«Суммарный озон в атмосфере г. п. ГУЩИН. Н. Н. ВИНОГРАДОВА Суммарный озон в атмосфере /I ЛЕНИНГРАД ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ - 1983 551.510.534 УДК Рецензенты: канд. хим. наук Э. Л. Александров, д-р геогр. наук А, X. Хргиан. ...»

г. п. ГУЩИН. Н. Н. ВИНОГРАДОВА

Суммарный озон

в атмосфере

г. п. ГУЩИН. Н. Н. ВИНОГРАДОВА

Суммарный озон

в атмосфере

/I

ЛЕНИНГРАД

ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ - 1983

551.510.534

УДК

Рецензенты: канд. хим. наук Э. Л. Александров, д-р геогр. наук А, X. Хргиан.

Монография посвящена исследованию суммарного озона, или иначе общего

содержания озона в атмосфере. Рассмотрены два основных вопроса: 1) мето­ дика, аппаратура и метрология наземных измерений суммарного озона, 2) новая концепция суммарного озона, позволяющая- связать закономерности его распре­ деления и колебаний с циркуляционными системами атмосферы и выяснить физические причины долгопериодных и короткопериодных колебаний суммар­ ного озона. Описан ряд атмосферно-оптических эффектов, которые могут иска­ жать измеряемые значения суммарного озона. Представлены результаты оценок погрешности измерения суммарного озона, результаты сравнений и интеркалибро­ вок озонометрических приборов, результаты последних исследований эффекта де­ формации поля суммарного озона струйными течениями и следующие отсюда вы­ воды, которые дают возможность по новому взглянуть на динамику атмосферы.

Монография предназначена для научных работников, студентов и аспиран­ тов, занимающихся изучением физики атмосферы.

The monograph “Total Ozone in the Atmosphere” by G. P. Gushchin and N. N. Vinogradova deals with investigations of total ozone (TO) in the atmo­ sphere. The two basic questions: (1) technique apparatus, metrology for ground TO measurements, and (2) a new conception of TO allowing to find connection of regular distribution and variations of TO with atmospheric circulation systems as well as to elucidate physical causes of long and short-term TO variations are considered. A number of atmospheric optical effects which may distort the m ea­ sured TO is described. Error evaluations of the TO measurements and detailed results of the ozone-meters comparisons and intercalibrations are given. It is discussed the latest studies of the effect of the TO field deformation by the jet flows, followed by conclusions enabling us to get a new approach to the atm o­ sphere dynamics.

The monograph is addressed to scientists, post-graduates and students work­ ing in the field of the atmospheric physics.

P 1903040000-057 ^^ 069(02)-83 ® Гидрометеоиздат.

ПРЕДИСЛОВИЕ

П редлагаем ая монография посвящена в основном исследованию закономерностей распределения и колебания суммарного озона в крупномасштабных циркуляционных системах атмосферы, таких, как струйные течения, полярный циклон, стратосферные антицик­ лоны. При этом одной из основных целей исследования являлась попытка экспериментального изучения динамики атмосферы с по­ мощью квазиконсервативной примеси — озона. Это обстоятельство и определяет актуальность проблемы, рассматриваемой в моно­ графии.

Основное внимание авторы уделили суммарному озону (общему содержанию атмосферного озона), полученному по наземным стан­ циям.

В настоящее время накоплены новые данные о закономерностях распределения и 'колебаний суммарного озона в зонах струйных течений и других циркуляционных системах, позволяющие сущест­ венно уточнить наши прежние представления об этих закономер­ ностях. Д ля их исследования определяющее значение имеет знание естественной изменчивости озона в разных географических районах земного шара. Однако не менее важное значение имеют достовер­ ные сведения о погрешностях измерения суммарного озона.

В первом разделе монографии приведены краткие сведения о развитии исследований атмосферного озона и основные термины и единицы для измерения озона.

Во втором разделе монографии описаны методы и приборы, предназначенные для измерения суммарного озона и использован­ ные при получении озонных данных, которые анализируются в на­ стоящей работе, а такж е методика их калибровки и метрологиче­ ского контроля.

В третьем разделе монографии рассматриваются атмосферно­ оптические эффекты, вызывающие искажение измеряемого значе­ ния суммарного озона, устранение влияния которых на измеряемую величину является первостепенной задачей озонометрии. М ате­ риалы, положенные в основу этого раздела, получены в результате оригинальных исследований в последние годы.

Четвертый раздел монографии посвящен оценке погрешности измерения суммарного озона. Выводы, полученные в результате этой оценки, позволят более правильно судить о погрешностях методов и приборов, предназначенных для измерения суммарного озона. В этом же разделе излагаю тся материалы официальных сравнений различных озонометрических приборов, подтверждаю­ щие полученные оценки погрешности измерения озона.

В пятом разделе рассматриваются статистические характери­ стики изменчивости суммарного озона. При этом производится сравнение этих характеристик, полученных по разным приборам, что представляет несомненный интерес для научных работников, занимающихся анализом озонных полей. Приводятся значения естественной изменчивости суммарного озона в зависимости от сезона и широты места наблюдений, полученные на основании рас­ четов и анализа данных наблюдений.

В шестом разделе описаны особенности распределения озона в крупномасштабных циркуляционных системах и приводятся воз­ можные физические механизмы, ответственные за выявленные осо­ бенности распределения озона. Основное внимание уделено эффекту деформации поля атмосферного озона струйным течением.

Показано, что с этим эффектом тесно связаны наблюдаемые корот­ копериодные и среднепериодные (порядка нескольких дней) коле­ бания суммарного озона. М атериалы, полученные в результате исследования авторами настоящей книги, сопоставляются с резуль­ татами, полученными другими авторами.

Седьмой раздел монографии посвящен важным для всей про­ блемы атмосферного озона вопросам физической интерпретации наблюдаемых колебаний озона. Рассматриваю тся как длиннопери­ одные, так и короткопериодные колебания озона и приводятся воз­ можные физические механизмы, ответственные за эти колебания.

Разделы 1—4, 7 и подразделы 5.3 и 6.1 написаны Г. П. Гущи­ ным, раздел 5 (кроме 5.3) и подразделы 6.2, 6.3 и 6.4 написаны Н. Н. Виноградовой, подразделы 6.1.1 и 6.1.3 написаны совместно.

1.1. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О РАЗВИТИИ ИССЛЕДОВАНИЙ

АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА

В результате полувековых исследований, предпринятых в раз­ ных странах, выяснилось, что озон, несмотря на малое его содер­ жание в атмосфере, играет существенную роль во многих физико­ химических процессах, развивающихся в атмосфере. Однако в це­ лом проблема атмосферного озона к настоящему времени далеко не исчерпана и ряд важных и интересных разделов этой проблемы ж дут своего разрешения.

Н астоящ ая работа посвящена исследованию суммарного озона ( ОС). Под суммарным озоном, или общим содержанием атмосфер­ ного озона, имеется в виду количество озона в вертикальном столбе атмосферы. Наиболее подробные и систематические сведения об атмосферном озоне были получены в результате измерения ОС на сети станций. Данные о вертикальном распределении озона в атмо­ сфере менее надежны, чем о суммарном озоне, содержат большую погрешность, собраны с меньшего числа станций и за менее про­ должительные периоды. Поэтому в настоящей работе в качестве основной величины, характеризующей озонный слой в атмосфере, используется ОС.

VОзон является наиболее важной в энергетическом отношении составной частью стратосферы. Вертикальное и горизонтальное распределение температуры в стратосфере, а такж е барическое поле, ветровой режим и, в частности, струйные течения самым тес­ ным образом связаны с атмосферным озоном, i Кроме того, благодаря так называемому квазиконсервативному свойству озона (вследствие которого он сравнительно медленно разруш ается в нижней стратосфере) данные об озоне используются для изучения циркуляции и турбулентности стратосферы и тропо­ сферы.

Не менее важным является то, что озон определяет ультрафио­ летовый климат нашей планеты, ограничивая коротковолновый конец солнечного спектра (а такж е спектра звезд и планет) и не пропуская до поверхности земли излучение короче 290 нм, при наличии которого органическая жизнь на Земле в ее современном виде была бы невозможной. С этой точки зренияюзон в атмосфере является защитным слоем, своего рода щитом, выполняющим в аж ­ нейшую функцию охраны жизни на Зем ле.i Это обстоятельство породило в последние годы большое количество работ [3, 14, 76, 107, 124, 159, 205], в которых рассматривается возможное влияние на озонный слой антропогенных воздействий, в том числе выхлоп­ ных газов самолетов, фторхлорметанов, удобрений и т. д. Исследо­ вания в этом направлении не закончены и продолжаются в н а­ стоящее время.

В связи с развитием исследований по вопросу антропогенного воздействия на озонный слой отмечается значительное увеличение работ по фотохимии атмосферы и, в частности, по фотохимической теории атмосферного озона. При этом заметно возросло количество атмосферных составляющих, привлекаемых для различных модельных расчетов распределения озона в атмосфере [3,14,76,159,205].

Развитие исследований по проблеме атмосферного озона сти­ мулировалось практическими задачами, связанными с развитием радиозондирования, высотной авиации, ракетной и спутниковой техники. Уже в нижней стратосфере наблю дается вредная для здоровья человека концентрация озона, которая растет вплоть до уровня средней стратосферы и которую нужно учитывать при высотных полетах. Повышенная концентрация озона вызывает порчу ряда материалов (например, резины), что необходимо учи­ тывать как на уровне поверхности земли, так и при длительных полетах в стратосфере.

Этот далеко не полный перечень вопросов в достаточной мере определяет актуальность проблемы атмосферного озона для фи­ зики атмосферы, \ Озон в атмосфере располагается в виде сферического слоя, внутренняя поверхность которого совпадает с поверхностью земли.

Толщина слоя составляет около 100 км. Озон в этом слое распре­ делен неравномерно как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении. Наибольш ая плотность озона наблюдается на вы­ соте 18—26 км, причем уровень наибольшей плотности озона в среднем уменьшается с ростом широты. / Если рассматривать слой озона в горизонтальном направлении, то в среднем озона в высоких широтах больше, чем в низких.

Средняя толщина озонного слоя, приведенного к нормальному давлению и температуре, составляет около 0,3 атм-см, а пределы изменений равны 0,2—0,6 атм-см. Средняя плотность озона в слое О—70 км равна 0,9*10“ ’® г/см^. Общая масса озона в атмосфере составляет около 3-10^ т [39, 147].

Из всего потока солнечной энергии, падающей на Землю, озон поглощает около 3 %, или 5-10^° Дж/сутки. Это количество равно энергии примерно 1000 тропосферных циклонов.

Озон образуется в воздухе (в основном в стратосфере) в ре­ зультате действия ультрафиолетового излучения Солнца на атмо­ сферный кислород. В нижние слои атмосферы озон проникает вследствие турбулентной диффузии разных масштабов, а такж е вертикальных и горизонтальных перемещений воздуха и наличия сравнительно маломощных тропосферных источников озона [147].

Характеристики некоторых физических свойств озона в сравне­ нии с физическими свойствами кислорода приведены в работах [39, 147].

Краткая историческая справка о развитии работ по исследо­ ванию атмосферного озона за рубежом приводится в работах [3, 39, 107, 112, 147].

Советские ученые внесли ценный вклад в дело изучения про­ блемы атмосферного озона. Первая научная публикация по атмо­ сферному озону появилась в СССР в 1928 г. [1]. В 1933 г. под руководством акад. В. Г. Фесенкова в Кучино под Москвой были впервые организованы измерения ОС [136]. Эти измерения были продолжены в 1935— 1936 гг. Н. П. Лугиным [87].

Начиная с 1934 г. С. Ф. Родионов организовал измерения ОС на Эльбрусе, которые с некоторыми перерывами продолжались вплоть до конца МГГ [39, 117].

