационного режима аэрозольной атмосферы от состояния влагонасыщен- ности за счет сильных вариаций функции 团(九，Q).

Очевидно, значительные вариации спектрального поведения х(Х) могут служить основой для экспериментальной идентификации увлажненности частиц и качественных оценок их химического состава. Подобные попытки предпринимались в работе [2]. Сле” дует заметить, однако, что получение количественных оценок величины Q ——задача достаточно сложная. В п. 2.5 указаны результаты исследований [25] зависимости содержания воды в частицах от величины относительной влажности воздуха q. Приведенные результаты позволяют с известной долей неопределенности соотнести каждой графе спектрального поведения 枕(九)и x(Z) в табл. 3.9 и 3.10 следующие диапазоны значений относительной влажности воздуха: 1) у 30 %, 2) 30 % W q W 50 %, 3) 47 % & у 75 %, 4) 73 % ^ ^ ^ 87 %, 5) ^ ^ 92 %. Эти диапазоны примерно соответствуют значениям содержания свободной воды Q, равным 0, 10, 20, 40 и 70 %. Сконструированная подобным образом синтетическая' модель аэрозольного вещества и его комплексного показателя преломления для различных значений относительной влажности воздуха в целом удовлетворительно согласуется с известными данными [43, 74] по поведению т(Х) в видимом диапазоне волн и, как будет показано далее, значительно лучше объясняет особенности спектрального поведения вычисленных на их основе оптических параметров.

Следует отметить, что развитая модель m(X, q) требует осторожности при прогнозе характеристик радиационной активности аэрозоля в случае присутствия источников специфичной природы частиц (смог, пыль пустынных и индустриальных районов, терпены). Кроме того, как отмечалось выше, величина к может существенным образом зависеть от размера аэрозольных частиц и в значительной мере определяться их гигроскопическими свойствами. В этой связи следует указать на необходимость дальнейших исследований в этом направлении.

ГЛАВА 4. ВЛИЯНИЕ ВЫБОРА МИКРОФИЗИЧЕСКОЙМОДЕЛИ АЭРОЗОЛЯ НА ТОЧНОСТЬ ПРОГНОЗАОПТИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ

Влияние фракционного и химического составааэрозоля

При использовании прямых микрофизических измерений функции распределения аэрозольных частиц по размерам, ограниченных по масштабу измеряемых частиц, неизбежно возникает вопрос о точности численного прогноза искомых оптических параметров..

Мелкая фракция

В экспериментальных исследованиях структуры атмосферного аэрозоля наибольшие технические и методологические трудности связаны с оценкой концентрации и распределения по размерам частиц с 广 W 0,2 мкм, так называемой мелкой фракции аэрозоля. Для анализа спектра по размерам мелких аэрозольных частиц и ядер конденсации конструируются сложные счетчики, в том числе электронные, однако, как отмечалось в гл. 2, накопленный

к настоящему времени фактический материал о поведении f(г) достаточно противоречив и неоднозначен. Встречаются даже многомодовые распределения. Применение же простых механических импакторов и большинства фотоэлектрических счетчиков может быть оправдано лишь для 广20,2 мкм.

Первые попытки численного исследования оптической активности мелкой фракции аэрозольных частиц были предприняты в работе [11] на основе следующего модельного эксперимента.

Рис. 4.1. Моделирование формы распределения «мелкой» фракции аэрозольных частиц по размерам.

/ и 2 — экспериментальная (по данным работы [И]) гистограмма распределения f(r) и dV/dr для приземного аэрозоля, 1а—1г н 3 — аналитические модели.

Кривая «типичного» распределения частиц приземного аэрозоля по размерам в условиях умеренной запыленности (Л43 = 0,8849), показанная на рис. 4.1, в диапазоне размеров г<0,2 мкм слабо обеспечена достоверным измерительным материалом. Можно считать, что она экстраполирована в эту область. Исходя из этого обстоятельства, в работе [11] было проверено несколько гипотез о возможном поведении /(г ^ 0,2 мкм) и влиянии этого поведения на численный прогноз основных оптических параметров. Выбранный класс гипотетических распределений мелкой фракции включил в себя известные в литературе экстремальные случаи: степенное распределение (2.6) с параметром v = 4,0 (кривая /а), «прямоугольную» модель Дейрменджана [26] (кривая /г), а также широко используемые распределения дымок М и Н (кривые соответственно

16 и 1в), Все распределения удовлетворяют одному условию огра ниченной нормировки, следующему из эксперимента

ю.о

j f(r)dr= 100 см~3.

0,2

Распределения 1а——1г использовались далее для расчета поли дисперсных коэффициентов взаимодействия вида

р [入，m, n(r), rb /]= J K(my г) n (г) яг2 dr.

Рис. 4.2. Влияние выбора модели распределения «мелкой» фракции на спектральное ослабление (а) и обратное рассеяние (6) в области Л=0,5ч-1,0 мкм (кривые /—4 соответствуют моделям f(г) на рис. 4.1).

Значения т(г) соответствовали выбранной синтетической модели состава аэрозольных частиц для случая относительной влажности 30 % W q W 60 % (см. табл. 3.10).

В целом результаты расчетов подтвердили априорные предположения о том, что влияние мелкой фракции аэрозоля весьма несущественно при прогнозе его оптических свойств в видимом диапазоне волн. На рис. 4.2 а в укрупненном масштабе приведены спектральные зависимости объемного коэффициента ослабления 也(入)в интервале 0,5—1,0 мкм. Можно заметить, что при двух наиболее отличающихся моделях распределения 1а и 1г разность значений 仇(九)при 九= 0,5 мкм не превышает 4 %; при увеличении 九 разность уменьшается и при 入=1 мкм практически исчезает. Совершенно аналогично ведут себя объемные коэффициенты рассеяния и поглощения. Несколько более чувствительной к вариации 104

мелкой фракции оказывается спектральная зависимость коэффициента обратного рассеяния ря, показанная на рис. 4.2 6. В интервале 0,5—0,6 мкм наблюдается даже некоторое изменение формы зависимости. Однако и в этом случае ошибкой в оценке В几(А) вследствие незнания формы f (г) при г<0,2 мкм можно пренебречь по сравнению с теми изменениями 0几(А), которые возможны за счет вариации показателя преломления аэрозольных частиц, о чем речь пойдет далее.

Таким образом, можно отметить, что для прогноза энергетических характеристик аэрозольных частиц в видимом диапазоне волн по данным экспериментальных микроструктурных измерений достаточна информация о f(r), которую можно получить механическим или фотоэлектрическим счетчиком с ограниченной разрешающей способностью.

Грубодисперсная фракция

Не меньшие трудности экспериментального плана возникают иногда при оценке счетной концентрации частиц грубодисперсной фракции. Трудности эти связаны с чрезвычайно низкими уровнями концентрации пылевых частиц, особенно в чистой атмосфере. Для исследования оптической эффективности частиц аэрозоля различного размера в работе [16] выбрана аналитическая модель /(г) в форме 3-модальной суперпозиции логнормальных распределений вида (2.16). Подобная модель с варьируемыми параметрами весового содержания Mi (/= 1, 2, 3) является удобным инструментом для численного анализа в рамках поставленной задачи.

В соответствии с рекомендациями Витби [33] использована условная классификация компонент полидисперсного аэрозоля с различными физико-химическими свойствами: ядра конденсации (г^, = 0,0473 мкм); аккумулятивная фракция (г^2 =0,302 мкм); грубодисперсная пылевая фракция (г^3 =2,539 мкм). Указанные численные значения среднегеометрических радиусов соответствуют естественному гармоническому разложению одной из типичных гистограмм приземного аэрозоля (см. рис. 4.1). В дисперсном составе атмосферного аэрозоля содержание грубодисперсной фракции подвержено наибольшим динамическим изменениям (см. рис. 2.5). Однако ее существование и природа происхождения как результат эрозии почвенного покрова в настоящее время не вызывает сомнений [19, 33].

В литературе, посвященной этому вопросу, пока не разработаны единые количественные критерии содержания пыли в атмосфере, необходимые для типизации аэрозолей в зависимости от метеоситуации. Для оценки оптической активности пыли в работе [16] было рассмотрено несколько гипотез относительно количественного содержания в атмосфере частиц третьей моды при неизменном содержании субмикронной фракции. Формы объемного

распределения частиц пылевой фракции для дискретного набора значений параметра представлены на рис. 4.3. На этом же рисунке для качественного сопоставления нанесены данные измерений [28] на двух высотах.

Принимая во внимание принципиальное различие химического состава субмикронной и грубодисперсной фракций, спектральная

Рис. 4.3. Объемное распределение аэрозольных частиц по размерам dV/dr для Мз, равных 0, 0,09, 0,4, 0,885 и 2,0 (соответственно кривые /—5) и результаты экспериментальных измерений [28] (6).

зависимость комплексного показателя преломления т(л) для грубодисперсной фракции задавалась в соответствии с результатами оценок [ 12], согласно которым в составе атмосферной пыли присутствуют соединения типа Ре20з, А1з, Мп, СОз и др. с общим содержанием 33 %, а также SQ, содержание которого достигает

35 %. Оптические постоянные обеих фракций предполагают в составе частиц наличие 20 % воды.

Все перечисленные выше предположения относительно физического состава атмосферного аэрозоля легли в основу проведенных в [16] модельных расчетов оптиче-

Рис. 4.4. Влияние пылевой фракции аэрозольных частиц на форму спектрального поведения 6»(九).

1—5 — для Мз, равных соответственно 1,5, 1,05, 0,4, 0,2, 0,09; сплошные кривые показывают возможность приближенной интерпретации 瓦(九)с помощью правила Ангстрема (2.8).

оценить возможныеоценить возможныес цельюс цельюPt ИPt Ипредставлении степенного спа-представлении степенного спа-

оценить возможные

оценить возможные

с целью

с целью

Pt И

Pt И

представлении степенного спа-

представлении степенного спа-

ских характеристик в интервале длин волн 九=0,4+15 мкм, результаты которых приведены на рис. 4.4 и 4.5. Расчеты выполнены для достаточно широкого набора параметра Мз в интервале значений 0,0-—2,0. На рис. 4.4 отдельно выделено поведение коэффициента ослабления в видимой и ближней ИК-области спектра

вариации параметра Ангстрема (см. формулу (2.7)) при различной запыленности атмосферы. Эти вариации (значения параметра v указаны на кривых Pz (Z)) оказываются весьма существенными и вы-

Рис. 4.5. Сопоставление рассчитанных характеристик спектрального ослабления 6» (А) с результатами экспериментальных измерений.

/—4 — результаты расчетов для моделей V(r) (обозначенные на рис. 4.3 кривыми 2—5),，‘，2' — экспериментальные кривые [2] для двух визуально неразличимых состояний оптической погоды.

ходящими за рамки сложившихся модельных [21]. Результаты показывают, что закономерность

Дания РМ九)приближенно реализуется на спектральном участке 0,4——2,6 мкм и сохраняется при трансформации дисперсного состава, однако задача оценки значения показателя v представляется нетривиальной. На рис. 4.5 для сопоставления с систематическим набором спектральных кривых fh(九)приводятся результаты натурных измерений [2].

Оптическая эффективность различных фракций

Значительное многообразие реального аэрозоля с точки зрения участия в его формировании различных фракций требует выработки определенных количественных критериев оценки их оптической эффективности. В работе [16] для этой цели предложено использовать специальный функционал вида

ГОО

ВП, m, f(", 6]= (к[九，m, НП，Q]f(r)drl[K[^ m, f(r), B]f(r)drt 0/ о

где К[九，m, f(r), 0]—коэффициент оптического взаимодействия одной частицы размера 厂 с показателем преломления mg на длине волны 九 для угла рассеяния 0 (коэффициент направленного светорассеяния).

Указанный функционал количественно определяет относительный кумулятивный вклад частиц размера 厂三[0, г] в полное интегральное значение оцениваемой оптической характеристики при заданном спектре размеров аэрозоля, т. е. функции f (г).

На рис. 4.6——4.9 приведены оценки кумулятивного формирования дифференциальных коэффициентов направленного светорас-

—A— 3—A— 3Рис. 4.6. Кумулятивный вклад частиц аэрозоля различного размера в формирование коэффициентов оптического взаимодействия на длине волны А = 0,7 мкм. а — коэффициент направленного светорассеяния Bds"，⑴ для углов рассеяния 0, равныхРис. 4.6. Кумулятивный вклад частиц аэрозоля различного размера в формирование коэффициентов оптического взаимодействия на длине волны А = 0,7 мкм. а — коэффициент направленного светорассеяния Bds"，⑴ для углов рассеяния 0, равных

—A— 3

—A— 3

Рис. 4.6. Кумулятивный вклад частиц аэрозоля различного размера в формирование коэффициентов оптического взаимодействия на длине волны А = 0,7 мкм. а — коэффициент направленного светорассеяния Bds"，⑴ для углов рассеяния 0, равных

Рис. 4.6. Кумулятивный вклад частиц аэрозоля различного размера в формирование коэффициентов оптического взаимодействия на длине волны А = 0,7 мкм. а — коэффициент направленного светорассеяния Bds"，⑴ для углов рассеяния 0, равных

0, 2, 40 и 110° (соответственно кривые /—4); б — интегральные коэффициенты ослабления(/, Г) и обратного рассеяния (2, 2‘).

Рис. 4.7. Кумулятивные функции рассеяния (а) и ослабления (б) в зависимости от длины волны излучения (Мз = 0,06).Рис. 4.7. Кумулятивные функции рассеяния (а) и ослабления (б) в зависимости от длины волны излучения (Мз = 0,06).

Рис. 4.7. Кумулятивные функции рассеяния (а) и ослабления (б) в зависимости от длины волны излучения (Мз = 0,06).

Рис. 4.7. Кумулятивные функции рассеяния (а) и ослабления (б) в зависимости от длины волны излучения (Мз = 0,06).

/ — 0,7 мкм, 2 — 1,65 мкм, 3 — 2,36 мкм, 4 — 10,6 мкм.

сеяния 0 (г, 0), характеризующих угловое распределение рассеянной радиации, а также полных коэффициентов ослабления 0t(r), рассеяния Rs(厂)и обратного рассеяния рл(г), полученных в работе [16]. Параметры трехфракционного логнормального распре-

Р0(£4入)

Рис. 4.8. Кумулятивные функции направленного светорассеяния в зависимости от длины волны излучения (Мз = 0,06).

а — 0,7 мкм, 6—1,65 мкм, 8 — 2,36 мкм, г — 10,6 мкм; 1—6 — для углов рассеяния 0, равных соответственно 0, 2, 10, 40, 90 и 110е.

деления вида (2.16) задавались в этих расчетах на основе измерений [34], для которых отмечено повышенное содержание транзитивной фракции аэрозоля фотохимического происхождения, когда Mi = 1,83.

В качестве критерия запыленности атмосферы в [ 16] была принята величина параметра заполнения 自,определяемая как отношение суммарного объема частиц фракции аэрозоля к объему,

в котором эти частицы находятся. Рассмотрены два экстремальных случая, наблюдавшиеся в [34]: ^ = 2-10-10 (существенная запыленность) и g = 3- 10~и (слабая запыленность). В параметрическом представлении на основе логнормальной функции (2.16) это соответствует примерно Мз=0,5; 0,06. Влияние этого обстоятельства иллюстрируется рис. 5.6 а, 6. Укрупнение фракционного состава (кривые Л—4" приводит к некоторому смещению области оптически эффективных размеров вправо практически для всех

Рис. 4.9. Относительный вклад в суммарный коэффициент ослабления (/) субмикронной (2) и пылевой (3) фракций аэрозольных частиц (入= 0,7 мкм) в районе полос поглощения ИК-радиации при Мз = 0,09 (а) и Мз = 0,04 (6).

рассмотренных оптических характеристик, кроме угловых функций рассеяния в направлениях, близких к 0 и 180°. Последнее важно при прогнозе локационных характеристик аэрозоля.

Более существенные изменения в поведении кумулятивных функций связаны с изменением длины волны излучения. Так, с увеличением длины волны происходит регулярное снижение оптической активности мелкой и субмикронной фракций. Например, для 九= 0,7 мкм определяющий вклад (в среднем более 90 %) в рассеянный поток, исключая дифракционные углы, вносят частицы с размером 厂^0,1+ 1,0 мкм, в то же время для 九=2,36 мкм этот вклад меньше 40 %. Такая же тенденция справедлива и для кумулятивных функций полного ослабления (рис. 4.7 6), но только вне полос поглощения. Обращает на себя внимание поведение кри-

вой 4, отнесенной к длине волны 九=10,6 мкм. В этом спектральном участке присутствует достаточно сильная полоса поглощения сульфатов и, как результат, аномально возрастает относительная эффективность поглощения излучения субмикронной фракцией.

Таким образом, выполненный количественный анализ указывает на необходимость учета в энергетическом ослаблении ИК-излучения всех структурных особенностей распределения аэрозольных частиц по размерам, включая фракции, остающиеся за пределами разрешающей способности обычных счетчиков частиц. Особенно значительных вариаций спектрального ослабления в зависимости от фракционного состава аэрозоля следует ожидать в области заметных полос поглощения частиц (3, 6 и 9 мкм). Этот факт иллюстрируется поведением 0力(入)(рис. 4.9 а, 6), из которого следует, что в центрах указанных полос поглощения значения 也(А, 厂 W 1,0 мкм) сравнимы, а иногда и превосходят вклад грубодисперсной фракции. Следует также подчеркнуть, что при разной запыленности атмосферы изменяется не только уровень, но и ход спектрального ослабления 0力(入),что связано с различным химическим составом частиц, заданным в численном эксперименте. В натурных условиях это поведение может быть более сложным.

Еще одно замечание можно сделать относительно информативности методов, использующих для определения спектра размеров частиц ореольную часть индикатрисы рассеяния [7]. Поведение кривых накопления дифференциальных коэффициентов рассеяния на рис. 4.6 показывает, что ограничение интервала углов, в которых производятся измерения, несколькими градусами может привести к неправильным выводам относительно f(г), поскольку рассеяние в этих углах формируется в основном крупной (г 力 ^ 1,0 мкм) фракцией. С другой стороны, именно ореольные методы при своей дальнейшей разработке, могут стать надежным средством индикации запыленности атмосферы и прогноза спектрального ослабления в ИК-диапазоне волн.

В задачах оптического зондирования атмосферы информативность того или иного интервала размеров частиц определяется тем, сколь существенно проявляет себя в поведении 0(九)функция распределения геометрических сечений частиц S(г). Как показывает численный анализ, в спектральном интервале 0,53—1,06 мкм аэрозольный коэффициент обратного рассеяния 0冗(九) (а также полидисперсный фактор Кп(九j) обычно является монотонно убывающей функцией 九 практически независимо от типа унимодального распределения. Соответствующие примеры представлены на рис. 4.10.

Рост концентрации крупных частиц в таких унимодальных распределениях, как модели дымки L и М (в классификации Дейр- менджана (см. п. 2.3)), приводит к изменению наклона кривой Кл(九)(рис. 4.10б и б). Для класса бимодальных распределений S(г), используемых в настоящей работе, для которых вторая мода лежит левее точки r= 1 мкм, характеристика К式入)может становиться как выпуклой, так и вогнутой (рис. 4.10 а и д).

Последнее обстоятельство является решающим в обосновании возможности выявления бимодальности исследуемой микроструктуры при многочастотном лазерном зондировании. Действительно, если функция 0几(入)вогнута в спектральном интервале зондирова-

10°10°f(r) см^мкм1ST) см~3'мкм~2f(r) см^мкм1ST) см~3'мкм~2Рис. 4.10. Зависимость спектрального поведения фактора обратного рассеяния К«(入)от конфигурации модельных распределений: / — модели S(г) (/), f(г) (2); // ——соответствующие им зависимости 长几(九).Рис. 4.10. Зависимость спектрального поведения фактора обратного рассеяния К«(入)от конфигурации модельных распределений: / — модели S(г) (/), f(г) (2); // ——соответствующие им зависимости 长几(九).

10°

10°

f(r) см^мкм1

ST) см~3'мкм~2

f(r) см^мкм1

ST) см~3'мкм~2

Рис. 4.10. Зависимость спектрального поведения фактора обратного рассеяния К«(入)от конфигурации модельных распределений: / — модели S(г) (/), f(г) (2); // ——соответствующие им зависимости 长几(九).

Рис. 4.10. Зависимость спектрального поведения фактора обратного рассеяния К«(入)от конфигурации модельных распределений: / — модели S(г) (/), f(г) (2); // ——соответствующие им зависимости 长几(九).

ния, что может быть уверенно зарегистрировано даже по трем измерениям в точках Xf, то не представляется возможным в классе унимодальных распределений подобрать соответствующее квазирешение.

Химический состав частиц

Важным обстоятельством, затрудняющим прогноз радиационных характеристик аэрозоля, является сложная химическая природа аэрозольных частиц. Изучению этого фактора посвящено значительное количество работ, систематизированных в предыдущей главе, где, в частности, указано, что для установления достаточно корректного спектрального поведения комплексного показателя

преломления аэрозольной субстанции необходимо учитывать оптический вклад до десятка и более химических соединений.

