Содержание к диссертации
Введение
Глава 1 Характеристики излучения атмосферы и постановка задач исследования 9
1.1 Основные физические величины и связывающие их соотношения 10
І .2 Мониторинг атмосферного аэрозоля 16
1.3 Прямые и обратные задачи оптики аэрозоля 19
1.4 Модель атмосферы 21
1.5 Задачи исследования. Общие допущения в рассматриваемых задачах 23
Выводы главы 1 29
Глава 2 Аэрозольное поглощение однократно и многократно рассеянного света в безоблачной атмосфере 30
2.1 Постановка задачи 31
2.2 Угловая структура однократно и многократно рассеянного света 33
2.3 Входные параметры для решения задачи 34
2.4 Выбор оптимального числа траекторий при решении уравнения переноса излучения 37
2.5 Нефелометрические углы рассеяния при расчетах яркости 38
2.6 Исследования компоненты яркости неба, обусловленной многократным рассеянием и Отражением света от подстилающей поверхности 41
Выводы главы 2 50
Глава 3 Косвенные методики оценки альбедо подстилающей поверхности и исключения систематических погрешностей в измерении яркости на сети Aeronet 51
3.1 Начальные условия для решения задачи по нахождению альбедо местности 53
3.1.1 Выбор пунктов наблюдений в сети aeronet 54
3.1.2 Выбор диапазона углов рассеяния 60
3.2 Описание методики оценки альбедо местности 64
3.3 Применение методики по нахождению альбедо из измерений яркости неба в плоскостях альмукантарата и вертикала солнца
3.3.1 анализ результатов 66
3.3.2 Сравнение с данными сети aeronet 70
3.4 Косвенный метод оценки погрешностей измерений яркости неба сети aeronet 72
3.4.1 Условия, составляющие основу разрабатываемого метода 72
3.4.2 Сущность метода оценки абсолютной погрешности и его применение к данным наблюдений .73
3.5 Влияние исключения систематических погрешностей на определяемые из измерений яркости
Характеристики атмосферы и подстилающей поверхности 78
3.5.1 Изменение величины альбедо подстилающей поверхности при внесении поправочных множителей в яркость неба 78
3.5.2 Изменение величины альбедо однократного рассеяния при внесении поправочных множителей в яркость неба 80
Выводы главы 3 85
Глава 4 Восстановление фактора асимметрии аэрозольной индикатрисы рассеяния 86
4.1 Постановка задачи 87
4.2 Входные параметры для решения уравнения переноса 89
4.3 Выбор соотношения между интегралами в переднюю и заднюю полусферы 91
4.4 Вывод аппроксимационных формул для восстановления фактора асимметрии 94
4.5 Применение методики восстановления к данным измерений 97
Выводы главы 4 99
Заключение 100
Литература
- Прямые и обратные задачи оптики аэрозоля
- Входные параметры для решения задачи
- Выбор диапазона углов рассеяния
- Входные параметры для решения уравнения переноса
Введение к работе
Актуальность
Глобальные изменения климата Земли, проявляющиеся в повышении приземной температуры воздуха, специалисты часто связывают с прогрессирующим увеличением техногенных выбросов парниковых газов, ростом числа лесных пожаров, активной распашкой земель и т.д. В то же время, возникает необходимость широкомасштабных исследований аэрозольной компоненты атмосферы, особенно ее поглощательной характеристики, с целью выяснения степени ее влияния на радиационный баланс и, следовательно, на климат. Особый интерес представляет разработка соответствующих методик определения свойств аэрозоля при широких вариациях его оптических и микрофизических параметров в условиях широкого разнообразия проводимого эксперимента.
Также особую роль в формировании климата региона играет отражательная способность подстилающей поверхности, незначительные изменения которой влекут за собой изменения температуры приземного слоя воздуха. Поэтому определение доли поглощенной и отраженной от земной поверхности солнечной радиации является важной и актуальной задачей.
