Особенности отклика полей солнечной ультрафиолетовой радиации в атмосфере на различные возмущения ее газового и аэрозольного состава

Содержание

• В 1. Современное состояние исследованийктуры полей солнечной ультрафиолетовой радиации в атмосфере
• В 2. Цель и основные сведения о диссертационной работе
• Глава 1. Разработка методики расчета структуры полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 1. 1. Постановка задачи расчета структуры полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 1. 2. Метод последовательных порядков рассеяния. Расчет полей энергетической яркости солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 1. 3. Дельта-метод Эддингтона. Схема расчета полей компонент потока солнечной УФ радиации в условиях безоблачной атмосферы
  • 1. 4. Методика расчета переноса УФ радиации через разорванную облачность
• Глава 2. Структура полей солнечной УФ радиации в атмосфере в невозмущенных условиях
  • 2. 1. Комплекс взаимосогласованных численных моделей, предназначенный для расчета полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 2. 2. Результаты верификации разработанного в диссертации комплекса численных моделей атмосферы с данными других авторов
  • 2. 3. Структура полей солнечной УФ радиации в атмосфере в невозмущенных (фоновых) условиях. Эффективные слои рассеяния
  • 2. 4. Выводы
• Глава 3. Отклик полей солнечной УФ радиации в атмосфере на различные сценарии возмущения ее радиационно-активных составляющих
  • 3. 1. Вертикальная структура полей рассеянной УФ радиации в атмосфере. Слои эффективного возмущения
  • 3. 2. Влияние полетов стратосферной авиации на структуру полей солнечной УФ радиации в атмосфере
    • 3. 2. 1. Сценарий возмущения атмосферного озона полетами стратосферной авиации
    • 3. 2. 2. Отклик полей УФ радиации на возмущение флотом стратосферной авиации состава атмосферы
    • 3. 2. 3. Последствия разрушения атмосферного озона флотом стратосферной авиации с точки зрения биологическое воздействие УФ радиации
    • 3. 2. 4. Выводы
  • 3. 3. Воздействие загрязнения атмосферы продуктами сгорания ракетного топлива на структуру полей солнечной
• УФ радиации
  • 3. 3. 1. Сценарий возмущения пространственного распределения атмосферного озона
  • 3. 3. 2. Отклик полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 3. 3. 3. Выводы
  • 3. 4. Отклик полей солнечной УФ радиации в атмосфере на извержения вулканов
  • 3. 4. 1. Извержения вулканов и образование аномалий в озонном слое Земли
  • 3. 4. 2. Сценарий возмущения пространственного распределения атмосферного озона и аэрозоля
  • 5. 4. 3. Отклик полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 3. 4. 4. Выводы
  • 3. 5. Антарктическая озонная «дыра»
  • 3. 5. 1. Изменения, возникающие в структуре полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 3. 5. 2. Структура полей солнечной УФ радиации в атмосфере в области антарктической озонной «дыры»
  • 3. 5. 3. Выводы
  • 3. 6. Отклик полей солнечной УФ радиации на присутствие в атмосфере полей разорванной облачности
  • 3. 6. 1. Сценарии возмущения оптических характеристик атмосферы полями разорванной облачности
  • 3. 6. 2. Отклик полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 3. 6. 2. Выводы
  • 3. 7. Один из примеров влияния тонкой структуры пространственного распределения атмосферного аэрозоля на структуру полей солнечной УФ радиации в атмосфере
  • 3. 7. 1. Инверсные аэрозольные слои и поля солнечной
• УФ радиации
  • 3. 7. 2. Выводы
• Заключение
  • 5. Список литературы
  • 6. Приложения
  • 6. 1. Приложение к параграфу

  2.2. Примеры взаимной верификации расчетов, выполненных на основе различных численных методов — Дельта-метода Эддингтона и метода последовательных порядков рассеяния.

  6.2. Приложение к параграфу

  2.3. Значения доз поражения эритемы, ДНК и растительности в северном и южном полушариях в фоновых условиях.

  6.3. Приложение к параграфу

  3.2. Влияние полетов стратосферной авиации на структуру радиационных полей в атмосфере.

  6.4. Приложение к параграфу 3.4.3. Изменения в структуре полей солнечной УФ радиации, возникающие в результате извержений вулканов.

  6.5. Приложение к параграфу 3.5.2. Изменение структуры полей солнечной УФ радиации в области антарктической озонной дыры.