Спектральные характеристики ослабления в ИК-диапазоне волн, приведенные на рис. 4.5, а также 4.9, убедительно демонстрируют решающее влияние расположения и интенсивности известных полос поглощения Н2О, (NH4)2SO4 и других минеральных образований на особенности формирования оптических свойств аэрозоля различной химической природы.

Наибольшие трудности методологического характера при прогнозировании спектрального хода оптических постоянных аэрозоля как комплексного соединения связаны с учетом слабых полос поглощения различных минералов в видимой и ближней ИК-области спектра. Многие авторы либо пренебрегают поглощающим влиянием аэрозоля в указанных участках спектра, либо принимают величину мнимой части комплексного показателя преломления т = п ——fx как некоторую малую константу, либо используют значения 乂(九)，заданные с большей погрешностью. В частности, в рекомендованной нами ранее синтетической модели аэрозольного вещества предложено принимать х = 0,005 в интервале 0,4 мкм W W 入 W 1,0 мкм. Одновременно некоторые компоненты аэрозольного вещества минерального происхождения, например гематит Fe2O3, могут иметь достаточно сильные полосы поглощения со значениями 0,55 в видимой части спектра.

В этой связи в работах [11, 16] выполнен цикл расчетов с целью установления возможных влияний неточно заданных оптических постоянных х(Х) на параметры рассеяния и поглощения полидисперсного атмосферного аэрозоля.

В табл. 4.1 приведены использованные в расчетах модельные значения комплексного показателя преломления т(Х) в диапазоне 0,4 мкм W 九 W 0,95 мкм. При этом спектральный ход дейст-

Таблица 4.1

Модель спектрального поведения x(Z), использованная в численных экспериментах [14]

九мкм

m （九）

% （九）

x2 （九）

Хз(М 1

九мкм

几（九）

«1 (М

乂2 （九）

x3 （九）

0,33

1,649

0,001

0,0050

0,09

0,67

1,648

0,001

0,0102

0,0070

0,40

1,649

0,001

0,0082

0,08

0,68

1,648

0,001

0,0105

0,0068

0,42

1,650

0,001

0,0080

0,065

0,70

1,648

0,001

0,0107

0,0060

0,45

1,649

0,001

0,0080

0,040

0,72

1,648

0,001

0,0110

0,0059

0,47

1,648

0,001

0,0079

0,018

0,75

1,648

0,001

0,0113

0,0058

0,50

1,647

0,001

0,0079

0,016

0,77

1,648

0,001

0,0117

0,0061

0,52

1,647

0,001

0,0083

0,016

0,80

1,648

0,001

0,0120

0,0070

0,55

1,647

0,001

0,0088

0,016

0,82

1,648

0,001

0,0130

0,0072

0,57

1,647

0,001

0,0090

0,015

0,85

1,649

0,001

0,0137

0,0065

0,60

1,647

0,001

0,0093

0,014

0,87

1,649

0,001

0,0145

0,0060

0,62

1,647

0,001

0,0097

0,0135

0,90

1,649

0,001

0,0152

0,0055

0,64

1,648

0,001

0,0100

0,0105

0,92

1,649

0,001

0,0158

0,0050

0,65

1,648

0,001

0,0101

0,0095

0,95

1,649

0,001

0,0165

0,0045

вительной части коэффициента преломления 〃（九）фиксировался и соответствовал синтетической модели аэрозоля при влажности 9 W 10 % （см. табл. 3.1）, в то же время функциональная зависимость х（Х） задавалась одной из трех возможных моделей xi（九）， 乂2（厶），乂3（九）.Модель yi（九）характеризуется предположением нейтральной спектральной зависимости х（九）в выбранном интервале волн, модель 乂2（入）приближенно соответствует гипотезе синтетического аэрозоля и модель 乂з（九）характерна для кристаллического гематита, присутствие которого неоднократно отмечалось в пробах космической пыли, а также приземного аэрозоля почвенного и промышленного происхождения.

Результаты расчетов объемных коэффициентов ослабления В% （九） для указанных моделей хДХ） （i = l, 2, 3） приведены в табл. 4.2. Микроструктурные характеристики полидисперсного аэрозоля, использованные в расчетах, адекватны модели приземной атмосферы （см. рис. 2.16, кривая /）.

Таблица 4.2

Результаты расчета коэффициентов ослабления 6〃 （Z） по модельным значениям 乂彳（九）из табл. 4.1 （км-1）

入мкм

%（入）

与2仏）

%亿）

0,33

0,2385

0,2382

0,2335

0,40

0,2347

0,2347

0,2327

0,45

0,2333

0,2327

0,2321

0,50

0,2323

0,2321

0,2319

0,55

0,2331

0,2325

0,2321

0,60

0,2332

0,2324

0,2320

0,65

0,2327

0,2319

0,2319

0,70

0,2302

0,2295

0,2298

0,75

0,2275

0,2263

0,2268

0,80

0,2239

0,2227

0,2230

0,85

0,2207

0,2195

0,2201

0,90

0,2166

0,2155

0,2160

0,95

0,2131

0,2121

0,2129

Как показывают данные табл. 4.2, коэффициент ослабления видимого излучения аэрозолем 仇（九）оказывается практически нечувствительным к вариации величины мнимой части комплексного показателя преломления при значениях последнего, представленных в табл. 4.1. Расчеты 0攵（九），выполненные для других форм распределения частиц по размерам, дали идентичный результат.

Совершенно иная ситуация возникает при оценке параметров обратного рассеяния, имеющих важное значение для многих практических задач. На рис. 4.11 приведены значения объемных коэффициентов обратного рассеяния 自也（九）.Кривые 1, 2, 3 соответствуют модельным значениям 乂1（九），乂2（九），％з（九）（см. табл. 4.1）.

Значения параметров 0冗(九)оказываются чрезвычайно чувствительны к изменениям х(А). Важно подчеркнуть тот факт, что не- учет даже слабых полос поглощения, как, например, полосы поглощения гематита для 九= 0,4 мкм, может служить причиной серьез

ных ошибок при интерпретации результатов лазерного зондирования.

С другой стороны, величину 限仅)трудно рекомендовать в качестве критерия наличия в свободной атмосфере поглощающих субстанций, поскольку зависимость 6几(九)не является однозначной. На рис. 4.11 кривыми Г,

Рис. 4.11. Влияние вариаций мнимой части показателя преломления на спектральное поведение объемного коэффициента обратного рассеяния аэрозоля «приземной» (/, 2, 3) и «верхней» (Г, 2‘，3‘)атмосферы.

2‘，3’ показано также поведение рл (х0 для другой формы спектра

распределения аэрозольных частиц по размерам, а именно модели «верхняя атмосфера» (рис. 2.16, кривая 6). Эта форма спектра характеризуется меньшим относи

тельным содержанием крупных частиц и, как результат, более слабой зависимостью &(%), особенно вне полосы поглощения. Общая картина формирования обратного рас-

Рис. 4.12. Влияние мнимой части показателя преломления на спектральные значения вероятности выживания кванта А(入)=0$(九)/6М九)(цифры на кривых соответствуют данным табл. 4.1).

сеяния усложняется к тому же тем фактором, что, например, (3Л(Х) не менее сильно зависит от вариации действительной части показателя преломления.

Наконец, определенное представление о том, как происходит перераспределение рассеянной и поглощенной долей радиации при разных априорных предположениях о поглощающих свойствах аэрозольных частиц могут дать зависимости вероятности выжива-

ния кванта А(х〃)，показанные на рис. 4.12 для тех же исходных данных, что и на рис. 4.11 (кривые /, 2, 3). Количественный анализ этих результатов, в частности, говорит о том, что природа изменения характеристик обратного рассеяния в полосах поглощения аэрозоля связана как с изменением полного коэффициента рассеяния, так и формы индикатрисы рассеяния. Корреляция результатов особенно сильна в случае сильного поглощения (кривые 3 на рис. 4.11 и 4.12).

К числу важных микроструктурных характеристик, обусловливающих формирование поля рассеянной радиации в аэрозольной среде, относятся, наряду с рассмотренными, форма рассеивающих частиц и их внутренняя структура.

Систематический анализ учета влияния несферичности частиц на адекватное описание их радиационных свойств выполнен в работе [6]. Получен вывод о том, что влияние несферичности по сравнению с подобным случаем сфер эквивалентного радиуса будет заметным для достаточно крупных частиц, например частиц кристаллических облаков.

Существенную роль, как показывают результаты численных экспериментов, особенно для формирования рассеянного поля в заднюю полусферу, играет внутренняя структура частиц. Большое распространение во многих исследованиях приобретает подход, основанный на модели концентрических сфер, позволяющий исследовать влияние возможных ядер конденсации при образовании жидкокапельных^ аэрозолей и туманов, а также сложных конгломератов, типичных для условий верхней атмосферы.

Поскольку разработанный в [13, 14, 16] и реализованный на практике алгоритм расчета оптических характеристик полидисперс- ного ансамбля концентрации неоднородных частиц содержит ряд оригинальных элементов и отличается повышенной эффективностью, сформулируем далее основные принципы его построения.

Оптические параметры двухслойных частици влияние ядер конденсации

Формальное решение задачи рассеяния электромагнитных волн сферическими поглощающими частицами, окруженными концентрическими слоями из различных материалов, получено Аденом и Керкером [25]. Большинство выполненных к настоящему времени численных исследований рассеивающих объектов, которые можно трактовать как концентрически неоднородные, относятся к мезо- сферным аэрозольным частицам [8]. В последние годы увеличивается количество работ, связанных с ролью нерастворимых ядер конденсации в оптике тропосферных гидрометеоров.

В работе [13] приводится ряд преобразований, которые позволяют перейти от формальных выражений в рамках теории Ми к экономичным вычислительным алгоритмам. Результаты обобщены на случай полидисперсных рассеивающих систем и численно

проиллюстрированы. В работе [31] получены упрощенные асимптотические выражения для малых частиц (р《1) и очень тонких оболочек.

Согласно дифракционной теории рассеяния Ми [9], выражения для членов ряда, как отмечалось в п. 1.2, являются осциллирующими функциями радиуса и показателя преломления частиц за счет присутствия в них сферических функций Бесселя от комплексного аргумента и производных полинома Лежандра. Для оценки коэффициентов ап и Ьп, входящих в выражения (1.6) для комплексных амплитуд рассеяния, в случае двухслойных частиц Фэнн [27] использует следующие выражения , полученные преобразованием точных формул Ми для соответствующих граничных условий:

/、* (0卜涧+ y/2%] + 2」(必)Q [// +y色]

(4.1)(4.1)又 /(x4)[^2^4 + ^1^3] +(х4) Г3 [Y2B2 +

(4.1)

(4.1)

g )一成(人)[卷Z + y匕当]+ *(/)%[%％ + %当「

где

B = % (%1)[2%(%2)^П (%3)一N几(%2)之几(%2)],

82 =n几(%1) [П拉(%2)Nn (%3)- % (%2)之%(%3)],

53 == % (%1)[n几(*2)% (%3) 之几(%2)% (%3)],

£ = W (%) [* (尤3)常(尤2)— * (%2)*(&)]•(4.2)

Для подсчета функций 3〃 (i=l, 2, 3, 4) используются функции вида

* (У) = Е/3)]“ 厶 + 打(у), z： (у) = Е/(2у)]“ Нп +1/2 (у),(4.3)

где /п+1/2(У)——сферическая функция Бесселя 1-го рода; //n+i/2(y)— сферическая функция Ханкеля 2-го рода. Обе функции удовлетворяют рекуррентному соотношению

^«(У)= (2/1 — 1)2—Ку)/у — z%—2®・(4.4)

Кроме того, в формулах содержатся функции

* 匂)=d [yzn (у)] (у dy),瑞匂)=d [y^ ®)] (у dy), (4.5) причем

% (у)=一戏%值)%+2九一](y).(4.6)

Далее,匕=(£"眼)%, /= 1, 2, 3; Xi = a(mi/m3); %2 =a(加2/加3)； %3 = = P(m2/m3); %4 = 6； a = 2na/九；^ = 2r[b/l.

Здесь 8г — диэлектрическая постоянная;山一магнитная проницаемость, rrii ——комплексный показатель преломления; i= 1 соответствует материалу внутренней сферы радиуса a, i = 2 — материалу оболочки с внешним радиусом b, i = 3 — внешней среде, окружающей частицу.

Однако непосредственное применение выражения (4.1) сопряжено с большим объемом вычислительной работы даже для скоростных ЭВМ. Главным образом это обусловливается необходимостью циклического вычисления 16 независимых функций Бесселя и их производных от комплексного аргумента. К тому же применение большого количества параллельных рекурсий увеличивает накопление ошибки, на которую указал Дейрменджан [9]. Ряд несложных преобразований, которые будут показаны ниже, позволяют существенно упростить алгоритмы и в несколько раз повысить быстродействие расчетной программы.

Запишем выражение для ап(р, ги) в (4.1) следующим образом: 植(人)+决[需疗浙]2；(0

Теперь все функции от комплексного аргумента, расчет которых наиболее трудоемок, объединены выражением в квадратных скобках. Обозначим его через Т и преобразуем с учетом (4.2) к виду

T_ &+(//厶)& 一

—B2+(Yl/Y2) b2 一

*(勺)f *(心)_ 成(修)唁(心)]+

4(^1) L 或(”3)г；(х2)г；(х3)]

Рассмотрим отношение n；(修)/之；(修)，которое обозначим c:(修).Для него, используя рекуррентные соотношения (4.4), (4.6), можно записать

С沱(%1) === П% (%)/ 之几(％1) 1=2 孔/%1 + 之几一1 (%1)义

X [(2П - 1) W _ 1 (%1)//一W - 2(%1)『=-几/%1[儿/%1 - Cn-1(X1)]-1.

(4.9)

Аналогичные рекуррентные соотношения, очевидно, справедливы и для функции С1(%2)и Сп (%з)・ Осталось исследовать отношения вида Пи (У)1^п(У)и *(у)1* (у). Прежде чем получить рекуррентные взаимосвязи, рассмотрим функции 般匂)и 盟匂)・ Из уравнений (4.5) при использовании определения сферических функций Бесселя 2-го рода следует

(4.Ю)(4.Ю)(4.Н)(4.Н)唱（У）= ［ *（У）十，$ ®）］ （—〃/У）+ ［ W -1（У）+ 力公-1（У）］==桔（y） +h一拉力（外历+必-1匂）］.

(4.Ю)

(4.Ю)

(4.Н)

(4.Н)

На основании этого

/г 力(У)I $(У)]

у " (у)" 5) •

Введем еще одну функцию Qn(y) =乂 ； (//)/之3 (у). С учетом тех же начальных рекурсий после некоторых преобразований получаем

Dn (у) = {[(2п — 1)/川 D…(у) — Dn-2(y) [Сп_{ (у) +

+ (n- 1)/川}/[("例)一以一匂)].(4.12)

Итак, для отношения т]п (y)/z； (у) получаем следующее уравнение: *(У)/ 或(У) = & (у) + i {—м& (У)/У + Dn-^y) [Сп (у) + п/у]}. (4.13) Подобным образом получается выражение и для последнего отношения, причем оно имеет еще более простой вид

zUy)/^{y)=l+iDn(y).(4.14)

Переход к рекуррентным формулам для отношений функций позволяет не только уменьшить количество необходимых оценок почти вдвое, но и упростить начальный вид рекурсий. Так, оказывается, что

&(У)=。0(У)= ctg (у),

2(У)= (cos yly + sin y)/(sin yly — cos у).(4.15)

He менее важно, что предлагаемые рекурсии отношений функции Рикатти——Бесселя устраняют многоразрядные осцилляции указанных функций с ростом у и ликвидируют трудноустранимые сбои, возникающие за счет ограниченности разрядной сетки ЭВМ.

Таким образом, последовательность формул (4.7) — (4.15) определяет легко реализуемый на ЭВМ алгоритм расчета величины ап.

Коэффициент Ьп оценивается по тем же рекуррентным формулам с необходимой перестановкой членов в итоговом выражении.

Если требуется рассчитать лишь факторы рассеяния и ослабления Ks и /Q, они могут быть получены непосредственно с использованием формул (1.22), (1.23). Для контроля предложенного вычислительного алгоритма, реализованного в виде программ для ЭВМ БЭСМ-6 и М-4030, был выполнен ряд сравнительных расчетов.

В табл. 4.3 приведены значения коэффициентов поглощения для одной двухслойной частицы при двух значениях радиуса ядра и набора длин волн. Для сравнения приведены подобные величины, полученные Фэнном для двухслойных сфер, состоящих из угля (ядро) и воды.

Таблица 4.3

Оценки Кс(九)для двухслойных частиц, рассчитанные и полученные в работе [27]

九мкм

а = 0,171 мкм, Ь = 6,265 мкм

а = 0,215 мкм, с = 6,265 мкм

расчет

данные [27]

расчет

данные [27]

1,35

0,00521

0,0051

0,00618

0,0062

1,5

0,04280

0,0443

0,04388

0,0440

3,0

1,11853

1,1185

1,18537

1,1846

4,5

0,50032

0,5004

0,50059

0х5005

5,5

0,37172

0,3716

0,37193

0,3719

6,0

1,13145

1,1311

1,13152

1,1311

Расчеты матрицы рассеяния для систем полидисперсных концентрических сфер в литературе отсутствуют, исключая работу [20], поэтому для контроля алгоритма мы провели сравнения с подобными оценками для однородных сфер, задав коэффициенты преломления ядра и оболочки двухслойных частиц очень близкими по величине.

В табл. 4.4 приведены значения индикатрисы рассеяния, рассчитанные Дейрменджаном и по нашей программе для 九=0,441 мкм. Спектр частиц в том и другом случае описывается обобщенным гамма-распределением (2.1) с параметрами а = 4,0-105; а = 2,0, у = =1,0; В = 2。,0, что соответствует модели дымки Н, рекомендуемой Дейрменджаном для высотного аэрозоля.

Результаты контрольных расчетов, показанные в табл. 4.3 и 4.4, полностью подтвердили правильность работы предложенного алгоритма расчета радиационных характеристик атмосферного аэрозоля сложного состава. Уже первые предварительные расчеты показали необходимость учета даже малых поглощающих ядер аэрозольных частиц. Особенно чувствительными к неоднородному строению рассеивающих частиц оказываются такие важные оптические параметры, как коэффициенты обратного рассеяния и ве-

Расчетные оценки функции рассеяния (尸1 + 尸2)/4冗 для однородных (т= 1,28 — 1,37/) и двухслойных (mi = 1,28 — 1,37/, m2 = 1,20—l,30i) частиц

е°

Частица

е°

Частица

однородная

двухслойная

о днородная

двухслойная

0

3,144

3,2062

60

0,0892

0,0861

5

2,950

2,9894

70

0,0654

0,0625

10

2,396

2,4445

80

0,0524

0,0498

15

1,7614

1,7960

100

0,0403

0,0382

20

1,2045

1,2263

120

0,0355

0,0344

30

0,5236

0,5290

140

0,0336

0,0330

40

0,2466

0,2455

160

0,0333

0,0329

50

• 0,1372

0,1342

180

0,0340

0,0335

роятность выживания кванта. Существенно изменяются поляризационные характеристики рассеянного излучения.

В качестве одного из практических приложений разработанной методики были проведены комплексные теоретико-экспериментальные исследования ядер конденсации на оптические свойства жидкокапельного аэрозоля «туманных дымок» [15].

Оценки ниже приводятся для длины волны 九=0,6943 мкм. Комплексный показатель преломления ядра тя= 1,51 — Z10-2, т. е. среднеэффективный для сухого остатка. Показатель преломления оболочки частицы т0= 1,408—fl О-8, что соответствует 50 %-ному раствору серной кислоты (см. п. 2.3). Среднеэффективный показатель преломления частиц при расчетах для однородной модели принимался из пропорций радиуса, поверхности или объема компоненты:

〃^3ф〃^3ф恤 + mo (J — 1)恤 + mo (J — 1)(4・16)(4・16)

〃^3ф

〃^3ф

恤 + mo (J — 1)

恤 + mo (J — 1)

(4・16)

(4・16)

где i равно соответственно 1, 2 или 3, 8 = гВнешЛвнуТ.

