Исследование Земли из Космоса, 2023, № 2, стр. 84-92

ВВЕДЕНИЕ

Озон в атмосфере полностью поглощает жесткое УФ излучение Солнца с длиной волны менее 280 нм, значительно ослабляя его действие на клетки живых организмов, и определяет ультрафиолетовый климат на планете. Мониторинг состояния озонного слоя, исследования возможного влияния на него антропогенного воздействия являются актуальными в настоящее время (Александров и др., 1992), (Крученицкий, Статников, 2020).

Основным методом измерения с земной поверхности общего содержания озона в атмосфере является квазимонохроматический метод в спектральном участке 290–370 нм. Погрешность спектрофотометра Добсона и озонометра М-83 может достигать 10% и более (Ромашкина, 1984).

В тропосфере содержание озона очень мало, изменчиво во времени и по высоте (Белан, 2010), (Звягинцев и др., 2016). Известно, что максимальная плотность озона наблюдается на высоте 18–26 км, которая уменьшается с ростом широты. Сезонные и широтные колебания содержания озона происходят в основном в слое атмосферы О – 25 км. Наблюдаются также заметные суточные колебания суммарного озона в атмосфере (Александров и др., 1982), (Седунов и др., 1991).

Информацию о содержании озона в атмосфере получают также на основе существующих методик восстановления атмосферного озона по данным измерений уходящего инфракрасного излучения из атмосферы спутниковыми радиометрами.

Существующие методики восстановления атмосферного озона по данным измерений современных ИК-зондировщиков показывают, что при определении общего содержания озона достигается точность порядка 3–10% в зависимости от широты, сезона, состояния атмосферы (Тимофеев и др., 2021). Основные трудности и ограничения детектирования озона по результатам измерений спутниковых ИК- зондировщиков связаны с влиянием вариации температуры подстилающей поверхности и вертикального профиля атмосферы, наличию аэрозольных слоев в поле зрения радиометра и его спектральным разрешением регистрации уходящего излучения Земли (Успенский и др., 2005), (Кашкин и др., 2015).

Разрешение спутниковых приборов для надирного зондирования (AIRS, IASI, IMG, TANSO-FTS, ИКФС-2) лежат в приделах ~0.2–0.6 см^–1. Повышение точности контроля состояния озонового слоя требует развития и совершенствование физико-математических моделей атмосферы и алгоритмов обработки дистанционных измерений (Фалалеева, Фомин, 2016).

Корреляционный радиометр по сравнению с другими приборами газоанализа имеет сверхвысокое спектральное разрешение регистрируемого излучения из-за использования фильтра в виде кюветы с исследуемым газом (Шишигин, 2017). Устраняется в регистрируемом сигнале радиометра неселективное взаимодействие излучения со средой. (Виролайнен, Поляков, 2004). Обработка сигналов регистрации уходящего излучения в единичных спектральных участках радиометрами осложняется неоднородностью атмосферы.

В статье рассмотрена методика корректировки температуры подстилающей поверхности Земли и состояния озонового слоя в безоблачной атмосфере. Проведены модельные расчеты содержания озона в воздухе с помощью варьирования эффективной температуры всей толщи атмосферы.

ВЫБОР СПЕКТРАЛЬНОГО ДИАПАЗОНА ИЗЛУЧЕНИЯ ДЛЯ РЕГИСТРАЦИИ РАДИОМЕТРОМ

В участке спектра 990–1025 см^–1 полосы поглощения О₃ наблюдается минимальное присутствие линий поглощения только молекул H₂O и CО₂, слабо влияющих на ослабление уходящего излучения Земли. Рассматривается возможность определения общего содержания озона по уходящему излучению атмосферы одновременно в двух спектральных участках с противоположной зависимостью коэффициента поглощения излучения исследуемого газа от изменения его температуры.

На рис. 1 приведены зависимости средних значений молекулярных коэффициентов поглощения озона в спектральных участках 1020–1021 см^–1 (верхняя линия) и 1002–1003 см^–1 (нижняя линия) при давлениях 1 и 0.03 атм от температуры. Изменение среднего значения молекулярного коэффициента поглощения озона пропорционально изменению температуры:

ОСНОВНЫЕ СООТНОШЕНИЯ ДЛЯ РАСЧЕТА СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ

Уходящее излучение атмосферы S в дальнем инфракрасном участке ∆ν для неоднородной атмосферы представим в виде суммы светимостей поверхности Земли и усредненных по спектру (треугольные скобки) горизонтальных однородных слоев:

где Р_з – светимость поверхности земли, B – среднее значение светимости абсолютно черного тела в спектральном участке ∆ν. T_k – спектральная плотность пропускания излучения k элементарным слоем атмосферы в участке ∆ν. Солнечной радиацией в дальней инфракрасной области спектра пренебрегаем. Аэрозольное ослабление излучения в дальней ИК области спектра для слабо замутненной атмосферы незначительно и его не учитываем (Зуев, 1970).