  6.6. Приложение к параграфу 3.6.2. Поля разорванной облачности и изменения в структуре полей солнечной УФ радиации в атмосфере.

  151 167

  В 1. Современное состояние исследований структуры полей солнечной ультрафиолетовой радиации в атмосфере.

  Естественная ультрафиолетовая (УФ) радиация (солнечная радиация с длинами волн, меньшими 400 нм) является наиболее активным по своему влиянию на биосферу природным излучением. УФ радиация обладает бактерицидным действием, длительное отсутствие УФ радиации может привести у человека к заболеванию, связанному с недостатком витамина D. С другой стороны, увеличение уровня УФ радиации оказывает негативное влияние на живые организмы — угнетение фотосинтеза высших растений и морской биоты, рак кожи, повреждение ДНК и глазные болезни у человека и животных (WMO [1998]). В результате эволюции природные организмы приспособились к фоновому уровню УФ излучения, который необходим для их нормальной жизнедеятельности.

  Степень воздействия УФ радиации на любой биологический процесс принято характеризовать спектром действия А (к), определяющим относительный вклад излучения на данной длине волны X в рассматриваемое явление. Мощность эффективной биологической дозы ультрафиолетового излучения D (t) в зависимости от времени t определяется выражением

  D (t)= Jf (A, t) A (A)dZ,

  Л! где F (X, t) — спектральная плотность потока радиации. Эффективная биологическая доза вычисляется как интеграл от D (t) по соответствующему периоду времени. Принято разделять спектр УФ радиации на «длинноволновый» и «коротковолновый» диапазоны — УФ-А и УФ-Б, соответственно, с границей раздела 315−320 нм. Наибольший биологический эффект на живые организмы оказывает УФ-Б радиация.

  Основным поглотителем наиболее опасной УФ-Б радиации является озон. Для характеристики воздействия изменений общего содержания озона (ОСО) в атмосфере на разнообразные биологические процессы используется т.н. фактор увеличения радиации (radiation amplification factor, RAF), который определяется как взятый с обратным знаком коэффициент пропорциональности между относительным изменением ОСО и относительным изменением биологически активной УФ радиации. По данным UV-B Monitoring Workshop Review [1992] (UV-B MVR), для различных явлений RAF может изменяться в пределах от 0.1 до 4. Хотя изменение ОСО влияет в основном на солнечную радиацию в УФ-Б диапазоне длин волн, для расчета RAF необходимо также знать спектральный отклик А (А,) для более длинных волн вплоть до 330−340 нм (т. н. «хвост» спектра действия).

  Исследованию воздействия УФ-Б радиации на растения посвящены работы Teramura et al. [1990], Tevini et al. [1991], Bomman et al. [1989]. Жизнедеятельность растений связана с поглощением солнечной радиации, поэтому наибольшая часть их тканей находится под непосредственным воздействием света. В настоящее время лишь небольшое количество видов (в основном — сельскохозяйственных) изучено с точки зрения воздействия УФ радиации (Effects of Increased Ultraviolet Radiation on Biological Systems (EIURBS) [1992]). Наиболее надежные эксперименты, проведенные в полевых условиях, показали большую видовую и внутривидовую изменчивость в стойкости растений к повышенным уровням УФ радиации. Исследования свидетельствуют, что некоторые растения демонстрируют уменьшенную продуктивность и нарушенное воспроизводство в условиях, соответствующих 15−20% истощению озонового слоя.

