ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
ГЛАВА 1. ОЦЕНКА ВОЗМОЖНОСТЕЙ НАЗЕМНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ МАЛЫХ ГАЗОВЫХ СОСТАВЛЯЮЩИХ В МИЛЛИМЕТРОВОМ ДИАПАЗОНЕ ДЛИН ВОЛН
1.1 Расчет интенсивности и формы спектральных линий примесных газов в земной атмосфере
ГЛАВА 2. АППАРАТУРА И МЕТОДИКА ИЗМЕРЕНИЙ ЛИНИЙ ВРАЩАТЕЛЬНОГО СПЕКТРА МАЛЫХ ГАЗОВЫХ СОСТАВЛЯЮЩИХ АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ 2 1. Основные принципы построения спектрорадиометров миллиметрового диапазона длин волн для исследования атмосферных примесных газов
2 2. Описание спектрометров миллиметрового диапазона длин волн для исследования стратосферного озона
2.2.1. Анализатор спектра для исследования в окне прозрачности атмосферы с центром на волне ~ 1.3 мм
2.2.2. Гетеродинные спектрометры диапазона частот 110 - 150 ГГц и 80 - 110 ГГц
2.2.3. Двухлучевой гетеродинный спектрометр с компенсационным приемником диапазона частот 80 -120 ГГц
2.3 Методика спектральных наблюдений атмосферных газовых составляющих
2.3.1. Измерение оптической толщины по методу Бугера
2.3.2. Методика измерения оптической толщины по собственному излучению атмосферы (метод «разрезов»)
2.3.3. Измерение яркостной температуры небосвода в линии озона методом абсолютной калибровки
ГЛАВА 3. МЕТОДИКА ОПРЕДЕЛЕНИЯ КОЛИЧЕСТВЕННОГО СОСТАВА ВЕРХНЕЙ
АТМОСФЕРЫ ПО РЕЗУЛЬТАТАМ СПЕКТРАЛЬНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ
3.1. Критерии в оценке интегрального содержания озона в стратосфере Земли
3.2. Восстановление высотного профиля плотности озона по результатам спектральных наблюдений
ГЛАВА 4. РЕЗУЛЬТАТЫ МИКРОВОЛНОВЫХ ИЗМЕРЕНИЙ СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНА В СТРАТОСФЕРЕ ЗЕМЛИ УМЕРЕННЫХ ШИРОТ. МАЛОМАСШТАБНАЯ ПРОСТРАНСТВЕННАЯ СТРУКТУРА ОЗОНОВОГО СЛОЯ
4.1. Обнаружение переменности линий озона на высотах более 20 км над горами Заилийского Алатау
4.2. Исследование вариаций стратосферною озона с разной временной продолжительностью над Нижним Новгородом
4.3. Поверка (валидация) измерений вертикальною распределения озона с борта космического аппарата CRISTA над Нижним Новгородом метолом наземной микроволновой радиометрии
4.4. Обнаружение «озоновых облаков» с помощью двухлучевого микроволнового спектрометра
ГЛАВА 5. МИКРОВОЛНОВАЯ ДИАІТЮСТИКА СТРАТОСФЕРНОГО ОЗОНА В ПОЛЯРНЫХ ШИРОТАХ
5.1. Микроволновые наблюдения вариаций стратосферного озона разного временного масштаба над Кольским полуостровом
5.2. Сопоставление данных микроволновых измерений с данными других методов, полученных во время комплексного эксперимента по изучению озонового слоя на острове Хейса (Земля Франца-Иосифа)
5.3. Исследование связи между вариациями озона и температуры в стратосфере Арктики
5.4. Некоторые особенности поведения озона в Антарктиде по измерениям на мм-волнах в период возникновения озоновой «дыры»
5.5 Влияние солнечных протонных событий на полярный озон на высотах 30 - 50 км
ГЛАВА 6. ПОЛЯРНЫЙ ВИХРЬ И ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ В ОЗОНОВОМ СЛОЕ
6.1. Обнаружение пространственных неоднородностей в стратосферном озоне над Северной Скандинавией
6.2. Связь между состоянием циркумполярного вихря и пространственно-временными вариациями озона по данным синхронных наблюдений в умеренных и полярных широтах зимой 1999/2000
ЗАКЛЮЧЕНИЕ СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
4
ВВЕДЕНИЕ
Интерес к исследованию малых газовых составляющих атмосферы, таких как
Эго семейство газов, несмотря на их малое количество (0.1% от всей атмосферы), определяет физико-химические процессы на высотах от 20 до 100 км - это поглощение и излучение радиации, распределение температуры в стратосфере, динамику и циркуляцию средней атмосферы, и ее загрязнение. Особое место среди них занимает озон.