Количество однородных слоев можно значительно уменьшить последовательным объединением двух соседних слоев в один при условии, что вклад в мощность уходящего излучения атмосферы в исследуемом спектральном участке равен вкладам в мощность уходящего излучения Земли неоднородными слоями, их составляющими (Шишигин, 2017).

Рассмотрена модель атмосферы в виде последовательности однородных 100 метровых слоев до высоты 40 километров. Параметры слоев определены для стандартной атмосферы (табл. 1).

При расчетах коэффициентов поглощения, спектров ослабления ИК излучения атмосферными газами использовалась информационная система “SPECTRA” ИОА СО РАН (Михайленко и др. 2005). Спектральное разрешение составляло 0.001 см^–1.

Используемая модель атмосферы преобразована в виде одного эффективного однородного слоя 1–40 км, и последовательности эффективных однородных слоев 1–15, 16–17, 18–19, 20–21, 22–23, 24–25, 26–27, 28-29, 30–31, 32–33, 34–35, 36–40 км, без изменения мощности уходящего излучения атмосферы спектрального участка (1002–1003 см^–1) и (1020–1021 см^–1).

Погрешность задания профиля температуры атмосферы искажает истинное значение функции пропускания эффективного слоя атмосферы. Это приводит к значительной ошибки определения содержания исследуемого газа в атмосфере по уходящему излучению Земли.

Мощности уходящего излучения в узких спектральных участках Δν₁, Δν₂ для их соответствующих эффективных температур Q_ν1 и Q_ν2 однородного слоя атмосферы представим в виде:

Средние значения функции пропускания Т₁, Т₂ однородного слоя с концентрацией озона n и толщиной L в спектральных участках частот Δν₁, Δν₂, от изменения эффективных температур данного слоя равны:

Зависимость мощности уходящего излучения от температуры воздуха и температуры поверхности Земли в рассматриваемой модели атмосферы можно записать в виде:

где

К₁ дополнительный коэффициент, позволяющий варьировать эффективные температуры слоя для рассматриваемых спектральных участков. К₁ = 1 при определении ΔQ₁, ΔQ₂ из расчетов уходящего излучения в каждом выбранном спектральном участке со стандартным вертикальным профилем температуры атмосферы (табл. 1) и с профилем уменьшенном на 2 градуса в каждом 100 метровом слое.

Изменение концентрации озона n в слое атмосферы на $\Delta n \ll n$ приводит к изменению пропускания слоя в $\delta T$ раз и может быть записано в виде $\delta Т = {{\ell }^{{ - \mu \Delta nL}}} \approx 1 - \mu \Delta nL = 1 - \mu \Delta N$.

Изменение мощности уходящего излучения в спектральных участках Δν₁, Δν₂ равно:

Где $\left\langle {{{S}_{{\nu 1}}}_{{\Delta n}}} \right\rangle ,$ $\left\langle {{{S}_{{\nu 2}}}_{{\Delta n}}} \right\rangle $ усредненная по спектру светимость атмосферы в участке ∆ν₁, ∆ν₂ при изменении концентрации газа в слое атмосферы на $\Delta n$.

Чувствительность величины мощности уходящего излучения к содержанию исследуемого газа в слое равна соответственно;

ΔS_1м, ΔS_2м изменение мощности уходящего излучения в исследуемых участках спектра полосы поглощения озона при увеличении содержания озона в эффективном модельном слое атмосферы на ΔN. Отличие содержания исследуемого газа в слое от модельного при мощности прошедшего слой излучения S₁ (1002–1003 см^–1), S₂ (1020–1021 см^–1), определяется из соотношений:

При решении обратной задачи излучательную способность подстилающей поверхности используют результаты моделирования поверхности (Успенский и др. 2021).

В дополнение к существующим физическим или статистическим алгоритмам “обращения” данных атмосферных зондировщиков (Тимофеев и др., 2021) рассматривается возможность определения эффективной температуры подстилающей поверхности Земли и уменьшения влияния неточности задания вертикального профиля температуры атмосферы при определении общего содержания озона.

Последовательность шагов при реализации предложенной методики оценки содержания озона в атмосфере состоит в выборе двух спектральных участков полосы поглощения озона с противоположной зависимостью коэффициентов поглощения излучения.