  Изучение воздействия УФ-Б радиации на морские экосистемы особенно важно, так как биологическая продуктивность океанов превосходит все наземные экосистемы вместе взятые (Effects of Increased Ultraviolet Radiation on Biological systems [1992], Smith et al. [1992], Smith et al. [1979], Morel [1988], Smith et al. [1989], Krotkov et al. [1993], De Fabo et al. [1990]). Одним из условий сложившегося в океанских экосистемах равновесия является неизменность спектрального состава падающего солнечного света. Изменение этого равновесия в результате уменьшения ОСО в атмосфере может иметь серьезные последствия для биосферы. Особое значение в этой связи имеет жизнедеятельность фитопланктона как первого и наиболее важного звена пищевой цепочки. В силу того, что солнечная радиация является для фитопланктона единственным источником энергии, он находится в верхних слоях океана и изменения уровня УФ радиации оказывает на него наибольшее влияние. Для коротких промежутков времени биологическая продуктивность фитопланктона уменьшается под действием повышенных уровней УФ-Б радиации. Так, недавние исследования воздействия условий «озонной дыры» на фитопланктон (Smith et al. [1992]) показали, что по мере истощения озонного слоя возрастает относительная доля УФ-Б радиации на поверхности и в верхнем слое океана и наблюдается подавление фотосинтеза. Авторы оценили уменьшение первичной продуктивности, вызванное повышенным уровнем УФ-Б радиации, в 6−12% за время исследования. Высказывались также опасения (EURBS [1992]), что уменьшение продуктивности фитопланктона может послужить толчком для роста концентрации С02 в земной атмосфере, усиливая парниковый эффект. Однако, в настоящее время биогеохимические связи этих процессов изучены недостаточно хорошо. Результаты серии исследовательских работ (Frederick et al. [1991], Smith [1989], Smith et al. [1979], Krotkov et al. [1993]) показывают, что УФ излучение проникает в морскую воду на экологически значимые глубины. Существуют веские основания полагать (EIURBS [1992]), что икра многих морских организмов чувствительна к УФ радиации. Известно также, что различные виды имеют разную чувствительность к УФ-Б радиации. Различные механизмы, такие как фотозащитные пигменты, восстановление повреждений ДНК, вертикальная миграция, могут приводить к повышенной стойкости к естественному УФ излучению.

  Известные и предполагаемые воздействия на организмы человека, животных и растений возросшего потока УФ-Б радиации разнообразны — от возникновения рака до подавления иммунной системы (WMO [1998], De Fabo et al. [1990]). Следовательно, истощение озонного слоя, вероятно, будет иметь различные последствия для здоровья людей и животных.

  Для значений фактора усиления радиации 0.6−0.9 (в зависимости от широты места) подавление иммунной системы под воздействием УФ радиации наблюдается как у людей, так и у лабораторных животных. Воздействие УФ радиации на глаза вызывает фотокератит, старческую дальнозоркость и некоторые виды катаракты. Согласно оценке UV-B Monitoring Workshop Review [1992], уменьшение озона при неизменных других условиях приводит к миллиону дополнительных случаев слепоты, связанных с катарактой.

  Рак кожи является одним из наиболее опасных результатов биологического воздействия УФ радиации на живые ткани человека. Эпидемиологические исследования связывают частоту возникновения рака кожи с накопленной в течении жизни дозой УФ радиации. Использование спектров действия, полученных в экспериментах на мышах, показывает, что 1% уменьшение ОСО приводит к росту биологически активной радиации на 2,3%. Механизмы защиты людей и животных от УФ радиации включают адаптацию, иммунный отклик и системы регенерации поврежденных тканей.

  Биологическая активность естественной солнечной УФ радиации определяет важность исследования процессов переноса УФ радиации в атмосфере и атмосферных условий, определяющих ее поступление к поверхности Земли.

  Обзор данных о содержании озона в земной атмосфере представлен в работах Хргиан и др. [1973], Перов и др. [1980]. В наиболее упрощенном виде механизм образования озона состоит в следующем.

  Жесткое" УФ излучение Солнца, проникая в верхние слои стратосферы Земли, практически полностью поглощается там молекулами кислорода, разлагая их на атомарный кислород: 02 + hv -" 20. Порог этой реакции, по данным Кароль и др. [1983], составляет 242 нм. Источником атомарного кислорода в стратосфере и тропосфере служат также оксиды азота. Реакция N02 +hv N0 + 0 вносит существенный вклад в образование атомарного кислорода в тропосфере, где двуокись азота имеет как естественное, так и антропогенное происхождение.

  Реакция между О и 02 — О + Ог -" Оъ, по современным данным (Кароль и др.

  1983]), служит основным источником озона. Однако, реальная атмосферная фотохимия озона значительно сложнее и состоит из десятков реакций с соединениями различного происхождения (WMO Scientific Assessment of Ozone Depletion [1998], [1994], [1991], [1990], Еланский и др. [1993]). Важную роль в формировании уровня содержания озона в атмосфере играет его каталитическое разрушение хлорсодержащими соединениями.

