До последнего времени в научной литературе отсутствовало строгое и обоснованное определение основных терминов, обозначений и единиц для измерения атмосферного озона. В работах по этому вопросу встречаются разночтения и ошибки, что затрудняет, например, перевод одних единиц измерения озона в другие. Ниже достаточно обоснованно излагается вопрос о терминах, обозначениях и единицах измерения, применяемых в озонометрии.
В настоящее время основным методом измерения ОС в атмосфере является квазимонохроматический метод. Он основан на свойстве озона поглощать излучение в некоторых участках спектра. Впервые квазимонохроматический метод измерения ОС разработали Фабри и Бюиссон в 1921 г. [21, 147]. В 1926 г. этот метод был видоизменен и усовершенствован Добсоном и Харрисоном [168] и в 1957 г.— Добсоном [165].
Изложенный выше метод измерения ОС пригоден для приборов с высокой монохроматичностью (например, для спектрофотометра Добсона). Эти приборы довольно сложны, требуют квалифицированных наблюдателей и дорого стоят. В связи с этим значительный интерес для измерения ОС представляют более простые и доступные для сети станций приборы со светофильтрами, которые выделяют довольно широкие спектральные полосы пропускания. Комбинации стеклянных светофильтров, изготавливаемых в настоящее время, выделяют полосы пропускания (ширина полосы измеряется на половине высоты кривой пропускания) в ультрафиолетовой области спектра шириной 10—30 нм, интерференционные светофильтры— 5—10 нм. Указанные спектральные интервалы не удовлетворяют условию монохроматичности. В этом случае применение метода Добсона для расчета ОС становится невозможным. На участке спектра, выделяемом коротковолновым светофильтром, показатель поглощения озона изменяется в несколько раз, вследствие чего заметно проявляется эффект Форбса, вызывающий искажение измеряемой величины озона (см. раздел 3.1).
В настоящее время озонный спектрофотометр Добсона широко используется в качестве прибора для озонометрических измерений. Этот прибор был разработан Добсоном в 1931 г. [39, 147]. В 1956 г. Добсон улучшил конструкцию своего спектрофотометра, изменив оптический и фотоэлектрический узлы прибора [164]. В 70-х годах спектрофотометр Добсона был снова модернизирован [192]. Была изменена вся фотоэлектрическая система спектрофотометра, включая блоки электропитания. Приведем описание модернизированного прибора Добсона.
Градуировка оптического клина спектрофотометра Добсона может производиться по одной стабилизированной иодисто-квар-цевой (стандартной) лампе, по родиевой пластинке, по двум стабилизированным иодисто-кварцевым лампам. Все три указанных способа градуировки клина позволяют произвести относительную градуировку, т. е. получить оптическую плотность клина во всех точках рабочей шкалы с точностью до постоянного слагаемого. При этом клин не вынимается из прибора и остается на своем рабочем месте.
Принцип действия озонометра М-83 основан на измерении ослабления прямой или рассеянной УФ радиации солнца в двух участках спектра, из которых один расположен в полосе поглощения озона, а другой — вне или на краю этой полосы. По значению УФ излучения, дошедшего до прибора, судят о количестве озона в вертикальном столбе атмосферы.
Важной характеристикой озонометра М-83 является его входной предельный угол. В результате экспериментальных исследований было выяснено, что предельный угол озонометра больше 10a вызывает дополнительную ошибку при определении озона, связанную с однократно и многократно рассеянным атмосферой излучением. Эта ошибка тем больше, чем больше предельный угол и чем меньше высота солнца в момент измерений. Слишком малый предельный угол также невыгоден из-за сравнительно быстрого движения солнечного диска по небосводу.
В последние годы для разнообразных атмосферно-оптических измерений с целью исследований спектральной прозрачности атмосферы [39, 43, 81, 96], атмосферного аэрозоля [39, 43, 96], суммарного озона и вертикального распределения озона [39, 43, 120], спектральной яркости и альбедо подстилающей поверхности широкое применение нашли приборы со светофильтрами. При этом используются как стеклянные, так и интерференционные светофильтры с различными характеристиками.