Изучением свойств аэрозоля и подстилающей поверхности занимаются исследователи в течение многих десятилетий, для чего используются самые различные методы наблюдений. Для систематического мониторинга оптических свойств атмосферы около пятнадцати лет назад была создана автоматическая всемирно распространенная сеть наземных станций AERONET. Результаты наблюдений этой сети используются многими специалистами для построения аэрозольных моделей атмосферы. Следовательно, актуален поиск альтернативных методик, направленных на более тщательный анализ погрешностей в измерениях аэрозольной оптической толщи и яркости дневного неба. В частности, представляется весьма важным решение вопроса о разделении экспериментальных погрешностей на систематические и случайные. Несомненный интерес имеет и оценка асимметрии аэрозольной индикатрисы рассеяния из наблюдений яркости неба альтернативным путем без решения обратной задачи по восстановлению микроструктуры аэрозоля.
Целью диссертационной работы является исследование таких оптических характеристик аэрозоля, как оптические толщи поглощения и коэффициенты асимметрии рассеянных световых потоков, а также отражательной способности подстилающей поверхности для широкого диапазона вариаций оптических параметров атмосферы в видимой области спектра. При этом все исследования базируются на результатах измерений яркости дневного безоблачного неба. В работе использованы экспериментальные данные яркости, представленные на сайте AERONET.
Основные задачи:
1. Исследование зависимости яркости неба от аэрозольной оптической толщи поглощения. Поиск простых соотношений, связывающих эти величины при однократном и многократном рассеянии. Использование полученных ре-
зультатов в оценке поглощательной способности частиц (на примере аридного аэрозоля).
Разработка и апробация методики оценки альбедо подстилающей поверхности на основе данных измерений яркости неба.
Разделение экспериментальных погрешностей в измерениях яркости неба на систематические и случайные.
Получение аппроксимационных формул для восстановления фактора асимметрии аэрозольной индикатрисы рассеяния. Сопоставление с результатами существующих методик расчета, принятых в сети AERONET.
Научная новизна
Предложена методика обработки экспериментальных данных по спектральной прозрачности и яркости безоблачной атмосферы для оценки альбедо подстилающей поверхности в пункте наблюдений. Методика базируется на результатах решения уравнения переноса излучения и апробирована для точек небосвода в плоскостях альмукантарата и вертикала Солнца.
Предложена новая методика калибровки наблюдений яркости неба по молекулярному рассеянию. Ее практическое применение дает возможность разделить экспериментальные погрешности измерений спектральной прозрачности атмосферы и яркости на систематические и случайные. Для ряда пустынных районов земного шара определены поправочные множители, исключающие систематические ошибки.
На основе модельных расчетов яркости предложены удобные для практики аппроксимационные формулы для определения фактора асимметрии аэрозольной функции рассеяния в длинноволновой области спектра. Формулы апробированы на наблюдениях в длине волны 0.675 Ш .
Впервые детально исследованы зависимости компонент яркости однократно и многократно рассеянного света от оптической толщи и зенитного угла Солнца. Выявлено влияние оптической толщи рассеяния и альбедо подстилающей поверхности на эти зависимости. Результаты модельных расчетов компонент яркости применены в оценках поглощательной способности аридного аэрозоля (с учетом пункта 2).
Достоверность результатов и выводов диссертации обеспечена тем, что в основу разрабатываемых методик положены модельные расчеты яркости рассеянного излучения, базирующиеся на численных высокоточных решениях фундаментального уравнения переноса излучения. Подобрано оптимальное число траекторий фотонов, благодаря чему относительная погрешность вычислений яркости составила не более 0.5% . Для графического представления материалов и вывода аппроксимационных формул использовано специальное программное обеспечение (пакет Origin 6.1 корпорации Origin Lab). Результаты модельных расчетов оказались хорошо согласующимися с наблюдательными данными, что свидетельствует о практической пригодности предлагаемых методик.
Практическая значимость работы
Разработанные методы определения ряда оптических характеристик атмосферы и подстилающей поверхности могут найти практическое применение
при интерпретации наблюдений спектральной прозрачности атмосферы и яркости дневного неба. Особенно рационально их использование в случае обработки обширных рядов наблюдений, когда требуется получение статистически значимых результатов за длительный временной промежуток, а также в прогностических целях.