Результаты расчетов объемных коэффициентов взаимодействия и лидарного отношения для различных значений £ и различных способов оценки тЭф в однородных сферах представлены в табл. 4.5 и 4.6. Из результатов, приведенных в этих таблицах, следует вывод о том, что для оценки основных энергетических характеристик В力 и 6s можно уверенно пользоваться моделью однородных частиц, предполагая равномерной перемешанность химических соединений, т. е. расчеты проводить по теории Ми с эффективным показателем преломления, вычисленным в соответствии с объемным содержанием компонент. Различие значений 仇 и 6s между однородной и неоднородной моделями составляет 1—2 %. Иначе обстоит дело

Влияние неоднородной структуры частиц на их радиационные свойства(九= 0,6943 мкм,九=5 км, mN = 1,51—Z0,01, ms== 1,408 ——IO-8/)

е

瓦• 10-3 KM-i

% 10—3 км~1

0冗・10-4 км-1

g"0—2 срТ

Р (90°)

1,03

2,74

2,46

16,71

5,39

0,390

1,1

2,65

2,40

14,07

4,64

0,400

1,25

2,54

2,37

15,25

5,10

0,403

1,5

2,52

2,42

19,09

6,20

0,379

1,75

2,52

2,45

16,04

5,19

0,391

2,0

2,52

2,47

13,35

4,23

0,414

4,0

2,49

2,48

7,67

2,45

0,400

Таблица 4.6

Модель среднеэффективного показателя преломления (4.16) для тех же условий

j

8

比• 10—3 км—

&• 10-3 км—

0几.10-4 кмт

g"0T срТ

Р (90。)

3

1,03

2,74

2,47

17,10

5,50

0,394

1,1

2,65

2,43

14,81

4,83

0,403

1,25

2,56

2,41

11,61

3,83

0,409

1,5

2,57

2,42

9,39

3,08

0,406

1,75

2,50

2,43

8,73

2,90

0,405

2,0

2,48

2,44

8,01

2,60

0,404

2

1,03

2,76

2,47

17,50

5,61

0,392

1,1

2,70

2,45

15,87

5,15

0,399

1,25

2,61

2,42

13,28

4,36

0,407

1,5

2,54

2,41

10,88

3,59

0,408

1,75

2,51

2,41

9,70

3,19

0,407

2,0

2,50

2,42

9,02

2,95

0,406

1,03

2,78

2,48

17,89

5,72

0,390

1,1

2,74

2,47

17,02

5,48

0,394

1,25

2,68

2,44

15,50

5,04

0,401

1,5

2,62

2,42

13,63

4,47

0,407

1,75

2,58

2,41

12,36

4,07

0,408

2,0

2,56

2,41

11,51

3,79

0,409

с локационными характеристиками аэрозоля. Так, уже при значении 〃=1,5 модельные оценки величин g(jt) и рл для однородных сфер отклоняются от абсолютных значений более чем на 50 %.

На рис. 4.13а представлена индикатриса рассеяния g(9) для частиц двухслойной структуры для той же микрофизической модели f(c). Расчеты выполнены для £=1,1, 2 и 4. Аналогичные результаты для частиц однородной структуры с эффективным показателем преломления представлены на рис. 4.13 б. Сопоставление результатов показывает, что в случае преимущественного содержания химической компоненты характер локационного рассеяния

g回・4亿

Рис. 4.13. Расчетные оценки g⑼，выполненные для полидисперсных сфер однородной и концентрически неоднородной структуры.

а — двуслойные частицы (/?1^. = 1,51—0,OU, ms =. 1,408 — 2• 10~8/) с различным отношением радиусов е=1,1, 2, 4 (кривые соответственно /, 2, 3); б — однородные частицы (с т= 1,4846 — —7,5-10-3/ ⑺，m= 1,421 — 1,25-10-3/ (2), m = 1,4096 (3); в — двуслойные частицы с т^-^1,51 — — 0,01，и ms = 1,408 — 2-10-8/ (/) и частицы однородного состава с 俏^巾，осредненным по радиусу (2), поверхности (3) и объему (4).

для однородной и неоднородной структуры различаются незначительно. Иная ситуация, когда размер ядра составляет примерно половину внешнего размера частицы (кривые /) особенно это ярко проявляется для углов 0> 165°. В этом случае не удается подобрать эффективный показатель преломления. На рис. 4.13 в показаны расчеты индикатрисы при значении £ = 2 для модели неоднородных частиц (кривая /) однородных (кривые 2, 3, 4) с эффективным показателем преломления вычисленным по формуле (4.16). Значения g(H) для случая £ = 2 наиболее близки к значениям индикатрисы рассеяния для неоднородных частиц в области углов 9> 170°, однако в этом случае g⑹ имеет наибольшие различия для углов 0< 165°. Наоборот, кривая 4 близка к модели двухслойных для углов 9< 165° и имеет максимальные различия для 9> 165°, подтверждая таким образом заключение о качественных особенностях локационного рассеяния частиц двухслойной структуры.

Трансформация оптических свойств аэрозоляв поле переменной влажности воздуха

Полное описание закономерностей рассеяния и поглощения света аэрозольными частицами подразумевает, как мы установили, предварительное изучение и определение следующих микрофизиче- ских характеристик: счетной концентрации, спектра размеров, химического и физического строения (которые определяют эффективный показатель преломления), формы и внутренней структуры частиц. При этом все микрофизические характеристики зависят от состояния увлажненности атмосферы. Это обстоятельство обусловливает то внимание, которое уделяется специалистами вопросам взаимосвязи оптических свойств атмосферы с влажностью воздуха как первичным метеорологическим фактором f 1, 5, 18, 22, 24].

Исследования влияния влажности атмосферы на различные оптические характеристики аэрозолей и прежде всего на объемный коэффициент ослабления (рассеяния), выполненные многими авторами, однозначно показывают, что указанное влияние начинает проявляться уже при небольших значениях относительной влажности (20——30 %). Эффективность этого влияния неоднозначна и по разному проявляется в зависимости от климатических условий и времени года. Кроме того, она существенно зависит от физикохимической природы первичного аэрозоля и его источников.

Результаты соответствующих наиболее статистически обеспеченных измерений [5, 22] приводят к заключению, что в широком интервале значений относительной влажности воздуха q = 20+ + 10。% для Р/(7)в среднем характерно монотонное возрастание. Однако в ряде случаев наблюдались экстремальные зависимости Pt(7), в основном обусловленные соответствующим изменением метеорологических условий в процессе измерений. На необходимость тщательного контроля метеорологических условий измерений указывается в работе [5], где выполнена классификация массива измеренных характеристик по критерию стабильности атмосферы.

На рис. 4.14 результаты измерений [5], проведенных в условиях устойчивой воздушной массы, сопоставлены с результатами наших модельных расчетов, выполненных с учетом динамической перестройки спектра частиц f (г, q) и изменения комплексного показателя преломления m(q). Здесь же показаны результаты других экспериментальных исследований В土 (q) в свободной атмосфере, включая данные [1], которые выпадают из приведенного ансамбля данных.

Рассмотрим результаты численного моделирования тех возможных механизмов трансформации ансамбля аэрозольных частиц во влажной атмосфере, которые выдвинуты в работе [1] в качестве физических гипотез. Самый естественный механизм, по мнению авторов [ 1], может состоять в том, что при определенном значении влажности (q^65 %) оптический эффект укрупнения частиц подавляется уменьшением показателя преломления m(q).

Рис. 4.14. Влияние влажности на величину объемного коэффициента ослабления 6"д) в видимом диапазоне волн.

/ и 2 — данные измерений [36], выполненные соответственно в летних и осенних условияхстабильной атмосферы (入=0,59 мкм); 3 — измерения Г. В. Розенберга и др. [7] (апрель 1969 г.)на длине волны 九=0,5 мкм; 4 — измерения в Томске [1] в 1972 г.(九=0,59 мкм); 5 — настоящиерасчеты (入=0,53 мкм).

Рис. 4.15. Зависимость спектрального поведения коэффициента ослабления 0t (九)от эффективного значения коэффициента преломления m(九，q).

На рис. 4.15 показаны результаты расчетов спектрального поведения рДХ, q) полидисперсного ансамбля частиц (значения гистограммы распределения частиц по размерам f(г) взяты из работы [1], где обсуждаются данные того же комплексного эксперимента) при условии изменения только показателя преломления т(К, 7). Соответствующие значения 俏(九，q) приведены в табл. 3.10. Нетрудно заметить, что вариации 也(夕)для 九= 0,59 (соответствую-

щие данным [1]) весьма незначительны; они будут компенсированы увеличением размеров частиц даже в небольших пределах. Кроме того, эти вариации были бы более заметны при длинах волн 2,0+2,5 мкм. Следовательно, изменения т не могут служить причиной обнаруженных инверсий.

В этой связи интересно проследить специфичность влияния растворимых и нерастворимых ядер конденсации аэрозоля. Такие расчеты проводились в работах [3, 4]; при этом рассмотрены три возможных механизма взаимодействия: 1) равномерное набухание всего объема частицы с уменьшением m(q); 2) укрупнение частиц с частичным растворением первоначально сухого ядра (т= 1,54—— ,0,005); 3) обводнение частицы с нерастворимым ядром. Оказалось, что ни один из этих механизмов не оказывает заметного влияния на кривые монотонного роста |3/ (^). Эти выводы хорошо согласуются с расчетами [20], где также показано, что внутренняя структура частиц и ее преобразования не оказывают заметного влияния на энергетические характеристики излучения.

Были продемонстрированы и другие условия, при которых могло наступить просветление аэрозольной толщи. Однако ни одно из этих условий не нарушило монотонной зависимости 仇(«)• Интересно рассмотреть также, как проявляют себя отмеченные тенденции влияния влажности на параметры энергетического ослабления радиации в более широких спектральных интервалах, а также установить особенности трансформации других оптических характеристик. Экспериментальные исследования на этот счет недостаточны. Спектральные характеристики аэрозольного ослабления изучались в работах [2, 5, 18, 24], но в ограниченных масштабах изменения влажности.

Результаты численного исследования влияния влажности на спектральное поведение коэффициентов оптического взаимодействия приведены на рис. 4.16. Расчеты выполнены для современной модели пограничного слоя атмосферы (см. табл. 2.10 и 3.10). Тенденция возрастания коэффициентов ослабления (рис. 4.16 а) и рассеяния (рис. 4.16 б) сохраняется практически во всем рассмотренном спектральном интервале 入=6,3+15,0 мкм, хотя процесс укрупнения частиц слабее проявляется в ИК-диапазоне. Характеристики поглощения и локационного рассеяния (рис. 4.15 в, г) в большей степени определяются особенностями спектрального изменения оптических постоянных 枕(入)и х(Х), влияние которых в большинстве случаев противоположно эффектам структурной перестройки дисперсной смеси.

Достаточно высокое спектральное разрешение (А入= 0,05 мкм) представленных расчетных оценок позволило получить картину динамических изменений поглощающих и рассеивающих свойств аэрозоля для известных полос поглощения различных минеральных образований. На рис. 4.16 а, 6 отчетливо идентифицируются инверсии спектрального поведения В±(А), обязанные влиянию силикатов и кальцитов в области длин волн 9,0——11,0 мкм. Подобные экстремумы характерны для аэрозолей континента. В области

длин волн, равных 2,7——3,1 и 6,0 мкм сказываются в основном эффекты увеличения количества свободной воды в частицах.

Расчеты, выполненные для микрофизических данных, близких к реально регистрируемым, например, в комплексном эксперименте

Рис. 4.16. Зависимость спектрального поведения аэрозольных коэффициентов ослабления (а), рассеяния (6), поглощения (в) и обратного рассеяния (а) приземного слоя атмосферы от g я 九.

12], оказываются в хорошем не только качественном, но и количественном соответствии (рис. 4.16 а).

Спектральные зависимости 0s(入),как и 0±(入),отличаются сложным поведением, коррелирующим с положением основных полос поглощения воды, солей и минералов, входящих в состав частиц. В окне прозрачности 8—12 мкм доля рассеяния может

достигать 50 % общего ослабления, в видимой части спектра — 95 %; вблизи полос поглощения определяющую роль начинает играть истинное поглощение.

Для прогноза спектрального поведения коэффициента обратного рассеяния важное значение приобретает выбор корректной модели комплексного показателя преломления и его изменения во влажной атмосфере.

Полученные модельные оценки 0几(厶)(рис. 4.16) указывают, что в ряде спектральных интервалов, где изменение влажности наиболее существенно проявляется в постоянных т(Х, «), поведение 0п (九，7)трудно поддается априорному прогнозу, т. е. в среднем увеличение влажности приводит к уменьшению обратного рассеяния; однако для некоторых форм химического состава аэрозоля и различных спектральных интервалов оптического зондирования будет наблюдаться противоположная картина. Не исключена возможность экстремального поведения 0л(А).

Важную оптическую характеристику, определяющую угловое распределение радиации в элементарном акте рассеяния, представляет значение индикатрисы рассеяния g(8). В среде без поглощения g(8) (9 — угол рассеяния) характеризует количественное соотношение излучения, рассеянного в заданном направлении к полному интегральному рассеянию. Рассмотрим некоторые общефизические моменты трансформации индикатрисы рассеяния g(6) и степени поляризации р(8) в условиях переменной влажности воздуха.

Для того чтобы показать значение различных микрофизических характеристик в трансформации формы индикатрисы рассеяния с относительной влажностью, были проведены соответствующие расчеты при изменении только оптических постоянных (рис. 4.17 а), а затем дополнительно в схеме расчетов была учтена эволюция дисперсного состава. Результаты второй серии расчетов показаны на рис. 4.17 6. Длина волны излучения 入= 0,6943 мкм, гистограмма f (г) средняя для приземного слоя (см. рис. 2.16 (кривая /)) с повышенным содержанием пылевых частиц.

Анализ результатов показывает, что деформация индикатрисы в основном определяется изменением средних оптических постоянных. Так, с ростом относительной влажности увеличивается асимметрия индикатрисы рассеяния за счет уменьшения доли рассеянной радиации в заднюю полусферу. Трансформация спектра размеров аэрозольных частиц с увеличением влажности усиливает этот процесс. Поведение индикатрисы рассеяния для углов, близких к 150°, подвержено наименьшим колебаниям при изменении влажности.

Любопытно также сравнить рассматриваемую модель синтетических набухающих частиц с моделью двуслойных частиц, образующихся в предположении конденсации влаги на нерастворимом ядре при тех же масштабах укрупнения (рис. 4.17 в). При таком механизме взаимодействия аэрозольных частиц с влагой индикатриса рассеяния деформируется с изменением влажности 128

306090120150 9°306090120150 9°

306090120150 9°

306090120150 9°

Рис. 4.17. Зависимость индикатрисы рассеяния от m(Z, q) (о), трансформация формы g(0, g) при дополнительном учете перестройки спектра частиц (6) и измерения m(九，q) за счет поверхностного обводнения (в).

9 Заказ № 155

качественно иначе, чем в первом случае. Во-первых, значения g(6) для углов 2°<9<90° остаются практически неизменными; во-вторых, поведение индикатрисы рассеяния в локационных углах существенно расходится с данными экспериментальных измерений. К этому можно добавить, что единая тенденция изменения g(6) по мере укрупнения частицы за счет водной оболочки отсутствует.

Экспериментальный материал, касающийся подобных исследований, пока весьма ограничен. Для качественного сопоставления можно указать результаты работы авторов [30], выполнивших лабораторные измерения угловых характеристик аэрозольного рассеяния с абсолютным контролем влажности. Качественное поведение индикатрисы рассеяния для 九= 0,6328 мкм, показанное в работе [30] для диапазона q = 77+99 %, вполне согласуется с нашими расчетами для синтетической модели набухания (см. рис. 4.17 6).

В целом изменение формы индикатрисы рассеяния для излучения в диапазоне 0,3 мкм《А《1,5 мкм с увеличением влажности не имеет заметных качественных особенностей. Исключение составляет интервал углов 9= 1504-180°, где наблюдается определенная нерегулярность. Отдельные моменты, касающиеся высотного поведения индикатрисы рассеяния, будут рассмотрены далее. Нормированная индикатриса характеризует скалярные свойства рассеянного электромагнитного излучения.

Простейшей характеристикой, на основании которой можно оценить распределение рассеянного излучения по векторам компонент поляризации, может служить величина степени поляризации, определяемая как отношение [р\(0)—p2(6)]/[8(6)十三(6)]. Зависимость этой величины от направления рассеяния поддается оценкам в экспериментальных измерениях.

Как показывают результаты экспериментальных исследований [30], степень поляризации служит наиболее чувствительной характеристикой, отражающей все микрофизические изменения в аэрозольной среде, в том числе и в условиях роста относительной влажности воздушной среды.

Как и в случае с нормированной индикатрисой рассеяния, расчеты степени поляризации были выполнены для длины волны 入= = 0,6943 мкм (рис. 4.18). Анализ результатов показал, что для формы поляризационной зависимости важное значение имеет комплексный показатель преломления, являющийся в данном случае функцией относительной влажности q. Для частиц двуслойной структуры характерны кривые поляризации с более осциллирующим характером поведения, особенно для локационных углов 0>17О°.

В заключение подчеркнем, что, кроме рассмотренных структурных особенностей частиц, для поляризации важное значение имеет их форма. Предварительные оценки компонент поляризации рассеянного поля на системе несферических частиц, проделанные авторами [6], а также результаты многих других исследований свиде- 130

тельствуют о большой значимости фактора несферичности, ориентации и, как результат, функции распределения частиц по направлениям оси симметрии для прогноза средних угловых зависимостей

ре)

Рис. 4.18. Зависимость формы поляризационной индикатрисы рассеяния р(0) от 团(九，Q) (а) и трансформация формы р(0) за счет поверхностного обводнения частиц (6).

/, 2 н 3 — для Q, равных соответственно 70, 40 и 20 %.

степени поляризации. Например, общеизвестный факт деполяризации излучения при лазерной локации некоторых рассеивающих сред малой оптической плотности можно объяснить только отклонением аэрозольных частиц от сферической симметрии.

Влияние влажности на характеристики локационногорассеяния атмосферного аэрозоля

Отсутствие достоверной количественной информации о характеристиках локационного рассеяния аэрозоля (под последним подразумевается коэффициент обратного рассеяния рл и значение нормированной индикатрисы в направлении угла рассеяния 180° g(n)) является одним из основных источников неопределенности при интерпретации данных оптического зондирования.

Не вдаваясь более в детали возможных механизмов взаимодействия мелких частиц с водяным паром, отметим, что установленным фактом являются два процесса: 1) укрупнение частиц с ростом относительной влажности g и 2) регулярное изменение результирующего показателя преломления: 团(九)—тн20(九) при ^->100%.

Указанные процессы приводят к взаимно противоположным изменениям радиационных характеристик аэрозоля и в первую очередь локационного рассеяния [3, 11]. В зависимости от того, какой из процессов будет превалировать при изменении влажности, 9*131

можно ожидать как уменьшения, так и увеличения значений коэффициентов обратного рассеяния. Это, по-видимому,——одна из главных причин существенных количественных расхождений в данных экспериментах, выполненных в различных географических районах на аэрозолях разной химической природы, включая искусственные [1, 4, 17, 32].

Таким образом, в вопросе о влиянии влажности на характеристики рассеяния можно говорить лишь об установлении некоторых общих тенденций; осредненные количественные критерии могут быть определены лишь для частных геофизических ситуаций на основе конкретного экспериментального материала.

Проведенная нами серия численных экспериментов на ЭВМ была направлена на поиск наиболее адекватной оценочной модели атмосферного аэрозоля в переменном поле влажности. Вариация спектра f(г) осуществлялась на основе экспериментальных данных, приведенных в работе [29] для весенне-летнего периода. Выбор этой модели обусловлен тем, что указанные данные неплохо согласуются с существующими представлениями о том, что именно мелкодисперсная фракция аэрозоля в большей мере ответственна за помутнение атмосферы с ростом относительной влажности.

В качестве исходного распределения частиц по размерам также использовалась осредненная экспериментальная гистограмма сухой фракции аэрозольных частиц, полученная в результате забора проб в приземном слое атмосферы [3]. Расчеты производились для различных возможных механизмов изменения оптических констант аэрозольной субстанции.

На рис. 4.19 результаты расчетов функций 凯(夕)и g式q) для длины волны излучения 九= 0,69 мкм показаны соответственно кривыми 4 и 3. При расчете зависимостей, показанных кривыми За и 4о, коэффициент преломления аэрозольных частиц т = 1,54—— / 0,005 изменялся непрерывно от исходного значения до 1,33—— Ю-4/ с увеличением влажности q от 30 до 95 %. При этом, как и ранее, допускался механизм равномерного распределения жидкой воды в пределах частицы за счет микрокапиллярного проникновения, растворения солей и других возможных явлений. Зависимости 36 и 46 получены для подобной по спектру системы частиц, но с частично растворимым ядром. Имелось в виду, что укрупнение частиц происходит за счет появления оболочки с переменным по мере роста относительной влажности показателем преломления. Показатель преломления ядра полагался фиксированным тя= 1,54——0,005/. Кривые Зв и 4в моделируют поведение аэрозольных коэффициентов обратного и полного рассеяния для той же системы концентрических структур, но состоящих из нерастворимого ядра, покрытого чисто водной оболочкой (/% = 1,38——10~60, возрастающей по мере увеличения влажности.

Нетрудно заметить, что наилучшее качественное совпадение функций 仇(д) и gn(q), полученных расчетным и экспериментальным путем, наблюдается в первом варианте. На наш взгляд, этот факт может служить еще одним косвенным подтверждением по- 132

ложений работ [2, 12], основанных на представлениях о том, что рыхлые конгломераты аэрозольных частиц взаимодействуют с водяным паром в целом, процессы концентрического обводнения становятся определяющими, возможно, лишь при очень высоких значениях влажности воздуха.

Рис. 4.19. Зависимость коэффициента аэрозольного ослабления и индикатрисы рассеяния от относительной влажности воздуха.

/ н 4 — экспериментальная и расчетная зависимости 瓦（q）, 2 и 3 — экспериментальная и расчетная зависимости g^S）； а, 6, 6 — типы расчетной модели.