В 1949 г. С. Ф. Родионов, А. Л. Ошерович и Е. В. Рдултовская [120] сконструировали простой фильтровый прибор для измере­ ния общего содержания озона.

Во время М еждународного геофизического года (1957— 1959 гг.) в СССР значительно расширились исследовательские работы по атмосферному озону.

В 1957— 1959 гг. А. С. Бритаев и А. П. Кузнецов провели не­ сколько серий наземных измерений ОС и вертикального распре­ деления озона и рассмотрели полученные результаты в связи с метеорологическими условиями [17].

Данные об общем содержании озона в высоких широтах Советского Союза были проанализированы И. М. Долгиным и Г. У. Каримовой [68], а затем на большем материале Г. У. К а­ римовой [75].

Анализ и интерпретацию данных измерений ОС в СССР и во всем мире проделали в МГУ А. X. Хргиан, Г. И. Кузнецов и С. П. Перов [8, 84, 107, 145, 147]. В своих работах они рассмот­ рели широкий круг вопросов, относящихся к проблеме атмосфер­ ного озона. В 60-е годы получили известность статьи и моногра­ фии И. А. Хвостикова [142, 143], в которых был затронут ряд вопросов физики атмосферного озона.

В 1952 г. в Воейково на Центральной полевой эксперимен­ тальной базе (Ц П Э Б) Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова (ГГО) были организованы эпизодические измерения ОС, а с 1956 г. и по настоящее время [32, 34, 39] про­ водятся систематические измерения ОС по спектрофотометру Добсона. В 1957 г. в ГГО был сконструирован самолетный озоно­ метр [33], с помощью которого измеряется ОС с движущегося самолета. Это позволило получить ряд подробных широтных и долготных озонных разрезов [38, 39, 43, 61, 148— 150].

На базе самолетного озонометра в ГГО в 1958 г. был р азр а­ ботан озонометр М-83 со светофильтрами, позволяющий измерять ОС по прямому излучению Солнца (солнечные наблюдения) и по рассеянному излучению атмосферы от участка неба вблизи зенита (зенитные наблюдения, или наблюдения по зениту) [6, 39, 92].

Использование его стало возможным после того, как в 1958— 1961 гг. в ГГО был разработан интегральный метод измерения и расчета ОС для таких приборов [39, 43, 47, 49]. Систематиче­ ское исследование ОС в СССР стало возможным в результате создания в 1957— 1968 гг. сети озонометрических станций с мето­ дическим центром в ГГО [39, 40, 49, 94].

1 В настояш,ее время озонометрическая сеть СССР включает 42 % станций мировой озонометрической сети, состоящей из действующих станций по измерению ОС [199]. В период МГГ (1957— 1959 гг.) на территории СССР работало 11 озонометри­ ческих станций, в 1963 г.— 23 такие станции, в 1967 г.— 37 стан­ ций. С 1970 г. работают 45 озонометрических станций (табл. 11), 5. Ашхабад которые довольно равномерно распределены по территории СССР:

17 станций на европейской части, 27 станций на азиатской части и одна станция в Антарктиде [49], Наблюдения за ОС на станциях СССР производятся по единой программе одинаковыми для всех станций приборами М-83 [6].

в 1981 г. были изданы новые методические указания по произ­ водству и обработке наблюдений за ОС [92], в которых учтен опыт наблюдений за озоном на сети станций и улучшена методика этих наблюдений.

Начиная с 1971 г. на озонометрической сети СССР стал при­ меняться модернизированный прибор М-83 [47, 62, 92], который позволил улучшить качество наблюдений за ОС и уменьшить погрешность получаемых данных. Все приборы М-83, находящиеся на озонометрической сети СССР, привязываются к спектрофото­ метру Добсона № 108, который является образцовым измеритель­ ным средством. В свою очередь спектрофотометр Добсона № привязан к мировому озонометрическому эталону — спектрофото­ метру Добсона № 83, находящемуся в США. П ривязка каждого сетевого прибора М-83 к спектрофотометру Добсона № 108 осу­ ществляется регулярно один раз в 2 года на Ц П Э Б ГГО.

В результате анализа данных по озону, полученных в ГГО во время полетов на самолетах, и данных, поступающих с сети озо­ нометрических станций, удалось обнаружить эффект деформации поля атмосферного озона струйным течением [35, 38, 40, 43, 51, 52]. Анализ материалов, полученных с сети советских и зару­ бежных озонометрических станций, позволили обнаружить кли­ матический максимум ОС над Восточной Сибирью [45, 57, 58].

По данным советских озонометрических станций построены карты горизонтального распределения озона над территорией СССР [58] с привлечением данных мировой сети над северным полушарием [57].

С помощью разработанного в ГГО экспедиционного озоно­ метра [33, 39] проведены измерения ОС над акваториями океа­ нов с научно-исследовательских судов [29, 114, 133], результаты которых затем были обобщены и проанализированы в работе [30].

Развитие исследований по атмосферному озону привело к не­ обходимости их координации. Первую попытку такой координации предприняла Главная геофизическая обсерватория им. А. И. Во­ ейкова, которая созвала 4—5 апреля 1957 г. в Ленинграде I М еж­ дуведомственное научное совещание по атмосферному озону [32].

Это первое в СССР совещание было посвящено подготовке к на­ чинающемуся в июле 1957 г. М еждународному геофизическому году.

II М еждуведомственное научное совещание по атмосферному озону состоялось 28—31 октября 1959 г. в Москве в МГУ [8].

На этом совещании подвели некоторые итоги исследования озона во время МГГ.

В мае 1963 г. в Ленинграде в Главной геофизической обсерва­ тории им. А. И. Воейкова состоялось III М еждуведомственное научное совещание по атмосферному озону [9]. Оно было созвано накануне М еждународного года спокойного солнца и посвящено подготовке к этому важному мероприятию. В 1977 г. в Централь^ ной аэрологической обсерватории (г. Долгопрудный) было про­ ведено Всесоюзное совещание по озону. Доклады, сделанные на ЭТ01М совещании, опубликованы в сборнике [127] и в периоди­ ческой научной печати [47—49, 51, 149]. В 1978 г. в Тбилиси был созван Второй всесоюзный симпозиум по проблеме атмосферного озона [26].

Ежемесячные данные об ОС, получаемые на всех станциях СССР, с 1957 г. собирают в ГГО, где они проходят критический просмотр и затем публикуются. С 1965 г. ежедневные данные наблюдений за ОС такж е со всех станций СССР по телеграфу передают в Гидрометцентр СССР, где строят озонные карты для территории СССР и проводят синоптический анализ полей ОС на территории СССР и Северного полушария [135].

Данные об ОС за 1956 г. по ст. Ленинград (Воейково), опубликованы в работе [57]. Данные наблюдений за ОС во время МГГ (1957— 1959 гг.) по советским станциям опубликованы в сборнике [67]. Данные наблюдений за ОС по станциям СССР в 1960— 1962 гг. опубликованы в монографии [40], в 1963 — в сборнике [9], за период МГСС — в сборнике [65], а за период 1966— 1967 гг. в сборнике [66]. Данные об ОС, полученные на станциях СССР по модернизированным озонометрам М-83, печа­ таются в сборниках [96]. В настоящее время в этих сборниках опубликованы данные об ОС за 1973— 1979 гг.

Данные об ОС за 1960— 1981 гг. по станциям СССР, пред­ назначенные для международного обмена, систематически печа­ таются в международных справочных изданиях по озону, выпу­ скаемых в Канаде [199].

1.2. ОСНОВНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ И ЕДИНИЦЫ,

ПРИМЕНЯЕМЫЕ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ ОЗОНА

До последнего времени в научной литературе отсутствовало строгое и обоснованное определение основных терминов, обозна­ чений и единиц для измерения атмосферного озона. В работах по этому вопросу встречаются разночтения и ошибки, что затруд­ няет, например, перевод одних единиц измерения озона в другие.

Ниже достаточно обоснованно излагается вопрос о терминах, обозначениях и единицах измерения, применяемых в озонометрии.

Суммарным озоном называется количество озона в верти­ кальном столбе атмосферы, численно равное толщине слоя газо­ образного озона в этом столбе при нормальных условиях. Под нормальными условиями имеются в виду давление 1013,25 гПа и температура 288,15 К. Обозначается суммарный озон буквой X.

Для измерения ОС используются единицы атмосферо-сантиметры (атм-см) и в некоторых случаях миллиатмосферо-сантиметры (матм-см), причем 1 атм-см = 1000 матм-см. В ряде работ для измерения ОС применяется единица Добсона, называемая так в честь известного геофизика Добсона и обозначаемая Д. Е. При этом 1 Д. Е.= 1 матм-см.

Плотность газообразного озона обозначается буквой рз и при нормальных условиях равна 2,1415-10-^ т-см~^ или 2,1415 X X 10^ мкг-м"^. Тогда 1 см^ газообразного озона при нормальных условиях эквивалентен массе 2,1415-10“^ г, 1 атм-см озона соот­ ветствует 2,1415-10“^ г- см-2 озона и, наоборот, 1 г-см ”^ газо­ образного озона соответствует 466,97 атм-см, а 1 мкг/м^ газооб­ разного озона соответствует 0,466 97*10“^ атм-см. Отсюда где X в атм-см, рз в мкг*м“^, а Н принимается равным 100 000 м.

Во многих случаях для измерения вертикального распределе­ ния озона используются единицы парциального давления озона.

Парциальным давлением озона в воздухе называется давление, под которым находился бы озон, если бы из воздуха были у д а­ лены все остальные газы, а объем и температура сохранились прежними. Обозначается парциальное давление озона буквой рз и измеряется в системе СИ в миллипаскалях ( мПа), причем эта единица в 10 раз превышает часто применяемую единицу измере­ ния парциального давления нанобар (нбар), т. е. 1 м Па = 1 0 н б а р.

Связь между плотностью озона и его парциальньтм давлением находится из формулы состояния идеального газа [151] г д е / ? — универсальная газовая постоянная, равная 8,3144 X X 10^ Д ж -К “ ^-кмоль-^; |ы = 47,998 кг-кмоль~^ для озона; Т — абсолютная температура газообразного озона в кельвинах.

Подставляя указанные выше значения R и в формулу (1.2), получим где Рз в миллипаскалях, Т в кельвинах, рз в м кг-м “ ^.

Отсюда В ряде случаев для измерения ОС используется количество молекул озона (Л^о,) в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см2 при нормальных условиях. Учитывая, что при нормальных условиях в 1 см^ помендается 2,6868- 10* молекул озона (число Л ош мидта), будем иметь, что 1 атм-см соответствует 2,6868X X 10^^ молекул-см-^. Отсюда получается формула где X в атм-см, Л з — соответствуюндее ему количество молекул озона в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см^ при нормальных условиях в молекул-см“2.

Так как в 1 м^ при нормальных условиях содержится 2,1415 X X 10^^ мкг газообразного озона или 2,6868-102^ молекул газо­ образного озона, то 1 мкг*м~^ озона соответствует 2,6868 X X 10^^2,1415-10^ = 1,2546-10*^ молекул-м-^ озона.

Отсюда получается формула где пг — концентрация молекул озона в молекул-м~^, рз — плот­ ность озона в м кг-м “^.

Во многих случаях для измерения озона применяются еди­ ницы массовой концентрации и молярной концентрации озона, причем последняя иногда называется единицей объемной кон­ центрации или объемного содержания озона.

Массовой концентрацией озона (или очень близкой к ней по величине — отношение смеси озон/воздух) называется отношение его массы Мо^ к массе воздуха в данном объеме, т. е.