Хорошо известно, что озон защищает биосферу Земли от ультрафиолетового излучения Солнца и даёт значительный вклад в парниковый эффект.
Поглощение солнечной радиации в атмосфере сравнительно невелико. Излучение Солнца поглощается, в основном, водяным паром, озоном (и кислородом) и в небольшой степени углекислым газом, аэрозолем и облаками. Водяной пар обладает слабыми полосами поглощения в видимом свете (при А, = 543 - 847 нм) и в ближней инфракрасной области. Аэрозоль в среднем поглощает так же, как и водяной пар. Углекислый газ имеет пять полос поглощения в ближней инфракрасной области А = 1.4- 4.3 мкм, но настолько слабых, что ими при расчегах обычно пренебрегают. Озон имеет две сильные полосы поглощения в ультрафиолетовой области - полоса Хартли А =220 - 290 нм и полоса Хюггинса А = 310 - 360 нм, в которых в сумме поглощается около 4 % энергии солнечного излучения, а также слабую полосу Шаппюи в видимом свете с максимумом около 602 нм. Кислород поглощает ультрафиолетовое излучение в полосе А = 130 - 240 нм и имеет две узкие линии поглощения в видимом свете при А =690 и 760 нм. Всей атмосферой поглощается около 20 % падающей на неё солнечной энергии. Примерно одна пятая часть поглощённой энергии приходится на озон.
Озон 03 является единственным г-азом атмосферы, который эффективно
поглощает солнечное излучение в полосе А = 250 - 300 нм. Известно, что органические молекулы, такие как ДНК (дезоксирибонуклеиновая кислота), могут разрушаться при поглощении излучения в этом спектральном интервале Таким образом, понижение содержания О3 может привести к серьёзным биологическим последствиям. Поэтому вопрос о стабильности озонового слоя (высота максимума
озон О3, окислы азота
водородные соединения
соединения хлора С10х и другие обусловлен рядом причин.
5
вертикального распределения 03 расположена примерно на высоте от 18 до 25 км в
зависимости от широты) является центральным в исследованиях средней атмосферы. В последние 15-20 лет мы являемся свидетелями почти катастрофического уменьшения содержания озона весной над Антарктидой и более слабого проявления этого эффекта в Арктике. По этой проблеме высказываются разные предположения по поводу механизмов возникновения дефицита 03 (озоновые «дыры») над полярными регионами Земли. В результате имеется несколько подходов к объяснению этого феномена. Вариации озона могут быть как следствием антропогенной деятельности, приводящей к насыщению атмосферы атомами хлора и брома, так и возможных изменений циркуляции атмосферы. Кроме того, периодический рост солнечной активности и интенсивности космического излучения < может способствовать увеличению окислов азота и, следовательно, уменьшению 03 .
Озон образуется в верхней стратосфере в результате химических изменений, возникающих при поглощении ультрафиолетовой области спектра солнечного излучения. Преобладающая часть химических реакций протекает с участием кислорода, который присутствует в атмосфере главным образом в виде двухатомных молекул 02. Химические превращения при поглощении электромагнитного
излучения осуществляются лишь в том случае, когда их энергия достаточна для разрыва связи между атомами в молекуле. Атомы, освободившиеся в процессе фотодиссоциации, обладают большой химической активностью и являются активными центрами цепных реакций, приводящих к образованию новых частиц. В процессе фотодиссоциации молекул кислорода в атмосфере возникают две новые составляющие - атомарный кислород О и озон 03.