Выражение (3.8) только в том случае означает линейную зависимость между gS и т (прямая Бугера), когда РЭф = const. Поскольку Рэф увеличивается с ростом га, выражение (3.8) представляет собой кривую, обращенную вогнутостью вверх. Это означает, что изменение эффективной прозрачности атмосферы вызывает искривление прямой Бугера.
С помощью критерия (3.12) можно определить интервал высот солнца, внутри которого к данному прибору применим (или не применим) закон Бугера. Для этого по известной спектральной чувствительности прибора, вычисляется величина Р (т, при разных оптических массах или высотах солнца и строится таблица или график этой величины в зависимости от т или 0.
К настоящему времени опубликовано небольшое число работ о зависимости оптической плотности аэрозоля 6 , от длины волны в озонной (200 нм < А, <340 нм) и ультрафиолетовой (200 нм < <Я<400 нм) областях спектра [39, 134]. В то же время известно, что величина бд, как функция от К используется при оценке погрешности измерения ОС [39].
Среди сравнительно немногих атмосферно-оптических эффектов, открытых в последние десятилетия, особое место занимает эффект многократного рассеяния ультрафиолетового излучения в атмосфере (ЭМРА) [37, 39, 43, 116, 117, 121—123]. Он принадлежит к числу физических эффектов, экспериментальное подтверждение и теоретическое обоснование которого было впервые сделано в СССР. Многократное рассеяние УФ излучения в атмосфере имеет непосредственное отношение к озонометрии и поэтому рассматривается в настоящем разделе.
Помимо наблюдений за прямым солнечным излучением (кривая 1) в Омске одновременно велись наблюдения за рассеянным солнечным излучением от участка неба вблизи солнечного диска (кривая 2). При высоте солнца около 2° кривые 1 и 2 на рис. 3.28 сливаются, что свидетельствует о равенстве между собой отношений /л,//?.2 для прямого и рассеянного излучения при достаточно низком солнце. Равенство этих отношений указывает на то, что от низких участков неба в прибор попадает в основном рассеянное излучение, поскольку прямое излучение в этом случае слишком мало (табл. 3.6). Ранее указанная особенность наблюдалась в Воейково в 1958 г. [39].
В 1962 г. появились работы [37, 122], в которых подверглась критике аэрозольная интерпретация эффекта аномальной прозрачности. В этих работах было высказано и обосновано мнение, что эффект аномальной прозрачности вызывается не селективной прозрачностью атмосферного аэрозоля, а эффектом многократного рассеяния УФ излучения в атмосфере. В работах [37, 39] отмечалось следующее.
Критерий применимости закона Бугера к данным наблюдений в атмосфере по спектрофотометрическому прибору, направленному на солнце, в случае возможного влияния на них рассеянной радиации, поступающей в прибор из его телесного угла, был выведен [43] эмпирическим путем. Из рассмотрения экспериментальных и теоретических материалов, приведенных выше (см. рис. 3.15—3.20, 3.26), следует, что доля потока рассеянной радиации атмосферы, поступающей в прибор одновременно с прямой солнечной радиацией, зависит от оптической плотности атмосферы в наклонном направлении £) и от предельного угла прибора со.
Аналогичную формулу можно вывести для двойных пар длин волн (АО, АС, АВ и др.).Заметный вклад в погрешность измерения фоновых значений ОС может внести приземный озон в сильно загрязненных районах ятмосферы, который образуется за счет химических и фотохимических реакций антропогенного происхождения. В табл. 3.8 показано, что погрешность измерения ОС в этом случае может достигнуть 8,3 % (при уоз = 0,025 атм-см).
