УДК 551.501.816:551.510.42
ОБ ОПРЕДЕЛЕНИИ ПАРАМЕТРОВ СТРАТОСФЕРНОГО АЭРОЗОЛЯ ПО ДАННЫМ ДВУХВОЛНОВОГО ЛИДАРНОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
© 2013 г. В. А. Коршунов, Д. С. Зубачёв
Научно-производственное объединение "Тайфун" 249038 Обнинск, Калужская обл., ул. Победы, 4 E-mail: kitekot@eridan.mega.ru E-mail: zubachev@typhoon.obninsk.ru Поступила в редакцию 24.11.2011 г., после доработки 01.02.2012 г.
Рассматривается задача определения микрофизических характеристик стратосферного аэрозоля по данным лидарного зондирования на длинах волн 355 и 532 нм с использованием априорной информации об аэрозольных спектрах, полученной по результатам аэростатных и самолетных измерений. Проанализирована модовая структура спектров и ее связь с интегральными микрофизическими характеристиками аэрозоля. Показано, что для большинства реализаций две аэрозольные моды (фонового и вулканического происхождения) вносят соизмеримый вклад в интегральные аэрозольные характеристики, что делает затруднительным применение традиционного метода модельных оценок. Более эффективным является использование оптической модели статистического характера, в основе которой лежат аппроксимационные зависимости между определяемыми интегральными аэрозольными характеристиками и измеряемыми лидаром оптическими характеристиками. Установлено, что площадь, объем, эффективный размер частиц и лидарное отношение на длине волны 355 нм коррелируют с абсолютными величинами коэффициентов обратного рассеяния на длинах волн 355 или 532 нм, а лидарное отношение на длине волны 532 нм — с отношением коэффициентов обратного рассеяния на этих длинах волн. Проведена оценка погрешности определения интегральных характеристик аэрозоля с помощью разработанной модели. Работоспособность модели продемонстрирована на данных реального лидарного зондирования стратосферного аэрозоля.
Ключевые слова: стратосфера, сернокислотный аэрозоль, обратное рассеяние, оптическая модель, лидар, вулканические извержения.
Б01: 10.7868/80002351513020119
ВВЕДЕНИЕ
Лидарное зондирование является одним из важных методов контроля за состоянием стратосферного аэрозольного слоя. О степени аэрозольного наполнения стратосферы обычно судят по величине коэффициента обратного аэрозольного рассеяния или связанной с ней величине отношения обратного рассеяния. По этим параметрам имеются ряды длительных измерений [1]. Использование многоволнового зондирования [2— 5], в том числе с приемом сигналов комбинационного рассеяния [6, 7], позволяет получать дополнительную информацию о микрофизических характеристиках аэрозоля. Поскольку число длин волн зондирования обычно невелико (~2—4), то, как правило, ограничиваются определением интегральных характеристик аэрозольного спектра, к числу которых относится площадь поверхности и объем частиц, приходящихся на единицу объема атмосферного воздуха, а также эффективный
радиус частиц. При определении интегральных характеристик обычно используется метод параметризации (модельных оценок), при котором спектр частиц аппроксимируется логарифмически нормальным распределением [8, 9]. Однако, как показывают многочисленные измерения in situ с помощью аэростатных аэрозольных счетчиков и других приборов, спектр стратосферного аэрозоля чаще всего обнаруживает как минимум бимодальную структуру [10—13]. Учет многомодальной структуры спектра в методе параметризации затруднителен, поскольку уже для двухмо-дального спектра число независимых параметров может превышать число измерений (длин волн).
Одним из возможных подходов к решению данной задачи, позволяющим снять указанные ограничения, является метод, основанный на параметризации оптических и микрофизических характеристик аэрозоля [14, 15], когда в качестве параметра используется непосредственно измеряемая характеристика аэрозоля. Исходным ма-
териалом для проведения аппроксимаций является представительный набор реализаций спектров частиц вместе с данными о форме и показателе преломления вещества аэрозоля для данного типа аэрозоля. Совокупность исходных данных вместе с проведенными по ним аппроксимациями оптических и микрофизических характеристик аэрозоля далее будем называть оптической моделью аэрозоля. Целью данной работы является построение такой модели для сернокислотного стратосферного аэрозоля.
Оптические модели стратосферного сернокислотного аэрозоля в применении к лазерному зондированию разрабатывались и ранее (см., например, монографию [16]). Однако с тех пор появилось много новых экспериментальных данных, которые дают возможность более полно учесть свойства стратосферного аэрозоля. В работе [17] сформулирована статистическая модель фонового стратосферного аэрозоля, основанная на одномо-дальном представлении спектров и предназначенная для интерпретации данных спутниковых измерений на высотах 15—30 км.
В данной работе рассматривается модель стратосферного сернокислотного аэрозоля, которая относится к области умеренных широт Северного полушария (40°—70° М), диапазону высот 12— 30 км и представляет различные временные периоды, включая фоновый, переходной и вулканический. Модель разрабатывается применительно к длинам волн 355 и 532 нм, которые чаще всего используются в лидарном зондировании стратосферного аэрозоля.