Другой достаточно очевидный вывод, уже отмечавшийся в п. 4.3, состоит в том, что характеристики локационного рассеяния более чувствительны к вариациям микрофизических характеристик, чем интегральные коэффициенты взаимодействия. Это в определенной степени осложняет задачу количественной интерпретации данных лазерного зондирования, но сохраняет перспективы более информативной постановки обратных задач аэрозольного рассеяния.

ГЛАВА 5. ВЫСОТНАЯ ОПТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬАТМОСФЕРНОГО АЭРОЗОЛЯ

Адекватность математического моделирования процессов переноса электромагнитной радиации в планетных атмосферах основана на правильном численном прогнозировании актов элементарного взаимодействия радиации с рассматриваемой дисперсной

средой. Энергетическое ослабление видимого и инфракрасного излучения в земной атмосфере обусловлено поглощением атмосферными газами и парами воды, поглощением и рассеянием частицами твердой и жидкой фракции (аэрозолем) и рассеянием на мелкомасштабных и крупномасштабных флуктуациях плотности воздуха. Каждый из этих отдельных вопросов представляет собой фундаментальную проблему для изучения и имеет длительную предысторию как в экспериментальных, так и теоретических исследованиях. В задачах диффузного переноса излучения в атмосфере основную роль, как известно, играют частицы аэрозоля, моделированием оптических свойств которого мы и ограничим наше внимание в настоящей главе. Вопросы учета спектроскопических эффектов, необходимые в ряде ситуаций, будут рассмотрены в следующих главах.

Развитие методологии построения высотных оптическихмоделей атмосферного аэрозоля

Многообразие форм атмосферного аэрозоля как в отношении химического состава, так и размеров отдельных составляющих фракций делает задачу численного прогноза оптических параметров достаточно сложной. В литературе [6, 9] сложилась определенная классификация возможных форм существования аэрозоля, основанная на характерных типах оптической погоды (наличие осадков, облаков, туманов или дымки). В рамках этих характерных типов обычно и ставится задача моделирования, хотя, очевидно, что каждый из них также отличается достаточным многообразием. Сам термин 《азрозоль》 часто используется для идентификации состояния безоблачной атмосферы.

Построение корректной оптической модели аэрозоля, под которой мы будем понимать упорядоченный по высоте и спектру частот (длин волн) числовой массив объемных коэффициентов взаимодействия компонент матрицы рассеяния, невозможно осуществить без достоверной количественной информации о микрофизических свойствах ансамбля аэрозольных частиц, статистически обоснованного для заданной геофизической ситуации. Основу такой информации должны составлять экспериментальные измерения и полученные на их основе математические модели концентрации и функции распределения аэрозольных частиц по размерам, формы частиц и их химического состава.

Если в случае жидкокапельных облаков и туманов, находящихся в квазистационарном состоянии, вопрос о функциональном описании материала и спектра частиц по размерам не вызывает особых дискуссий в литературе [6], то проблема построения достоверных математических моделей для других форм атмосферного аэрозоля (в первую очередь дымок) является нетривиальной. Накопленный к настоящему времени экспериментальный материал, например [4, 47], свидетельствует о наличии в атмосфере устой-

чивых по высоте инверсий аэрозольной концентрации. В частности, не вызывает сомнений существование стабильного аэрозольного слоя на высотах 15——30 км, так называемого слоя Юнге, который, как выяснилось [48], обладает заметным сезонным и широтным ходом.

Нельзя упускать из виду, кроме того, что наиболее активные в оптическом отношении частицы аэрозоля с радиусом г>0,2 мкм представляют собой сложные химические конгломераты, объединяющие целый набор минералов, солей и кислот. Как отмечается в работе [16], 50——80 % твердой фракции аэрозольных частиц генерируется почвенным покровом земной поверхности. Наблюдаются значительные сезонные и синоптические вариации концентрации аэрозоля в аридных и субаридных зонах [25].

В последние десятилетия существенным стал процент аэрозоля антропогенного происхождения [ 1, 2]. Несомненно влияние обширной океанической поверхности [15, 16, 23, 31]. Таким образом, химический состав аэрозольных частиц отличается крайним разнообразием и, очевидно, невозможно предложить универсальную модель комплексного показателя преломления 团(九).Построение же региональных и высотных моделей требует тщательной систематизации фактического материала.

С позиции прикладных проблем достаточную известность приобрела аэрозольная модель Макклатчи и др. [42], выполненная в комплексе с моделью нормальной молекулярной атмосферы для достаточно широкого набора лазерных длин волн: 0,3371, 0,6328, 0,86, 1,06, 1,536, 3,59 225, 10,591, 27,9 и 337 мкм. Модель молекулярного поглощения и рассеяния классифицируется в зависимости от географической широты и времени года: тропики (Т), лето средних (SM) и арктических (SA) широт, зима средних (WM) и арктических (WA) широт. Основные характеристики моделей определены на основе стандартной модели США 1962 г. [58] с шагом 1 км до высоты 25 км, далее с шагом 5 км до высоты 50 км.

Некоторые из указанных характеристик приведены в табл. 5.1, заимствованной из [5]. Предложенные в [42] две аэрозольные модели различаются состоянием метеорологической дальности видимости у поверхности земли (Sm = 5 км и Sm = 23 км). Поскольку функция распределения аэрозольных частиц по размерам предполагается одинаковой для указанных моделей и задана в виде

г < 0,02 мкм, г > 10 мкм,

f (г) = < & • 10* о,О2 мкм & г & 0,1 мкм, (5.1) С • г", о,1 мкм < г < 10 мкм,

рекомендованном Дейрменджаном [3] для континентальной дымки, модели отличаются друг от друга лишь высотным профилем концентрации частиц 乂(九)в интервале высот 九=0+4 км. Соответствующие профили N(h) приведены в табл. 5.2. Функция распределения (5.1) нормирована на интервале Дг= 1 мкм и & =

Таблица 5.1

Коэффициенты молекулярного поглощения 0см и рассеяния Psm (км1)основных моделей нормальной молекулярной атмосферы [42]

Модель

h км

Л мкм

0,488

0,69

1,06

Bsm

Всм

Bsm

Всм

Bsm

т

0—1

1,74—02

6,04—03

4,10—03

7,64—04

5,178—01

5—6

1,04—02

3,09-03

2,60—03

4,68—04

5,018—02

10—11

6,16-03

5,28—05

1,45—03

2,72—04

1,431—02

20—21

1,31—03

<—06

3,16-04

6,90-05

6,279-03

30—35

2,96—04

V—06

4,80—05

9,20—06

1,160—02

50—70

6,34—06

<—06

3,17—06

<—06

8,607—04

SM

0—1

1,77—02

5,07—02

4,16-03

7,61—04

3,256—01

5—6

1,06—02

2,04—03

2,30—03

4,60—04

4,463—02

10—11

5,86—03

6,68—05

1,44-03

2,60—04

1,574—02

20—21

1,36—03

<-06

3,21—04

6,02—05

9,194—03

30—35

3,24—04

<-06

3,27—05

9,80—06

1,319-02

50—70

1,01—06

<-06

3,38—06

V-06

1,077—03

WM

0—1

1,61—02

1,28—02

4,50-03

8,41-04

7,312—02

5-6

1,08—02

7,41—04

2,56—03

4,80—04

2,623—02

10—11

5,86—03

6,07—06

1,30—03

2,50—04

9,813—03

20—21

1,26—03

<-06

2,94-04

5,51—05

8,104—03

30—35

1,09—04

<—06

4,69—05

8,70—06

6,848-03

50—70

7,47—05

<—06

1,76—06

<—06

2,744—04

SA

0-1

1,86—02

3,18—02

4,23—03

7,90—04

1,818—01

5—6

1,07—02

1,95—03

2,51—03

4,71—04

3,737-02

10-11

5,67—03

1,43—05

1,41—03

2,64—04

1,196—02

20—21

1,31—03

V—06

3,09—04

5,80—05

1,196—02

30—35

3,76—04

V—06

5,32—05

8,98—06

2,007—02

50—70

1,05—05

<—06

2,47—06

<—06

1,097—03

WA

0—1

1,93-02

4,10—03

4,88—03

8,77—04

4,142—02

5—6

1,06—02

3,06-04

2,57—03

4,82—04

1,933—02

10—11

5,57—03

4,63—06

1,31—03

2,46-04

8,921—03

20—21

1,17—03

<—06

2,76—04

5,17—05

7,764—03

30—35

1,84—04

<—06

4,34—05

8,14-06

5,785—03

50—70

6,66—06

<—06

1,50—06

<->06

7,761-04

Таблица 5.2

Концентрация (см~3) аэрозольных частиц N(h) в модели Макклатчи и др. [42]

h км

Sm км

h км

Sm км

23

5

23

5

0

2,828+03

1,378+04

15

4,744+01

4,744+01

1

1,244+03

5,030+03

16

4,511+01

4,511+01

2

5,371+02

1,844+03

17

4,458+01

4,458+01

3

2,256+02

6,731+02

18

4,314+01

4,314+01

4

1,192+02

2,453+02

19

3,634+91

3,634+01

5

8,987+01

8,987+01

20

2,667+01

2,667+01

6

6,337+01

6,337+01

25

7,429+00

7,429+00

7

5,890+01

5,890+01

30

2,238+00

2,238+00

8

6,069+01

6,069+01

35

5,890—01

5,890—01

9

5,818+01

5,818+01

40

1,550-01

1,550—01

10

5,675+01

5,675+01

45

4,082—02

4,082—02

11

5,317+01

5,317+01

50

1,078-02

1,078-02

12

5,585+01

5,585+05

76

5,550-05

5,550—02

13

5,156+01

5,156+01

100

1,969-08

1,969—02

14

5,048+01

5,048+01

Таблица 5.3

Коэффициенты поглощения 仇 и рассеяния 6s аэрозольных моделей для единичной концентрации

N=1 см-3

7v мкм

Вс км—

Bs км~1

0,3371

<ю-9

0,829 • 10-4

0,488

<ю-9

0,621 - 10-4

0,5145

<ю-9

0,595 • IO-

0,6328

0,111 . ю-5

0,481 • 10-4

0,6943

0,268 • 10-5

0,424 • IO-

0,86

0,539 • 10-5

0,319 • КН

1,06

0,699 • 10-5

0,240 - 10-4

1,536

0,834 • IL

0,747 • 10-5

3,3923

0,559 • 10-5

0,655 • 10-5

10,591

0,194 • 10-5

0,244 • IL

27,9

0,398 • 10-6

0,274 • 10-6

337,0

<ю-9

<10-9

= 0,883-10-3. Чтобы получить фактическое распределеьше размеров частиц по высоте, достаточно умножить значение функции f(r) на соответствующее значение N(h) из табл. 5.2. То же самое справедливо и для любого прогнозируемого оптического параметра: достаточно рассчитать его для единичной концентрации частиц N =\ см-3 и затем произвести соответствующую коррекцию для требуемой высоты. В табл. 5.3 приведены значения коэффициентов аэрозольного поглощения и рассеяния, нормированные на единичную концентрацию [42].

Преимуществом рассмотренной модели является ее компактность, которая, однако, следует из достаточно грубого предположения о том, что структурный состав аэрозоля неизменен с высотой. Не менее прямолинейное предположение в [42] сделано и относительно оптических постоянных частиц: показатель преломления считался величиной действительной — для 九＜0,6 мкм значение 乂(入)=0, а для 入= 0,6+2,0 мкм значение х(Х) линейно возрастает до 0,1.

Остановимся далее кратко на проблеме региональных моделей спектрального поведения оптических параметров аэрозоля. В работе [34] предложено различать характерные формы f(r) фонового, континентального, морского (в том числе с учетом пыли САС) аэрозолей. Хёнел [39] усложнил классификацию, предложив учитывать специфику аэрозоля прибрежных, горных и индустриальных районов. Он всесторонне обосновал решающее влияние влажности воздуха на формирование микрофизических параметров аэрозоля в реальной атмосфере. Однако отдельные эпизодические измерения, выполненные в указанных типовых условиях, не давали возможности выделить даже эмпирические признаки предложенных типовых форм.

В последующих работах Хёнел [40] вернулся к первоначальной крупномасштабной классификации как физически более адекватной для современного уровня развития техники и масштабов оптико-метеорологических исследований. Шеттл и Фенн [53, 54J предприняли дальнейшую детализацию модели. Их версия предусматривает следующую условную классификацию оптического состояния аэрозольной атмосферы:

в пограничном слое атмосферы (0—2 км) предложено 10 вариантов профилей 仇(九)，характеризующих морской, континентальный и городской аэрозоль при значениях Sm, равных 2, 5, 10, 23 и 50 км (в составе городского аэрозоля предполагается 35 % углерода);

в тропосфере и стратосфере выделено два сезонных состояния (весна—лето и осень——зима); кроме того, выполнен приближенный учет влияния вулканических извержений;

в средней атмосфере (30——90 км) аэрозоль характеризуют две модели: фоновая и экстремально запыленная.

Несомненным достоинством модели Шеттла и Фенна с методологической точки зрения является учет средних профилей относительной влажности воздуха в нижней тропосфере.

Оптическая модель Шеттла и Фенна нашла практическое отражение в пакете прикладных программ LOWTRAN-5 [41], а также включена в состав предварительной модели безоблачной атмосферы на основании решения рабочей группы экспертов по проблеме «Аэрозоли и их климатические воздействия» [30]. В своей первооснове модель [53] содержит материал по спектральному поведению коэффициентов взаимодействия, индикатрисы рассеяния и степени поляризации в диапазоне волн 入= 0,2+40,0 мкм. К числу ее недостатков следует отнести достаточно произвольный выбор параметров распределения аэрозольных частиц по размерам и относительный характер параметров спектрального ослабления и рассеяния, следующий из первого обстоятельства.

Следуя той же логике регионального моделирования, К. Я. Кондратьев и др. [16, 17, 22] предложили снова вернуться к усложненной геофизической классификации типовых форм аэрозоля, выделив как самостоятельные аридные и субаридные формации: лесные и болотистые районы, полярные широты. В отличие от работ [53, 54], в работах [ 16, 17] в основу глобальной микро- физической модели положено параметрическое семейство обобщенных гамма-распределений [3]. При этом сохраняется та же проблема адекватного прогноза входных параметров модели f(r). В работе [ 15] приведен большой объем расчетного материала, касающегося спектрального (入= 0,13+20,0 мкм) и высотного поведения коэффициентов рассеяния и поглощения, индикатрис рассеяния; проанализированы оптические свойства составляющих компонент аэрозоля (сульфатов, хлоридов, пылевых фракций различной природы).

Следующим шагом в развитии методологии построения оптических моделей явился прямой учет вертикальной неоднородности аэрозольного заполнения тропосферы и стратосферы. Такова модель [8], построенная на основе обобщения комплекса данных прямых микрофизических измерений, выполненных с помощью подъемных средств. Исходя из физических особенностей генерации и стока аэрозолей, выделены следующие высотные уровни в атмосфере: приземный слой (0——1,5 км), тропосфера (1,5——9,0 км), тропопауза (9,0——13 км), нижняя стратосфера (13——22 км), верхняя стратосфера (22—30 км) и верхняя атмосфера (30——100 км). Указанная градация не претерпела серьезных изменений и в современных работах [16, 18, 19, 30, 53]. В пределах каждого уровня оценивались и использовались в расчетах средние гистограммы распределения частиц по размерам ，(厂° (см. рис. 2.15). Оптические постоянные материала аэрозольных частиц задавались согласно синтетической модели [ 14]. В модели [8] впервые выполнен приближенный учет среднего вертикального распределения относительной влажности воздуха q(h). Дальнейшее развитие методологии, связанной с использованием в качестве входных параметров данных прямых измерений в реальной атмосфере [8], связывалось с привлечением более полного объема измерительной информации и новых средств зондирования [11, 13, 26].

Так, уже первые систематические исследования тропосферы средствами лазерного -зондирования привели к пересмотру качественных представлений о вертикальной структуре аэрозоля в нижней тропосфере, выявили решающую роль температурных инверсий и конвективных потоков. Установлено, что не менее типичной ситуацией, наряду с общепринятой закономерностью экспоненциального спадания 2(九)，является нейтральное поведение 乂(用)в слое турбулентного перемешивания (0.5 kmW用W4,0 км).

九5九5кмкм44JJ2211ОО

九

5

九

5

км

км

4

4

J

J

2

2

1

1

О

О

Рис. 5.1. Антициклоническая модель 仇(力)в слое турбулентного перемешивания (7) в сравнении с данными лазерного зондирования, систематизированными в [19] (2—7) и моделью Эльтермана [35] при 入= 0,6943 мкм (8).

Как показано в работе [4], вертикальная протяженность и границы (%,九2) квазипостоянного слоя имеют хорошо выраженную зависимость от сезона и широты, а также от метеоусловий (облачность, циклон, антициклон). В частности, отметим, что вопросы сезонной изменчивости аэрозольного ослабления в приземной атмосфере детально изучаются в работах Филиппова [22, 29].

Уникальные данные о высотном (с шагом Д/г^0,25 км) распределении N (h), f(r, Л) и химическом составе частиц над континентом были получены при проведении Советско-американского аэрозольного эксперимента (Рыльск——Ларами, 1975——1976 гг.) с помощью комплекса самолетного и аэростатного зондирования [19]. Эти данные в совокупности с нашими результатами лазера ного зондирования [61] и данными высотного самолетного зонди-

рования [36] послужили основой для следующей версии оптической модели аэрозоля [ 19]. В монографии [ 19] приведен обширный расчетный материал, отражающий высотную стратификацию оптико-локационных характеристик аэрозоля в спектральном диапазоне 入= 0,34+15,0 мкм. Учтено влияние влажности на оцениваемые характеристики; впервые представлены данные о высотной трансформации компонент матрицы рассеяния, рассмотрены специфичные формы аэрозоля (городской, серебристые облака). Проведены сопоставления с данными оптического зондирования в указанный отрезок времени и многолетними измерениями спектральной толщи атмосферы на полигоне Института оптики атмосферы.

Сопоставления показали достаточную физическую адекватность модели [19]. В частности, на рис. 5.1 показан результат сравнения модельной характеристики 仇(九)с соответствующими оценками Эльтермана [35] и данными лазерного зондирования, систематизированными в [ 19] для условий антициклонической погоды. Одновременно отметим, что модель не свободна от недостатков. Во-первых, статистический объем используемой микрофи- зической информации недостаточен, что затрудняет возможности статистического анализа; во-вторых, самолетные и аэростатные измерения, результаты которых использованы в модели, выполнены в период после двух достаточно мощных вулканических извержений (Фуэго и Толбачек), что не могло не привести к завышенным, по сравнению с фоновыми, значениям N(h) в стратосфере; наконец, концепция квазипостоянного присутствия однородного по концентрации частиц слоя в СТП, не может рассматриваться как единственная в масштабах глобального аэрозольного поля. Указанные моменты, а также появление новых статистически более представительных микрофизических данных обусловили дальнейшую модификацию описанной модели атмосферного аэрозоля.

Вертикальная стратификация оптических характеристикаэрозоля в диапазоне волн 0,248—10,6 мкм

Анализ литературных данных и серия численных экспериментов, выполненных в предыдущих параграфах, позволил сформулировать основные требования к микрофизической модели аэрозоля, необходимые для прогноза его оптических характеристик, и определить предпосылки создания модели вертикальной стратификации указанных характеристик. Выбор спектрального диапазона видимого и ИК-излучения 0,248——10,6 мкм в настоящей модели оптических характеристик аэрозоля обусловлен в первую очередь диапазоном рабочих длин волн наиболее распространенных образцов оптических квантовых генераторов [7], которые приняты далее в качестве опорных точек при построении вертикальных профилей основных оптических характеристик.

При необходимости высотные характеристики ослабления и рассеяния для других длин волн могут быть получены с использо-

ванием приведенных далее данных спектрального поведения Р/(X), рс(л) и (九)в наиболее характерных по своим физико-химическим свойствам высотных интервалах. Интервал высот в предлагаемых ниже таблицах ограничен высотой 90 км ввиду того, что оптическая плотность более высоких слоев атмосферы существенно меньше возможных вариаций подобных модельных значений для тропосферы и стратосферы, вносящих определяющий вклад в оценку энергетики коротковолнового излучения.

Как и ранее [19], мы отказались при построении оценочной оптической модели от упрощающих аналитических описаний мик- рофизической структуры аэрозольных частиц как функции высоты. В первую очередь это касается профиля счетной концентрации N (h), где вместо упрощенных априорных предположений, рекомендуемых, например, в [30], приняты результаты осреднения данных многочисленных прямых и локационных методов зондирования тропосферного аэрозоля. Качественной особенностью многих результатов, отмеченных в гл. 3, является существование пограничного слоя (ft^0,5 км) у поверхности земли с быстрым уменьшением N(h) в условиях континентальной атмосферы и, наоборот, достаточно однородным в условиях океанической атмосферы. Профиль M(/i) до уровня так называемого слоя перемешивания, высота которого 良^2+4 км, отличается наиболее динамичным состоянием; его поведение часто связывается с присутствием температурных инверсий или аномалий вертикального хода q(h) [28].