Публикации
Результаты диссертации опубликованы в пяти статьях и в пяти тезисах докладов на конференциях. В том числе опубликована статья в рецензируемом журнале, рекомендованном ВАК для печати диссертационных материалов по специальности.
Апробация результатов
Результаты и основные положения диссертационной работы докладывались на V Международной конференции «Естественные и антропогенные аэрозоли» (Санкт-Петербург, 2006), XIII и XIV Совещаниях рабочей группы «Аэрозоли Сибири» (Томск, 2006 и 2007), VII и VIII Конференциях молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 2007 и 2008), Международной конференции «Вычислительные технологии и математическое моделирование в науке, технике и образовании» (Алматы, 2008).
На защиту выносятся
Методика обработки наблюдательных данных спектральной оптической толщи и яркости рассеянного света, предназначенная для оценки альбедо местности.
Метод калибровки яркости по молекулярному рассеянию при малых аэрозольных оптических толщах, позволяющий разделить экспериментальные погрешности на систематические и случайные.
Способ оценки фактора асимметрии аэрозольной индикатрисы рассеяния из наблюдений яркости неба. Условия его применимости и границы.
Результаты модельных расчетов компонент яркости многократно рассеянного и отраженного света для разных оптических толщ поглощения, длин волн, зенитных углов Солнца и альбедо подстилающей поверхности. Рекомендации по их практическому использованию в целях исследования поглощающей способности частиц по данным измерений яркости неба.
Личный вклад автора заключается в разработке предложенных в работе методов, выполнении всех расчетов и последующем их анализе, поиске экспериментального материала и выборке подходящих данных для решения поставленных задач, подготовке статей к публикации.
Структура и объем работы
Диссертационная работа состоит из введения, четырех глав и заключения, изложенных на 118 страницах машинописного текста, содержит 20 рисунков и 11 таблиц. Список цитируемой литературы, включая работы соискателя, содержит 118 наименований. Основной текст работы дополняют 2 приложения.
Прямые и обратные задачи оптики аэрозоля
С точки зрения электромагнитной теории атмосфера представляет собой молекулярно-аэрозольную среду, в которой происходят процессы рассеяния и поглощения солнечного излучения. Увеличение общей загрязненности атмосферы и связанные с этим процессом глобальные изменения биосферы вызвали повышенный интерес к физико-химическим свойствам и структуре атмосферных аэрозолей. Влияние аэрозоля на пропускание, рассеяние и отражение солнечной радиации играет определенную роль в установлении климатических условий. Оценка роли аэрозоля в формировании радиационного баланса тропосферы и подстилающей поверхности и его виляние на климат в целом интересует исследователей не одно десятилетие [1-8].
Аэрозоль - мельчайшие твердые частицы или капельки жидкости, способные сохраняться во взвешенном состоянии в газовой среде. Он отличается сильной по сравнению с газами светорассеивающей способностью и, хотя по весу составляет ничтожную часть атмосферы, в значительной мере определяет поле рассеянной радиации [9-11]. Основными источниками аэрозолей являются почвы, растения, поверхности морей и океанов, вулканы, метеоритные потоки, лесные пожары, химические и фотохимические реакции в атмосфере, хозяйственная деятельность человека [2, 12-13]. Пространственно-временная изменчивость поля концентрации, химического состава и микроструктуры аэрозоля определяется распределением источников, а также процессами переноса и трансформации аэрозоля.
Аэрозоль земной атмосферы может быть классифицирован в зависимости как от высоты (аэрозоль приземный, тропосферный, стратосферный и т.п.), так и от географического района. По источнику возникновения выделяют четыре основных типа аэрозоля, имеющих значимые различия в оптических свойствах: 1) городской и промышленный аэрозоль, продуцированный в результате горения ископаемого топлива; 2) органический аэрозоль или аэрозоль горящих биомасс, производимый лесными и полевыми пожарами; 3) минеральный аэрозоль, источником которого является почва, в частности приносимая ветром в атмосферу пустынная пыль; 4) аэрозоль морского происхождения [14-15].