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ ДЛЯ МОДЕЛИ СТРАТОСФЕРНОГО АЭРОЗОЛЯ
Состав частиц
Известно, что основная часть стратосферного аэрозоля при не слишком низких температурах образована каплями водного раствора серной кислоты с концентрацией, зависящей от температуры атмосферы и содержания водяного пара. Пределы изменения концентрации составляют 35—80% [18, 19]. По данным недавних измерений 97—99% частиц являются чисто сульфатными, остальные частицы идентифицируются как минеральные с сернокислотной оболочкой [20—22]. В то же время в отдельных случаях наблюдаются частицы, происхождение которых связано с метеорными следами, ракетными пусками [23] или пирокумулюсами [24]. Непосредственно после вулканических извержений могут присутствовать минеральные частицы [13], которые являются, как правило, несферическими и в лидарных измерениях могут быть идентифицированы по степени деполяризации.
При отборе данных для аэрозольной модели необходимо ограничить интервал рассматриваемых температур снизу, так как в интервале температур 190—193 К происходит изменение состава стратосферного аэрозоля от сернокислотного к азотнокислотному [25]. При этом могут образовываться твердые частицы различных типов, включая ледяные частицы, гидраты серной или азотной кислоты и смешанные формы, которые входят в состав полярных стратосферных облаков (ПСО). При повышении температуры таяние образовавшихся твердых частиц должно происходить при температурах фазового равновесия, которые выше температур их образования. По данным лабораторных исследований для типичных стратосферных условий температуры таяния для частиц тригидрата азотной кислоты (NAT) составляют 195—197 К [26], а для частиц тетрагидрата серной кислоты (SAT) — 210—215 К [27]. В то же время согласно многочисленным экспериментальным исследованиям характеристик ПСО в реальной стратосфере, случаи наблюдения твердой фазы аэрозоля при температурах выше 195 К достаточно редки. К таким исключительным случаям относятся наблюдения плавления NAT частиц при температуре на 2 К выше пороговой для образования NAT [28], а также измерения в интервале 199—202 К, которые проинтерпретированы как случаи присутствия SAT частиц [29]. В работе [30] на основе результатов оптических измерений сделан вывод о присутствии твердых частиц SAT в температурном диапазоне 200—220 K, однако интерпретация результатов измерений в этой работе, на наш взгляд, является далеко не однозначной. Возможное объяснение трудностей с наблюдением SAT содержится в данных численного моделирования процессов образования ПСО, приведенных в работе [31], согласно которым фракция SAT сосредоточена в субмикронной области, малозаметна на фоне более мощной фракции жидкокапельного аэрозоля и вносит незначительный вклад в интегральные характеристики аэрозоля в ПСО.
С учетом проведенного выше рассмотрения мы полагали, что вероятность появления фракции SAT при температурах 200—215 К незначительна, и в качестве граничной температуры при отборе экспериментальных данных для модели жидкокапельного сернокислотного аэрозоля была принята температура 205 К.
Выбор исходного экспериментального материала
Набор исходных экспериментальных данных, выбранных для построения модели, включал результаты измерений аэростатным счетчиком аэрозольных частиц в Laramie, Wyoming (41° N) [11] и Kiruna, Sweden (68° N) [32], а также данные самолетных измерений аэрозольных спектров,
N
±ч m
500
400 300 200 100
(а)
Laramie о Kiruna
0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0
r32
N
m
500
400 300 200 100
(б)
Laramie
Самолетные
0
0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0
r32
Рис. 1. а — Число логарифмически нормальных мод Nm с эффективным радиусом Г32, зарегистрированных в Laramie и в Kiruna (Nm х 3), б — то же для измерений в Laramie в сравнении с самолетными измерениями (Nm х 20).
проведенных с помощью проволочного импак-тора [12].
Использованные в работе данные аэростатных измерений взяты с публичного сайта ftp://cat. uwyo.edu/pub/permanent/balloon/Aerosol_InSitu_ Meas/. Они охватывают эпизодические измерения в период с 1991—2004 гг. для Kiruna и с 1990— 1997 гг. для Laramie. Измерения проводились с помощью аэрозольного счетчика частиц в диапазоне радиусов r от 0.15 до 2 (или 10) мкм. Верхняя граница устанавливалась на 10 мкм после извержения вулкана Пинатубо и на 2 мкм с мая 1992 г., когда крупные частицы исчезли [11]. Параллельно использовался счетчик ядер конденсации, который фиксировал счетную концентрацию всех частиц с радиусом r > 0.01 мкм. Распределения числа частиц по каналам аэрозольного счетчика совместно с данными счетчика ядер конденсации аппроксимировались в общем случае суммой двух логарифмически нормальных распределений я12 (r):
nu(r) = •
N1,2
"\/2П ln<
-exp
'л,2
1П2(Г/ГД1,2)
21n а
L1,2
(1)
где N12 — общее число частиц, r — радиус частиц, rs12 — медианный радиус, lna£12 — среднеква
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.