Фотохимическая теория кислородного цикла (1-4) формирует озоновый слой с
(1)
(2)
О 4- 02 4- м -> о3 + м,
где М - любая другая молекула в атмосфере.
(3)
(4)
О 4- 03 —> 202
абсолютными концентрациями N<33 около 5x10й мол/см3 около поверхности Земли, с
6
ростом высоты Ы0з увеличивается до - 4х 1012мол/см3 на высоте 25 км и далее падает до 4х10п мол/см3 на 45 км. В относительном выражении концентрация О-: - 0.5 частей на миллион по объёму (ррту) на 15 км, растёт до ~ 8 ррту на ~ 35 км и падает до - 3 ррщу на 45 км. Весь озоновый слой имеет массу 3-1015 г, из которых 90% содержится в стратосфере.
Общее содержание озона (ОСО) в атмосфере, обозначаемое далее О, в вертикальном столбе воздуха определяется толщиной того слоя, который образовал бы озон в этом столбе, если его привести к нормальным условиям: давление Р— 1013 мб, температура Т = 273.15 К. Толщина этого слоя составила бы величину около 3 мм. В качестве единицы измерения ОСО используется 1 Добсон (1 Д.Е.), которая соответствуег толщине слоя озона 0.01 мм или в абсолютном выражении 2.7-1016
молекул °3/ . По модели озоносферы для спедних широт [1] О « 345 Д.Е.
/см
Единица названа в честь Г.М.Б. Добсона, который проводил пионерские исследования озона между 1921-1960 гг. Добсон изготовил стандартный прибор, который используется до сих пор для измерения озона с поверхности Земли Спектрофотометр Добсона измеряет интенсивность солнечной ультрафиолетовой радиации на четырёх волнах, одна пара, из которых находится внутри полосы поглощения озона, а другие две волны находятся вне полосы поглощения [2].
Сегодня озон измеряется многими способами - самолётами, баллонами, спутниками и во время полётов космического челнока «Шаттл», а всемирная доссоновская сеть приборов является единственным исгочником длинных рядов данных наблюдений ОСО. Например, станция Ароза в Швейцарии проводит измерения озона, начиная с 1926 года (см. 1тр://\улу\у.1а1)с>1ус»Ьу..сЬ/(1ос/1<по/оп.Ьцп1) [3]. Эта обсерватория имеет самый представительный ряд данных наблюдений ОСО в мире. По данным станции Ароза хорошо просматривается тенденция уменьшения ОСО, начиная с 70 гг. по настоящее время. Озоновый слой является наиболее тонким в тропиках (его максимум расположен на высоте 24-27 км) около 260 Д.Е. и его сезонные изменения там незначительны, а в полярных широтах слой озона толстый (высота максимума его расположена низко 13-18 км) и он имеет значительную сезонную изменчивость, см. например, таблицу:
7
Место расположения ОСО, ДЕ.
Январь Апрель Июль Октябрь
Уанкайо, Перу (12° ю.ш.) 255 255 260 260
Аспендэйл, Австралия (38° ю.ш.) 300 280 335 360
Ароза, Швейцария (47° с.ш.) 335 375 320 280
Санкт-Петербург, Россия (603 с.ш.) 360 425 345 300
В таблице приведены среднемесячные величины ОСО Межгодовое
среднеквадратичное отклонение общего содержания О3 составляет ~ 5 Д.Е для Уанкайо и ~ 25 Д.Е. для Санкт-Петербурга [4].