Единицей измерения массовой концентрации озона обычно яв­ ляется М К Г - Г “ ^ Молярной концентрацией озона называется отношение числа молей этого газа к числу молей воздуха в данном объеме, т. е.

где (los — молярная масса озона, il — молярная масса воздуха.

Единицей измерения молярной концентрации озона является млн“ ^ (одна часть на миллион) или млр~^ (одна часть на мил­ лиард).

В зарубежной научной литературе часто используются еледуюп^ие единицы измерения молярной концентрации озона:

Из закона Дальтона следует, что парциальное давление газа в смеси равно произведению давления смеси на молярную кон­ центрацию этого газа [151]. Отсюда где Рз и р в 1ш ллнпаскалях или других измерения, а Л^з в м л н -‘.

Из уравнений (1.7) и (1.8) следует, что Поскольку для сухого воздуха |Ы = 28,9645 кг-км оль~\ а ^10, = = 47,9982 кг-км оль“ ^ [90], то из формулы (1.10) получим где Мз в млн“ ^ а Гз в мкг-г~^ Связь между плотностью озона и его молярной концентрацией на основании формул (1.9) и (1.4) определяется формулой где Ns в млн“ ^ рз в мкг-м~^, Т в кельвинах, р в миллипаскалях.

Из формулы (1.12) следует, что в приземном слое атмосферы существует простое приближенное соотношение между молярной концентрацией и плотностью озона: 1 млр~ ^ ^ 2 мкг-м~^.

2. ОСНОВНЫЕ МЕТОДЫ И ПРИБОРЫ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ

СУММАРНОГО ОЗОНА

2.1. КВАЗИМОНОХРОМАТИЧЕСКИЙ МЕТОД ИЗМЕРЕНИЯ

СУММАРНОГО ОЗОНА

В настоящее время основным методом измерения ОС в атмо­ сфере 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 Харри­ соном [168] и в 1957 г.— Дрбсоном [165].

Д ля измерения ОС с земной поверхности обычно используются длины волн 290—370 нм, причем выбор их определяется тем, что излучение на этих длинах волн неполностью поглощается в атмо­ сфере и достигает поверхности земли. В качестве источников света используются Солнце и в редких случаях Луна или неко­ торые яркие звезды. Д ля приближенного измерения ОС исполь­ зуется рассеянное излучение от участка неба в зените.

Свет от внеземного источника, проходя через атмосферу, в об­ ласти Х = 290... 370 нм ослабляется вследствие: а) поглощения атмосферным озоном; б) рассеяния молекулами воздуха; в) рас­ сеяния и поглощения аэрозолем; г) поглощения некоторыми газо­ выми составляющими атмосферы (в основном сернистым газом и двуокисью азота). Другие составные части воздуха (кислород, азот, водяной пар, углекислый газ и пр.) поглощают свет в этом участке спектра в ничтожно малой степени.

Выведем количественные соотношения, которые необходимы для расчета ОС в атмосфере. Д ля этого рассмотрим рис. 2.1.

На рисунке О — центр Земли, R — радиус Земли, 6 — угловая высота внеземного источника света, А — место наблюдателя, МЛ — направление луча в атмосфере, / — траектория луча в ниж­ нем слое атмосферы толщиной /г, А Н' — линия горизонта, ВН\ — прямая, перпендикулярная к ОБ.

Используя известное уравнение траектории луча в атмосфере [85] применительно к рис. 2.1, для высот /i и О км получим где n{h) и я ( 0) — показатели преломления воздуха на высотах /г и О км, а У — средний радиус Земли, равный 6371,2 км.

Из (2.1) можно найти cosec 0/г:

Выражение (2.2) широко используется в озонометрии.

С другой стороны, из треугольника ОБЕ (рис. 2.1) следует, что или Пренебрегая бесконечно малым второго порядка, получим или Если на расстоянии / от наблю дателя натуральный показатель ослабления в слое атмосферы толщиной dl для параллельного пучка излучения равен цх (/), то ослабление излучения в этом слое будет равно где S i { l ) — поток излучения с длиной волны X на расстоянии I от наблюдателя.

Д ля удобства, используя выражение (2.5), перейдем от пере­ менной / к переменной h:

Проинтегрировав уравнение (2.7) по h от поверхности земли до верхней поверхности атмосферы, т. е. до такого уровня, выше которого ослабление излучения в выбранном участке спектра пренебрежимо мало, получим или Здесь Я — расстояние по вертикали от наблю дателя до верх­ ней поверхности атмосферы, 3% — поток прямого солнечного (или иного) излучения на поверхности земли; S\o — то же на верхней поверхности атмосферы. При этом для достаточно малых телес­ ных углов предполагается, что собственное и рассеянное излуче­ ние земной атмосферы в области X = 2 9 0... 370 нм крайне незна­ чительно по сравнению с прямым солнечным (или иным) из­ лучением.

Из (2.9) после замены основания е на основание 10 получим формулу, которая наиболее полно вы раж ает закон Бугера для атмосферы, где ilia, ( / г)— показатель ослабления атмосферы на высоте h для длины волны а интеграл, стоящий в показателе степени, назы ­ вается оптической плотностью атмосферы (в наклонном направ­ лении) для длины волны Как уже упоминалось, показатель ослабления атмосферы зависит от поглощения излучения в озоне, от рассеяния излуче­ ния в чистом воздухе, от ослабления излучения в аэрозоле и от поглощения излучения другими газами. П олагая, что эта зави­ симость имеет аддитивный характер, можно написать Здесь ах — показатель поглощения излучения озоном, отнесен­ ный к длине волны рз(Л) — плотность озона на высоте /г;

p ( / i ) — плотность воздуха на высоте h\ ро — плотность воздуха при нормальных условиях; — показатель рассеяния в воздухе, отнесенный к нормальным условиям и к длине волны Я; y^ih) — показатель ослабления аэрозоля, отнесенный к реальному аэро­ золю, расположенному в рассматриваемый момент на высоте /i, и к длине волны есть суммарный показатель поглощения газовыми примесями атмосферы, где a^i — показатель i-и примеси, pi{h) — плотность на высоте hK В озонометрии для расчетов используется оптическая плот­ ность релеевской атмосферы При нормальных условиях где Но — высота однородной атмосферы, равная 7996 м [90].

Подставляя выражение (2.11) в выражение (2.10) и учитывая равенство (2. 12), получим для уровня моря:

• В настоящей работе в соответствии с ГОСТ 7601—78 используются пока­ затели ослабления и оптические плотности, относящиеся к основанию 10. Для перевода их в натуральные показатели ослабления и оптические плотности их нужно умножить на In 10 = 2,303.

(где рз(/г) в атм-см • к м - ');

Величина 6 я называется оптической плотностью атмосферного аэрозоля (по вертикали) для длины волны Л. Величина yi пред­ ставляет собой суммарное содержание /-й газообразной примеси в вертикальном столбе атмосферы.

Если измерения прямого солнечного (или иного) излучения производятся не на уровне моря, а на высоте /i, то формула (2.13) видоизменяется. В этом случае величины X, Яо, Р^о, Ьх и iji превратятся соответственно в следуюндие: X ', Я, (3^., бх и yi. При этом оптическая плотность релеевской атмосферы будет равна:

Из выражений (2.12) и (2.21) следует, что С другой стороны, высоты однородной атмосферы в двух рас­ сматриваемых случаях будут равны [90]:

на уровне моря Откуда где р п ро — давление на высоте h и уровне моря соответственно.

Подставляя (2.25) в (2.22), получим Тогда выражение (2.13) примет вид Соотношения (2.13) и (2.27) в количественной форме вы ра­ жаю т известный закон ослабления излучения в атмосфере — закон Бугера. Выражения (2.14), (2.15), (2.16) и,4 ^ Л 1).^назы ваю тгя соответственно оптической массой атмосферного озона, атмосферы, аэрозоля и /-Й газообразной примеси.

Закон Бугера многократно подтвержден экспериментально [18, 72, 123]. Однако имеется ряд ограничений при его применеНИИ для атмосферы.

Согласно С. И. Вавилову [18] и Г. В. Розенбергу [123] строгое выполнение закона Бугера имеет место при следующих трех условиях.

1) отсутствие собственного и индуцированного излучения среды;

2) монохроматичность излучения или неизменность коэффи­ циента ослабления на соответствующем спектральном интервале;

3) достаточная малость рассеянного излучения среды в преде­ лах телесного угла прибора по сравнению с измеряемым прямым излучением.

Отступление от первого условия приводит к тому, что пока­ затель ослабления среды перестает быть неизменным и может стать даж е отрицательным.

Отступление от второго условия вызывает известный эффект Форбса [126], проявляющийся, в частности, в том, что максимум спектральной чувствительности системы прибор—солнце—атмо­ сфера смещается в сторону длинных волн с увеличением опти­ ческой плотности атмосферы.

Отступление от третьего условия приводит к возникновению нелинейной зависимости показателя ослабления от оптической плотности среды и, в частности, к появлению эффекта многократ­ ного рассеяния [37, 122], который рассматривается в разделе 3.3.

Теоретические и экспериментальные данные [39, 72, 123, 144] позволяют утверждать, что в безоблачной атмосфере, в ближней ультрафиолетовой и видимой областях спектра для таких источ­ ников света, как Солнце, при достаточно малых телесных углах прибора и малых оптических массах закон Бугера выполняется с достаточной точностью.

Детализированные критерии применимости закона Бугера в атмосфере, разработанные автором [43], приводятся в разделах 3.1 и 3.3. Выполнимость закона Бугера для очень малых интер­ валов длин волн (лазерные источники излучения) не входит в круг вопросов, рассматриваемых в настоящей работе.

Важное значение в озонометрии имеют оптические массы j.i, m, гп\ и 1 От погрешности расчета этих величин зависит непо­ средственно погрешность, с которой определяется ОС в атмо­ сфере. Из выражений (2.14), (2.15), (2.16) и (2.17), определяю­ щих оптические массы ц, т, ш\ и следует, что помимо зависи­ мости этих масс от угловой высоты 0, все четыре оптические массы незначительно зависят от длины волны % (через показа­ тель преломления воздуха п, входящий в cosec 0/,) и, что следует особо отметить, |д зависит от распределения озона по высоте, т — от распределения плотности воздуха по высоте, т\ — от вер­ тикального распределения аэрозоля и ji/ — от вертикального рас­ пределения /-Й примеси в атмосфере.

По данным, опубликованным в справочнике [4], показатель преломления п чистого воздуха уменьшается с ростом длины волны д (табл. 2.1). Однако это уменьшение п при росте X от до 2000 нм не превышает 0,01 %, т. е. лежит за пределами обна­ ружения при обычных атмосферно-оптических измерениях. Вслед­ ствие этого следует считать, что в указанном диапазоне длин волн оптические массы практически не зависят от длины волны.

Д ля подробных расчетов оптических масс следует использовать известное аналитическое выражение показателя преломления воз­ духа [4] на разных высотах п (/г):

/ г ( Л ) - 1 + ( П о я - 1 ) ------------ 720,883 [1 + 0,0 0 3 661Мй)1------------- ’ ^ где — показатель преломления воздуха при стандартных усло­ виях для длины волны X (в области 310—330 нм Пол = 1, [4]); p{h) — давление в мм рт. ст. на высоте h\ t{h) — темпера­ тура в градусах Цельсия на высоте h.

С помош.ью вычислений ju, m, т\ и по формулам (2.14— 2.17), можно показать, что для 0 > 30° их значения отличаются друг от друга меньше, чем на 1 %, для 0 > 20° меньше, чем на 2 %. Однако для 0 = 1° различия между \х и т могут достигать 50% (табл. 2.2).

В настояндее время в озонометрии приняты значения оптиче­ ских масс атмосферы, вычисленные Бемпорадом. Подробные зн а­ чения т по Бемпораду приводятся в [39].