Представление выбранной модели атмосферы в виде однородного эффективного слоя для каждого спектрального участка с соответствующими параметрами среднего коэффициента пропускания, эффективной температуры данного слоя.

Рассчитываются мощности уходящего излучения Земли для рассматриваемой модели атмосферы при двух значениях содержания озона в воздухе и двух близких профилях температуры атмосферы и определяются коэффициенты С₁, С₂ (8), а также τ₁, τ₂ (6).

Используя экспериментально регистрируемые мощности уходящего излучения Земли в выбранных спектральных участках в безоблачной атмосфере, рассчитываются массивы возможных отличий содержания озона в воздухе от используемой модели ΔN₁, ΔN₂ (9) при изменении эффективной температуры слоя атмосферы с помощью коэффициента К₁ (5) и вариаций температуры подстилающей поверхности, из которых определяется минимальная разность |ΔN₁ – ΔN₂|. Температуры подстилающей поверхности и однородного слоя атмосферы при данном условие соответствуют эффективной температуре Земли, температуре эффективного слоя.

Определяется взаимосвязь коэффициентов калибровки С₁, С₂ в зависимости от возможных сценариев отклонения от модели содержания озона только в нижних или верхних слоях атмосферы.

Используя значения эффективных температур слоя всей атмосферы и поверхности Земли, полученных ранее, рассчитываются массивы возможных отличие содержания озона в воздухе от используемой модели ΔN₁, ΔN₂ (9) во всем диапазоне изменений С₁, С₂.

Общее содержание озона в атмосфере N_a определяется из соотношения N_a = N_м + (ΔN₁ + ΔN₂)/2 при минимальная разность |ΔN₁ – ΔN₂|, наблюдаемой при всех изменениях С₁, С₂. N_м - количество молекул озона в столбе воздуха модели атмосферы.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ЭФФЕКТИВНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ

Контроль количества озона в сложном эффективном слое атмосферы рассматривается в двух спектральных участках с коэффициентами калибровки (8), при ΔN = ∆N_о, см^–2 равной добавкам 1% озона в каждом 100 метровом слое атмосферы. N_о = 9.09 × 10 ¹⁸ см^–2 – количество молекул озона в столбе воздуха до высоты 40 км в модели атмосферы.

Рассчитаны эталонные мощности уходящего излучения Sэ₁ (1002–1003 см^–1), Sэ₂ (1020–1021 см^–1) от поверхности Земли при температуре 290 К и суммарного излучения всех 100 метровых слоев модели атмосферы с 1% добавками. Для эталонных мощностей уходящего излучения Sэ₁, Sэ₂ получены зависимости отклонения содержания озона от содержания его в используемой модели атмосферы ∆N₁, ∆N₂, разницы |∆N₁–∆N₂| при изменении ее эффективной температуры коэффициентом К₁ (с шагом 0.001) и температуры поверхности Земли Q_з используя соотношение (9).

На рис. 2 приведены результаты модельных расчетов отклонения содержания озона в воздухе от используемой модели по уходящему излучению Sэ1 = 7.27 × 10^–6 Вт/см ср, Sэ2 = 4.97 × 10^–6 Вт/см ср. Кривые 1, 2 соответствуют зависимостям ∆N₁, ∆N₂, (слева), |∆N₁ – ∆N₂| (справа) от изменения модельной температуры атмосферы.

Расчеты проведены также с парами эталонных мощностей Sэ_н (1002–1003 см^–1), Sэ_в (1020–1021 см^–1), полученных суммированием уходящего излучения Земли при температуре 290 К и излучения всех 100 метровых слоев модели атмосферы, но с добавками 1% озона поочередно только в нижних или верхних слоях. Нижние слои от поверхности Земли до 17, 21, 25, 33, 40 км, а верхние слои 34–40, 28–40, 22–40, 16–40 км. Слои выбраны в порядке увеличения добавки молекул озона.

Анализ зависимости аналогичных расчетов добавки содержания озона ΔN₁, ΔN₂ от изменения озона только в некоторых выше приведенных слоях модели атмосферы ΔNм с неизменными калибровочными коэффициентами С₁, С₂ показал, что разность ∆N₁ – ∆N₂ в этих случаях минимальна также при совпадении температуры подстилающей поверхности в модельном и эталонном уходящем излучении, но значения ΔN₁, ΔN₂ значительно отличаются от ΔNм.

На рис. 3 показано сравнение рассчитанных по уходящему излучению ΔN₁, ΔN₂ при увеличении озона в нижних или в верхних слоях модели на ΔNм при Qз = 290 К. При отклонении содержания озона менее одного процента в рассматриваемой модели атмосферы относительная ошибка определение общего содержания озона может достигать 0.5%.