Спектр размеров частиц с высотой f (г,九)также не может быть удовлетворительно описан простой мономодальной единой аналитической моделью, как, например, в работе [42]. В гл. 2 приведены данные, убедительно свидетельствующие о заметных трансформациях функции f (г, h) с высотой. Так, в целом ряде измерений зафиксировано, что содержание грубодисперсной фракции частиц в слое перемешивания (九亠 3 км) и в узком слое над тропопаузой (/z~ 11 км) повышенное, а в «сульфатном слое» (h~ 164-4-20 км), наоборот, пониженное. В основу настоящей версии оптической модели атмосферного азрозоля положены микрофизиче- ские данные, осредненные по ряду крупных комплексных программ. Для континентальной тропосферы проведена статистическая интерпретация серии наших самолетных контактных измерений ^ (h) и f(г,用)，осуществленных в период 1981——1983 гг. над территорией Западной Сибири и Казахстана (около 700 полетов). В процессе статистической обработки проведена оценка первых моментов высотного распределения N(h) и параметров распределения частиц по размерам f(г, /г), выбранного в форме суперпозиции логнормальных распределений (2.26). В гл. 2 было выполнено сопоставление полученных параметров f(г, /г) с известными результатами измерений других авторов (см. табл. 2.10) и на основе вторичного осреднения установлены модельные значения параметров 加.и %., принятые в расчетах оптических характеристик. Результаты подобного осреднения для океанических условий 142

приведены в табл. 2.11. Микрофизические свойства аэрозоля в тропосфере над континентом и океаном считаются одинаковыми, основанием для этого являются данные многих работ, обсуждаемых в п. 2.4 (см. табл. 2.12).

Результаты 13-летнего цикла исследований, проводимых сотрудниками университета штата Вайоминг, в том числе в 12 точках земного шара (от Южного полюса до Аляски), приняты нами в качестве базовых при построении микрофизической модели верхней тропосферы и стратосферы (Л = 54-30 км). Напомним, что в гл. 2 выполнено обоснование выбора двух среднестатистических моделей вертикального профиля N(h) ±6N(h) для фоновых условий 1978——1979 гг. [47] и средних условий по многолетнему ряду измерений между двумя крупными вулканическими возмущениями стратосферы. Выполнена оценка средних значений параметров распределения в рамках того же логнормального распределения (2.26). Высотное изменение гу (/г) и 行卩(九)с приближенной оценкой доверительных интервалов показано в табл. 2.13. Отмечены границы сезонных и широтных колебаний 6Л/(Л) в стратосфере. Проведено сопоставление выбранной модели f(г, /г) с представительными данными прямых импакторных измерений [37] и ряда других исследований (см. п. 2.3).

Обоснование достоверной микрофизической модели аэрозоля средней атмосферы остается проблематичным ввиду дефицита измерительной информации. Мы принимаем в качестве модельных результаты теоретического моделирования Туна и Турко [57J, которые оказались в хорошем соответствии с другими данными для уровня стратосферы. Об их адекватности можно судить только по итогам сопоставления рассчитанных оптических характеристик с результатами прямых оптических измерений (лидарных, ракетных) .Наибольшие трудности в обосновании микрофизической модели аэрозоля, как оптически активного вещества, связаны с выбором значений комплексного показателя преломления и учета пространственно-высотных изменений. Многообразие источников аэрозоля, сложный химический состав аэрозольных частиц, несовершенство методов измерения оптических постоянных обусловливают эти трудности.

Важное значение в формировании эффективных значений m(Z, Л) играет постоянное присутствие в свободной атмосфере значительных количеств паров воды, а также жидкокапельной (в том числе сернокислотной) фракции. В монографии [ 19] численно учтены эти моменты на основе экспериментальных результатов Мессарош [43] для континентальной тропосферы, а также более реалистических данных о среднем распределении водяного пара [10]. Использованная «стандартная модель» высотного поведения q(h) для средних широт, рекомендованная в [ 10], близка к средним данным сопровождающих метеорологических измерений в период первого этапа Советско-американского аэрозольного эксперимента (Рыльск, август 1975 г.). Соответствующий профиль относительной влажности приведен в табл. 3.6 совместно с количе-

ственными оценками содержания H2SO4 в нижней стратосфере, любезно предоставленными нам Л. С. Ивлевым [ 19].

Выполненные выше численные эксперименты (см., например, рис. 4.16) показывают хорошую физическую достоверность принятой модели минерального состава частиц (см. табл. 3.1) при оценках спектрального ослабления во влажной аэрозольной атмосфере. Современные результаты Фольца [60] и Паттерсона [44] позволили не только сократить известную неопределенность достоверного выбора мнимой части показателя преломления в видимом диапазоне волн, но и создать основу для статистической оценки возможных интервалов разброса величин x(Z) в инфракрасном интервале спектра для различных типовых форм природного аэрозоля (см. рис. 3.3).

Проведенные статистические оценки х(Х) позволили нам, в свою очередь, уточнить модели, регламентирующие изменение х(л, 7)в динамике относительной влажности воздуха (см. табл. 3.9 и 3.10). Важность корректной оценки величин x(Z, q) и их высотного поведения особенно проявляется в прогнозе локационных характеристик аэрозольного рассеяния, поскольку 《малые》 вариации этой величины оказывают существенное влияние на точность прогноза характеристик лидарного рассеяния и поглощения, на форму поляризационных индикатрис рассеяния. В этих случаях достоверность расчетов также должна следовать из сопоставления с экспериментальными измерениями рассчитываемых характеристик.

Обратимся к результатам модельных оценок. Особенности математического аппарата, лежащего в основе расчетных программ для ЭВМ указывались в п. 1.2 и 4.2. Алгоритм расчета оптических параметров для однородных полидисперсных сфер внедрен в Государственный фонд алгоритмов и программ [19]. В табл. 5.4 сгруппированы оптические характеристики, определяющие энергетику монохроматического лазерного излучения при распространении в аэрозольной атмосфере и оптико-локационные характеристики аэрозоля, необходимые для оценки потенциальных возможностей лазерных локаторов или фонов обратного рассеяния в оптических системах связи. В табл. 5.4 приведены статистические модели вертикального профиля объемных коэффициентов ослабления (0%), поглощения (рс) и обратного рассеяния (0汽)для фоновой модели глоба. ьного аэрозоля, а также указаны соответствующие среднеквадратичные отклонения (±6р), возникающие за счет вариации профиля N(h) в соответствии с масштабом ±32(%). Результаты приведены для наиболее употребительных длин волн лазерного зондирования 九=0,53; 0,6943; 1,06 и 10,6 мкм.

Более подробное спектральное поведение коэффициентов, соответственно 自(九)，0e(九)и 0冗(九)для тех же условий показано в табл. 5.5. Напомним, что в качестве глобальной модели f(г,九) в нижней тропосфере адаптированы характеристики океанического аэрозоля, содержащего заметное количество гигантских частиц.

Таблица 5.4

Высотный профиль оптических характеристик атмосферного аэрозоля,фоновая модель (км-1)

й км В/6財й км В/6財в几 60冗в几 60冗

й км В/6財

й км В/6財

в几 60冗

в几 60冗

九= 0,53 мкм

01246805050505050500000000000000000000000000000000 6 仇 6000112213445566789 610i345678902 468056^66 670?仇 ^^501111111111222223344567778888901246805050505050500000000000000000000000000000000 6 仇 6000112213445566789 610i345678902 468056^66 670?仇 ^^5011111111112222233445677788889

01246805050505050500000000000000000000000000000000 6 仇 6000112213445566789 610i345678902 468056^66 670?仇 ^^50

11111111112222233445677788889

01246805050505050500000000000000000000000000000000 6 仇 6000112213445566789 610i345678902 468056^66 670?仇 ^^50

11111111112222233445677788889

6,92—02 6,07—02 5,16—02 4,46—02 3,85—02 3,27—02 2,77—02 1,89—02 1,03—02 7,60—03 4,69—03 3,15—03 1,34—03 1,40—03 9,46—04 7,74-04 5,88-04 4,65—04 3.97—04 2,91—04 2,78—04 2,64—04 2,81-04 1,58—04 1,31-04 1,31—04 1,19—04 1,39-04 1,71-04 1,90—04 2,10—04 1,44-04 9,19—05 6,06—05 3,48一05 1,57—()5 2,10—05 5,98—06 2,45—06 7,01—07 1,82—07 1,37—08 9,72—10 1,67-10 1,00—10 7,84—И 6,09—11 3,69-11 2,23—11 6,32-12

5,36—02 4,69—02 3,98—02 3,42—02 2,94—02 2,49—02 2,10-02 1,40—02

7,49—03 5,43—03 3,34—03 2,29—03 7,21—04 7,67—04 4,17-04 3,37—04 2,40—04 1,95-04 1,70—04 1,05—04 9,47—05 7,19-05 6,79—05

3,81—05 3,50—05 3,86—05 3,42—05 3,59—05 3,77—05 3,04—05 2,73—05 1,59—05 9,19-06 1,39-05 1,11—05 7,08—06 1,02-05 2,99—06 1,22—06 3,50—07 9,13—08 6,84—09 4,85—10

8,34—11 5,04—11 3,91—11 3,04—11 1,84—11 1,11-11 3,15—12

1,75—02 1,46-02 1,12—02 8,95—03 7,01—03 5,35—03 3,97—03 2,12—03 9,99—04 7,49—04 5,41—04 3,87—04 2,66—04 2,28—04 1,04—04 7,35—05 4,15—05 2,23—05 1,93—05 1,44-05 1,29—05 1,26—05 1,39—05 3,60—06 3,81—06 3,32—06 2,98—06 3,28—06 3,91—06 4,23—06 4,60—06 2,95—06 2,07—06 1,36—06 7,84—07 3,70—07 5,30—07 1,51—07 5,35—08 1,52—08 4,05—09 3,14—10 2,39—11 4,12—12 2,49—12 1,93—12 1,50—12 9,14—13 5,54—13 1,57—13

1,40—02 1,16—02 8,94—03 7,14—03 5,58—03 4,26—03 3,16—03 1,67—03 7,79—04 5,78—04 4,18—04 3.01—04 1,56—04 1,33—04 4,95—05 3,43—05 1,78—05 9,24—06 8,18—06 5,13—06 4,34-06 3,46—06 3,40—06 7,84-07 8,68-07 9,03—07 8,13—07 8,24-07 8,44—07 6,70—07 5,94—07 3,22—07 2,06—07 3,13-07 2,50—07 1,66—07 2,59—07 7,54-08 2,66--08 7,61—09 2,01—09 1,56—10 1,18-11 2,03—12 1,22-12 9,53—13 7,40-13 4,48—13 2,71-13 7,68—14

7,41—03 6,97—03

6,55—03 6,03—03

5,53—03 4,97—03 4,42—03

4,52—03 2,90—03 3,59—03 2,65-03 1,78-03 3,54—04 5,04—04 4,14—04 3,52—04 2,75-04 2,29—04 1,97—04 1,44—04 1,40—04 1,35—04 1,56—04 4,08—05 3,09—05 2,78—03 2,06—05 2,31—05 2,76—05 3,01—05

3,30—05 2,56—05 1,52-05 1,00—05

5,78—06 2,75—06 4,02—06 1,14-06 3,95—07 1,12-07 2,98—08 2,32—09 1,78—10 3,07—11 1,86-11 1,44—11 1,12—11 6,80—12 4,12—12

1,16—12

5,55-03 5,21—03 4,90-03 4,50—03 4,12—03 3,69—03 3,27—03 3,31—03 2,10—03 2,66—03 1,98—03 1,34-03 1,80—04 2,73-04 1,86—04 1,57—04 1,15—04 1,00—04 8,80—05 5,43—05 4,99—05 3,90—05 4,00—05 8,62—06 7,14—06 7,66—06 5,68—06 5,86—06 6,01—06 4,80—06 4,28—06 2,81-06 1,52—06 2,30—06 1,84—06 1,23—06 1,96—06 5,72-07 1,97—07 5,62—08 1,49—08 1,16—09 8,91-11 1,53—11 9,25—12 7,19—12 5,58—12 3,38—12 2,04—12 5,79—13

88Z9gg 寸 тсчсчсч — со 寸 mzcNiiiiiiC4C4C488Z9gg 寸 тсчсчсч — со 寸 mzcNiiiiiiC4C4C4— СЧСЧСЧиЬ-寸 СЧСЧ8СЧ8cMi1СЧ11ОО 寸 88— СЧСЧСЧиЬ-寸 СЧСЧ8СЧ8cMi1СЧ11ОО 寸 88SIS ^2——Йmo-寸СЧС8 301寸0SIS ^2——Йmo-寸СЧС8 301寸0寸1——寸m 2!68 mu 2—gI ml—89 mug 2——I寸 2—Й 07s 60丄寸 s—й §ife 80——Й Z0——08 zo—gl ZO——X zo—6【 zo—g 寸 zo—zr Z0——85 ZO——S zo—2 Z0——96 ZO——06 zo——8g Z0——6E Z0——96 90——9I 90—ZI 90—Z9 SIS 90——m9 90—03 go——s g。——寸9 SIS ^—^ slfe 寸0——9寸 寸0——0寸 寸。——s 寸0——8寸 m0——5寸 C0O——ZZ 3——ZZ CO0——86 mo—0寸 S——9。 S——90 ao—zr寸1——寸m 2!68 mu 2—gI ml—89 mug 2——I寸 2—Й 07s 60丄寸 s—й §ife 80——Й Z0——08 zo—gl ZO——X zo—6【 zo—g 寸 zo—zr Z0——85 ZO——S zo—2 Z0——96 ZO——06 zo——8g Z0——6E Z0——96 90——9I 90—ZI 90—Z9 SIS 90——m9 90—03 go——s g。——寸9 SIS ^—^ slfe 寸0——9寸 寸0——0寸 寸。——s 寸0——8寸 m0——5寸 C0O——ZZ 3——ZZ CO0——86 mo—0寸 S——9。 S——90 ao—zr8138 ZO——ZO8138 ZO——ZOwxwc°寸69 0工wxwc°寸69 0工iioo9 寸 coc4i9 寸竺 считсч — д 寸 счгсчсчд99gg9 寸寸 c4iC4iiigigiiQ0i89gcoigiioo9 寸 coc4i9 寸竺 считсч — д 寸 счгсчсчд99gg9 寸寸 c4iC4iiigigiiQ0i89gcoig(^(>^C^(^C^C^CQCQ^^^^^^i^i^ir^i^i^^^^^^^^^^^^^^DzDl>-t>-t>- Z・Z00 8 6 0iC4C4GC4 00gg OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOCpOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiinO&d&eC4、6C4ig00iC^C46O6 寸 igC4g6ZC4 9、C49C48gb88849z4o9、42*bL<A& gcoooGz 寸 zc46gleоб —寸 8iO8gg 寸9Z 寸 ioooooooo 寸 g 寸g9ozoooc49oozeooooo。 二二二 8 9 寸 gioog 寸 00CNi00gC4 — iZZZ00C4C4GC4CNG00 00C4iO^gG00igiOlC4iC4ii 二 Wc^ 二(^(>^C^(^C^C^CQCQ^^^^^^i^i^ir^i^i^^^^^^^^^^^^^^DzDl>-t>-t>- Z・Z00 8 6 0iC4C4GC4 00gg OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOCpOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiinO&d&eC4、6C4ig00iC^C46O6 寸 igC4g6ZC4 9、C49C48gb88849z4o9、42*bL<A& gcoooGz 寸 zc46gleоб —寸 8iO8gg 寸9Z 寸 ioooooooo 寸 g 寸g9ozoooc49oozeooooo。 二二二 8 9 寸 gioog 寸 00CNi00gC4 — iZZZ00C4C4GC4CNG00 00C4iO^gG00igiOlC4iC4ii 二 Wc^ 二心 一 NO——OI二-s—fc 二-Z0—寸m 二-30—0寸 WHW 90」HV心 一 NO——OI二-s—fc 二-Z0—寸m 二-30—0寸 WHW 90」HVсчсчсчсмсчсчсчсчоотсосе 寸寸寸寸寸寸寸 ggggggggLoggg9999999zzoo6 0iiiiiZC4 。。。。。OOOOOOOOOOOOOOO。OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiii I I I I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I I i I I I I I寸 6O8C4Ob寸 O9OZZ8ZC0<Niig9g 寸 6ZZ 寸 9669ggzOOi<M0 0 8ii80009Zi9 寸 6СЧ9。9G8СЧ6100СЧ00 6 9 6О9 寸 Z00 0 6 00gzm 寸 g0 8 6 00 6c0 6g9 00 0 00 6 9 9Zi9 0iZсчсчсчсмсчсчсчсчоотсосе 寸寸寸寸寸寸寸 ggggggggLoggg9999999zzoo6 0iiiiiZC4 。。。。。OOOOOOOOOOOOOOO。OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiii I I I I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I I i I I I I I寸 6O8C4Ob寸 O9OZZ8ZC0<Niig9g 寸 6ZZ 寸 9669ggzOOi<M0 0 8ii80009Zi9 寸 6СЧ9。9G8СЧ6100СЧ00 6 9 6О9 寸 Z00 0 6 00gzm 寸 g0 8 6 00 6c0 6g9 00 0 00 6 9 9Zi9 0iZ£—6寸 二——Й 二-S 二—900 IU 二—fc 二——^ 2—96 60——8 Z0——90 Z0——9I 90—9寸 9。——a g。—？ 90——0Z S——Z6 S—9 寸 go——Em go——g。 寸0—g寸 S——IE 寸0——2 go——8寸 go—91 юо—^^ go—01 s——z【 ^01^0 3——7I 寸。——й 寸0—zo 寸0——6g s—8 31Й 寸0-06 mols mo——86 EO——6E CO0——68 8—^- GO——S s—^ a。—寸 8 zo——zm S——96 a。——19 Z——6寸 Z0——08£—6寸 二——Й 二-S 二—900 IU 二—fc 二——^ 2—96 60——8 Z0——90 Z0——9I 90—9寸 9。——a g。—？ 90——0Z S——Z6 S—9 寸 go——Em go——g。 寸0—g寸 S——IE 寸0——2 go——8寸 go—91 юо—^^ go—01 s——z【 ^01^0 3——7I 寸。——й 寸0—zo 寸0——6g s—8 31Й 寸0-06 mols mo——86 EO——6E CO0——68 8—^- GO——S s—^ a。—寸 8 zo——zm S——96 a。——19 Z——6寸 Z0——08^ Z0—9Z V ZO—B^ Z0—9Z V ZO—B

88Z9gg 寸 тсчсчсч — со 寸 mzcNiiiiiiC4C4C4

88Z9gg 寸 тсчсчсч — со 寸 mzcNiiiiiiC4C4C4

— СЧСЧСЧиЬ-寸 СЧСЧ8СЧ8cMi1СЧ11ОО 寸 88

— СЧСЧСЧиЬ-寸 СЧСЧ8СЧ8cMi1СЧ11ОО 寸 88

SIS ^2——Йmo-寸СЧС8 301寸0

SIS ^2——Йmo-寸СЧС8 301寸0

寸1——寸m 2!68 mu 2—gI ml—89 mug 2——I寸 2—Й 07s 60丄寸 s—й §ife 80——Й Z0——08 zo—gl ZO——X zo—6【 zo—g 寸 zo—zr Z0——85 ZO——S zo—2 Z0——96 ZO——06 zo——8g Z0——6E Z0——96 90——9I 90—ZI 90—Z9 SIS 90——m9 90—03 go——s g。——寸9 SIS ^—^ slfe 寸0——9寸 寸0——0寸 寸。——s 寸0——8寸 m0——5寸 C0O——ZZ 3——ZZ CO0——86 mo—0寸 S——9。 S——90 ao—zr

寸1——寸m 2!68 mu 2—gI ml—89 mug 2——I寸 2—Й 07s 60丄寸 s—й §ife 80——Й Z0——08 zo—gl ZO——X zo—6【 zo—g 寸 zo—zr Z0——85 ZO——S zo—2 Z0——96 ZO——06 zo——8g Z0——6E Z0——96 90——9I 90—ZI 90—Z9 SIS 90——m9 90—03 go——s g。——寸9 SIS ^—^ slfe 寸0——9寸 寸0——0寸 寸。——s 寸0——8寸 m0——5寸 C0O——ZZ 3——ZZ CO0——86 mo—0寸 S——9。 S——90 ao—zr

8138 ZO——ZO

8138 ZO——ZO

wxwc°寸69 0工

wxwc°寸69 0工

iioo9 寸 coc4i9 寸竺 считсч — д 寸 счгсчсчд99gg9 寸寸 c4iC4iiigigiiQ0i89gcoig

iioo9 寸 coc4i9 寸竺 считсч — д 寸 счгсчсчд99gg9 寸寸 c4iC4iiigigiiQ0i89gcoig

(^(>^C^(^C^C^CQCQ^^^^^^i^i^ir^i^i^^^^^^^^^^^^^^DzDl>-t>-t>- Z・Z00 8 6 0iC4C4GC4 00gg OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOCpOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiin

O&d&eC4、6C4ig00iC^C46O6 寸 igC4g6ZC4 9、C49C48gb88849z4o9、42*bL<A& gcoooGz 寸 zc46gleоб —寸 8iO8gg 寸9Z 寸 ioooooooo 寸 g 寸g9ozoooc49oozeooooo。 二二二 8 9 寸 gioog 寸 00CNi00gC4 — iZZZ00C4C4GC4CNG00 00C4iO^gG00igiOlC4iC4ii 二 Wc^ 二