В ряде случаев для расчетов на ЭВМ требуется аналитическое выражение оптической массы атмосферы, зависяпдее только от угловой высоты 0. Д ля не слишком малых высот 0 применима формула причем для 0 ^ 10° значения т, вычисленные по формуле (2.29) и взятые из таблицы Бемпорада [39], отличаются друг от друга менее чем на 1 %. Формулу (2.29) можно вывести из формулы (2.15), если положить, что атмосфера является однородной (т. е.

/ / = Яо, р ( / г ) = р о и, следовательно, п( к) = По) и пренебречь дробью Яо//?^51п2 0 в правой части следующего соотношения, получаемого при интегрировании выражения (2.15) с указанными допущениями:

Показатель преломления чистого воздуха при стандартных условиях Значения оптических масс т, |ы и /щ в зависимости от высоты Солнца Результаты подробных расчетов оптических масс |я, т и гп\ соответственно по формулам (2.14), (2.15) и (2.16) приведены в работах [55, 64]. При этом для расчета |я использовали пять характерных для разных сезонов вертикальных распределений озона [64], для расчета m — стандартное распределение плот­ ности воздуха по высотам, для гп\ — две модели распределения показателя аэрозольного ослабления по высоте [55]. Из анализа полученных значений [i [64] следует, что для разных вертикаль­ ных распределений озона эти значения сравнительно мало отли­ чаются друг от друга. Так, при 10°:^ 0 ^ 9 0 ° значения f.i для одних и тех же высот 0 различаются между собой не более чем на 0,7%.

Для сравнения в табл. 2.2 приведены значения оптических масс атмосферы шб, полученные Бемпорадом [39, 126]. Как видно из таблицы, значения т и гпв при 1 О ° ^ 0 ^ 9 О ° отли­ чаются друг от друга меньше, чем на 0,8 %.

В ряде зарубежных стран на практике пользуются прибли­ женной формулой расчета |ы Если положить, что весь озон сосре­ доточен в слое с неизменной по вертикали плотностью рз = в и находится между высотами Н\ и Н 2 от поверхности земли, т. е.

что рз(А) = 0, когда h < Ни рз(Л) = е, когда H i < h < Я 2; рз(Л) = = 0, когда А > Я 2, и принять, кроме того, n ( 0 ) = n(/i), то, учиты­ вая, что е ( Я 2 — Н\) = Х, и применяя теорему о среднем значении для определенного интеграла, получим где H ^ < h i < Н2.

Заметим, что из (2.2) следует, что без учета рефракции в атмо­ сфере Т. е. получается соотношение, которое часто приводится в зару­ бежных работах вместо более точного (2.2).

Как видно из выражений (2.14) — (2.17), оптические массы |i, m, гп\ и |Ы представляют собой соответственно отношения оптиче­ ских плотностей слоя озона, релеевской атмосферы, слоя аэрозо­ лей и слоя газовой примеси в наклонном направлении к указанным оптическим плотностям в направлении вертикали. Ввиду этого правильнее было бы указанные оптические массы называть отно­ сительными оптическими плотностями.

В некоторых работах под оптическими массами понимаются относительные длины путей солнечного (или иного) луча через атмосферу, причем путь в вертикальном направлении принимается равным единице. Ошибочность такого представления видна из сравнения оптических масс |i, m и mi при одинаковых 0 (табл. 2.2).

Д л я 9 < 1 5 ° оптические массы \л, т и т\ заметно отличаются друг от друга при одних и тех же высотах солнца, хотя длины геометрических путей солнечного луча через атмосферу во всех случаях при этом одинаковы. Значения оптических масс, как это видно из формулы (2.14) — (2.17), зависят от распределения по вертикали ослабляющих излучение компонентов атмосферы.

В ряде работ предлагается при использовании оптических масс на разных высотах над уровнем моря умножать их на отно­ шение р/ро, где р и ро — давление на уровне прибора и уровне моря соответственно. Из формулы (2.26) следует, что в действи­ тельности отношение р/ро входит в виде сомножителя в величину оптической плотности а не в величину т. Поскольку в атмо­ сфере при подъеме вверх одновременно уменьшаются оптические плотности в наклонном и вертикальном направлениях, оптическая масса атмосферы т, являющаяся отношением этих величин, будет уменьшаться весьма мало, значительно меньше, чем отношение р/ро. в работе [55] были рассчитаны оптические массы атмосферы т как на уровне моря, так и на высоте 3 км. В результате было получено, что значения т на разных уровнях при одних и тех же близки друг к другу, и при 9^ < 0 < 90° различаются между собой менее, чем на 1 %.

В формулу (2.13) помимо [х, т, mi и yi входят величины Оптическая плотность релеевской атмосферы вычисляется по формуле Релея с учетом поправки на анизотропию молекул [13, 81, 126, 201]:

где п — показатель преломления чистого воздуха при нормаль­ ных условиях, незначительно зависящий от длины волны % [4];

N„ = 2,6868- 10'^ см“^ — число Лошмидта; d — фактор деполяриТаблица 2. Прямая солнечная радиация вне земной атмосферы на среднем расстоянии Земли от Солнца показатель поглощения озона при температуре —50°С а;^ и оптическая плотность релеевской атмосферы при стандартном распределении температуры рх ® зависимости от длины волны X зации, принимаемый равным 0,035; Яо — высота однородной атмо­ сферы.

Таблицы значений Рл приводятся в работах [13, 39, 201].

В табл. 2.3 приведены значения Р;^ в белах в ультрафиолетовой (УФ) области спектра, рассчитанные для стандартной атмосферы.

Сомножитель (6 + 3 d )/(6 — 7d) в формуле (2.33) называется коэффициентом оптической анизотропии молекул и обозначается буквой /. Этот сомножитель появился в формуле Релея в резуль­ тате известных теоретических работ Кабанна и Тихановского еще в 20-х годах текущего столетия [81, 112, 126, 144, 201] и характе­ ризует отклонение формы рассеивающих молекул от сферической формы. Однако у разных авторов в зависимости от способа рассуждений приводятся различные формулы для коэффициента f и разные значения d. В табл. 2.4 показаны некоторые значения f и d и литературные источники, из которых они заимствованы.

Из таблицы следует, что значения коэффициента f колеблются в пределах ± 3,5 7о. В последние годы наиболее часто исполь­ зуется /, равное 1,061, которое и было использовано в настоящей работе.

Значения коэффициентов анизотропии по различным литературным Формула коэффициента анизотропии Оптическая плотность аэрозоля бь состоящего из сферических частиц разных размеров, определяется, согласно теории Ми [50, 108, 123, по формуле где г — радиус частиц, /^^(т])— фактор эффективности ослабле­ ния, являющейся функцией показателя преломления вещества частиц и параметра г), равного d W dr — функция распределения частиц по размерам в вертикаль­ ном столбе атмосферы единичного сечения; г\ и Г2 — наименьший и наибольший радиусы частиц.

Д ля вычисления величины необходимо знать функцию рас­ пределения числа частиц аэрозоля по размерам в вертикальном столбе атмосферы с единичным сечением, их форму, агрегатный и химический состав. Однако указанный комплекс данных о р а з­ мерах, форме, агрегатном и химическом составе частиц реального аэрозоля во всей толще атмосферы получить в настоящее время практически невозможно. При экспериментальном определении бя.

оптическим методом в полосах поглощения озона также возни­ кают значительные трудности, так как при этом измеряется сум­ марное ослабление, вызываемое озоном и аэрозолем. Как пока­ зывают наблюдения [46, 96], в безоблачной атмосфере при отсут­ ствии тумана значения б^ в интервале длин волн 300—400 нм колеблются в значительных пределах, от О до 0,5 Б.

Метод измерения ОС основан на использовании закона Бугера в виде (2.13) или (2.27). Д ля уменьшения влияния аэрозоля на результат измерения ОС, а также таких факторов, как периоди­ ческое изменение расстояния от Земли до Солнца и возможные небольшие колебания солнечного излучения в УФ области спектра, применяется двухволновая (или четырехволновая) методика.

Если использовать прямое солнечное излучение двух длин волн (например, X i= 3 1 1,4 и Я = 332,4), из которых первая сильно ослабляется озоном, а вторая — мало, то, прологарифми­ ровав выражение (2.13) для этих длин волн, получим:

(опуская >и);

В уравнения (2.36) для простоты включена только одна газовая примесь в атмосфере у\, Необходимость соблюдения условия монохроматичности (ма­ лых АХ.) в выражениях (2.36) и (2.37) приводит к необходимости использования для измерения ОС приборов, выделяющих узкие полосы пропускания по спектру. Поэтому метод измерения озона, излагаемый в настоящем разделе, назван квазимонохроматическим методом.

Из уравнения (2.37) определим X:

или где Значения разности показателей поглощения озона а —а', оптической плотности релеевской атмосферы Р, Р' и Р—Р', принятые с 1 января 1968 г.

по рекомендации Международной комиссии по атмосферному озону А Короткая Длинная В Короткая С Короткая D Короткая С' Короткая ^ При практическом использовании формул (2.38) и (2.39) следует учиты­ вать, что в величины S и So, So' и S' входят в виде сомножителей постоянные озонометрического прибора, зависящие от длины волны. Постоянные прибора входят также в величины L и Lo, но в они не входят, так как взаимно унич­ тожаются в разности Lo — L.

Формулы (2.38) и (2.39) пригодны для вычисления ОС в атмо­ сфере. Значения а, а', р, р' находят из табл. 2.3, 2.5 и 2.6, они постоянны для выбранной пары длин волн. Величины ц, т, mi изменяются в зависимости от высоты солнца, их находят из табл. 2.2. Значение L определяется путем измерения по озономет­ рическому прибору, причем отсчет по нему I пропорционален вели­ чине S.

Значения показателя поглощения озона при 18 °С и переводного множителя для перехода от температуры 18 °С к температуре —50 °С [211] Величина Lo в формулах (2.38) и (2.42) называется внеатмо­ сферной постоянной, она связана с излучением Солнца вне атмо­ сферы и находится экспериментально для каждого прибора на основании соотношения (2.37). Учитывая, что ц, т, пц и ц,1 очень мало отличаются друг от друга при 9 > 1 5 ° (см. табл. 2.2), и используя (2.40) и (2.41), получим где и ц = m == mi = [Ль Из уравнения (2.43) следует, что L линейно связано с im (рис. 2.2). Что касается разности б — б' в формулах (2.38) и (2.39), то для простоты полагают, что ввиду близости и К2 эта разность равна нулю. По этой же причине (близость двух длин волн) и ввиду малости величины у \ (а также г/2, уз и др.) последний член в числителе в формулах (2.38) и (2.39) принимается равным нулю.

Если уравнение (2.39) умножить на (а — а')(х, затем написать уравнение для пары длин волн А и уравнение для пары волн В, вычесть одно из другого и принять, что у\ — О, то получим При определенном выборе пар длин волн разность (б — б ')л — — (6 — б') в в формуле (2.45) может оказаться к нулю ближе, чем отдельные члены этой разности. Полагая эту разность равной нулю, из (2.45) получим Формула (2.46) является основной при вычислении ОС по методике Добсона [164, 165]. Если в формуле (2.46) положить т — ц, то где постоянные C и С соответственно равны:

В 1957 г. Добсон [164] для измерения озона на сети станций применительно к своему прибору выбрал определенные пары длин волн (Л, В, С, D, С'), а также показатели а и р (табл. 2.5). Значе­ ния показателя поглощения озона были выбраны на основании измерений Вигру [210] и соответствовали температуре —44 °С, ко­ торая считалась тогда близкой к средней температуре озонного слоя. Однако в процессе использования выбранных пар длин волн и значений показателя поглощения озона (1957— 1967 гг.) выяс­ нили, что его значения не вполне точны [167]. Были отмечены случаи, когда значения ОС, определенные в одном пункте и в одно и то же время по разным парам длин волн, заметно не совпадали В связи с этим были предприняты дополнительные измерения по­ казателя поглощения озона. При этом на основании данных радио­ зондирования атмосферы решили считать, что средняя температура озонного слоя равна не —44 °С, а —5 0 °С [211]. В табл. 26 приво­ дятся данные измерений показателя поглощения озона при 18 °С и значения переводного множителя для перехода от температуры 18 °С к температуре —50 °С, полученные Вигру в 1967 г. [211].