Наиболее полную информацию о свойствах аэрозоля можно получить при комплексном определении как его концентрации, микроструктуры и химического состава, так и оптических параметров: оптической толщины, альбедо однократного рассеяния, индикатрисы рассеяния и показателя преломления частиц.
Определение вертикальной оптической толщи т - одного из основных оптических параметров атмосферы - обычно базируется на известном законе ослабления света (закон Бугера-Ламберта [9-Ю]): F = F0exp(-r-w0), (1.1) где F0 и F - падающий на верхнюю границу атмосферы и прошедший через нее спектральный поток прямого солнечного излучения соответственно. Величину F0 называют также внеатмосферной спектральной солнечной постоянной. Атмосферная масса в направлении на Солнце т0 (или функция Бемпорад) позволяет в определенной мере учесть влияние сферичности Земли не только для прямого, но и отчасти для рассеянного света [16]. Это безразмерная величина, определяющая возрастание пути солнечного луча в сферической атмосфере в заданном направлении Z0 по сравнению с направлением на зенит. Для зенитных углов Солнца Z0 75 -ь 80 применима плоско-параллельная модель атмосферы, в этом случае в выражении (1.1) атмосферную массу т0 можно заменить на величину secZ0. Более подробно вопрос о границах применимости закона Бугера-Ламберта к реальной атмосфере рассмотрен в работах [17-18]. Оптическая толща г включает в себя компоненты рассеяния тр и поглощения г„, каждая из которых, в свою очередь, разделяется на молекулярную и аэрозольную составляющие:
Явление молекулярного (релеевского) рассеяния в однородной атмосфере достаточно хорошо изучено: оптическая толща тК1р вычисляется по формуле Релея: %n\n2-\)h р 3NZ pQ r»P = T7 T- C1-3) где N — число молекул в единице объема; п - показатель преломления воздуха-на уровне моря; Я - длина световой волны; h - высота однородной атмосферы; р/Ро — отношение давления воздуха на земной поверхности к нормальному-давлению.
Явление молекулярного поглощения связано с энергетическим ослаблением оптических волн за счет поглощения атмосферными газами. Основным поглощающим газом является водяной пар, также особое внимание уделяется С02. Наиболее характерная особенность этого явления состоит в исключительно высокой спектральной селективности. В видимой области спектра можно не учитывать поглощение водяным паром; там же расположены слабые, хотя и довольно широкие полосы озонного поглощения (полосы Шапюи) с максимумом около 600тш [9, 19].
Входные параметры для решения задачи
При исследовании аэрозолей важны также размеры и форма частиц. Размеры в большинстве случаев определяются через величину радиуса или диаметра сферических частиц, имеющих площадь сечения, равную площади сечения реальных аэрозольных частиц. Такое определении размеров оправдано тем, что большинство аэрозольных частиц в атмосфере имеют форму, не сильно отличающуюся от сферической, и они взвешены в воздухе, не будучи ориентированными электромагнитным или гравитационным полями.
Диапазон размеров частиц атмосферного аэрозоля весьма широк: от частиц, имеющих размеры нескольких молекул (гх10 3мкм), до гигантских частиц, достигающих размеров №2мкм. Такой разброс связан с результатами процессов образования частиц, взаимодействия их между собой. Верхний предел размеров определяет длительность существования этих частиц в атмосфере. Чаще всего выделяют три фракции аэрозольных частиц [12-13, 27]:
1) ультрамикроскопическую или мелкодисперсную (ядра Айткена) с эффективными радиусами частиц г 0Лмкм. Эта фракция играет важную роль в электрических атмосферных явлениях, а также в фотохимических процессах, происходящих в атмосфере;
2) субмикронную или среднедисперсную, включающую частицы в диапазоне размеров 0. \мкм г \мкм . Эта фракция в основном и определяет оптические свойства атмосферного аэрозоля, в частности, обуславливает как рассеяние, так и поглощение солнечной радиации;
3) грубодисперсную, с размерами частиц г \мкм. Такие частицы участвуют в процессах облакообразования, и влияют на оптические свойства атмосферы.