(^(>^C^(^C^C^CQCQ^^^^^^i^i^ir^i^i^^^^^^^^^^^^^^DzDl>-t>-t>- Z・Z00 8 6 0iC4C4GC4 00gg OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOCpOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiin

O&d&eC4、6C4ig00iC^C46O6 寸 igC4g6ZC4 9、C49C48gb88849z4o9、42*bL<A& gcoooGz 寸 zc46gleоб —寸 8iO8gg 寸9Z 寸 ioooooooo 寸 g 寸g9ozoooc49oozeooooo。 二二二 8 9 寸 gioog 寸 00CNi00gC4 — iZZZ00C4C4GC4CNG00 00C4iO^gG00igiOlC4iC4ii 二 Wc^ 二

心 一 NO——OI二-s—fc 二-Z0—寸m 二-30—0寸 WHW 90」HV

心 一 NO——OI二-s—fc 二-Z0—寸m 二-30—0寸 WHW 90」HV

счсчсчсмсчсчсчсчоотсосе 寸寸寸寸寸寸寸 ggggggggLoggg9999999zzoo6 0iiiiiZC4 。。。。。OOOOOOOOOOOOOOO。OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiii I I I I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I I i I I I I I

寸 6O8C4Ob寸 O9OZZ8ZC0<Niig9g 寸 6ZZ 寸 9669ggzOOi<M0 0 8ii80009Zi9 寸 6СЧ9。9G8СЧ6100СЧ00 6 9 6О9 寸 Z00 0 6 00gzm 寸 g0 8 6 00 6c0 6g9 00 0 00 6 9 9Zi9 0iZ

счсчсчсмсчсчсчсчоотсосе 寸寸寸寸寸寸寸 ggggggggLoggg9999999zzoo6 0iiiiiZC4 。。。。。OOOOOOOOOOOOOOO。OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOiiiiiiii I I I I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I I i I I I I I

寸 6O8C4Ob寸 O9OZZ8ZC0<Niig9g 寸 6ZZ 寸 9669ggzOOi<M0 0 8ii80009Zi9 寸 6СЧ9。9G8СЧ6100СЧ00 6 9 6О9 寸 Z00 0 6 00gzm 寸 g0 8 6 00 6c0 6g9 00 0 00 6 9 9Zi9 0iZ

£—6寸 二——Й 二-S 二—900 IU 二—fc 二——^ 2—96 60——8 Z0——90 Z0——9I 90—9寸 9。——a g。—？ 90——0Z S——Z6 S—9 寸 go——Em go——g。 寸0—g寸 S——IE 寸0——2 go——8寸 go—91 юо—^^ go—01 s——z【 ^01^0 3——7I 寸。——й 寸0—zo 寸0——6g s—8 31Й 寸0-06 mols mo——86 EO——6E CO0——68 8—^- GO——S s—^ a。—寸 8 zo——zm S——96 a。——19 Z——6寸 Z0——08

£—6寸 二——Й 二-S 二—900 IU 二—fc 二——^ 2—96 60——8 Z0——90 Z0——9I 90—9寸 9。——a g。—？ 90——0Z S——Z6 S—9 寸 go——Em go——g。 寸0—g寸 S——IE 寸0——2 go——8寸 go—91 юо—^^ go—01 s——z【 ^01^0 3——7I 寸。——й 寸0—zo 寸0——6g s—8 31Й 寸0-06 mols mo——86 EO——6E CO0——68 8—^- GO——S s—^ a。—寸 8 zo——zm S——96 a。——19 Z——6寸 Z0——08

^ Z0—9Z V ZO—B

^ Z0—9Z V ZO—B

吕储储^吕^储储储吕名告苫芯芯芯^今^^^^w^gggg^岩wgggg^g^^/^^二二㊁虫？£1^

I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I i I I I I I I I II I N I!寸 C486gicoig 寸 C4izcococooggzz8060ocoii8zoi8 寸 69gcgz9gc4ooooooo98Gg6 寸 6 寸68O9i8g9coeo9ZiZ6 — g 寸 zm 寸 ggiOi9eoo 导 сч 寸。о寸g —8c41 寸 дсч

99g 寸寸竺 coc4iC4iiiC4ii6Z9 寸 сосчоо9gg 寸寸寸 mooc4iii6ibi 寸 18919g 寸 а —寸

I I I i I I I I I I I I N I I I I I I I i N I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I6izrm 寸 C466igggoc46 寸oz9c4 0ooG6igc49 寸寸 Gii678O 寸。g6ig99oo6cgooiGgooigoo 寸 zi 寸寸 ggoo — z 寸 oooi6iogzoz 寸 8ieoi06g8ii9ooc4oooc46og

OI о оOI о о

OI о о

OI о о

9g 寸 еотсчсч1б9 寸 c4iib-9 寸 mcoc\iC4C4C4i6686iLL6LoecLooimi 寸— zg6g 寸 mzico

О—'СЧТ^ЮОООЮОЮОЮОЬООЬООЮОООООООООООООООО OOOOOOOOOOOOOOOO

ooooooiizrcom 寸寸gg99Z86OiGm 寸 g9Z86OCN 寸980gogoooz6Oigg。 iiliiii 一一 laZGZGgg 寸寸 g9ZZZ0QQQ8006

h км

瓦

6В/

6%

Рл

60兀

0,2

3,89—02

3,08—02

8,37—03

6,69—03

8,76—03

6,89—03

0,4

3,27—02

2,58—02

6,62—03

5,29—03

8,04—03

6,32—03

0,6

2,72—02

2,15—02

5,12—03

4,09—03

7,38—03

5,80—03

0,8

2,23—02

1,76—02

3,86—03

3,08—03

6,72—03

5,28-03

1,0

1,80—02

1,42—02

2,82—03

2,25—03

6,05—03

4,76—03

1,5

1,19—02

9,34—03

1,43—03

1,13—03

4,43—03

3,45—03

2,0

6,78—03

5,29—03

6,51—04

5,15-04

2,45-03

1,90—03

2,5

5,29—03

4,12—03

4,62—04

3,64-04

1,98—03

1,51-03

3,0

3,70—03

2,89—03

3,43—04

2,70—04

1,39—03

1,08—03

3,5

2,55—03

2,01—03

2,49—04

1,96—04

9,74—04

7,60-04

4,0

9,59-04

5)63—04

1,89—04

1,12-04

4,04-04

2,35—04

4,5

1,01—03

5,99—04

1,55—04

9,25-05

4,10—04

2,39—04

5,0

6,04—04

2,94—04

6,40—05

3,13-05

2,69—04

1,30-04

5,5

4,68—04

2,27—04

4,27—05

2,07—05

2,02—04

9,71—05

6,0

3,16—04

1,45—04

2,10—05

9,58—06

1,28—04

5,81—05

6,5

2,27-04

1,08—04

8,17—06

3,60—06

8,62-05

3,99-05

7,0

1,96-04

9,58—05

7,15—06

3,22—06

7,47—05

3,53-05

8,0

1,41—04

5,93—05

5,36—06

2,04—06

5,43—05

2,19—05

9,0

1,34—04

5,36—05

5,19—06

1,87—06

5,20—05

1,99—05

10,0

1,31—04

4,22-05

5,21—06

1,53—06

5,16—05

1,60-05

11,0

1,56—04

4,35—05

5,89—06

1,52—06

6,15—05

1,66—05

12,0

5,85-05

1,59—05

1,71—06

3,86—07

1,71—05

4,30-06

13,0

4,42—05

1,31—05

1,67—06

3,88-07

1,22-05

3,34—06

14,0

4,49—05

1,36—05

1,44-06

3,91—07

1,16-05

3,43—06

15,0

3,74—05

1,07—05

1,28—06

3,50—07

9,58—06

2,73-06

16,0

4,30—05

1,11—05

1,39—06

3,50—07

1,05—05

2,71-06

17,0

5,40-05

1,18—05

1,66—06

3,58—07

1,26—05

2,76-06

18,0

5,94—05

9,50—06

1,79—06

2,83—07

1,36-05

2,18—06

19,0

6,41—05

8,33—06

1,93—06

2,49—07

1,47—05

1,92—06

20,0

3,47—05

3,81—06

1,16—06

1,27—07

1,05—05

1,16-06

22,0

1,87—05

1,87—06

8,19—07

8,16—08

6,72—06

6,71—07

24,0

1,18—05

2,73—06

5,35—07

1,23—07

4,45—06

1,02—06

26,0

6,67—06

2,13—06

3,07—07

9,80—08

2,54—06

8,14-07

28,0

2,84—06

1,27—06

1,4.4—07

6,48-08

1,19—06

5,38—07

30,0

3,57—06

1,75—06

2,07—07

1,01—07

1,68—06

8,24—07

35,0

1,01—06

5,09—07

5,91-08

2,94—08

4,79—07

2,39—07

40,0

5,28-07

2,64—07

2,12—08

1,05—08

1,71—07

8,58—08

45,0

1,50—07

7,53—08

6,06—09

3,02-09

4,89—08

2,44-08

50,0

3,72—08

1,86—08

1,60—09

7,96—10

1,30—08

6,53—09

60,0

2,69—09

1,34—09

1,24—10

6,14—11

1,00—09

5,03—10

70,0

1,76—10

8,83—11

9,40—12

4,63-12

7,52-11

3,75—11

77,0

3,04—11

1,51-11

1,62—12

7,96—13

1,29—11

6,45—12

79,0

1,83-11

9,18—12

9,81—13

4,81 — 13

7,81-12

3,90-12

80,0

1,42-11

7,13—12

7,60—13

3,74-13

6,06—12

3,03—12

81,0

1,10—11

5,53—12

5,91—13

2,90—12

4,71-12

2,35—12

83,0

6,72—12

3,35—12

3,60—13

1,75—13

2,85—12

1,42-12

85,0

4,07—12

2,03—12

2,18—13

1,06—13

1,72—12

8,63—13

90,0

1,15—12

5,74—13

6,21—14

3,01—14

4,89—13

2,44-13

九=10,6 мкм

0,0

6,42—02

5,13—02

2,23—02

1,78—02

3,02—03

2,41—03

0,1

5,28—02

4,22—02

1,83—02

1,46-02

2,51—03

2,01—03

0,2

3,96—02

3,16—02

1,37—02

1,09—02

1,96—03

1,56—03

0,4

3,09—02

2,47—02

1,07—02

8,57—03

1,59—03

1,27—03

10*

147

九км

6瓦

8冗

60Л

0,6

2,35—02

1,88—02

8,24—03

6,55—03

1,27-03

1,02—03

0,8

1,73—02

1,38—02

6,12—03

4,86—03

1,01-03

8,08-04

1,0

1,22—02

9,77-03

4,40—03

3,49—03

7,81-04

6,25—04

1,5

5,69-03

4,53—03

2,14—04

1,68—03

4,28—04

3,42—04

2,0

2,49—03

1,97- 03

9,82—04

7,64-04

1,98-04

1,58—04

2,5

1,68—03

1,33-03

6,62—04

5,15—04

1,38-04

1,10-04

3,0

1,28—03

1,02-03

5,04—04

3,93—04

9,88-05

7,90—05

3,5

9,42—04

7,47—04

3,66—04

2,86-04

7,18—05

5,74—05

4,0

7,95—С4

4,74-04

2,91—04

1,71-04

5,19-05

3,11—05

4,5

6,36—04

3,79—04

2,37—04

1,39-04

4,33—05

2,60—05

5,0

2,33—04

1,14—04

9,36—05

4,49—05

1,91-05

9,57—06

5,5

1,50-04

7,34—05

6,26—05

2,98—05

1,26—05

6,34—06

6,0

6,72-05

3,07—05

3,13—05

1,35—05

6,00—06

2,87—06

6,5

1,74—05

7,34-06

1,25—05

4,87—06

2,12-06

1,06—06

7,0

1,53—05

6,64—06

1,08—05

4,34—06

1,88—06

9,57—07

8,0

1,18—05

4,33-06

8,33—06

2,77—06

1,38—06

6,08—07

9,0

1,15-05

3,99—06

8,09—06

2,52—06

1,34—06

5,61—07

10,0

1,17—05

3,31—06

7,99—06

2,03—06

1,39—06

4,73—07

11,0

1,25—05

3,12—03

8,49—06

1,94—06

1,71—06

4,98-07

12,0

1,03—05

1,90—06

9,60—06

1,69-06

3,76—07

1,08—07

13,0

7,34-06

1,45—06

7,06—06

1,36—06

1,99-07

6,31-08

14,0

5,96—06

1,51-06

5,79-06

1,45—06

1,75-07

5,42-08

15,0

4,44—06

1,17—06

4,33—06

1,14—06

1,07—07

3,11—08

15,0

4,83—06

1,18-06

4,74—06

1,16—06

1,00-07

2,60—08

17,0

5,66—06

1,20—06

5,56-06

1,18-06

1,15-07

2,53—08

18,0

6,09—06

9,58—07

5,99—06

9,43—07

1,17—07

1,88—08

19,0

6,63-06

8,50—07

6,54—06

8,38—07

1,16—07

1,51—08

20,0

5,19-06

5,65—07

5,15—06

5,61-07

5,28—08

5,81-09

22,0

3,16—06

3,15—07

3,15-06

3,13—07

1,59—08

1,59—09

24,0

2,08- 06

4,78—07

2,07—06

4,76—07

8,66—09

1,99—09

26,0

1,20—06

3,82—07

1,19—06

3,81—07

4,31—09

1,38—09

28,0

5,80—07

2,59—07

5,79—07

2,58-07

1,71—09

7,69—10

30,0

8,53-07

4,16—07

8,51—07

4,15—07

2,20—09

1,07—09

35,0

2,43—07

1,21—07

2,42—07

1,20-07

6,27—10

3,13-10

40,0

8,05—08

4,00—08

8,02—08

3,99—08

4,44—10

2,22—10

45,0

2,29—08

1,14—08

2,28—08

1,13-08

1,26-10

6,34-11

50,0

6,15—09

3,05—09

6,13—09

3,04—09

2,84—11

1,42-11

60,0

4,85—10

2,40-10

4,84—10

2,39-10

2,02—12

1,01—12

70,0

3,80—11

1,87-11

3,79—11

1,86—11

1,23—13

6,17—14

77,0

6,58—12

3,21—12

6,56—12

3,20—12

2,13—14

1,06-14

79,0

3,98—12

1,94-12

3,97—12

1,93—12

1,28—14

6,44—15

80,0

3,08-12

1,50—12

3,07—12

1,50—12

1,00-14

5,01—15

81,0

2,39—12

1,17—12

2,39—12

1,16-12

7,75-15

3,87—15

83,0

1,46—12

7,09-13

1,46—12

7,07—13

4,73—15

2,36-15

85,0

8,88—13

4,29—13

8,86—13

4,28—13

2,86-15

1,43—15

90,0

2,53-13

1,21—13

2,52—13

1

1,21—13

8,06—16

4,03—16

Спектральное поведение объемных коэффициентов оптического взаимодействия, фоновая модель

0,24、

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,06

1 ,(.7

2,33

3,39

5,3

10,6

Л мкм

d（九）KМ-1

7,86—02

7,73—02

6,92—()2

6,30—02

5,87-02

5,55—02

5,32— 02

6,11-02

6,44—02

5,26—02

6,42—С2

3,32—01

3,22—02

2,77—02

2,37—02

2,07—0?

1,80—02

1,59-01

1,58—02

1,49—02

8,78—03

1,22—02

1,23—02

1,15—02

1,03—02

9,15-〔)3

8,02—03

6,78—03

5,15—03

3,98—03

3,44—03

1,76—03

2,49—03

5,77—03

5,17—03

4,69—03

4,39-03

4,08-03

3,70-03

2,90-03

2,06-03

1,71-03

9,67—04

1,28— 03

1,46 03

1,14- 03

9,36-04

8,75-04

8,55—04

8,53—04

9,33-04

9,33—04

8,92-04

6,11-04

7,87—04

8,06—04

5,52—04

3,80-04

3,27—04

3,06- 04

2,98—04

3,23—04

2,86—04

2,61—()4

1,61 —-04

2,15-04

5,13-04

3,00—04

1,57-04

1,11—04

9,19-05

8,15—05

7,96-05

6,89-05

6,39—05

3,87—05

5,34-05

3,36—04

1,76- 04

7,07—05

3,70—65

2,25—05

1,40—05

6,52—06

3,79—06

4,30—06

1,75-05

4,20-06

2,81—04

1,44—04

5,66—05

2,92—05

1,76—05

1,10-05

5,38-06

3,34—06

2,85—06

1,65—06

3,80—0©

2,87—04

1,48— 04

5,82—05

3,С2—05

1,81—05

1,12- 05

5,41—06

3,34-06

3,88—06

1,66-06

3,83—06

2,80-04

1,46—04

5,83—05

3,06—05

1,85-05

1,16—05

5,78—06

3,53—06

3,98—06

1,73—06

3,87 -0G

5,18—04

3,90-04

2,81—04

2,27—04

1,90—04

1,56—04

9,70—05

4,36—05

2,77—05

7,22—06

1,25-05

3,65—04

2,64- 04

1,58—04

1,12—04

8,36-05

5,85—05

2,45一⑴5

8,92—06

2,62—05

1,35—05

1,03—05

2,51—04

2,01-04

1,31-04

9,29—05

6,69—05

4,49—05

1,64-05

5,40—06

1,61—05

9,83—06

5,96—Об

2,54—04

2,14- 04

1,39—04

9,48—&5

6,57—05

4,30-05

1,43—05

4,44—06

1,04—05

8,34—06

4,83—06

3,15—04

2,79—04

1,90-04

1,31-04

9,10-05

5,94—05

1,92- 05

5,88—06

1,33-05

1,05—05

6,09—Об

2,91 — 04

2,42—-04

1,44—04

9,05-65

5,83—05

3,47—05

9,57—06

2,82—06

1,38一05

8,67-08

5,19—Об

2,27-04

1,76—04

9,19—05

5,33—65

3,24-05

1,87-95

4,79-06

1,38—06

6,13—06

5,43—06

3,16—06

1,52—04

1,18—04

6,06—05

3,46- С5

2,08-05

1,18—05

2,93-06

8,40—07

4,00—06

3,57—06

2,08—06

8,85—05

6,83—05

3,48—05

1,97—05

1,18—05

6,67—06

1,61—06

4,59—07

2,29—06

2,05—06

1,20-06

4,41—05

3,26—05

1,57—05

8,70—06

5,10—06

2,84—06

6,72—07

1,93—07

1,09—06

9,92—07

5,80—07

2,50-05

1,75—05

7,80-06

4,16—06

2,38-06

1,30-06

3,02-07

8,93—08

5,91-07

5,44—07

3,19—07

1,18—05

9,56—06

5,27—06

3,13—06

1,93—06

1,13—06

2,90—07

8,32—08

3,38-07

2,96-07

1,72—07

5,07—06

4,00—06

2,14—06

1,25—06

7,66—07

4,44—07

1,13-07

3,25—08

1,39—07

1,23—07

7,16-08

2,56—06

1,97—06

1,02—06

6,01-07

3,69-07

2,15—07

5,64—08

1,65-08

7,00—08

6,18—08

3,60—08

1,07—06

7,94—07

4,04—07

2,39—07

1,50-07

9,04—08

2,56—08

7,76-09

2,99—08

2,61-08

1,52-08

1,07—06

7,91—07

4,04—07

2,39—07

1,50-07

9,04—08

2,56-08

7,76—09

2,99-08

2,61—08

1,52—08

1,07—06

7,94—07

4,04—07

2,39-07

1,50—07

9,04—08

2,56—08

7,76—09

2,99—08

2,61-08

1,52—08

м оооооооооооооооооооооооооооо к г 019-0^ 456789012468024680000000 无 111111222223456789