Ввиду того что щели спектрофотометра Добсона выделяют ко­ нечные спектральные интервалы, на протяжении которых показа­ тель поглощения озона изменяется довольно сложно, целесообразно применять среднее взвешенное значение показателя поглощения озона с учетом его структуры и спектральной чувствительности спектрофотометра. Среднее взвешенное значение показателя погло­ щения озона где Wi —спектральная чувствительность спектрофотометра в i-м подынтервале. Винтегральной форме среднее взвешенное значение коэффициента поглощения озона на основании (2.50) будет иметь вид ^ Эти несовпадения значений ОС были обусловлены как неточными значе­ ниями показателей поглощения озона, так и инструментальными погрешностями измерения ОС спектрофотометром Добсона.

где Xi и l 2 — границы интервала длин волн, выделяемого спектро­ фотометром. Вигру [211] с помощью выражения (2.51) и табл. 2. рассчитал средние взвешенные значения показателя поглощения озона для разных пар длин волн, применяемых в спектрофотометре Добсона Значения средних взвешенных разностей пока­ заны в табл. 2.7 (5-я строка). В табл. 2.7 приведены также значе­ ния разностей ал, —ал^, полученные другими авторами с помощью различных методов. Как видно из таблицы, разности ах,— ах,, Разности показателей поглощения озона (а;^^ — для разных пар длин волн Метод получения и источник Температура, Вигру, 1953 [210].

метру Добсона в естествен­ ных условиях в Оксфорде, 1957 [167].

метру Добсона в естествен­ ных условиях в Эдмонтоне, 1957 [167].

Оксфорде, 1963 [167].

расчет по формуле (2.51) Вигру, 1967 [211].

по спектрофотометру Доб­ сона Вигру, 1967 [211] ной комиссии по атмосфер­ ному озону,.1967 [167].

спектрофотометру Добсона, 1968 [167] ' Для этих расчетов Вигру [211] использовал модели спектральной чув­ ствительности спектрофотометра Добсона (треугольную и трапецевидную), по­ лученные не на основании измерений, а на основании предположений. В фор­ муле (2.51) не принята во внимание погрешность, вызываемая эффектом Форбса.

используемые для регулярных измерений ОС на сети станций, отли­ чаются друг от друга. Разброс их значений для пар волн В и С достигает 7 %. Однако для двойной пары длин волн AD этот раз­ брос не превышает 1 %.^ Д ля различных двойных пар длин волн {AD, BD, CD, АС) из формулы (2.47) и табл. 2.5 и 2.7 можно получить следующие фор­ мулы для вычисления суммарного озона в атмосферо-сантиметрах:

Из этих формул наибольшее применение на озонометрических станциях, оснащенных спектрофотометрами Добсона, нашла фор­ мула (2.52).

Если измерения ОС производят не на уровне моря, то в послед­ ние члены формул (2.52) — (2.55) согласно формуле (2.27) вво­ дится поправочный сомножитель р/ро, где ро и р — давление на уровне моря и на уровне прибора соответственно.

Методика измерения ОС по рассеянному УФ излучению атмо­ сферы от участка неба вблизи зенита основывается на построении эмпирической номограммы [164]. Эта номограмма строится в сле­ дующих координатах: по оси абсцисс откладывается оптическая масса озона |ы по оси ординат наносится либо разность N az — N dz, полученная при зенитных измерениях, либо величина {Naz — На самой номограмме проводят линии одинаковых значений X.

Основой для нанесения на номограмму точечных значений величин N a z — N d z и л и { N a z — N D z ) / \ l y с помощью которых проводят линии одинакового суммарного озона, служат данные о нем, полученные по прямому солнечному излучению на двойной паре волн AD. При этом строится одна номограмма для безоблачного зенита (рис. 2.3).

Методика измерений ОС по рассеянному излучению от участка облачного неба вблизи зенита (по зениту) базируется на введении эмпирических поправок либо в величину N a z — N dz j с которой вхо­ дят в номограмму для безоблачного зенита, либо в величину X.

Эмпирическая номограмма и эмпирические поправки определяются на каждой станции, периодически проверяются и уточняются по ' Столь малый разброс значений показателей поглощения озона для двой­ ной пары длин волн в табл. 2.7 объясняется не результатами измерений этих показателей, а желанием сохранить шкалу измерения ОС [191].

Значения облачной поправки, на которую нужно уменьшить суммарный озон Рис. 2.3. Номограмма для нахождения суммарного озона по спектрофотометру данным измерения ОС по прямому солнечному излучению на двой­ ной паре волн AD. Значения облачных поправок, применяемых на озонометрических станциях США, приведены в табл. 2.8.

Как видно из табл. 2.8, измерения ОС по облачному зениту производятся в ограниченном диапазоне оптических масс озона, когда [I изменяется от 1,0 до 2,4, т. е. при высоте солнца 24—90°.

2.2. ИНТЕГРАЛЬНЫЙ МЕТОД ИЗМЕРЕНИЯ СУММАРНОГО ОЗОНА

Изложенный выше метод измерения ОС пригоден для приборов с высокой монохроматичностью (например, для спектрофотометра Добсона). Эти приборы довольно сложны, требуют квалифициро­ ванных наблюдателей и дорого стоят. В связи с этим значительный интерес для измерения ОС представляют более простые и доступ­ ные для сети станций приборы со светофильтрами, которые выде­ ляют довольно широкие спектральные полосы пропускания. Ком­ бинации 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 свето­ ф и льтры — 5— 10 нм. Указанные спектральные интервалы не удов­ летворяют 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, вслед­ ствие чего заметно проявляется эффект Форбса, вызывающий иска­ жение измеряемой величины озона (см. раздел 3.1).

Известно, что любой спектрофотометрический прибор, направ­ ленный на источник излучения (например. Солнце), воспринимает излучение от него согласно следующей формуле:

где с — некоторая постоянная; — спектральная чувствительность прибора; Л1я — распределение по спектру энергетической светимо­ сти рассматриваемого источника излучения; Xi и ^2 — нижняя и верхняя границы интервала спектральной чувствительности при­ бора.

В случае если источником излучения является Солнце, то вели­ чина Мх определяется по формуле (2.13) или (2.27). Формула (2.56) отражает то обстоятельство, что спектрофотометрический прибор всегда регистрирует суммарное по спектру излучение ис­ точника от всех узких участков спектра, попадающих в интервал его спектральной чувствительности и редуцированных в соответ­ ствии с этой чувствительностью.

Чтобы показать, как проявляется эффект Форбса при исполь­ зовании для измерения озона прибора со спектральной чувствиЗ а к а з № 45 ' тельностью, показанной на рис. 2.10 (кривые 1 и2), восполь­ зуемся подынтегральным выражением в формуле (2.56) В котором пренебрегается влияние других (кроме озона) газовых примесей атмосферы. Заметим, что спектральная чувствительность Wx практически определяется величиной отношения отсчетов по прибору к соответствующим отсчетам по термостолбику с черной приемной поверхностью при использовании в обоих случаях одного и того же монохроматического источника изучения переменной длины волны.

С помощью выражения (2.57) вычисляют положение макси­ мума спектральной эффективности Ащах системы прибор—солнце в зависимости от высоты солнца и ОС. Иначе говоря, находят длину волны редуцированного излучения Ятах, поступающего Эффективные значения Хтах нм озонометра М-83 в зависимости от 0 и Эффективные значения Ятах нм озонометра М-83 в зависимости от и оптической плотности аэрозоля атмосферы б;^_5оонм ^ = 0,3 атм-см 1 Согласно ГОСТ 7601—78 оптическая плотность измеряется в белах (Б).

в прибор и создаюпдего наибольший вклад в величину I в фор­ муле (2.56).

Значения Ятах, полученные по формуле (2.57) помещены в табл. 2.9 и 2.10.

Как видно из табл. 2.9, в рассматриваемом случае эффект Форбса проявляется в том, что с уменьшением высоты солнца или увеличением содержания озона положение максимума эффек­ тивной спектральной чувствительности системы прибор—солнце смещается в сторону длинных волн. Зависимость Атах от про­ является в значительно меньшей степени, чем от ОС (табл. 2.10).

Это значит, что при измерении озона прибором со светофильт­ рами нельзя использовать постоянное значение Ятах при разной высоте солнца и разном содержании озона.

Учитывая это обстоятельство, в 1959 г. Г. П. Гущин [33, 36, 39] разработал метод измерения ОС, пригодный для приборов со светофильтрами, который позволил использовать эти приборы на сети станций. Он получил название интегрального метода [47, 92].

Теоретические основы метода заключаются в следующем.

В соответствии с выражением (2.56) в каждый данный момент отсчет / на выходе озонометра, наведенного на солнце, для любого светофильтра пропорционален сумме редуцированных световых потоков от каждого малого спектрального участка, на которые разбит весь интервал спектральной чувствительности прибора.

Для первого светофильтра отсчет на выходе озонометра будет где и Х2 — нил(/?.). (2.70) Вычитая из равенства (2.70) равенство (2.69), получим Равенство (2.71) служит для градуировки оптического клина спектрофотометра Добсона. При этом оптическая плотность клина D{R) определяется по данным измерения логарифма отношения IrJIr с точностью до постоя[1ного слагаемого D{R\ ), что доста­ точно для градуировки. От источника света требуется строгая стабильность только в интервале между двумя измерениями величин и /^, т. е. в течение довольно малого промежутка времени.

Градуировка оптического клина спектрофотометра Добсона по родиевой пластинке производится с помопдью двух стабилизиро­ ванных источников света (см. рис. 2.6). Первый источник света устанавливается перед входным окном 2 спектрофотометра, второй источник света перед щелью 54 (лампа 4). Родиевая пластинка укрепляется на заслонке, которая позволяет периодически вдвигать и выдвигать ее на путь луча, идущего через щель 5з Щель $ 2 перекрывается. Пусть на входное окно 2 спектрофото метра падает поток /', а от лампы 4 на щель 54 падает поток 1\ При выдвинутой на путь луча родиевой пластинке баланс с по мощью клина достигается при отсчете R\ и соответствует ра венству где к' и k\ — постоянные коэффициенты, представляющие собой произведения спектральной чувствительности фотоумножителя для двух длин волн на пропускание спектрофотометра и его половины соответственно. После логарифмирования получим где с = к\!к' — постоянная величина.

При вдвинутой родиевой пластинке баланс достигается при отсчете и соответствует, подобно (2.72), равенству где Dr — оптическая плотность родиевой пластинки.

Из (2.73) и (2.74) получим Оптическую плотность родиевой пластинки для длины волны К можно определить либо по спектрофотометру Добсона, либо по другому спектрофотометру, она будет постоянной величиной в формуле (2.75). Пользуясь родиевой пластинкой и изменяя по­ токи / ' и /i (например, путем изменения токов, проходящих через лампы), можно пройти всю или почти всю рабочую шкалу клина по несколько раз, изменяя начало отсчета (отсчет R\) на не­ сколько делений. Вся шкала клина будет покрыта парами точек, оптические плотности клина для которых будут отличаться на одну и ту же величину Dr. Далее, путем интерполяции находят относительную кривую оптической плотности клина в его рабочем диапазоне.