Согласно реакции (4) озон разрушается, если атом кислорода и молекула 03
подвергнутся рекомбинации. Эта реакция очень медленная и если это был бы единственный механизм потерь озона, то толщина озонового слоя была бы в два раза больше. Некоторые газовые примеси такие как окислы азота (N0 и Ы02 ), водорода (ОН и Н02) и хлора (СЮ и С102) могут значительно ускорить рекомбинацию. Количество озона в слое есть конкуренция между фотодиссоциацией и рекомбинацией. Таким образом, причиной уменьшения ОСО может быть рост концентрации катализаторов в атмосфере
В 1970 г. П. Крутцен высказал мнение, что баланс озона в стратосфере зависит очень сильно от окислов азота МОх . Главным источником N0^. является реакция окисления закиси азота, которая образуется на поверхности Земли [5]. Закись азота N->0 образуется благодаря деятельности микроорганизмов в почве и океане. Газ этот
инертен и диффундирует вверх через тропосферу в стратосферу. В стратосфере он распадается при реакции:
(5)
параллельно которой идёт реакция
М20 + о(1о)->Н2+02 (6)
Окись азота - сильный катализатор распада озона:
Ы0 + 03^Ш2-ь02 (7)
К02 + О —> N0 т 02 (8)
8
Кроме того, озон разрушается из-за хлорфторуглеводородов (ХФУ), эта идея была высказана в 1974 году Молиной и Роуландом [6]. С ХФУ ничего не происходит в низких слоях атмосферы. Они мигрируют в стратосферу и там разлагаются солнечным ультрафиолетом, и их радикалы вступают в химические реакции с другими веществами, выделяются радикалы хлора и брома, которые становятся катализаторами разрушения озона.
Атом хлора, образующийся в стратосфере, может реагировать с озоном, продуктом этой реакции является окись хлора:
С1 + ^ СЮ + О-) (9)
Окись хлора участвует в двух основных реакциях в стратосфере. Реакция с атомным кислородом разрушает нечётный кислород:
С10 + О С1+ 02 (Ю)
Окись хлора может реагировать с окисью азота:
СЮ + Ш-»С1 + Ш2 (11)
Реакции (10,11) восстанавливают атом хлора, а реакции (9,10) представляют собой важный каталитический цикл разрушения нечётного кислорода. Следует отметить, что атом С1 является катализатором, те. он не расходуется в вышеприведённых реакциях. Каждый атом С1, попавший в стратосферу, может разрушить тысячи молекул озона, прежде чем он будет удалён из обращения.
Озоновая дыра в Антарктиде была открыта Британской антарктической службой с помощью спектрофотометра Добсона на станции Халли Бей в 1981-1983 гг Английская экспедиция сообщила о значительном уменьшении полного содержания озона в октябре 1985 года [7]. Далее спутниковые измерения подтвердили, что весенние потери озона распространяются на весь антарктический континент. Исследования были продолжены Национальной озоновой экспедицией США на станции Мак-Мёрдо в 1986 и 1987 гг. Кроме того, НАСА задействовало в этих исследованиях стратосферную авиацию, которая совершала полёты над Антарктикой в 1987 году. Данные измерений показывают, что над Антарктидой озон разрушается почти полное 1 ью между уровнями 12 и 25 км. Это происходит ближе к концу весны Современное объяснение озоновой дыры основано на том, что антропогенные ХФУ
9
попадают из Северного полушария в Южное полушарие и далее они распадаются в стратосфере на активные составляющие, которые затем разрушают озон. Радикалы ХФУ «примораживаются» к полярным стратосферным облакам (высоты от 15 до 30 км), которые образуются там из-за низкой температуры (ниже 200 К), а когда появляется Солнце, они отрываются от оттаявшего льда и уничтожают озон. Огромные размеры озоновой дыры над Антарктидой - следствие более слабой циркуляции здесь воздуха, то есть, нет обмена с воздухом низких широт по сравнению Северным полушарием. Антарктида приподнятый континент, имеющий среднюю высоту над уровнем моря 3-4 км. В результате возникает атмосферный фронт (циркумполярный вихрь), который препятствует интенсивному обмену воздушными массами. В конце весны атмосфера прогревается, фронт разрушается, и приток воздуха из средних и тропических широт Южного полушария воссганавливает содержание озона над Антарктидой до нормы.