Также в литературе встречается иное разбиение аэрозольных частиц. В частности, в [19] выделяются две фракции аэрозольных частиц: мелкая с радиусами г 0.2мкм и грубодисперсная с г 02мкм. Специалисты NASA [15] относят к «fine mode» частицы с г О.бмкм, а частицы с г О.бмкм к «coarse mode». Следует отметить, что деление на фракции в значительной мере условное, поскольку аэрозоль от одного источника может иметь достаточно широкий спектр размеров. Поэтому часто говорят о полимодальном распределении частиц.
Спектр размеров частиц аэрозоля (или их распределение по размерам) определяется функцией ;tr(r), для которой выполняются условия: величина Z(r)dr есть число частиц с радиусами в пределах (r,r + dr), х(г) Для всех концентрация частиц. Формулы, описывающие распределение частиц по размерам могут быть эмпирическими (подбираемыми в соответствии с конкретными экспериментальными данными), универсальными четырехпараметрическими эмпирическими (рассматривающими почти все получающиеся в эксперименте распределения), теоретическими (выведенными на основе определенных физических представлений о закономерностях образования и трансформации аэрозолей) [11-12, 19, 28]. К первой группе формул относится асимптотический степенной закон (формула Юнге): где N - число частиц с радиусами г є [г, г + dr] в единице объема; с - коэффициент, определяемый концентрацией частиц и условиями нормировки; v - параметр распределения. Формула (1.14) приближенно описывает спектр размеров частиц в диапазоне изменения радиуса от 0.1 до \мкм. Существует множество модификаций степенного закона, расширяющих его границы применимости. Для этой же цели прибегают к суперпозиции степенных отношений. Кроме данного вида функций к эмпирическим формулам относится нормальное логарифмическое распределение, которое естественным способом описывает структуру частиц в присутствии локальных источников. Такая функция имеет вид гауссовского закона распределения для логарифмов размеров частиц:
Среди универсальных эмпирических формул широкое применение нашли различные формы модифицированных гамма-распределений. Наиболее общий вид данного распределения: Xгде параметры а,Ь,а,у - вещественные положительные величины. Выражение (1.16) является обобщением большинства известных эмпирических и теоретических законов статистического распределения случайных величин. Вид функции распределения частиц по размерам во многом определяется местом и временем измерения, основными характеристиками источников аэрозолей.
Отсутствие глубоких знаний об оптических свойствах аэрозолей приводит к тому, что и на сегодняшний момент существует большая неопределенность в оценках влияния аэрозоля на климат. Поэтому мониторинг атмосферного аэрозоля - фундаментальная и, вместе с тем, сложная проблема. Во-первых, по сравнению с атмосферными газами, аэрозоль является в высшей степени неоднородной и изменчивой субстанцией, то есть наблюдения аэрозоля должны быть глобальными и непрерывными. Во-вторых, доступная точность определения микрофизических и оптических характеристик аэрозоля часто недостаточна для выполнения современных климатологических исследований. Среди методов наблюдения аэрозоля различают измерения in situ (или полевые исследования), наземное и спутниковое дистанционное зондирование.
Полевые наблюдательные эксперименты проводятся повсеместно, также предпринят целый ряд комплексных исследований, к числу которых относят: TARFOX, целью которого являются самолетные измерения прямого воздействия тропосферного аэрозоля на региональный радиационный баланс путем од новременных измерений химического состава и физических параметров аэрозоля; АСЕ-1 и АСЕ-2, направленные на измерения основных характеристик аэрозоля и оценки роли различных его типов на климат; INDOEX, для исследования аэрозоля в регионе Тихого океана и др. [29-31]. Измерения in situ, традиционно считающиеся самыми надежными наблюдениями, являются неподходящими для мирового мониторинга параметров влияния излучения аэрозоля и обычно не характеризуют аэрозоль во всем атмосферном столбе.