Наибольшее распространение в настоящее время получил спо­ соб градуировки клина по двум лампам. Суть его состоит в сле­ дующем (см. рис. 2.6). Перед входным окном 2 спектрофотометра Добсона на специальной установке монтируют две лампы (обычно иодисто-кварцевые) с воздушным охлаждением и заслонками, позволяющими поочередно перекрывать свет от этих ламп, падаю­ щий на окно 2, а затем через щель S 3 на фотоумножитель 12.

Перед щелью S 4 устанавливают лампу 4. Щель S 2 перекрывают заслонкой. Отсчеты баланса по клину производят поочередно по одной и другой лампе и по обеим вместе. При этом путем регу­ лировки силы токов, проходящих через лампы, добиваются, чтобы потоки излучения от обеих ламп были все время одинаковыми.

Тогда условия баланса будут иметь следующий вид:

для одной и другой ламп для обеих ламп В выражениях (2.76) и (2.77) /з — поток от лампы 4 (см. рис. 2.6), а k\ W кз — постоянные коэффициенты. Из (2.76) и (2.77) получим откуда Выражение (2.79), подобно выражению (2.75), служит для гра­ дуировки клина. При этом, чтобы пройти весь рабочий диапазон клина периодически изменяют накал лампы 4. Относительная кривая градуировки клина, т. е. зависимость оптической плот­ ности клина D от R с точностью до постоянного слагаемого, полу­ чается путем интерполяции, как и в способе с родиевой пластин­ кой. Способ интерполяции данных градуировки клина с помощью двух ламп подробно описан в работе [165]. Преимущество этого способа состоит в том, что оптическая схема в этом случае непод­ вижна (нет перемещающейся родиевой пластинки) и не нужно определять пропускание этой пластинки. Измерения оптической плотности клина указанными здесь способами производится для разных длин волн.

Определение.внеатмосферных постоянных спектрофотометра Добсона, т. е. величин Lo, входящих в формулы (2.38) и (2.40), производится путем построения прямых Бугера [164, 165]. Д ля этого в безоблачные дни, когда предполагают, что ОС, f/i и раз­ ность б — б' почти не изменяются, по спектрофотометру Добсона измеряют величину l g ( / / / '), определяемую формулой (2.67), при разных высотах солнца или, что то же самое, при разных опти­ ческих массах озона (i. Величина l g ( / / / ') с точностью до постоян­ ного слагаемого равна величине L в формуле (2.43). Поскольку между L и |д существует линейная зависимость (2.43) и L o = L при ji = 0, то на графиках зависимости L от in (см. рис. 2.2) значение Lo находят как ординату при |i = 0. Для этого по дан­ ным наблюдений за L строят графики L{\i) для разных пар длин волн Л, S, С и D. По точкам, нанесенным на графики, проводят прямые линии до пересечения с осью ординат. При этом для уменьшения погрешности необходимо соблюдать следующие условия:

1) интервал изменения [х в период измерений L должен пре­ вышать 2 единицы;

2) в период измерений L над пунктом наблюдений должна отсутствовать дымка;

3) пункт наблюдений должен быть удален от источников силь­ ных промышленных загрязнений, таких, например, как источник загрязнения двуокисью серы или двуокисью азота;

4) измерения L должны производиться в стационарных усло­ виях погоды (например, при антициклоне).

Наиболее подходящим местом для нахождения внеатмосфер­ ных постоянных Lo являются горы, высота которых над уровнем моря превышает 3 км, и тропическая зона, где отсутствует цикло­ ническая деятельность, характерная для средних широт (напри­ мер, в США используются Гавайские острова, высота пункта градуировки над уровнем моря 3400 м). Д л я разных пар длин волн Lo находят как среднее значение из серии измерений, про­ веденных в течение 10—20 пригодных для измерений дней. Как уже указывалось, постоянные озонометрического прибора, входя­ щие в величины L и Lo и зависящие от конструктивных особен­ ностей прибора, взаимно уничтожаются в формулах (2.38), (2.39), (2.46) для расчета содержания озона.

В результате градуировки оптического клина спектрофото­ метра Добсона и обработки полученных данных строят таблицу значений оптических плотностей вдоль рабочей шкалы клина спектрофотометра. Приведем табл. 2.11, которая является приме­ ром градуировки оптического клина спектрофотометра Добсона № 9, произведенной по одной лампе. Значения D в зависимости от R определяли пять раз, и по ним находили среднее значение.

В качестве источника света использовали лампу накаливания 12 В, питаемую от аккумулятора. Д ля усиления сигналов испольЗаказ К. Оптическая плотность D ( R ) клина спектрофотометра Добсона № 9 для пары зовали многопредельный усилитель переменного тока с большим диапазоном изменений коэффициента преобразования.

Как видно из табл. 2.11, разброс D{R) от среднего значения не превышает dz2 %.

Из формул (2.67) и (2.41) следует что величины D{R) и L отличаются друг от друга на постоянное слагаемое. Поэтому при градуировке спектрофотометра Добсона, а также при регулярных измерениях ОС для перевода отсчета по клину R в величину L пользуются равенством Более удобно для расчета ОС пользоваться величиной N, опре­ деленной формулой (2.42). Тогда в соответствии с (2.80) будем иметь Формула (2.81) пригодна для разных пар длин волн. Приведем таблицу значений N для пары длин волн Л, полученную в период калибровки спектрофотометра Добсона № 108 в Боулдере (США) в октябре 1978 г. (табл. 2.12).

Значения N для пары длин волн Л в зависимости от R (для удобства —6,9 —6,0 —5,0 —4,1 —3,1 —2,2 —1,2 —0, 113.3 114.3 115.4 116.4 117.4 118.5 119.5 120. 123.7 124.7 125.7 126,8 127.8 128.9 129.9 131. 144.5 145.5 146.5 147.5 148.6 149.6 150.6 151. 200 184.4 185.4 186.3 187.3 188.2 189,2 190.2 191.1 192.1 193. 220 203.6 204.5 205.5 206.5 207.4 208.4 209.3 210, 230 213.2 214.1 215,1 216,0 217.0 218,0 218.9 219. 222.8 223.8 224.7 225.7 226.7 227.7 228.6 229. 260 242.6 243.6 244.6 245.7 246.7 247.7 248.7 249.7 250.8 251, 252.3 253.4 254.9 255.9 257.0 258,0 259,1 260. До 1974 г. в ряде стран применялись индивидуальные (авто­ номные) градуировки спектрофотометров Добсона по указанной выше методике. В последние годы для лучшей сравнимости д ан ­ ных по ОС применяется методика привязки всех спектрофотомет­ ров Добсона к единому эталону, в качестве которого условно принят спектрофотометр Добсона № 83, принадлежащий США.

Национальные спектрофотометры Добсона привязываются к эта­ лону через региональные образцовые спектрофотометры Добсона, которые калибруются непосредственно по эталону.

Привязка спектрофотометра Добсона к образцовому спектро­ фотометру Добсона производится на основании соотношения где Lo и L относятся к калибруемому спектрофотометру, а Lq и L' — к образцовому спектрофотометру. Соотношение (2.82) вытекает из формулы (2.38) при условии, что в момент калиб­ ровки величины X, а, р, т, |л, \х\, а и у\, для всех используемых длин волн равны для калибруемого и образцового приборов соот­ ветственно. Из выражения (2.82) постоянная Lo находится как средняя из серии сравнений показаний двух приборов. Аналогич­ ным образом при калибровке находят разности L o a — L o b в фор­ муле (2.46). Спектрофотометр Добсона считается откалиброван­ ным, если проверены (и исправлены) длины волн света, прохо­ дящего через щели при разных температурах, отградуирован клин, найдены значения Lo для всех пар длин волн.

Проверка и уточнение зенитной номограммы и облачных по­ правок производится как в период калибровки спектрофотометра, так и после нее в пункте наблюдений.

Контроль за градуировочными параметрами спектрофото­ метра Добсона между калибровками производят периодически в пункте наблюдений. Д ля этого с помощью ртутно-кварцевой лампы, придаваемой к спектрофотометру, проверяют длины волн излучения, проходящего через щели S 2 и S 3; с помощью стандарт­ ной лампы и набора стеклянных пластинок (эти пластинки поме­ щаются между лампой и входным окном прибора) проверяют неизменность оптической плотности клина в нескольких точках.

Последнюю проверку делают при открытых щелях S 2 и S 3 и з а ­ крытой щели S 4 без лампы 4 (см. рис. 2.6). По клину находят положение баланса для нескольких пластинок и разных пар длин волн.

В случае рассогласования калибровочных и контрольных по­ казаний спектрофотометр Добсона направляется на новую калиб­ ровку.

2.5. МОДЕРНИЗИРОВАННЫЙ ОЗОНОМЕТР М- Озонометрическая аппаратура со светофильтрами значительно проще, дешевле, компактнее и поэтому удобнее в эксплуатации, чем спектрографическая или спектрофотометрическая аппаратура с призмами или дифракционными решетками. Однако широкое применение озонометрической аппаратуры со светофильтрами стало возможным только после разработки в ГГО в 1958— 1961 гг.

метода измерений и расчета озона для этих приборов [33, 36, 39].

В 1958 г. был разработан универсальный озонометр со свето.фильтрами [6, 34], который затем получил наименование озоно­ метр М-83. В настоящее время в модернизированном виде этот озонометр используется на всех озонометрических станциях Совет­ ского Союза. Озонометр М-83 позволяет измерять ОС по прямому излучению солнца и по рассеянному излучению зенита неба (об­ лачному или безоблачному). Кроме того, с помощью озонометра М-83 можно решать другие задачи атмосферной оптики, в част­ ности, измерять оптическую плотность аэрозоля в шести участках спектра в ультрафиолетовой и видимой областях. Д ля этого в озо нометре предусмотрена возможность использования дополнительibix шести светофильтров, помимо имеющихся там двух свето­ фильтров.

Принцип действия озонохметра М-83 основан на измерении ослабления прямой или рассеянной УФ радиации солнца в двух участках спектра, из которых один расположен в полосе погло­ щения озона, а другой — вне или на краю этой полосы. По зна­ чению УФ излучения, дошедшего до прибора, судят о количестве озона в вертикальном столбе атмосферы.

Общий вид озонометра М-83 показан на рис. 2.8.

Озонометр М-83 состоит из следующих основных частей:

приемной части У высотно-азимутального устройства 3, пульта управления 2, блока питания 4, а также контрольного устройства.

Приемную часть озонометра с помощью целика наводят на Солнце. В случае измерений по зениту приемную часть направ­ ляют в зенит неба с помощью высотно-азимутального устройства.

Предельный угол приемной части равен 6°.

Подлежащий измерению световой поток, пройдя входную и выходную диафрагмы приемной части, попадает на светофильтр, а затем на фотоэлемент Ф-4 (рис. 2.9). В модернизированном озонометре М-83, в отличие от немодернизированного, где при­ менялись два приемника света — фотоэлемент и фотоумножитель, имеется один приемник света — фотоэлемент. Этот приемник света используется при наблюдениях и по прямому солнечному излучению и по излучению зенита неба. Корпус приемной части прибора частично герметизирован, что предохраняет светофильтры и фотоэлемент от попадания на них пыли и влаги. В корпусе предусмотрено револьверное устройство для смены светофильтров.

При измерении озона используются два светофильтра. Максимум Рис. 2.9. Оптическая схема модернизированного озонометра М-83.