149

g

用кm

0,248

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,06

1,67

2,36

3,39

5,3

10,6

X мкм

2,67—02

1,97—02

1,75—02

1,60—02

1,47-02

1,34—02

9,45-03

4,82—03

3,97-03

3,47—03

3,17—03

2,82—03

3,34—03

1,43—03

9,99—04

8,22—04

7,49—04

6,51—04

1,62—03

7,62—04

5,41—04

4,33—04

3,87—04

3,43—04

4,49—04

3,00—04

2,54—04

2,25—04

2,05—04

1,85-04

2,02—04

1,00—04

7,94—05

6,75—05

6,11—05

5,47—05

9,94—05

3,20—05

2,21-05

1,73—05

1,55-05

1,38—05

5,50—05

9,50-06

4,11—06

2,00—06

1,60-06

1,35-06

4,66-—05

8,04—06

3,51—06

1,75-06

1,40—06

1,19-06

4,34—05

8,20—06

3,28—06

1,77-06

1,42—06

1,20-06

4,22—05

8,06-06

3,25-06

1,77—06

1,42—06

1,21-06

1,02-04

2,82—05

1,39—05

8,45—06

7,02-06

5,89—06

6,17-05

3,94—05

3,60—06

2,69—06

2,16—06

1,71—06

4,69—05

2,96—05

3,32—06

2,42—06

1,87—06

1,44—06

5,05—05

3,22—05

3,28—06

2,37-06

1,82—06

1,39—06

6,35—05

4,12—05

4,23—06

3,06—06

2,34—06

1,79—06

4,66—05

2,92—05

2,95—06

2,08-06

1,56—06

1,16—06

3,76—05

2,29-05

2,07—06

1,45-06

1,08-06

8,19-07

2,50—05

1,52—05

1,36—06

9,54—07

7,13—07

5,35—07

1,44—05

8,78—06

7,84-07

5,48-07

4,09—07

3,07-07

7,05—06

4,23-06

3,70—07

2,58—07

1,92—07

1,44—07

3,92—06

2,31—06

1,98-07

1,37—07

1,02—07

7,73—08

2,02—06

1,24—06

1,14—07

8,06—08

6,05—08

4,54—08

8,49—07

5,20-07

4,73—08

3,32—08

2,49—08

1,87—08

4,26—07

2,60—07

2,35—08

1,65—08

1,23—08

9,34—09

1,78—07

1,08—07

9,82—09

6,91—09

5,20—09

3,94—09

1,78-07

1,08—07

9,82—09

6,90—09

5,20—09

3,94—09

1,78—07

1,08—07

9,82—09

6,90—09

5,20-09

3,94—09

рс(Х) КМ-1

oooooooooooooooooooooooooooo ^^^^^^^^OCT^^'zdGocr仇^^6ОСГ00СГ6^ОСГ 111111222223456789

8,45—03

8,11-03

8,82—03

7,66—03

2,23—02

1,65—03

1,50—03

1,80—03

1,39—03

4,40—03

3,70—04

3,24—04

5,17—04

3,22—04

9,82—04

1,95—04

1,73—04

2,30—04

1,60—04

5,04-04

1,10—04

1,02—04

1,11—04

9,57—05

2,83-04

3,14—05

2,86—05

3,30—05

2,65—05

8,09—05

7,91—06

7,11-06

9,49—06

6,68—06

2,15-05

7,46—07

5,72-07

2,00—06

6,20-07

3,10—06

6,62—07

5,14-07

1,73-06

5,55—07

2,72—06

6,69—07

5,18—07

1,76—06

5,61—07

2,75-06

6,73—07

5,24—07

1,72—06

5,62-07

2,72—06

2,93—06

2,16—06

5,94—06

1,98—06

8,49-06

9,15—07

6,53—07

2,27-05

1,24—05

9,60—06

7,76—07

5,17-07

1,43—05

9,41—06

5,79—06

7,57—07

4,99-07

8,74—06

8,04—06

4,74—06

9,66—07

6,28-07

1,11—05

1,02—05

5,99—06

6,28—07

4,11—07

1,30—05

8,52—06

5,15—06

4,51—07

3,00—07

5.72—06

5,37—06

3,15—06

2,95—07

1,97-07

3,76—06

3,53—06

2,07—06

1,69—07

1,13—07

2,16-06

2,04—06

1,19—06

8,06—08

5,42—08

1,04-06

9,84—07

5,79—07

4,35—08

2,95—08

5,70-07

5,41—07

3,18—07

2,49—08

1,64—08

3,12—07

2,92—07

1,71—07

1,02—08

6,82—09

1,29-07

1,21-07

7,13—08

5,15—09

3,43-09

6,50—08

6,10-08

3,58—08

2,18—09

1,46—09

2,74—08

2,57—08

1,51—08

2,18—09

1,46—09

2,74—08

2,57—08

1,51—08

2,18—09

1,46-09

2,74—08

2,57—08

1,51-08

2——W 2——IC 0工C 01——80 01——99 2——8B 07s s-z S—Im 60i99 80——6S S——8C fe——，ZI &—00 ZO——K Z0——9Z 9oiz zo—й felog fe——og fe!s 9。——16 SIS 90——2 go—88 寸086 S——I8 3100

ОО t4** r—< Q^ lQ —и CO v—* v—I v*"M *—< V—■< CO 1—и »—< I—1 lQ v—■< 00 ^Ф ^―4 t4*. O^ CO C4! ▼—< ▼—< ^-<

07s 078 073 0工Z 60—88 60——I6 60——6I 00—s 80——9寸 80——99 80——86 ZO6Z ZO——H fe——8。 Z0——99 Z0——8Z 0018 §13 80——C。 §18Z0——6。 90—zg 90——8寸 SIS S——ZI 3—s "0——8b 3——9I07s 078 073 0工Z 60—88 60——I6 60——6I 00—s 80——9寸 80——99 80——86 ZO6Z ZO——H fe——8。 Z0——99 Z0——8Z 0018 §13 80——C。 §18Z0——6。 90—zg 90——8寸 SIS S——ZI 3—s "0——8b 3——9I

07s 078 073 0工Z 60—88 60——I6 60——6I 00—s 80——9寸 80——99 80——86 ZO6Z ZO——H fe——8。 Z0——99 Z0——8Z 0018 §13 80——C。 §18

Z0——6。 90—zg 90——8寸 SIS S——ZI 3—s "0——8b 3——9I

07s 078 073 0工Z 60—88 60——I6 60——6I 00—s 80——9寸 80——99 80——86 ZO6Z ZO——H fe——8。 Z0——99 Z0——8Z 0018 §13 80——C。 §18

Z0——6。 90—zg 90——8寸 SIS S——ZI 3—s "0——8b 3——9I

699699969699^o^o80杳 80——C3 80——CC 80—aI 80——9S ^01$ Z0——2 Z0——19 90——S 90—8 90——6Z 90——0Z 90——1b 90——89 90—s9O——OE 90—66 90—2 90——3 90—66 90——9F 90——98 go—H 寸0——ZG 寸0——ZG mo—ZI m。——9m C0——I980杳 80——C3 80——CC 80—aI 80——9S ^01$ Z0——2 Z0——19 90——S 90—8 90——6Z 90——0Z 90——1b 90——89 90—s9O——OE 90—66 90—2 90——3 90—66 90——9F 90——98 go—H 寸0——ZG 寸0——ZG mo—ZI m。——9m C0——I9寸 i9GZiGiGCi9 寸寸9 寸Си 寸 Gi9coiI寸 i9GZiGiGCi9 寸寸9 寸Си 寸 Gi9coiIacocom 寸寸 g9999gggggg9999zzzoooooooo oooooooooooooooooooooooooooo寸 gg69ozgoocc 寸 gi999gcg 寸 6goomoggg 。。寸 CC998ZGTtgiZiOCCOZTtgiK9g9iii 一 9G]igi 寸 Z9999iii 二 i9 寸 ai98iZCOeOCOacocom 寸寸 g9999gggggg9999zzzoooooooo oooooooooooooooooooooooooooo寸 gg69ozgoocc 寸 gi999gcg 寸 6goomoggg 。。寸 CC998ZGTtgiZiOCCOZTtgiK9g9iii 一 9G]igi 寸 Z9999iii 二 i9 寸 ai98iZCOeOCOсеосоео 寸寸 gg999gggggg9999zzzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo0 G 寸寸 6ma6C0ZZZi00 00 00iiiGJ6m6 6O9 9 9OGTtZig9i9oo6ooggccz寸ooooeog9Z60GOigcigi 寸 i666oosiiiioogccioo 寸 iiTfTf寸сеосоео 寸寸 gg999gggggg9999zzzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo0 G 寸寸 6ma6C0ZZZi00 00 00iiiGJ6m6 6O9 9 9OGTtZig9i9oo6ooggccz寸ooooeog9Z60GOigcigi 寸 i666oosiiiioogccioo 寸 iiTfTf寸80——G寸 ^0—^ 80——C寸 zo—zc Z0——3 Z0——60 9。——二 §13 90——6I 90——Й S——II SIS go——M SO——K SIS SIS "0-8一 s—^ go——8b g0——尊 90——8Z SIS b。—8m SIS mo—mlE0——6寸 SIS CO0——6880——G寸 ^0—^ 80——C寸 zo—zc Z0——3 Z0——60 9。——二 §13 90——6I 90——Й S——II SIS go——M SO——K SIS SIS "0-8一 s—^ go——8b g0——尊 90——8Z SIS b。—8m SIS mo—mlE0——6寸 SIS CO0——68

6

9

9

6

9

9

9

6

9

6

9

9

^o

^o

80杳 80——C3 80——CC 80—aI 80——9S ^01$ Z0——2 Z0——19 90——S 90—8 90——6Z 90——0Z 90——1b 90——89 90—s

9O——OE 90—66 90—2 90——3 90—66 90——9F 90——98 go—H 寸0——ZG 寸0——ZG mo—ZI m。——9m C0——I9

80杳 80——C3 80——CC 80—aI 80——9S ^01$ Z0——2 Z0——19 90——S 90—8 90——6Z 90——0Z 90——1b 90——89 90—s

9O——OE 90—66 90—2 90——3 90—66 90——9F 90——98 go—H 寸0——ZG 寸0——ZG mo—ZI m。——9m C0——I9

寸 i9GZiGiGCi9 寸寸9 寸Си 寸 Gi9coiI

寸 i9GZiGiGCi9 寸寸9 寸Си 寸 Gi9coiI

acocom 寸寸 g9999gggggg9999zzzoooooooo oooooooooooooooooooooooooooo

寸 gg69ozgoocc 寸 gi999gcg 寸 6goomoggg 。。寸 CC998ZGTtgiZiOCCOZTtgiK9g9iii 一 9G]igi 寸 Z9999iii 二 i9 寸 ai98iZCOeOCO

acocom 寸寸 g9999gggggg9999zzzoooooooo oooooooooooooooooooooooooooo

寸 gg69ozgoocc 寸 gi999gcg 寸 6goomoggg 。。寸 CC998ZGTtgiZiOCCOZTtgiK9g9iii 一 9G]igi 寸 Z9999iii 二 i9 寸 ai98iZCOeOCO

сеосоео 寸寸 gg999gggggg9999zzzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo

0 G 寸寸 6ma6C0ZZZi00 00 00iiiGJ6m6 6O9 9 9

OGTtZig9i9oo6ooggccz寸ooooeog9Z60GO

igcigi 寸 i666oosiiiioogccioo 寸 iiTfTf寸

сеосоео 寸寸 gg999gggggg9999zzzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo

0 G 寸寸 6ma6C0ZZZi00 00 00iiiGJ6m6 6O9 9 9

OGTtZig9i9oo6ooggccz寸ooooeog9Z60GO

igcigi 寸 i666oosiiiioogccioo 寸 iiTfTf寸

80——G寸 ^0—^ 80——C寸 zo—zc Z0——3 Z0——60 9。——二 §13 90——6I 90——Й S——II SIS go——M SO——K SIS SIS "0-8一 s—^ go——8b g0——尊 90——8Z SIS b。—8m SIS mo—ml

E0——6寸 SIS CO0——68

80——G寸 ^0—^ 80——C寸 zo—zc Z0——3 Z0——60 9。——二 §13 90——6I 90——Й S——II SIS go——M SO——K SIS SIS "0-8一 s—^ go——8b g0——尊 90——8Z SIS b。—8m SIS mo—ml

E0——6寸 SIS CO0——68

iCCi9i9ii666GgeOCOTtiZTtG6 TtTfi6 Tt寸寸

COTtTtTtgg9ZZZZ9 99 9 9ZZZZ00 00 00 00 6 6 6 6 oooooooooooooooooooooooooooo

C。「)69909 G)9E»0066。690 ОббСОУдСЧСЧСЧС zbzgooc4C4oooozimoGi9gbzb0 9zoiC4cc

C4ZG)igioomcomg9i 一 HZ 寸 C4i9C43igccGQ

m 寸寸寸 gg9ZZZZ999999ZZZZ00 00 00 8666 oooooooooooooooooooooooooooo

00 寸 GZGi 寸 III — iGIG]iG]iiZFNi9Giggg

ecococcv 寸 LGggggTtggggggg999zzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo

— cog 寸。igs6Z9ooooii9cooog696 Tt 666 寸寸69GlEZOOggOOgOZCCOggOZZVFTtZGNGl

8

6

80——IC 80——K 8。——IC Z0——96 Z0——06 ZO——SC 90—寸 8 90——6G 90——69 go——2 ё—^

S0——98 SIR 90——ZC 90——68 go——eo9 SIS s—й go——c9 go——Ig go;9 寸 s—0^ 寸°i9c 寸0——6Z 3——Z6 S——ZCO s—й mo!q

CO

9 寸 COGliiOOg 寸寸寸 GTtG]GGG]ii9COi6giOOOOQO

mcocom 寸寸 gggggrtggggggg999zzzoooooo oooooooooooooooooooooooooooo

GQ00gG]9eZ866i6Gii6ZiiC09ZOig。。。 zizccgi6ggoozG】zG4 GgiooGiogo 寸。00088

EGiiiiOOggggigmGGgiiZmGSrrGOOOOOO

oooooooooooooooooooooooooooo

W 二 Zc^Ti^WVoc^小小二 ZVWSarZTSo^WSWcTS+S

I 一 IIIIG4CCG1G4g 寸 g9Z006

，九KM

比

Вс

6%

б%

Высотный профиль оптических характеристик атмосферного аэрозоля, среднецикличная модель (км—)

1,43—02

1,29—02

9,95-03

1,20-02

1,27-02

9,86-03

9,33—03

1,26-02

9,81—03

7,52-03

1,20-02

9,28—03

5,96—03

1,14—02

8,84—03

4,63-03

1,06—02

8,25-03

3,45-03

8,89-03

6,85—03

2,07—03

1,10—02

8,57—03

1,01 ―03

6,72—03

5,16-03

7,65—01

7,49 -03

5,79—03

5,94-04

6,08—03

4,73—03

3,88-04

3,47-03

2,70-03

1,93-04

1,17—03

6,72—04

1,23-04

9,91—04

5,66—04

6,82—05

8,36—04

3,97-04

5,13—05

7,33-04

3,47—04

3,15—05

5,96—04

2,69—94

2,21—05

5,18-04

2,44-04

1,98 —05

4,47—04

2,15-04

1,21—05

3,20—04

1,31—04

1,02—05

3,10—04

1,21—04

8,24—06

3,03—04

9,59—05

8,18-06

3,58—04

9,84—05

2,38—06

8,14-05

2,04—05

1,96—06

6,31—05

1,74—05

2,02—06

6,30—05

1,85-05

1,76—06

4,72—05

1,34—05

1,81—06

5,41—05

1,39—05

1,85—06

6,51—05

1,42—05

1,47—06

7,12—05

1,13—05

1,32-05

7,86—05

1,02—05

7,12-07

6,04—05

6,64—06

4,60—07

3,64-05

3,64—06

7,07-07

2,42—05

5,57—06

5,73-07

1,41—05

4,52-06

3,80 -07

6,72-06

3,02—06

1,44—07

2,39—06

1,17—06

9,21—08

1,50—06

7,49-07

5,37—08

8,49—07

4,24—07

5,37—08

8,49—07

4,24—07

2,22—08

3,50—07

1,75—07

1,10-08

1,74—07

8,73—08

4,60-09

7,31—08

3,65—08

6,54—09

1,20-07

5,21—08

1,04—08

2,37-07

8,34—08

1,42-08

3,48—07

1,14—07

1,62—08

4,28—07

1,30-07

1,23-08

2,74—07

9,90—08

8,47—09

1,60—07

6,77—08

4,60—09

7,37—08

3,65-08

1,08-01

8,49-02

1,80—02

1,02—01

7,99—02

1,50—02

9,51-02

7,45-02

1,16—02

8,69-02

6,80—02

9,43-03

8,00—02

6,26-02

7,48—03

7,27—02

5,69—02

5,81—03

5,88—02

4,59—02

4,34-03

4,49—02

3,48—02

2,62—03

2,28-02

1,74-02

1,29—03

1,43—02

1,08 - 02

9,85- 94

9,27—03

7,01-03

7,61—04

5,39—03

4,08-03

4,96—04

2,86-03

1,63-03

3,29-04

2,25—03

1,27—03

2,12—04

1,78-03

8,37- 04

1,41—04

1,52—03

7,11—04

1,07—04

1,22-03

5,44—04

7,01—05

1,02—03

4,76—04

4,81-05

8,80—04

4,16-04

4,17—05

6,32-04

2,55-04

3,03 一05

6,00—04

2,30-04

2,70-05

5,71-04

1,76-04

2,67—05

6,21—04

1,66一04

3,04—05

3,47—04

9,27—05

9,51—06

2,88—04

8,52-05

7,16—06

3,09—04

9,38—05

6,93—06

2,80—04

8,08—05

6,24—06

3,29—04

8,53—65

7,08—08

4,06—04

8,92—05

8,51-06

4,53—04

7,19-05

9,27—06

5,00—04

6,50-05

1,01—05

3,43—04

3,77—05

6,49—06

2,18—04

2,18-05

4,61-06

1,45—04

3,35—05

3,07—06

8,51—05

2,72-05

1,79—06

3,83—05

1,72—05

8,46-07

1,24—05

6,08—06

2,95—07

7,79—06

3,89—06

1,85-07

5,27—06

2,63—05

1,07—07

5,27—06

2,63—06

1,07—07

2,14-06

1,07—06

4,44--08

1,02—06

5,14-07

2,21—08

4,04—07

2,02—07

9,23—09

5,94—07

2,86—07

1,96—08

1,00—06

4,56—07

4,91—08

1,40-06

6,25—07

7,64—08

1,63-06

7,09-97

9,99—08

1,17—06

5,40—07

5,51—08

7,74-07

3,71—07

2,69-08

4,05-07

2.02—07

9,47—09

九= 0,53 мкм

01246805050505050500000000000000000000000000000000 0ооо^0112233441г:п6^Лосг^с:г^2^^^^Лаг9仇^^6&0565630Lo^°13^0

11111111112222233445677788889

8S3SSSg888383S3S3S33SS^SS@SSS888S8SSfe&fefefe§SSS§§§S§

8—fe

О9СЧ9。寸 CM 寸 Oi9ig9ZZO89Oim9SC0C0OOS 寸 g99OC4Z9gOOC4C0Z8i 寸 gcooz

点 ^s

8。—9Tg Z0——6。二 zoigz 二 ZO——SCI 80——g?8 §19^ Z0——Z2 ZO——SK SJ<^ Z0—0U9 90—二二 90——ZZ 二 s—3^ go—ao 二 S—9Z 二 go—寸 9 к go—s 寸 90—8*9 go—Mg SIS^ SIS 4 SIS^ go-6gw S—19V go—s-9 寸。—KN 寸0lz，r 寸。一ocoz 寸0丄寸z 寸。—zcow 310^^ 3—й^ s—6Hg 寸0IIH9 sl§^ ь0-9g-6 8—й^ EO——OZV 6。—运 g 3—9、9 mol 寸°г8 81 s^ mo—s-6 s—8^ zol2= CM0—2二 Zo—E 二 £—63

60——& 60|显 sls_ 60-契 60丄、 6。—8g 一 60|a 60-h §ls_ 80—Z2 § —fc. 80—OE feloo_ ZO——寸9 一 SIS. zoia feloo_ zo—og- 90—90- 90—己 90—09 90—zd

90—ZF 90—寸寸一 90182 si^ 90——60 s—й 90丄8一 SIS s—й g。—。。 s—й 90——96 90——Z寸 SIS 寸0——86 寸0——専 31$ 寸0-\ SIS 80——06 81.8 mo—2 ooo—ft 8—^^

8——Z0 s—^

6 门0|1m二 mo—s

I "0——次二 SIS

WHS690HV

60—Z9 80——S 8。一"66 00。—8r 80—й 80——99 80~-о 寸 60II^ 000—99 80—二 8。—9g 80—99 Z0I8Z zo——S- Z。——^^

8IS 90—91 90—Й 90—99 81Й 90—89 901寸1 90—2 90—S 90—S 90-爲 81Й SI98 90—19 go—09 go—99 go—ба SIS

315 寸0——s: 寸 0—89 bo—zz 寸0——СО9 寸0——9I SIS 213 SIS ^0—й coo—gb 8。—爲 s—3 84^ 8—s

ILIQ09 寸 0O36ZgcO3iiZ 寸 LCiiiiZgg 寸 S99Z 寸 COC4i9GiZZ0O191co9ZCQi9

I I I N N I N II I I I I I I I i I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

CNC4OC09Z。寸9i9iiQOiiC4ggiO8go0919960004 寸О 寸 3寸19990690009 寸СЧ6 191g 亳gz6goooo 寸 Oiog6 寸— б 寸寸oaz 寸 zo6 寸 oocM6Lcgc4ogLOCMOi9996 0ii

Z99gg 寸 COCN119 寸 IIZ9 寸 0QC0C4iiiZ99lQ99 寸寸 C4iii6cOC4ii9COiiNmoOOOGi

£2雪居^雪^抖雪雪^雪^雪吕^芯芯芯芯芯^芯芯^芯芯^苫芯芯^芯^^^^^曾^^^^^^^^^^^

II I I I I I I I I I N I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I 1 I I I I I I I I I I I I I