Эффективная температура подстилающей поверхности Земли, соответствующая исследуемому уходящему излучению Земли, наблюдается при минимальной разности расчетных значений изменений содержания озона в атмосфере по уходящему излучению одновременно в двух спектральных участках с противоположной зависимостью коэффициента поглощения излучения исследуемого газа от изменения его температуры.

КОРРЕКТИРОВКА СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ

Перераспределение озона внутри атмосферы приводит к изменению мощности уходящего излучения, соответственно, меняются калибровочные коэффициенты. Это приводит к значительной погрешности рассчитанного содержания озона в атмосфере даже при известной эффективной температуры подстилающей поверхности Земли (рис. 3).

Рассмотрены сценарии изменения коэффициентов калибровки при изменении содержания озона последовательно в нижних слоях атмосферы и соответственно в верхних слоях. В табл. 2 приведены значения добавок молекул озона в слои модельной атмосферы, мощности уходящего излучения Земли в спектральных участках 1002–1003, 1020–1021 и калибровочные коэффициенты С₁, С₂. n1 – номера нижних слоев, в которые внесены добавки озона 1 – (1–15 км), 2 – (1–17 км.), 3 – (1–19 км), 4 – (1–21 км), 5 – (1–23 км), 6 – (1–25 км), 7 – (1–27 км), 8 – (1–29 км), 9 – (1–31 км), 10 – (1–33 км), 11 – (1–35 км), 12 – (1–40 км). n2 – номера верхних слоев, в которые внесены добавки озона 12 – (36–40 км), 11 – (34–40 км), 10 – (32–40 км), 9 – (30–40 км), 8 – (28–40 км), 7 – (26–40 км), 6 – (24–40 км), 5 – (22–40 км), 4 – (20–40 км), 3 – (18–40 км), 2 – (16–40 км).

Взаимосвязь калибровочных коэффициентов в рассматриваемых спектральных диапазонах при изменении содержания озона последовательно в нижних слоях атмосферы более надежно описываются полиномом 6 степени с 4 знаками после запятой со средней ошибкой аппроксимации ~ 0.0305%: (С₂)_н = $ - {{а}_{1}}С_{1}^{6} + {{а}_{2}}С_{1}^{5} - {{а}_{3}}С_{1}^{4} + {{а}_{{4*}}}С_{1}^{3} - {{а}_{5}}С_{1}^{2}$ + а₆С₁ + а₇.

Изменения озона в верхних слоях описываются полиномом^{6_{степени с 4 знаками после запятой со среднейошибкой аппроксимации ~0.0455%: (С2)в = $ = {{а}_{1}}С_{1}^{6} - {{а}_{2}}С_{1}^{5} + {{а}_{3}}С_{1}^{4} - {{а}_{4}}С_{1}^{3} + {{а}_{5}}С_{1}^{2}$ – а6С1 + а7 (URL: planetcalc.ru, 2022).}}

Проведен расчет изменения содержания озона в атмосфере ΔN_а см^–2 от модельного при минимуме разности отклонения расчетных значений изменения содержания озона в атмосфере по уходящему излучению Земли S_м1, S_м2 в спектральных участках 1002–1003 и 1020–1021 см^–1 с использованием аппроксимационной взаимосвязи калибровочных коэффициентов. Модельные ΔNм и расчетные ΔN_а изменения содержания озона в атмосфере при его увеличении в нижних и верхних слоях атмосферы приведены на рис. 4.

Использование взаимосвязи калибровочных коэффициентов в рассматриваемых спектральных диапазонах приводит к повышению точности контроля состояния озонового слоя в атмосфере. Относительная погрешность определения общего содержания озона в модельных расчетах не превышает 0.025%

Проведенные исследования показывают возможность контролировать изменения озонового слоя атмосферы по данным измерений уходящего инфракрасного излучения из атмосферы спутниковыми радиометрами с уточнением эффективной температуры подстилающей поверхности.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выбраны участки спектра 1002–1003, 1020–1021 см^–1 с противоположной зависимостью коэффициента поглощения излучения от изменения температуры газа для контроля озонового слоя Земли по уходящему излучению атмосферы. В спектральном интервале 990–1025 см^–1 наблюдается минимальное присутствие линий поглощения не измеряемых атмосферных газов.

Минимальное значение разности изменении содержания озона в атмосфере, рассчитанное по уходящему излучению Земли в каждом из двух спектральных участков при вариации температуры подстилающей поверхности и температуры эффективного слоя атмосферы, соответствует параметрам исследуемой атмосферы.

Результаты исследования могут быть использованы в качестве методики для обработки спектров уходящего излучения в полосах поглощения других парниковых газов.