С приборов, вынесенных на космические платформы, постоянно поступает огромное количество информации, содержащей данные дистанционного зондирования, что требует развития соответствующих методов их обработки для восстановления характеристик атмосферы и подстилающей поверхности. В 1996 году запущен на орбиту спутник ADEOS, в дальнейшем замененный на ADEOS-2 с установленной на его борту аппаратурой POLDER, TOMS и OCTS. С 2000 работают пять приборов спутника Terra. В 2002 году после вывода на орбиту спутника Aqua был открыт доступ к данным AIRS, AMSR-E, второго спетрорадиометра MODIS. Использование перечисленных приборов качественно расширяет возможности таких функционировавших на протяжении многих лет спутников, как NOAA, GOES, METEOSAT. В частности, усовершенствованный радиометр высокого разрешения AVHRR, установленный на NOAA, является одним из главных источников информации для восстановления аэрозольной оптической толщи [32-37]. Таким образом, за последние годы были приложены большие усилия по разработке и применению соответствующей аппаратуры, установленной на выведенных на орбиту спутниках. Это свидетельствует о том, что спутниковое дистанционное зондирование является весьма эффективным путем получения информации в глобальных масштабах. Однако на измеренное со спутников излучение оказывает влияние отражательная способность земной поверхности, что вызывает заметные сложности при выделении аэрозольной составляющей яркости.
Выбор диапазона углов рассеяния
Изложенные результаты свидетельствуют о том, что приближение, базирующееся на идентичном характере зависимости компонент яркости однократного В1 и многократного В1ц рассеяния в поглощающей атмосфере от тап и secZ0, которое использовалось Г.В. Розенбергом в расчетах сумеречных явлений, весьма условно. Из-за малых величин Z0 это в меньшей степени касается некоторых методик определения вероятности выживания кванта для аэрозольных частиц [20, 61]. Вообще говоря, такие методики, где результаты решения уравнения переноса излучения представляются в виде аппроксимационных формул, следует рассматривать как первое приближение в итерационной схеме по разделению аэрозольной оптической толщи на компоненты рассеяния и поглощения. Становится актуальной проблема разработки второго приближения в методиках типа [20], где следует более точно учитывать роль компонент, обусловленных многократным рассеянием и отражением света от подстилающей поверхности. Все вышеизложенные обстоятельства учтены в последующих главах работы. Выводы главы 2
1. Для численного решения уравнения переноса излучения методом Монте-Карло подобрано оптимальное число анализируемых траекторий фотонов в рассмотренных длинах волн. При этом относительная погрешность в расчетах яркости не превысила 0.5%.
2. Найдены нефелометрические угла рассеяния р0 для трех групп аэрозольных частиц: ядер Айткена, субмикронной и грубодисперсной фракций. Полученные значения хорошо согласуются с наблюдательными данными.
3. Исследована зависимость компоненты яркости, обусловленной многократным рассеянием и отражением света от подстилающей поверхности, в не-фелометрических углах рассеяния от аэрозольной оптической толщи поглощения для случая альмукантарата Солнца. Связь величин ln[B24( p0,secZ0,Tan)/B2q( pQ,secZ0,Tan =0)] и тап близка к линейной с существенно большим значением угла наклона по сравнению со случаем однократного рассеяния. Линейность связи величин \n[B2t4( p0,Tan,secZ0)/B2q( p0,Tan,secZ0 = 2)] от secZ0 явно нарушается.
Поведение климатической системы в значительной мере зависит от того, какая часть потока солнечного излучения поглощается подстилающей поверхностью, а какая - отражается. Количественной характеристикой, описывающей перераспределение излучения при его взаимодействии с подстилающей поверхностью, является альбедо. Изменения альбедо, к которому могут приводить различные природные и антропогенные факторы, способны вызвать значительные изменения климата. В силу важности сведений об изменчивости альбедо требуется постановка региональных и глобальных наблюдений для расчета радиационного баланса поверхности, который определяет температурный режим в атмосфере [89-91]. Для различных типов поверхностей их отражательная способность может существенно отличаться и принимать самые разнообразные значения в интервале 0 q \. В некоторых районах земного шара значение альбедо сильно меняется в зависимости от сезона, метеорологических условий и др. причин.