CO。寸 iCNOigOig9cozzg 寸 СЧ9 寸 6 —寸 99663Z90QI 寸 9C4iigC4C4LQO6i0CCN 寸寸 60 О 寸 Z。寸 00ZZOC0Q0I 寸 00 寸 CN8C4OOZ9ZLQOi00(NZO00iZC4 8i9iiiC4Oe0 寸 gZ6gg 寸

-8 - z。—二二-e。——寸°°二 810- 二 一 co—gm二一门0—6e9 -8—6Z wxw 90二 UY

68zz9g 寸 coc4ioogciii6oozg 寸寸 gc4CMC4iC4aoo8C4i8 寸 С49 寸 cocoi9acogzoo9 寸 см

O^CMTfCOOOOiOOiOOLOOLQOLOOiOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOO 000000^^(>?с400с0т^т^101<)о<^^оост50^счсом-ь0с0ь-00сг>0с4^фс00001гэ0и0000г^стго^'с0100 i — iiiiiiiiQ<IC4C4ZC4COCO 寸寸 g9ZZZ00 00 00 00 6

01 о о

й км

^t

6%

8兀

邱冗

0,2

5,37—02

4,27—02

8,52—03

6,81—03

1,15-02

9,09—03

0,4

4,73-02

3,76-02

6,77—03

5,41—03

1,07—02

8,50—03

0,6

4,20-02

3,33—02

5,27—03

4,21-03

1,01—02

7,98—03

0,8

3,69—U2

2,92-02

4,01—03

3,20-03

9,41—03

7,42—03

1,0

2,98—02

2,36-02

2,94—03

2,35—03

8,20—03

6,47—03

1,5

2,38—02

1,88-02

1,58—03

1,26-03

6,78—03

5,33—03

2,0

1,38—02

1,09—02

7,53—04

5,97—04

3,99-03

3,13—03

2,5

9,71—03

7,65—03

5,44— 04

4,29 -04

3,11—03

2,43—03

3,0

7,37—03

5,83—03

4,33—04

3,42-04

2,67-03

2,10—03

3,5

4,36—03

3,45—03

2,93—04

2,32—04

1,61—03

1,27—03

4,0

1,86—03

1,10—03

2,14—04

1,27—04

7,28—04

4,29—04

4,5

1,39-03

8,24-04

1,25-04

7,43-05

5,79—04

3,40—04

5,0

1,06—03

5,26—04

7,79—05

3,82—05

4,43-04

2,16-04

5,5

8,89—04

4,37-04

5,56—05

2,71—05

3,61—04

1,76-04

6,0

6,69—04

3,15—04

3,18—05

1,47—05

2,61-04

1,21-04

6,5

5,46—04

2,68—04

1,80-05

8,53 —06

2,06—04

1,00-04

7,0

4,72—04

2,36—04

1,57—05

7,62—06

1,79—04

8,88—05

8,0

3,36—04

1,44—04

1,14-05

4,73-06

1,28—04

5,45-05

9,0

3,19—04

1,31—04

1,10—05

4,34—06

1,22—04

4,97—05

10,0

3,14—04

1,04-04

1,12-05

3,58—06

1,23-04

4,02—05

11,0

3,78—04

1,07-04

1,31—05

3,62—06

1,49—-04

4,20—05

12,0

1,36-04

3,84—05

3,38—06

8,70-07

3,75-05

1,02—05

13,0

1,02—04

3,18—05

3,33-06

9,17—07

2,68—05

7,98-06

14,0

1,06—04

3,25-05

3,15—06

9,22—07

2,66-05

8,07-06

15,0

8,48—05

2,45—05

2,81-05

7,94-07

2,13—05

6,14—06

16,0

9,87-05

2,56—05

3,17—06

8,12—07

2,41—05

6,26—06

17,0

1,24-04

2,73—05

3,81—06

8,32-07

2,92—05

6,41—06

18,0

1,36-04

2,18—05

4,14—06

6,60—07

3,17—05

5,07—06

19,0

1,49—04

1,94—05

4,53—06

5,87-07

3,47—05

4,51—06

20,0

7,91—05

8,70—06

2,71—06

2,97—07

2,47-05

2,72—06

22,0

4,30—05

4,30-06

1,93—06

1,93—07

1,59—05

1,59—06

24,0

2,79—05

6,42—06

1,28—06

2,95-07

1,07—05

2,46—06

26,0

1,62—05

5,20—06

7,48—07

2,39—07

6,21—06

1,98—06

28,0

6,90—06

3,10—06

3,52-07

1,58-07

2,91—06

1,31—06

30,0

2,06-06

1,01—06

1,23—07

6,00「08

9,98—07

4,89—07

35,0

1,30—06

6,51-07

7,73—08

3,84—08

6,25-07

3,12—07

40,0

1,13—06

5,65—07

4,54—08

2,27-08

3,68—07

1,84—07

45,0

1,13—06

5,65—07

4,54—08

2,27—08

3,68—07

1,84—07

50,0

4,44—07

2,22-07

1,87—08

9,35—09

1,53-07

7,66—08

60,0

2,15—07

1,07—07

9,34—09

4,66—09

7,60-08

3,80—08

70,0

9,04—08

4,52—08

3,94-09

1,96—09

3,15—08

1,57—08

77,0

1,24—07

6,01—08

8,88—09

2,77—09

4,58—08

2,23—08

79,0

1,98—07

8,99—08

2,32—08

4,38—09

7,62-08

3,54—08

80,0

2,70—07

1,19—07

3,64—08

5,99—09

1,06—07

4,84—08

81,0

3,12—07

1,34—07

4,80—08

6,80—09

1,23—07

5,50—08

83,0

2,29—07

1,04—07

2,59-08

5,19—09

8,97—08

4,19—08

85,0

1,56—07

7,50-08

1,22—08

3,58—09

5,96—08

2,88-08

90,0

9,05—08

4,52-08

4,07—09

1,96—09

3,15—08

1,57—08

入=10,6 мкм

0,0

6,48—02

5,18—02

2,29—02

1,83—02

3,03-03

2,42—03

и, 1

5,34—02

4,27—02

1,89—02

1,50—02

2,52—03

2,02—03

0,2

4,02—02

3,21—02

1,43—02

1,14—02

1,97-03

1,58—03

0,4

3,16-02

2,52-02

1,13—02

9,07—03

1,60—03

1,28—03

154

点

co 寸寸寸寸寸 寸 gggg9 9 9 9 9 9 9 9Hb*00 00 00 0 0 6 6。。。。 оошо oin 百百节 oooooo ?oSooo 节百背百首百 777777 777777 7777 gizoogco I1OZ6900 寸 6966。 Z6G9gl 0466 寸 96 寸 寸 66 CO 寸 gC49C0 040169 OC4 00 9ZC4 0 00gli— CO 寸 04 CO СЧ I — CO 寸 I Z 04 CO 6 04 — i 04 00 00 2 9 9 9 00 0 0 6 9 0 —SZ。

189 co I — I 9 gcIoo frciii iCir—gg дсооо — оо 寸 со — юсо 寸寸 ii998i i6Z9

点

coco 寸寸寸寸 寸 ggggg 999999 9zzzzz zzzzoooo ооббоо。 oooooo oooo 000000 000000 OOOOOO OOOOOO OOOOOO 000111 iiiiii iiii

1 1 II 1 1 1 1 1 1 1 1 1 111 11 11 1 1 1 1 11 I 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Illi 6СЧ9одб 寸 9Z9 9OCQ 9 0 3 00 00 寸 9 Z 9 9 00 О i 6 CO 寸 9 9 寸 8 CM 6 8 00 9 8 一 00 寸 6 00 i 9 一 CO6 寸—9 G 9 6 9 co 9 。。寸iOC4 OZ 寸 Z6O 寸寸 9 О i 00 О О ^― 04 CO CO 9 О СЧ CO Z О СЧ 6 S СЧ i—z 寸 a— Ioogco см I 小g 寸oooooo 寸 co 寸 ео — сч m сч сч i co i 一寸— Z66 сосч — исч z — ii

w

CO CO CO CO 寸寸寸寸寸寸 ggggiO9 9 99 9 9 9 9 99 9 9 9Z9Z Z Z Z 00 0000 00 6 00 00 800 00 00 6

OOOOOOOOOOOOoooooooooooooooooooooooooooooooooo

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1 1 1 1 1 11 1 1 1 1 1 Illi

寸寸 96。寸о 6 — z co счg 寸 С4911z 寸6。9g6C6czgcizooco996Ю8ОО8—9og

0 co 006 寸 0oo см 6 о 寸 oooiooooozgoag9zzoi6co 寸 icoco 寸 ggggzgozcozo 寸 g

zg co — 6 9寸 co — Ig cocm — 19 g 寸寸寸 co co сч счcmcmiiZi69cMiooooco 1 z — 1 ancmiz

oc^

co co co co co 寸寸寸寸寸寸 gддддддgggg9g99999999zzzzoooooooozzzzoooo

OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOOoooooo000。

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 H 1 1 1 1 1 1 ! MINI 1 1 1 1 1 1 Illi gczeo寸寸。寸 CO 600Z 寸 9 6 8LQZObOOO00 6 寸 16。iOZOOiiCO 00 I co I ZZ 寸 CO 00

oozoogcz1СЧСЧОО16toga9ggzzmc49Oесодсч 寸。6 寸 o — zzigg6 — zcocgg

00 CO ^^ CM *■*"* b4*CO ^^ CO ^^ w-^ t4^-^4 ^4 СЧ ^^ т-** ч—^т—< ч—1 ч—< г—<ч—^ [^"» 10С^4vO СОС4* СО *"*■* СО

哀

смсчсч со со сосо 寸寸寸寸 gggg9 9 99 9 9 9 9 99 9 9 919zm8 800 0000 00 00ооооооб

oooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooooo

1 1 1 1 1 111 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Illi

COCOiLQ9co COC4C4ZZ9 9ZOO9 0000O9iC4 6ЮО寸 C4Z00 6 600 6 6 8 寸 6 СЧ9 — 6

6Vl000 —寸—o。9 сч 90 9ggzco。寸寸 9zzoo сч。cog —moo 寸 ggggzgozcoz。寸 g

ill 寸&IiQOgmiQO寸 I»—6 00ZZ 寸 C*5comc4CMCMCNiZi6 9al00 8giZuNNCMiZ

сч(X сч cocc cococo 寸寸寸寸ддддддgggggggggg9999zznqoqoqoqozzzzoooo

o。。。。。oooooooooooooooooooooooooooooooooooooooo

1 1 111 1 1 1 H 1 1 1 11 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 N 1 1 1 11 1 1 1 1 1 NII

I6Z6C0OI I。6 寸дсчб96gC469Z00OО1911СЧСОООбСЧСЧ9ОСЧ 寸 lOOZ 寸寸 6

寸 ZCMOZ8寸。寸 ggzZ9i00C4 009 00 00C4Zico 寸 9 04 9。6 寸 OiZZI9 9 6 — Zco CM LCLO

00 00 00 C4! Z CN 3<

s

7

90009090gogogо to о о о оoooooooooooooooooooooooooooo

"二二 ZZCO CO тг t^ IO lOCO CD t^OO oTo二 03£ 且 9二巨 2fW£H^ °0 ^ ^^^о о Ob* o^o3j 威^^

й

Таблица 5.7

Спектральное поведение объемных коэффициентов оптического взаимодействия, среднецикличная модель

0,248

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,03

1,G7

2,36

3,39

5,3

九мкм

м к

1,29-01

1,29—01

6,96—02

7,04—02

2,39-02

2,42—02

9,78—03

9,50—03

1,50—03

1,18—03

8,28—04

5,72—04

5,28—04

3,14—04

3,48—04

1,86—04

2,88—04

1,51—04

2,94—04

1,55—04

2,88—04

1,54—04

9,17—04

7,77—04

6,55—04

5,19—04

5,45—04

4,57—04

6,02—04

5,10—04

7,54—04

6,66 —04

7,00—04

5,81—04

5,48—04

4,23—04

3,71—04

2,86-04

2,16—04

1,66—04

1,07—04

7,97—05

3,99—05

2,79—05

1,18—05

9,56—06

5,07—06

4,00—06

2,56—06

1,97—06

1,07-06

7,94—07

6,27—06

3,73—06

1,08—06

8,00—07

оооооооооооооооооооооооооооо 0 12 3 4 5 6 7 8 9101112141618202224262830405060708090

1,08—01

9,03—02

5,88—02

4,71—02

2,28—02

2,00—02

9,27—03

8,85—03

9,68—04

9,01—04

3,96—04

3,40—04

1,68—04

1,20—04

6,22—05

3,39—05

6,36-05

3,46—05

6,43—05

3,56—05

6,21—04

5,24—04

3,47—04

2,55—04

3,09—04

2,19—04

3,29—04

2,22—04

4,50—04

3,06—04

3,43—04

2,11—04

2,18—04

1,25—04

1,46—04

8,27—05

8,52—05

4,83—05

3,84—05

2,11—05

1,24—05

6,62—06

5,27-06

3,13—06

2,14—06

1,25—06

1,02—06

6,01—97

4,04—07

2,39—07

1,40—06

7,76—07

4,05—07

2,40—07

7,95—05 4,43-05

3,75—02

2,92—02

1,70—02

1,36-02

8,22-03

7,30—03

8,77—04

8,70—04

3,17—04

3,07-04

9,94—05

8,75—05

2,85—05

1,89-05

2,15—05

1,41- 05

2,18—05

1,42-05

2,28—05

1,51—05

4,49—04

3,73—04

1,92—04

1,36—04

1,58—04

1,06--04

1,52 -04

9,87—05

2,11—04

1,36—04

1,34—04

7,91-05

7,53—05

4,30—05

4,93—05

2,79—05

2,88—05

1,62—05

1,24—05

6,90—08

3,79—06

2,06-06

1,93—06

1,13—06

7,66-07

4,44—07

3,69—07

2,15-07

1,50—07

9,04—08

4,65-07

2,70—07

1,50—07

9,05—08

7,73—02 6,71 -02

5,70-02

6,22—02

1,99—02

1,70-02

5,09—03

2,97—93

9,42-04

9,37—04

3,28—04

2,88—04

8,31—05

7,02—05

9,41—06

5,04—06

7,21-06

4,13—06

7,19—06

4,12—06

7,80—06

4,45—06

2,33—04

1,03-04

5,69—05

1,99—05

3,79—05

1,22-05

3,18—05

9,76—05

4,34-05

1,31—05

2,10—05

6,1.4—06

1,06—05

3,05—06

6,77—06

1,93—06

3,92—06

1,11—06

1,62—06

4,68-07

4,78—()7

1,40—07

2,90-07

8,32—08

1,13—07

3,25—08

5,64—08

1,65—08

2,56—08

7,76—09

7,72—08

2,94-08

2,57—08

7,82-()9

8,25-03 5,25—0 3

6,55-02

5,27—02

1,60-02

8,92—03

4,26—03

1,91—03

2,21—03

1,05—03

8,95-04

6,11—04

2,63—04

1,61—04

6,48-05

3,89—05

5,06—06

1,93—06

4,33—06

1,77—06

4,35-06

1,77—06

4,54-06

1,87—06

6,^8-05

1,57—05

4,97—05

2,50-05

3,50—05

2,11—05

2,37—05

1,90 —05

3,09-05

2,45-05

3,22—05

2,03—05

1,44-05

1,28-05

9,59-06

8,60—06

5,58-06

5,01—06

2,65-06

2,40—06

9,41—07

8,65-07

3,38—07

2,96—07

1,39-07

1,23—07

7,00—08

6,18-08

2,99—08

2,61—08

3,16—07

3,01-07

3,11—08

2,72—08

,48,27,73,42,88,16-,38,50,99,02-,09,62.89:27网,41⑵,51,02,92,40,08,72,16-,60-岳,78,59

3,60—02

2,08-02

1,80—02

1,61-02

1,49—02

1,68—02

5,74—03

4,34—03

3,64—03

3,35—03

6,36—03

2,18—03

1,29—03

9J9—04

8,99—04

2,87—03

1,18-03

7,61—04

5,63—04

4,93—04

4,58—04

3,02—04

2,55—04

2,26—04

2,06-04

2,07—04

1,01—04

8,01—05

6,79—05

6,14—05

1,02—04

3,30—05

2,26—05

1,76—05

1,57—05

5,77—05

1,02—05

4,52—06

2,23—06

1,79—06

4,83-05

8,52—06

3,77—06

1,89-06

1,52—06

4,49—05

8,67—06

3,51—06

1,91-06

1,53-06

4,39 —05

8,59-06

3,53—06

1,94—06

1,56—06

1,99—04

5,94-05

3,04-05

1,86-05

1,56—05

1,13—04

7,48—05

7,16—06

5,35—06

4,29—06

1,01—04

6,48—05

7,35—06

5,33—96

4,12—06

1,17—04

7,47—05

7,53—06

5,42—06

4,16—06

1,49—04

9,69—05

9,86—06

7,11—08

5,44—06

1,10—04

6,91-05

6,92-06

4,86—06

3,63—06

9,00-05

5,47-05

4,91—06

3,43—06

2,57—06

6,05—05

3,67-05

3,28—06

2,29—06

1,71—06

3,52—05

2,14—05

1,91—06

1,33—06

9,97—07

1,71—05

1,02—05

9,02—07

6,27-07

4,68—07

6,26—06

3,68—06

3,15—07

2,18—07

1,63-07

2,02—06

1,24—06

1,14—07

8,06—08

6,05-08

8,49—07

5,20—07

4,73—08

3,32—-08

2,49—08

4,26—07

2,60—07

2,35—08

1,65 —98

1,23—08

1,78-07

1,08—07

9,82-09

6,91—09

5,20-09

1,75-06

9,68—07

8,15—08

5,92—08

4,62—08

1,84—07

1,11-07

1,00—08

7,10-09

5,36-09

Л^оЛ^о^п^ооооооооооооооооооооооо 0123456л890hе^4^ост 仇2^68仇仇仇етотзо 111111222223456789

h, кмh, км0,2480,34710,530,69430,861,061,672,363,395,30,2480,34710,530,69430,861,061,672,363,395,3瓦（入）瓦（入）Л мкмЛ мкм10,610,6

h, км

h, км

0,248

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,06

1,67

2,36

3,39

5,3

0,248

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,06

1,67

2,36

3,39

5,3

瓦（入）

瓦（入）

Л мкм

Л мкм

10,6

10,6

1,35-02

8,53—03

8,16—03

9,39—03

7,73—03

2,29—02

2,94—03

1,73-03

1,55-03

2,29—03

1,45—03

4,87—03

7,52—04

4,30-04

3,63—04

8,29—04

3,92—04

1,20—03

4,32—04

2,38-04

2,02—04

3,21—04

1,84-04

6,14—04

1,86—04

1,10-04

1,02—04

1,11-04

9,59-05

2,84-04

5,50—05

3,15—05

2,87—05

3,33—05

2,66—05

8,12—05

1,40—05

8,00—06

7,17—06

9,67—06

6,74-06

2,17—05

1,50—06

8,22—07

6,26-07

2,15—06

6,69—07

3,31—06

1,29—06

7,10-07

5,49-07

1,83—06

5,86—07

2,85—06

1,30—06

7,16—07

5,53—07

1,85—06

5,91-07

2,88—06

1,32—06

7,29 一07

5,65—07

1,83-06

5,99—07

2,87-06

1,30-05

6,41-06

4,70-06

1,24—05

4,19—06

1,75-05

3,38—06

1,76—06

1,23-06

4,22—05

2,29—05

1,77—05

3,15—06

1,68-06

1,10-06

3,09—05

2,02—05

1,24—05

3,17—06

1,71-03

1,12—06

2,00-05

1,84—05

1,08—05

4,14—06

2,2 3—06

1,45—06

2,60—05

2,38—05

1,39—05

2,71—05

1,46—06

9,57-07

3,06一05

2,00—05

1,21—05

1,93—05

1,06-06

7,11-07

1,35-05

1,27-05

7,49—06

1,28—06

7,09—07

4,73-07

9,06—06

8,52—06

5,00—06

7,48—07

4,13—07

2,75—07

5,28—06

4,96—06

2,91—06

3,52—07

1,95—07

1,31—07

2,53—06

2,39—06

1,40—06

1,23—07

6,92—08

4,69—08

9,08-07

8,61—07

5,07-07

4,54—08

2,49—08

1,64—08

3,12-07

2,92—07

1,71—07

1,87—08

1,02—08

6,82—09

1,29 一()7

1,21-07

7,13-08

9,34—09

5,15—09

3,43- 09

6,50-08

6,10—08

3,58—08

3,94—09

2,18-09

1,46—09

2,74-08

2,57—08

1,51-08

3,64—08

2,22—08

1,57—1)8

3J1--07

3,00—07

1,77—07

4,07—09

2,26-09

1,51 09

2,85—08

2,68-08

1,58-08

КМ-1

Сл

Ел

00

九，км

А мкм

0,248

0,3471

0,53

0,6943

0,86

1,06

1,67

2,36

3,39

5,3

10,6

M （九）км一1

7,78—03

1,40—02

1,29—02

1,29—02

1,29—02

5,25—03

1,05—02

8,89—03

8,01—03

7,91—03

3,96—03

8,37—03

6,72—03

5,25—03

4,46-03

2,76—03

6,93—03

6,08—03

4,70—03

3,57—03

1,68—04

2,01—04