Таблица, которая извлечена из работы [8], иллюстрирует сезонные и региональные тренды ОСО в процентах на декаду за период 1979-1990 гг. для обоих
полушарий. Широта Январь Апрель Июль Октябрь Место
65°с.ш. -3.0 -6.6 -3.8 -5.6 Исландия
55°с.ш. -4.6 -6.7 -3.1 -4.4 Москва, Россия
45°с.ш. -7.0 -6.8 -2.4 -3.1 Миннеаполис, США
35°с.ш. -7.3 -4.7 -1.9 -1.6 Токио
25°с.ш. -4.2 -2.9 -1.0 -0.8 Майами, США
5°с.ш. -0.1 + 1.0 -0.1 + 1.3 Сомали
5°ю.ш. +0.2 +1.0 -0.2 +1.3 Новая Гвинея
25°ю.ш. -2.1 -1.6 -1.6 -1.1 Претория
35°ю.ш. -3.6 -3.2 -4.5 -2.6 Буэнос-Айрес
45°ю.ш. -4.8 -4.2 -7.7 -4.4 Новая Зеландия
55°ю.ш. -6.1 -5.6 -9.8 -9.7 Терра дель Фуэго
65°ю.ш. -6.0 -8.6 -13.1 -19.5 П-ов Пальмер
Отметим, что по данным наблюдений ОСО на высокоширотной норвежской станции Тромсё (70°с.ш.) в период между 1939 и 1989 годом не найдены долговременные изменения в содержании 03 [9]. В целом же за период с 1991 по
1993 год тренды на понижение озона увеличились. Спутниковые и наземные измерения показали заметное понижение ОСО зимой-весной 1992-1993 гг. Здесь надо
10
иметь в виду, что одной из возможных причин снижения содержания 03 были извержения вулканов Эль Чичон (Е1 СЫсИоп) в 1982 году и Пинатубо (М1 РшашЬо) в 1991 году, которые существенно изменили химический состав стратосферы [10] Например, после извержения Эль Чичон 3-4 апреля 1982 года в стратосферу попало -3.3x106 тонн двуокиси серы $02 [11].
В конце 60-х годов в практике измерения озона и других газовых примесей появились два перспективных метода - лазерная локация и пассивное микроволновое зондирование средней атмосферы. Как оказалось, оба метода могут взаимно дополнять друг друга (см., например, [12,13]), Наземные лазерные методы действуют в области высот 15-50 км, а микроволновые наблюдения дают информацию о вертикальном распределении 03 на высотах от 20 до 80 км. Метод микроволнового зондирования
основан на наблюдениях резонансных линий молекул, имеющих вращательные спектры в диапазонах миллиметровых и субмиллиметровых волн. Микроволновые измерения менее зависят от погодных условий и аэрозольной компоненты атмосферы в отличие от измерений в оптическом и инфракрасном диапазонах длин волн. Микроволновые спектральные приборы могут круглосуточно регистрировать вариации стратосферного озона с высоким временным разрешением.
Сегодня мы являемся свидетелями заметных изменений в озоновом слое Земли. Для того чтобы иметь физическое понимание причин, вызвавших данное явление, необходимо продолжать накопление данных о состоянии озона на разных высотных уровнях. Особенно эго касается полярных широт, где довольно значительны периоды времени (отсутствие или недостаточное количество солнечного света), когда нет информации от оптических и инфракрасных спутниковых или наземных приборов о содержании озона. Следует подчеркнуть, что область высот от 20 до 80 км является наименее исследованной с точки зрения озона и всего семейства малых газовых составляющих.
Первые микроволновые спектральные наблюдения примесных газов атмосферы были выполнены в конце 60-х и в начале 70-х годов [14-18]. Хорошо известно, что основными атмосферными газами, поглощающими радиоволны миллиметрового диапазона, являются водяной пар и молекулярный кислород. Расчёты показывают, что в «окнах» прозрачности, т.е. в интервалах частот между сильными линиями поглощения 02 и Н20, вращательные спектры почти всего семейства малых газовых
11
составляющих (озон, окислы азота, окись углерода) имеют линии, интенсивность которых вполне достаточно для их обнаружения [19-22]. Было отмечено, что при благоприятных условиях (зима, высокогорье) полное вертикальное ослабление вблизи резонансных частот озона сравнимо с фоновым ослаблением, обусловленным водяным паром и кислородом, а в коротковолновой части миллиметрового диапазона превышает его. Эти выводы полностью подтвердились в экспериментах по обнаружению спектральных линий атмосферного озона в «окнах» прозрачности, имеющих центральные длины волн около 1.3 мм, 2.1 мм и 3.0 мм [18,23-25]
Результаты этих работ стали основой для постановки задачи исследования газового состава средней атмосферы с помощью средств микроволнового зондирования. Интерес к этому был вызван обнаружением больших вариаций
* г,
интенсивности и формы спектральной линии, обусловленной озоном [26] Возник вопрос по каким причинам имеет место, переменность спектра линии и каково, в самом деле, влияние озона на неё.