/ — входная диаф рагма, 2 — защ итная кварцевая пластинка, J — выходная диаф рагма, 4 — светофильтр, 5 — фотоэлемент, 6 — контрольная лампа, 7 — корпус приемной части, 8 — пре­ а — модернизированный прибор, б — немодернизированный прибор; 1 — первый светофильтр, спектральной чувствительности озонометра в области первого светофильтра приходится на длину волны 300 нм, второго свето­ ф и л ь тр а — 326 нм; ширина полос пропускания (на половине высоты) в обоих случаях равна 21 нм (рис. 2.10). Первый свето­ фильтр представляет собой комбинацию двух цветных стекол:

УФС-2 толщиной 3,5 мм и ЖС-20 толщиной 9 мм, второй свето­ фильтр — комбинацию стекол УФС-2 толщиной 8,5 мм, СЗС- толщиной 1 мм, ЖС-3 толщиной 2 мм и СС-4 толщиной 1 мм.

Фотоэлемент включен на входе усилителя постоянного тока (рис. 2.11). Усилитель собран на микросхеме серии 140УД8А по схеме неинвертирующего усилителя. Он отличается высоким соб­ ственным входным сопротивлением R bx и большим коэффициен­ том передачи k без обратной связи ^ Указанные параметры уси­ лителя соответственно равны 5•10^ Ом и 5*10^. Питание усилителя осуществляется либо от батарей (типа 3336Л или 25ПМЦГ, 15ПМЦГ и др.), либо от сети переменного тока через стабилизи­ рованный источник питания. Линейность фотоэлектрической си­ стемы озонометра М-83 обеспечивается на всех диапазонах чув­ ствительности.

Высотно-азимутальное устройство предназначено для крепле­ ния приемной части и для отсчета высоты солнца и луны. Пульт управления и блок питания соединены с приемной частью кабе­ лем. На лицевой стороне пульта управления установлен отсчетный микроамперметр М-1692 и часы 18—4С. В нижнем отсеке пульта помещены сухие батареи для питания усилителя.

Блок питания служит для электропитания контрольного устройства. Д ля контроля за подаваемым током сверху корпуса блока установлен миллиамперметр М-903 и два переменных со­ противления.

Контрольное устройство озонометра М-83 состоит из приспо­ собления для внешнего контроля и приспособления для внутрен­ него контроля. Приспособление для внешнего контроля предназна­ чено для контроля за постоянством пропускания светофильтров и постоянством спектральной чувствительности фотоэлемента.

Оно устроено в виде патрона с лампочкой, который ввертывается в тубус озонометра. Приспособление для внутреннего контроля осуществляет контроль за интегральной чувствительностью фото­ элемента и представляет собой лампу на 3,5 В, расположенную внутри корпуса приемной части 7 (см. рис. 2.9). Электропитание контрольного устройства осуществляется от блока питания, при­ чем регулировка подаваемого тока производится с помощью переменного сопротивления, установленного на верхней крышке блока.

Суммарный озон в атмосфере определяют с помощью отноше­ ния двух отсчетов по двум светофильтрам / 1/ / 2. Это отношение ввиду линейности озонометра пропорционально отношению свето­ вых потоков S / S \ падающих на прибор.

^ Усилитель разработан С. А. Соколенко.

Ввиду того что пропускание светофильтров зависит от темпе­ ратуры, в отношение / 1//2 в виде множителя вводится темпера­ турная поправка Рт, компенсирующая эту зависимость. Расчет ОС осуществляют по озонной номограмме (см. рис. 2.4). Озонная номограмма, если известны отношения двух отсчетов для первого и второго светофильтров и высота солнца, позволяет быстро без дополнительных вычислений определить ОС в атмосфере. При расчете номограммы, как уже говорилось, предварительно опре­ деляется спектральная чувствительность озонометра.

Важной характеристикой озонометра М-83 является его вход­ ной предельный угол. В результате экспериментальных исследо­ ваний было выяснено, что предельный угол озонометра больше 10^ вызывает дополнительную ошибку при определении озона, свя­ занную с однократно и многократно рассеянным атмосферой излу­ чением. 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 качестве оптимального предельного угла выбран, как уже упоминалось, угол 6°.

2.6. МЕТОДИКА к а л и б р о в к и И МЕТРОЛОГИЧЕСКОГО КОНТРОЛЯ Озонометр М-83, подобно спектрофотометру Добсона, может быть отградуирован без использования эталона.

Градуировка озонометра М-83 в этом случае менее трудоемка, чем спектрофотометра Добсона, так как отпадает наиболее трудо­ емкая процедура нахождения внеатмосферных постоянных. Вместо этого используется готовая кривая распределения по спектру сол­ нечной энергии вне атмосферы в диапазоне 280—400 нм [88] (см.

табл. 2.3). Д ля указанной градуировки озонометра М-83 необхо­ димо измерить кривую спектральной чувствительности прибора в области 280—400 нм. Измерение спектральной чувствительности при наличии установки производится за несколько часов. После этого рассчитывают озонную номограмму на ЭВМ по заготовлен­ ной программе. Таблица температурных коэффициентов опреде­ ляется заранее и используется, как и в спектрофотометрах Д об ­ сона, без изменений для партии приборов М-83, у которых встав­ лены светофильтры одной плавки и калибровки по толщине.

Однако с метрологической точки зрения предпочтительнее осу­ ществлять привязку каждого сетевого озонометра М-83 к образ­ цовому средству измерений ОС.

Все приборы, применяемые на сети озонометрических станций СССР, калибруются по региональному образцовому средству измерений — спектрофотометру Добсона № 108, который нахо­ дится в ГГО.

Д л я калибровки озонометров М-83 разработана специальная методика [92]. Калибровку осуществляют путем параллельных измерений прямой солнечной радиации по озонометру и по спек­ трофотометру Добсона. По спектрофотометру Добсона находят ОС. С помощью теодолита с точностью до О,Г или путем вычис­ лений по времени отсчета определяют высоту центра солнечного диска. По данным об ОС по спектрофотометру Добсона и высоте солнца с помощью озонной номограммы обратным входом нахо­ дят отношение прямой солнечной радиации в двух участках спектра (///')н. Найденное таким образом отношение делят на отношение отсчетов / 1//2 (исправленное на температуру), полу­ ченное непосредственно с помощью озонометра. В результате определяют единичный коэффициент привязки озонометра М- к образцовому средству измерения:

фициент привязки /Сп, используемый в дальнейшем для расчетов ОС, находят как среднее значение из нескольких десятков парал­ лельных измерений:

Таким образом, калибровка озонометра М-83 по образцовому средству измерений заключается в определении одного числа — коэффициента привязки /Сп, с помощью которого входят в озон­ ную номограмму. Определенный в пункте калибровки коэффи­ циент привязки озонометра используется для расчета ОС в интер­ вале между калибровками озонометра.

Отношение отсчетов / 1 / 2, получаемое по озонометру М-83, как оказалось, зависит от температуры прибора. Исключение этой зависимости производят с помощью температурного коэффи­ циента Рт, на который умножают отношение / 1//2 и который служит для приведения этого отношения к определенной, заранее выбранной температуре Г = 20°С, при которой Рт = 1. Величина Рт определяется в основном зависимостью пропускания свето­ фильтров и спектральной чувствительности фотоэлемента от тем­ пературы и находится экспериментально. Поскольку во всех озонометрах М-83 используются одинаковые светофильтры и фото­ элемент, значение Рт для всех приборов М-83, принадлежащих к одной серии изготовления, одно и то же.

Произведение К^Рт называется коэффициентом градуировки озонометра М-83 и обозначается /Ст:

Из (2.83) и (2.85) следует, что исправленное отношение от­ счетов по озонометру, с которым входят в озонную номограмму, После окончания калибровки озонометра М-83 владельцу при­ бора выдается таблица значений Кт, предназначенная для этого прибора. Д ля примера приведем табл. 2.13, в которой даны зна­ чения Рт и /Ст в зависимости от температуры, полученные в ре­ зультате одной из калибровок. Из таблицы следует, что влияние колебаний температуры на показания озонометра М-83 сравни­ тельно невелико и что изменение /Ст составляет в среднем 4 % при изменении температуры на 10°С.

Температурный коэффициент и коэффициент градуировки озонометра М- Д ля определения зависимости температурного коэффициента Рт от температуры был разработан и изготовлен градуировочный термостат. Внутрь термостата помещают приемную часть озоно­ метра, которую с помощью кабелей соединяют с пультом управ­ ления и блоком питания, расположенным вне термостата. Источ­ ником излучения служит хорошо стабилизированная лампа, поме­ щаемая вне термостата.

В отличие от обычных термостатов градуировочный термостат имеет оптический вход, через который излучение от источника без дополнительных искажений поступает в приемную часть озонометра. Внутри термостата помещали нагревательный элемент, вентилятор для перемешивания воздуха и термометр для отсчета техмпературы. Измерения проводили в следующем порядке. Вклю­ чались источник света, вентилятор и нагревательный элемент.

Затем через несколько минут нагревательный элемент выключали и делали короткую паузу. Включали контрольную лампочку внутри приемной части озонометра при строго постоянном токе накала и брали отсчет по прибору на пульте управления. После этого контрольную лампочку выключали и открывали оптический вход в приемную часть. Производили отсчет по прибору на пульте управления и измеряли температуру внутри приемной части.

Отсчет по контрольной лампочке /к делили на отсчет по источнику света // и полученное отношение = h J h сопоставляли с темпе­ ратурой приемной части озонометра. Ряд таких отношений, полу­ ченных при разных температурах, наносили на график. В резуль­ тате многократных измерений было получено осредненное значе­ ние температурного коэффициента светофильтров как функция^ температуры Т. Температурный коэффициент светофильтров нор­ мировали так, что при Г = 20°С он был равен единице. Коэффи­ циент пропускания первого и второго светофильтров (величина, обратная ^т) уменьшается с ростом температуры. Искомый темпе­ ратурный коэффициент для отношения отсчетов по двум свето­ фильтрам Рт будет равен Как видно из табл. 2.13, значения температурного коэффициента Рт уменьшаются с ростом температуры.

Значения температурного коэффициента Рх были получены также путем применения второго озонометрического прибора, у которого заранее исключалась зависимость отсчетов от темпе­ ратуры. В качестве второго прибора использовали спектрофото­ метр Добсона. Путем многочисленных параллельных измерений по спектрофотометру Добсона и озонометру М-83 было получено значение температурного коэффициента Рт для большого интер­ вала температур. Расчет производится в этом случае по формуле которая следует из формулы (2.83), ^ — нормировочный коэф­ фициент.

В последние годы значения температурного коэффициента Рт определяют путем измерений в термостатированной камере «Feutron». В камеру помещают прибор М-83 целиком. Стабили­ зированный источник излучения помещают вне камеры. Излуче­ ние источника попадает внутрь камеры и на входную диафрагму озонометра М-83 через специально изготовленный оптический вход. Процедура измерений и расчета значений Рт подобна той, которая применялась для градуировочного термостата.

Значения температурного коэффициента Рт озонометра М-83, полученные тремя различными способами, оказались близкими друг к другу с расхождениями, не превышающими 2 %.

Из табл. 2.13 следует, что зависимость значений Рт от темпе­ ратуры близка к линейной. Она выражается следующей эмпири­ ческой формулой:

Основой градуировки (и калибровки) озонометра М-83 яв­ ляется измерение его спектральной чувствительности в диапазоне длин волн, выделяемых первым и вторым светофильтрами. Д ля целей градуировки (и калибровки) озонометра достаточно найти |Рис. 2.12. Схема измерения спектральной чувствительности озонометра М-83.

а — измерения по радиационной термопаре, б — измерения по озонометру; 1 — стабилизиро­ ванный источник света, 2 — монохроматор, 3 — радиационная термопара, 4 — усилитель, 5 — Кривую относительной спектральной чувствительности. При этом необходимым условием является измерение спектральной чувст­ вительности в указанном диапазоне длин волн с одной установки озонометра. Иначе говоря, при измерении спектральной чувстви­ тельности в момент перехода от первого по второму светофильтру нельзя передвигать озонометр, менять его установку. Достаточ­ ность относительной спектральной чувствительности для градуи­ ровки озонометра М-83 вытекает из формулы (2.60). В этой формуле в результате соблюдения указанного условия одинако­ вые постоянные коэффициенты с из формул (2.58) и (2.59) сокращены и не влияют на результаты вычислений отношения ///'.