Результаты расчета коэффициента кт для разных пар длин волн спектрофотометра Добсона и значения Т и 7 2 приведены в табл. 3.9 [208].Значения ц также приведены в табл. 3.9. Как видно из табл. 3.9, температурные изменения разности (а — а ) для изменений средних температур атмосферы от —62,3 до —39 °С и одиночных пар длин волн составляют 3—6%, а для двойных пар — около 2%. Примерно такие же значения ц были получены, как указывается в работе [208], Уолшоу. Отсюда следует вывод, что температурное влияние атмосферы на значение разности показателей поглощения озона, применяемых для измерения ОС, превышают 2%. Примерно такое же влияние (см. раздел 4) оказывают температурные изменения разности (а — а ) на измеряемое значение ОС.
Вопрос о погрешности измерения ОС возник с самого начала измерения этой величины и до сих пор является актуальным. Анализом погрешности измерения ОС занимались многие исследователи, в частности авторы работ [39, 43, 47, 49, 62, 147, 153, 164, 197, 202]. Различают случайные и систематические погрешности измерения ОС.
В результате многолетних наблюдений на сети станций, расположенных на территории СССР, получили [46], что среднее значение параметра п равно 4. Используя его и близкие к нему значения п по формулам (4.8) и (4.6) рассчитали значения аэрозольной погрешности измерения ОС применительно к модернизированному озонометру М-83 (табл. 4.1). При этом использовали эффективные длины волн к = 312 нм, К = 328 нм (табл. 2.9) и характерные значения б , равные 0,05, 0,1 и 0,2 Б.
В табл. 4.2 приведены результаты наблюдений за суммарным озоном и его отклонениями от среднего значения X.Значения суммарного озона и их отклонения от среднего значения (атм-см) По прямому солнечному излучению. Экспедиционный озонометр № 5.
Как видно из табл. 4.8 и 4.9, основной вклад в погрешность измерения ОС вносят помимо погрешности величины /о// погрешности измерения (или расчета) величин /// , р и а.Суммарная погрешность спектрофотометра Добсона и озоно-метра М-83 составляет 6,7% (для т = 2). Вместе с аэрозольной погрешностью (раздел 4.12) эта суммарная погрешность может достигнуть 10 % и более.
В 1959 г. в Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова междуведомственной комиссией от ряда учреждений впервые было произведено сравнение различных озонометрических приборов путем параллельных измерений по ним ОС в атмосфере [71]. В результате было выяснено, что среднее за день отклонение g показаний немодернизированного озонометра М-83 от показаний спектрофотометра Добсона не превышает 8,5 % (табл. 4.10). Отклонения показаний других озонометрических приборов от показаний спектрофотометра Добсона были больше, чем у озонометра М-83.
Еще меньшие средние за месяц погрешности измерения средних за день значений ОС озонометрами М-83 дают разностные оценки. Для зенитных наблюдений эти погрешности не превышают 4 матм-см для солнечных наблюдений 2 матм-см (табл. 5.1).
По мере получения и накопления данных об озоне, расширения озонометрической сети, совершенствования измерительной аппаратуры пополнялись сведения об атмосферном озоне. В самом начале систематических наблюдений было открыто существование годовых колебаний озона [168]. По данным исследований, проведенных рядом авторов [34, 39, 86, 143, 203], было выяснено в годовом ходе ОС наличие максимума весной и минимума осенью. Уменьшение количества озона от весны к осени происходит наиболее интенсивно в высоких широтах и незначительно в низких. Поэтому годовые амплитуды колебаний ОС оказались также максимальными в высоких широтах и минимальными в низких широтах. Изменение ОС в течение года имеет сложный характер, и локальные колебания озона из года в год не совпадают между собой.
Поскольку озонный слой выполняет важную защитную функцию в атмосфере — не пропускает к поверхности земли губительное УФ излучение с длинами волн короче 300 нм, вопрос устойчивости озонного слоя является одной из основных проблем физики атмосферы.