Для того чтобы подтвердить (или опровергнуть) значительную изменчивость озона верхней атмосферы, потребовалось выполнить длинные ряды непрерывных наблюдений в различных широтах (включая полярные), по возможности, независимо от погодных условий. Последнее обстоятельство потребовало оптимизировать рабочие частоты спектрорадио.метров и методику измерений. Различные модификации микроволновой аппаратуры высокого спектрального разрешения были успешно применены в программах по исследованию озона в полярных широтах Арктики и Антарктики (1986-1995 гг.) [27-35], а также в международных программах CRISTA/MAI-LRSI [36-40] в 1994-1997 годах и SOLVE (программа по изучению причин уменьшения озона в Арктике) зимой 1999/2000 [41-44J. В ходе выполнения этих работ проведено сопоставление данных наблюдений микроволновыми озоно.мегричсскими комплексами как со стандартными приборами для измерения 03
(наземными оптическими спектрофотометрами, баллонными озоиозондами типа ЕСС и ракетными датчиками озона), так и с уникальным космическим прибором CRISTA. Также выполнены сопоставления микроволновых наблюдений с глобальной спутниковой системой слежения за озоновым слоем - прибор TOMS на разных космических аппаратах [38]. В этой связи наземные измерения содержания 03 в
стратосфере являются хорошим дополнением спутниковых в поверочных (валидационных) экспериментах. Результаты сравнения продемонстрировали
12
надёжность регистрации вариаций в озоновом слое методами микроволновой радиометрии. В вышеперечисленных циклах исследований стратосферного озона (выше 20 км) на миллиметровых волнах выявлена значительная изменчивость 03 в
фотохимической области с разными временными масштабами. К одному из важных результатов следует отнести обнаружение быстропеременных (менее одного часа) вариаций содержания озона на высотах более 30 км [27]. Авторами работы [45] предложен динамический (волновой) подход к интерпретации «быстрых» вариаций озона.
Хотелось бы выделить ряд геофизических проблем, связанных с озоном, в решении которых метод микроволновой радиометрии может иметь важное, а может быть и определяющее значение.
Интересной задачей является исследование поведения озона на высотах от 20 до 60 км в периоды роста волновой активности атмосферы. Ярким проявлением этой активности могут служить процессы разрушения полярных вихрей, которые приводят к нарушению характера барической системы в стратосфере и образованию крупномасштабных волн. Результатом таких возмущений обычно становятся внезапные стратосферные потепления. Внезапное потепление, наблюдаемое обычно в конце зимы, - это динамическое явление в стратосферной циркуляции, которое характеризуется повышением температуры стратосферы в высоких широтах на десятки градусов в течение нескольких дней. Неоднократно отмечалось, что во время подобных явлений наблюдаются вариации озона [46-50]. Здесь весьма важной является возможная роль стратосферных потеплений в насыщении озоном полярной атмосферы после зимы [51].
Проблема взаимосвязи полей температуры и озона в атмосфере Земли существует давно, учитывая, что основной нагрев стратосферы обусловлен поглощением молекулами озона ультрафиолетовой радиации Солнца. Метод микроволнового зондирования может быть с успехом использован в изучении корреляционных характеристик в изменениях температуры стратосферы и содержания озона [35].
• К одной из важных проблем физики атмосферы является оценка влияния солнечной активности на стратосферный и мезосферный озон [52]. На высотах более 25 км в области рождения озона, где процессы образования и разрушения имеют большее значение, чем процессы переноса, скорее можно обнаружить влияние
13
изменения солнечной активности на концентрацию озона. В диссертации приводятся доводы в пользу использования метода микроволнового зондирования (метод хорошо действует на высотах от 20 до 60 км) на примере влияния энергичных протонов Солнца на озон верхней атмосферы в полярных и умеренных широтах [53].