Спектральное альбедо подстилающей поверхности q (далее значок Л будет опущен) часто вычисляется через данные измерений коэффициента спектральной яркости R с помощью выражения [10, 68]:
Коэффициент спектральной яркости характеризует отражательные свойства поверхности и определяется как отношение яркости поверхности в данном направлении к ее освещенности и, следовательно, в общем случае зависит от направлений падающих и отраженных лучей.
Нахождение величины спектрального альбедо можно проводить различными экспериментальными методами. Так, измерения q осуществляются при помощи полевых дистанционных установок [93-94], на самолетах-лабораториях при использовании установленных на борту излучающих отражателей [95], пи-ранометров [96], радиометров [29, 68]. Такие методы позволяют определить отражательные свойства лишь небольших по площади участков подстилающей поверхности, и распространение результатов наблюдений на всю местность оправдано только для однородных поверхностей. На сегодняшний день многие исследования проводятся из космоса с применением различных приборов, установленных на спутниках [33, 97-98]. При этом данные измерений не могут быть непосредственно использованы для восстановления альбедо. Причинами являются изменения атмосферного сигнала при его распространении на трассе «подстилающая поверхность - спутник» и влияние атмосферы на угловое распределение поступающего на поверхность солнечного излучения. Поэтому следует проводить атмосферную коррекцию, т.е. исключать из показаний спутни 53 кового детектора вклад атмосферных процессов, что может приводить к ошибкам восстановления.
Один из наиболее вероятных путей, позволяющих обойти указанные трудности, - использование зависимости характеристик нисходящей радиации от параметра q. Упрощенные схемы решения подобных задач рассматривали еще в 50-х годах прошлого столетия Е.В. Пясковская-Фесенкова и Г.Ш. Лившиц [16, 26]. К примеру, в работе [99] осуществлена попытка определения альбедо местности из сравнения результатов поляризационных измерений для дневного ясного неба и соответствующих приближенных теоретических расчетов. В данной главе представлена методика оценки альбедо подстилающей поверхности по измерениям яркости неба в плоскостях альмукантарата и вертикала Солнца. При этом были использованы результаты наблюдений яркости на автоматической сети AERONET. После проведения дополнительной калибровки измерений найдены систематические погрешности в определении яркости, что послужило основой разработки метода для их исключения. Результаты главы 3 опубликованы в работах [100-104].
Входные параметры для решения уравнения переноса
Приведенные гистограммы наглядно показывают влияние как систематических, так и случайных погрешностей наблюдений на результаты решения рассматриваемой задачи. До учета систематической погрешности вычисленное среднее альбедо оказывается равным 0.32. После внесения корректирующего множителя в яркость ось ординат на гистограмме смещается в правую сторону, а величина q увеличивается до должного уровня, т.е. до значения 0.36, соответствующего qAER. Аналогичные изменения альбедо происходят для всех пунктов наблюдений.
При использовании методики определения оптических толщ рассеяния по яркости неба [20], предлагаемая дополнительная калибровка яркости по молекулярному рассеянию света дает возможность уточнить определение такой величины, как вероятность выживания кванта для аэрозольных частиц. Т.е. данная калибровка позволяет более детально рассмотреть вопрос о поглощающей способности аэрозоля.