До конца Международного геофизического года (1957—1959 гг.) отсутствовали экспериментальные и теоретические сведения о закономерностях распределения атмосферного озона в зоне струйных течений (СТ). Под струйным течением в соответствии с принятым определением [110] имеется ввиду сильное со значительным градиентом скорости узкое течение большой протяженности в верхней тропосфере и нижней стратосфере, с размерами по вер-тикали единицы, по ширине сотни, по протяженности тысячи ки лометров с нижним пределом скорости вдоль оси 30 м/с, а под зоной СТ понимаются области атмосферы, расположенные справа и слева от оси СТ шириной по горизонтали до нескольких сотен, а иногда и тысяч километров.
Расстояние от оси СТ, град. экб.При подборе станций руководствовались соблюдением условия наименьшего разброса их по широте внутри группы для исключения влияния широтного хода озона на результаты осреднения. При расчете средних значений ОС в зоне СТ использовали абсолютные значения общего содержания озона (матм-см). В результате удалось выявить некоторые особенности колебаний ОС в СТ на различных широтах и в разные сезоны года.
Первый механизм в отдельности не объясняет уменьшение озона в правой части СТ. Что касается третьего механизма, то само кручение струи требует подтверждения другими данными. Кроме того, в обоих случаях (втором и третьем) не наблюдается увеличение поперечного градиента озона в конце струи, что противоречит предлагаемым механизмам (при кручении или повышенной турбулентности в левой части СТ этот градиент должен увеличиваться от начала к концу струи).
Как известно [103], высотный западный перенос в атмосфере осуществляется по волнообразной траектории. При этом наиболее характерными образованиями в высотном западном потоке являются длинные волны, теоретическое обоснование которым для Россби на основе сохранения абсолютной завихренности [103, 124]. Вокруг северного полушария наблюдаются 4 или 5 таких волн, образующих высотные ложбины и гребни [103]. Скорость перемещения длинных волн с запада на восток составляет 0—8 м/с [103]. Период длинных волн в атмосфере составляет 4—20 суток. Волны в ряде случаев имеют неправильную форму; в виде ложбин и гребней они прослеживаются на картах барической топографии одновременно на поверхностях 500, 300, 200 и 100 гПа, а иногда и в большей толще атмосферы. Амплитуда длинных волн составляет около 2000—4000 км.
Вопрос о связи поля ОС с барическим полем атмосферы возник с самого начала исследований атмосферного озона [40, 112, 147, 168]. В работах [19, 40, 112, 168] было показано, что в наземных циклонах в среднем наблюдаются повышенные значения ОС в тыловой части и пониженные значения в передней части. В наземных антициклонах в среднем наблюдаются повышенные значения ОС в правой (передней) части и пониженные значения в левой части.
Из изложенного выше следует, что оси СТ разделяют крупные массы воздуха в тропосфере и нижней стратосфере, находящиеся слева и справа от оси СТ, и препятствуют их перемешиванию. Протяженность по вертикали этих масс воздуха составляет 2—25 км, по горизонтали — от сотен до нескольких тысяч километров по направлению, перпендикулярному к оси СТ, и тысячи, а иногда десятки тысяч километров в направлении оси СТ. Поскольку известны две основные системы СТ: субтропическая и полярнофронтовая, то возможно существование трех различных воздушных масс в свободной атмосфере на указанных высотах: арктическая, умеренная и тропическая. Арктическая масса воздуха ограничена с юга полярнофронтовым СТ; умеренная масса воздуха ограничена с севера полярнофронтовым СТ, с юга субтропическим СТ; тропическая масса воздуха ограничена с севера субтропическим СТ. Как известно, СТ не непрерывны в атмосфере: в местах, где скорость ветра заметно уменьшается, образуются разрывы СТ, хотя общий западный поток сохраняется.