Наконец в настоящее время одной из главных задач исследования природы изменчивости атмосферного озона является изучение пространственно-временных вариаций его содержания в средней атмосфере и тесно связанных с ними процессов (планетарные волны, внутренние гравитационные волны, заряженные частицы и т.п.). Очевидно, что основная роль в решении подобных задач принадлежит спутниковым средствам наблюдения, включая микроволновые, которые способны осуществлять оперативный мониторинг озонового слоя на огромных пространствах. Однако следует
' л
иметь в виду, что, несмотря на неоспоримые преимущества, они дают сглаженную в пространстве картину. Поэтому, исследование пространственных неоднородностей озонового слоя с разрешением, на порядок превышающее спутниковое, можно с успехом проводить с помощью наземной сети станций микроволнового зондирования. В диссертации уделяется большое внимание применению двухлучевых микроволновых озонометров для исследования маломасштабной структуры озонового слоя с иллюстрацией практических результатов (обнаружение «озоновых облаков») [54-56].
Решение задачи исследования озонового слоя с помощью средсгв микроволновой радиометрии потребовало разработки приёмной аппаратуры с высоким временным и пространственным разрешением и совершенсгвования мегодики спектральных измерений слабых линий атмосферных газов [54]. Кроме того, с целью количественной интерпретации результатов спектральных измерений были рассмотрены вопросы восстановления высотного профиля озона по его спектрам и предложена процедура оперативной оценки интегрального содержания 03 в
стратосфере Земли [25, 57]
В данной работе акцент ставится на исследования с помощью микроволновой техники структуры озонового слоя, его изменчивости в различных широтах, среди которых особое место отведено полярным широтам. Одновременно делается сопоставление результатов микроволновых и других известных способов измерений, привидится анализ корреляционных связей вариаций озона с физическими характеристиками атмосферы.
14
ГЛАВА 1. ОЦЕНКА ВОЗМОЖНОСТЕЙ НАЗЕМНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ МАЛЫХ ГАЗОВЫХ СОСТАВЛЯЮЩИХ В МИЛЛИМЕТРОВОМ
ДИАПАЗОНЕ ДЛИН ВОЛН
распространении сквозь атмосферу поглощаются различными газами, входящими в её состав, молекулы которых имеют постоянные или индуцированные дипольные моменты. К этим газам относятся водяной пар, кислород и почти всё семейство малых газовых составляющих. Большинство малых атмосферных составляющих обладают, соответственно, вращательными переходами, лежащими в диапазонах ММ и СБММ длин волн. Самое значительное поглощение обусловлено водяным паром и молекулярным кислородом. Преимущественная роль Н2Ои 02 в поглощении обусловлена их обилием в атмосфере (см. рис. 1.1), а также наличием у молекулы водяного пара значительного электрического дипольного момента ' .иН О = Е884 ±0.012 Дебая. На резонансных частотах спектральных линий Н2Ои
О2 затухание так велико, что атмосфера становится непрозрачной даже для вертикального зондирования с поверхности Земли. Интервалы частот между линиями поглощения О2 и Н20, так называемые окна прозрачности, можно использовать для дистанционного зондирования малых составляющих атмосферы.
1.1. Расчёт интенсивности и формы спектральных линий примесных газов в земной
атмосфере
Характеристикой поглощения радиоволн всей толщей атмосферы (политропная модель) является интегральная величина:
*’ Под ММ волнами мы будем понимать волны от 15 мм до 1 мм, а под СБММ интервал волн 1мм > X > 0.1мм.
Миллиметровые (ММ) и субмиллиметровые (СБММ) радиоволны*1 при
(11)
о
N1, иол/см5
16
где а(у,г) - коэффициент поглощения как функция частоты и высоты над уровнем моря. Величину т(у) называют оптической толщиной атмосферы в направлении зенита или полным вертикальным поглощением. Оптическая толщина под зенитным углом 0 (поглощение на луче зрения) при 0 < 85° определяется выражением:
т(у,0) = т(у)-8ес6. (1.2)
Выражение (1.2) справедливо для плоской атмосферы без учёта рефракции.