Измерение спектральной чувствительности озонометра М- значительно осложняется тем, что приходится измерять сравни­ тельно малые световые потоки и применять аппаратуру с повы­ шенной чувствительностью.

Схема измерения спектральной чувствительности озонометра М-83 дана на рис. 2.12. На схеме показано (рис. 12 а), как калиб­ руется источник монохроматического излучения (свет лампы ДНК-90, прошедший через кварцевый монохроматор) по радиа­ ционному термоэлементу, выход которого подключен к автокомпенсационному микровольтнаноамперметру Р-325. Вторая фаза измерений, когда за монохроматором вместо термоэлемента установлен озонометр М-83 (без изменения размера щели моно­ хроматора), показана на рис. 2.12 6. Относительная спектральная чувствительность озонометра М-83 для данного светофильтра определяется как отношение отсчетов, полученных по озонометру для некоторой длины волны, к отсчетам, полученным по термо­ элементу для той же длины волны. При этом принимается, что черная рабочая поверхность радиационного термоэлемента пол­ ностью поглощает ультрафиолетовое излучение разных длин волн в области 280—400 нм. В табл. 2.14 приводятся результаты изме­ рения относительного излучения спектрофотометра СФ-4 с лампой ДНК-90, выполненного с помощью радиационной термопары при ширине выходной щели спектрофотометра 1,5 мм. Результаты измерения спектральной чувствительности озонометра М-83 пока­ заны на рис. 2.10.

Относительное излучение спектрофотометра СФ-4 с лампой ДНК-90, Устойчивость спектральной чувствительности озонометра М- периодически проверяется с помощью приспособления для внеш­ него контроля, которое придается к каждому прибору. С его помощью измеряется отношение отсчетов / 1//2 для двух свето­ фильтров, когда источником света является контрольная лампа.

Отношение / 1//2 умножается на коэффициент градуировки К т (или температурный коэффициент Рт, когда озонометр не отгра­ дуирован) и полученная величина {I\l h)KT используется как контрольный отсчет.

В последнее время в качестве источника излучения для внеш­ него контроля применяется обычная лампа накаливания, питае­ мая от стабилизированного источника переменного тока напряже­ нием 220 В. На рис. 2.13 показано значение контрольного отсчета ( / i / / 2)/Ct в зависимости от времени. Из рисунка видно, что конт­ рольный отсчет практически не изменяется в течение 8 месяцев.

Неизменность контрольного отсчета указывает на неизменность относительной спектральной чувствительности озонометра М-83.

Исследования показывают, что, в тех случаях, когда наблюдаются изменения спектральной чувствительности озонометра М-83, одной из причин их является помутнение светофильтров.

Устойчивость светофильтров озонометра М-83 контролировали путем их периодического осмотра в течение ряда лет в приборах, работающих на озонометрических станциях. В результате было выяснено, что светофильтры СС-4, ЖС-3, и СЗС-21 устойчивы, могут служить без смены 10 лет. Светофильтры УФС-2 и ЖС- менее устойчивы, склонны к соляризации, через 1—3 года на их внешних поверхностях появляются пятна, которые в небольшой Рис. 2.13. Изменение контрольного отсчета озонометра М-83 со временем. Ашха­ мере уменьшают прозрачность светофильтров. Однако в районах с сухим климатом (Арктика, Антарктика, Средняя Азия) свето­ фильтры УФС-2 и ЖС-20 сравнительно долгое время не покры­ ваются пятнами и могут использоваться в озонометре 3—4 года.

Д ля увеличения срока службы светофильтров УФС-2 и ЖС- их рабочие поверхности покрывают тонким слоем алюминия (вакуумное покрытие в несколько молекулярных слоев). Покры­ тие производится на заключительной стадии изготовления свето­ фильтров. Алюминиевая пленка предохраняет светофильтр от воз­ действия внешней среды и практически не изменяет его опти­ ческих свойств (форма кривой пропускания светофильтра не изменяется). Срок службы такого светофильтра составляет 3— 5 лет, а иногда и больше. Объективный контроль за состоянием светофильтров производится на озонометрической станции регу­ лярно один раз в месяц с помощью приспособления для контроля.

Если контрольный отсчет изменился, то озонометр направляется на градуировочный пункт для выяснения причины его изменения, и если причиной является помутнение светофильтров, то их меняют и делают новую градуировку прибора. Как показывает многолетняя практика эксплуатации озонометров М-83, опти­ мальный промежуток времени между градуировками этих прибо­ ров составляет 2—3 года.

Одной из важных характеристик озонометра М-83 является его линейность. Нарушение линейности озонометра сразу приво­ дит к увеличению погрешности измерения ОС.

Линейность озонометра М-83 проверяется с помощью стандарт­ ного комплекта нейтральных светофильтров с известной кривой пропускания (ГОСТ 9411—75). Линейность измеряли по направ­ ленному и стабилизированному источнику света (лампа накали­ вания со сферическим зеркалом), расположенному на расстоянии около 1 м от озонометра. На пути луча устанавливали свето­ фильтр озонометра, выделяюндий участок спектра со средней длиной волны А = 530 нм. Сначала тщательно определяли про­ пускание нейтральных светофильтров для I = 530 нм по спектро­ фотометру СФ-26. Затем пропускание нейтральных светофильтров измеряли с помощью озонометра М-83, причем светофильтры поочередно устанавливали перед входной диафрагмой озонометра.

Совпадение значений пропускания светофильтров различной опти­ ческой плотности, полученное двумя различными способами, сви­ детельствовало о линейности озонометра в разных участках его шкалы.

Линейность озонометра М-83 проверялась на нескольких экземплярах для различных вариантов чувствительности озоно­ метра. Озонометр М-83 при правильном режиме питания усили­ теля оказался линейным (с точностью до 1 %) по всей его шкале.

Исследование влияния на озонометр М-83 быстрых и значи­ тельных по амплитуде колебаний температуры и влажности про­ изводилось в камере тепла и влаги. Было выяснено, что резкие изменения температуры (до + 6 0 °С) и влажности не влияли на контрольный отсчет и работоспособность озонометра.

Влияние вибраций на озонометр М-83 исследовали во время длительных полетов на самолетах Ли-2 и Ил-14 и во время дли­ тельных плаваний на исследовательских судах. Каких-либо изме­ нений в приборе в результате действия самолетных и судовых вибраций замечено не было.

Первый светофидьтр озонометра М-83 помимо УФ излучения пропускает в небольшой степени красный свет с длиной волны 690—720 нм. Пропускание первого светофильтра в красной об­ ласти спектра не превышает 1,5 %. Фотоэлемент Ф-4 имеет сурь­ мяноцезиевый фотокатод, почти нечувствительный к области спектра 690—720 нм. Поэтому при совместном действии первого светофильтра озонометра и фотоэлемента Ф-4 обнаруживается, что прибор М-83 практически не регистрирует красный свет. Это обстоятельство было подтверждено рядом измерений с помощью добавочных светофильтров.

В качестве добавочных применялись светофильтры ОС- (толщиной 2 мм) и КС-11 (толщиной 2 мм). Оба этих свето­ фильтра не пропускают свет с длиной волны менее 550 нм и хорошо пропускают свет с длиной волны более 600 нм. Коэффи­ циент пропускания массы этих светофильтров в области 690— 720 нм близок к 100 7о. Эксперимент по определению доли крас­ ного света производили следующим образом. Озонометр М- наводили на солнце, записывали отсчеты по первому и второму светофильтрам. Затем перед входной диафрагмой прибора уста­ навливали добавочные светофильтры и определяли отсчеты. Если прибор М-83 регистрирует красный свет, то отсчеты в этом случае не должны упасть до нуля, а должны быть равны некоторому конечному значению. Результаты указанных измерений при р а з­ ных высотах солнца приводятся в табл. 2.15.

Доля красного света, регистрируемая озонометром М-83 одновременно Первый фильтра Второй фильтра Как видно из табл. 2.15, доля красного света, регистрируемая озонометром М-83 одновременно с УФ излучением, незначительна и лишь при низком солнце (0 = 6,Г) равна 2,3%. Из табл. 2. следует, что долю красного света можно не учитывать при изме­ рении озона прибором М-83. Это замечание применимо и к экспе­ диционному озонометру, поскольку в нем используются те же светофильтры, что и в приборе М-83. Следует, однако, отметить, что в выпускаемых в последние годы фотоэлементах Ф-4 чувстви­ тельность к красному свету увеличилась. Поэтому производят отбор фотоэлементов Ф-4.

В заключение остановимся на двух недоразумениях, которые вызваны недостаточной осведомленностью о методике измерения ОС озонометром М-83.

В статье [181] отмечается, что к озонометру М-83 придается подгоночная эмпирическая таблица, с помощью которой рассчи­ тывается ОС. Как видно из вышеизложенного, а также из методи­ ческих указаний [92], подгоночных таблиц к озонометру М- не придается. Согласно теории интегрального метода измерения ОС и принятой методике измерений ОС по прибору М-83 [92], к этому прибору в результате калибровки придается рассчитанная на ЭВМ озонная номограмма (см. рис. 2.4), которая зависит от спектральной чувствительности озонометра, и одно значение коэф­ фициента привязки озонометра Кп к образцовому средству изме­ рения. С помощью /Сп, а также заранее известного значения температурного коэффициента Рт для удобства расчетов вычис­ ляют значения Кт в зависимости от температуры (см. табл. 2.13), что можно сделать и на станции. Подобные калибровочные х а ­ рактеристики выдаются для спектрофотометров Добсона (таб­ лицы калибровки клина, значения N для разных длин волн).

Кроме того, в пункте калибровки для озонометра М-83 выдается значение контрольного отсчета [I\lh)KT, полученное по приспо­ соблению для внешнего контроля, которое затем используется в пункте наблюдений для контроля за работой озонометра М-83.

Соответственно этому в пункте калибровки спектрофотометров Добсона для приборов Добсона выдаются их владельцам таблицы для проверки по ртутной лампе длин волн излучения, проходящего через щели спектрофотометра, и таблицы контрольных отсчетов по клину спектрофотометра при использовании стандартной лампы для разных пар длин волн.

На станции, где для наблюдений за ОС используется прибор М-83, строят таблицу зенитных коэффициентов /Сз путем периоди­ ческой привязки зенитных данных об ОС к солнечным данным об ОС. Аналогичные таблицы или графики облачных поправок придаются к спектрофотометру Добсона (см. раздел 2.1).

Второе недоразумение заключается в определении диапазона угловых высот солнца (или озонных масс jn), внутри которого измерения ОС модернизированным озонометром М-83 произво­ дятся достаточно корректно. При соблюдении правил градуировки озонометра и при условии, что интервал времени с начала градуи­ ровки не превышает двух лет, указанный диапазон высот солнца составляет 15—90° (см. рис. 4.4 и примечание к с. 149).

3. АТМОСФЕРНО-ОПТИЧЕСКИЕ ЭФФЕКТЫ,

ИСКАЖАЮЩИЕ ИЗМЕРЯЕМОЕ ЗНАЧЕНИЕ

СУММАРНОГО ОЗОНА

В последние годы для разнообразных атмосферно-оптических измерений с целью исследований спектральной прозрачности а т­ мосферы [39, 43, 81, 96], атмосферного аэрозоля [39, 43, 96], сум­ марного 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 све­ тофильтры с различными характеристиками.