Величина о т определяется по аэрозольным оптическим толщам рассеяния и поглощения (1.4) таблиц AERONET. Это значение соответствует наблюдаемой яркости, для которой проведена калибровка по исключению систематических погрешностей. Оценим влияние измененной яркости на величину вероятности выживания кванта. Поскольку, как правило, оптическая толща поглощения гап вносит в суммарную аэрозольную толщу та существенно меньший вклад, чем толща рассеяния, рассмотрим ситуации со значениями тар 0.15. К тому же при малых значениях тар ошибка в определении аа будет равной десяткам процентов, так как по данным AERONET абсолютная погрешность г может достигать 0.01. Первоначально в сети AERONET выбирались места наблюдений с высокой прозрачностью атмосферы, следовательно, измерения со значениями тар 0.15 в пунктах Lake Argyle, Tinga Tingana и Sevilleta встречаются редко. При использовании для отбора безоблачных дней только автоматической процедуры «cloud screening» без применения к наблюдениям яркости критериев селекции, описанных в [107-108], наибольшее количество серий измерений, соответствующих условию на тар , получается в Tinga Tingana: 176 в синей и 104 в красной областях спектра за весь рассмотренный временной период. Дополнительно для исключения облачных ситуаций был проведен отбор таких данных, для которых в альмукантарате Солнца значения яркости в симметричных азимутальных углах ВІЧ1) и Д-ЧО отличаются не более чем на 10%. В результате осталось 82 серии измерений для Л = 0.440л/?а/ и 29 серий для Я = 0.675мкм . Далее были вычислены средние значения яркости В(Ч ) = (В(-х) + В(к))/2. Зависимость В(Ч ) преобразована в В(ср) с помощью соотношения (1.19), связывающего углы и (р.
Для оценки влияния на величину х а вводимых в яркость неба корректирующих множителей использовалась описанная в п. 2.5 величина г„. При вычислении интеграла (2.5) на основе данных сети AERONET (rfH) возникают неопределенности в области малых углов: яркость неба приводится, начиная лишь с азимутального угла т, = 3, которому, например, для Z0 =65 соответствует угол рассеяния р, = 2.7. При этом, если интерполировать функцию f{q )sm(p для углов 0 методом кубических сплайнов, как это сделано в интервале рєОтзх,7г] ( pmxi =2Z0), то возникают неточности в определении rH, а точнее занижение значений интегралов. По результатам большого числа наблюдений яркости неба, проводимых в Астрофизическом институте АН КазССР [87, 112-113] показано, что в видимой области спектра для углов околосолнечного ореола индикатриса яркости с хорошей точностью (погрешность менее 2-3%) описывается формулой Ван де Хюлста [25]: f{ p) = A p-B. (3.8)
Это же соотношение выполняется и для других условий: Московской области, О.Шпицберген, штата Оклахома, Таджикистана и других территорий [115] Здесь величина А не зависит от угла рассеяния, а параметр В определяется в основном оптическими свойствами крупных частиц в атмосфере. Соотношение (3.8) выполняется для углов 2 6-7, поэтому возможно более точное определение функции f((p) при ф срх. После этого, с применением метода кубических сплайнов для произведения /( )sin , значение rfR вычислялось методом трапеций. Рассчитанным таким образом значениям rfR с учетом домноже-ния на поправку 0.9883 для Л = 0.440лш и 1.0379 для Л = 0.675мкм (Tinga Tingana) ставится в соответствие величина afR.
Вместе с этим проводились вычисления ттеор для индикатрис рассеяния, полученных при решении уравнения переноса излучения методом Монте-Карло. Для этого были использованы характерные для каждой серии измерений значения z0, q, ra, cofR, а также аэрозольные индикатрисы рассеяния fa( p), рассчитанные специалистами NASA с помощью алгоритмов [51]. При условии отличия тор- и rfR вновь вычисляется тор- по результатам решения уравнения переноса излучения при тех же входных параметрах, но с другими значениями соа. В итоге применяя такой метод подбора, можно добиться совпадения рассчитываемых величин и определить соответствующее со" еор\ В некоторых случаях не удается получить полное сходство тн, что связано с рассматриваемой точностью вероятности выживания кванта (ограничения до второй значащей цифры), поэтому (оор- выбиралось для близких значений тор- и rfR. На рис. 3.10 приведено сравнение полученных величин юор- и afR в двух длинах волн. По оси абсцисс отложен номер измерений N и проведено разделение по годам наблюдений.