Величина а(у,г), входящая в выражение (1.1), в общем случае представляет полный коэффициент поглощения на частоте V и обычно определяется суммированием коэффициентов для отдельных переходов каждого из поглощающих радиоволны газов.
а(у,г) = ц[ат(у,2)1, (1.3)
т у
где символ у характеризует конкретный вращательный переход с резонансной частотой:
Уи = (ЕгЕ1)/Ь, (1.4)
где Ь - постоянная Планка, Ej и Ei - энергии верхнего и нижнего молекулярных
состояний, между которыми происходит переход (поглощение или излучение), а Ш определяег сорт газа.
Общее выражение для коэффициента [а(у,г)]у записывается в виде [58, 59]
[а(у.г)]у = ||^-№|цу|2у2р(у>у^Ду) (1.5)
где с- скорость света; к- постоянная Больцмана; Т- температура: И-концентрация молекул; 1' - относительное число молекул в нижнем из двух
17
рассматриваемых состояний, переходу между которыми соответствует частота Уу;
|1у| - квадрат абсолютной величины матричного элемента для данного перехода,
просуммированный по трём взаимно-перпендикулярным направлениям в пространстве, т(у9 Уу, Лу) - функция, описывающая форму линии.
Если при некоторых допущениях определить |р,у и £ в виде известных
выражений (см., например, [58,59]), то коэффициент поглощения (1.5) записывается следующим образом:
ЬМІ] = ^ ^ТУ2р(у,Уу,Ду),
(16)
где р. - дипольный момент, Фу - матричный элемент направляющих косинусов, р вращательная статистическая сумма. Для линейной молекулы р выражается в виде:
<2-
кТС
аЬВ
(1.7)
для молекул типа асимметричный волчок
о=-
а
к (кТ' АВС иг
0.5
(1.8)
где с - символ, обозначающий плоскость симметрии, А, В, С - вращательные постоянные молекулы, множитель в представляется в следующем виде:
Є = п (2ІИ + 1)/П [1 - ехр(- <оп1іс / кТ)Г-
гп п
(1.9)
18
где 1т - ядерный спин Ш атома в молекуле, С0П - колебательные частоты, (1П
указывает на вырождение данного колебания.
Входящие в выражение (1.6) величины Т и N зависят от высоты г, кроме того, р(у,Уу,Ду) зависит от давления, которое также меняется с высотой. Таким
образом, форма и интенсивность атмосферной линии определяются функциями N(2), Т(г) и Р(г). Характерный вид зависимостей Т(г) и Р(г) для атмосферы Земли приведён на рис. 1.2.
Рассмотрим функцию р(у,У^,Ду), описывающую контур линии поглощения.
Основной причиной уширения линий в атмосфере Земли при 2 < 70 км являются столкновения молекул - это так называемое ушпрение давлением. В верхних слоях [ъ > 70км) главным механизмом уширения становится тепловой эффект Допплера. Соответственно меняется форма линии.
Уширение спектральной линии за счёт соударений зависит от состава среды, концентрации молекул и температуры. При низких давлениях взаимодействие частиц наилучшим образом описывается посредством двойных соударений. Среднее время соударения 1 может быть связано с диаметром молекулы Ь и поперечным сечением
'У
пЪ~ на основании соотношений кинетической теории:
'= Кту 1,2 2Ду = ]\(уЬ2 , (110)
где Ы- концентрация молекул, V- средняя относительная скоросгь соударяющихся
частиц. Для фиксированной температуры . V и яЬ постоянны, тогда как N пропорционально давлению. Существующие теории уширения исходят из посылки о том, что продолжительность соударения мала по сравнению со 1 - средним временем между соударениями.
Газ рассматривается как ансамбль гармонических осцилляторов с частотой > V = Уу. В моменты времени, примерно равные I, осцилляторы на мгновение
останавливаются, а условия, наступающие сразу после соударения, описываются различно. Лоренц [60] полагал энергии осцилляторов после соударения произвольными и получил следующее выражение для формы линии:
- Киев+380960830922