Как известно [103], по аналогии с определением вертикального перемешивания атмосферы Дефант в 1921 г. впервые ввел понятие о том, что меридиональный обмен можно рассматривать как результат крупномасштабной горизонтальной турбулентности, элементами которой являются циклоны и антициклоны. Эта концепция широко применяется для исследования атмосферы и, в том числе при построении различных моделей атмосферной циркуляции. Однако Дефант и другие исследователи, которые продолжали применять и развивать концепцию бокового перемешивания, не учитывали указанного выше эффекта разделения воздушных масс струйным течением в свободной атмосфере, обнаруженным по наблюдениям за озоном.
Поле ОС в высоких широтах в зимний период формируется под действием циркуляционных процессов атмосферы.Гипотеза переноса озона из стратосферы низких широт в полярные районы является одной из наиболее известных [28, 147], однако действительная природа циркуляции, определяющая наблюдающееся распределение ОС в северном полушарии в зимний период, остается невыясненной. Причины короткопериодных вариаций ОС в высоких и умеренных широтах, в ряде случаев превышающих величину годовой амплитуды среднемесячных значений, остаются неизученными.
Отмечая связь колебаний озона с различными типами зимней циркуляции воздуха в стратосфере, определяющимися формой зимнего стратосферного циклона, эволюцией его и смещениями центра во времени и пространстве, можно предположить существование закономерностей в распределении ОС в полярных циклонических вихрях различных форм. Не исключается также, что преобладание тех или иных форм циркуляции атмосферы в отдельных географических районах может отразиться на распределении озона в целом по полушарию.
В предыдущих разделах рассматривались как количественные характеристики колебаний ОС, так и причины изменений ОС в высоких и умеренных широтах зимой. Объясняется это и наибольшей изменчивостью ОС в этот период и отсутствием единого мнения по поводу резких повышений значений ОС в высоких широтах в неосвещенный период года. Значительно меньше работ посвящено вариациям ОС летом, поскольку в это время на всех широтах северного полушария колебания озона ослабевают в среднем на 30—50 %. В настоящем разделе исследуются колебания ОС летом, поскольку до сих пор не выяснены причины колебаний ОС в этот период, в отдельных случаях достигающих существенных значений. Так, на фоне небольших средних междусуточных колебаний ОС в июле (см. табл. 5.2) выделяются отдельные между-суточные колебания, превышающие 80—90 матм-см, что составляет 25 % средних месячных значений ОС. Кроме того, представляют интерес причины формирования очага повышенного содержания озона на северо-востоке Америки в этот период.
В результате многолетних наблюдений за атмосферным озоном было выяснено, что существуют регулярные и устойчивые сезонные колебания средних значений ОС на всех широтах, кроме тропических, с максимумом весной и минимумом осенью [21, 39, 142, 147, 168]. При этом средние значения ОС обычно увеличиваются с ростом широты. Известно также, что указанные сезонные и широтные колебания содержания озона происходят в основном в слое атмосферы 0—25 км. Колебания озона в слое атмосферы выше 25 км определяются главным образом химическими и фотохимическими реакциями, имеют другой характер и значительно меньше влияют на сезонные и широтные колебания ОС.
Основным отличием модели суммарного озона, предлагаемой в настоящей работе, является привлечение новых сведений о горизонтальном распределении ОС. Здесь имеется в виду тот факт, что СТ делят поле ОС на три воздушные массы с характерными значениями ОС: арктическую, умеренную и тропическую (разделы 6.1.1—6.1.6). При этом каждая из этих воздушных масс достаточно хорошо перемешана циклоническими и антициклониче-скими вихрями, а струйные течения, являющиеся подвижными границами между этими массами, препятствуют обмену между ними на высотах 2—20 км.
Постоянную с в формуле (7.9) находим по значениям параметров (табл. 7.1) для умеренной воздушной массы.Из вышеизложенного следует важный вывод, что широтные колебания ОС определяются в основном широтными колебаниями солнечной радиации. Подобным образом по указанной модели можно рассчитать средние месячные стационарные значения ОС в воздушных массах, но эти значения будут, очевидно, в большей степени отличаться от наблюдаемых значений, чем средние годовые.