  Значительное влияние, которое озон оказывает на прохождение УФ радиации в земной атмосфере, определяет важность изучения пространственной и временной изменчивости его концентрации. Общее содержание озона регулярно измеряется на сети из свыше ста озонометрических станций по методу Добсона (Хргиан и др. [1973], Шаламянский [1993]). С 1979 года проводятся регулярные измерения ОСО со спутников приборами TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) (McPeters et al. [1993], Stolarski et al. [1991]).

  Сезонное изменение среднемесячного и среднезонального хода ОСО хорошо изучено (Кароль и др. [1983], Атлас климатических карт [1990], Бекорюков и др. [1986]). Основными его особенностями являются постоянный экваториальный минимум, составляющий около 260 Е.Д., и северный приполярный максимум (около 440 Е.Д.) в марте-апреле. Наибольшие сезонные вариации ОСО наблюдаются в полярных широтах, наименьшие — в тропиках.

  Стратосферный и тропосферный озон различаются по своему происхождению и влиянию на перенос радиации и биосферу. Стратосферный озон возникает по указанному выше механизму под действием УФ радиации Солнца. Происхождение тропосферного озона частично объясняется динамическими причинами (перенос из стратосферы), частично — фотодиссоциацией естественных и антропогенных оксидов азота.

  Данные о вертикальном распределении озона (ВРО) обобщены Бекорюков и др. [1986], Dutsch et al. [1978]. ВРО характеризуется максимумом плотности на высоте -20−25 км. В полярных областях максимум расположен выше и более ярко выражен, чем в тропиках. В нижней стратосфере наблюдается рост содержания озона по направлению к полюсу для всех сезонов, что является результатом глобальной циркуляции атмосферы. Наибольший градиент наблюдается ранней весной. Выше уровня 30 мбар зависимость обратная, что связано с доминирующим влиянием фотохимических процессов над переносом. Существуют различия в распределении ОСО между северным и южным полушариями Земли. Наиболее отчетливо они проявляются поздней зимой, когда для всех высот концентрация озона в Антарктике значительно меньше, чем в Арктике. Для средних широт (50°) различия менее заметны. Характер глобальной атмосферной циркуляции является причиной низких значений ОСО вблизи экватора.

  Рассмотрение сезонных вариаций концентрации озона на фиксированных уровнях приводит к следующим результатам. В средней стратосфере (11−22 мбар) содержание озона уменьшается от экватора к полюсу. Следует отметить, что такое широтное распределение сложилось бы и в спокойной атмосфере под воздействием только фотохимических факторов. Следовательно, они преобладают над динамическими в средней стратосфере. Однако, движение воздушных масс также участвует в формировании широтного распределения озона. Так, на этих высотах заметен вторичный максимум концентрации озона в северном полушарии поздней зимой, являющийся результатом глобального переноса, — черта, почти полностью отсутствующая в южном полушарии. Подобное распределение сохраняется и в переходной области 3−9 мбар. Распределение качественно изменяется в верхней стратосфере, где виден отчетливый зимний максимум и летний минимум в верхних и средних широтах. Наибольшая сезонная изменчивость ОСО проявляется в северном полушарии в средних и высоких широтах.

  Помимо сезонных, наблюдаются значительные изменения ОСО от года к году. Общее содержание озона меняется в соответствии с 11-летним циклом солнечной активности. Выявлен также квазидвухлетний период таких изменений, связанный с двадцатишестимесячным циклом циркуляции тропической атмосферы. В вертикальных распределениях концентрации озона, рекомендованных Всемирной метеорологической организацией (ВМО) (WMO cloudless standard atmosphera [1986]) в качестве модельных для тропиков, средних и полярных широт, кривые имеют один максимум, соответствующий слою с максимальной концентрацией озона, и экспоненциально спадают на больших высотах. Однако, поскольку содержание озона в воздухе определяется в основном типом воздушной массы, то в результате их перемешивания могут также наблюдаться и смешанные зависимости с двумя и более максимумами.

  Большое количество работ посвящено выявлению долговременного тренда ОСО. Надежному обнаружению изменений ОСО с 1957 года (когда начались регулярные изменения) мешают сильная временная изменчивость этой величины, влияние 11-летнего цикла солнечной активности, квазидвухлетних осцилляции (Кароль и др. [1990], Груздев др. [1992]), а также неравномерность распределения станций озонометрической сети (большая часть которых расположена в средних широтах северного полушария) и загрязненность нижней тропосферы и промышленными выбросами. В целом исследователи отмечают рост ОСО в 60-е годы и отрицательные тренды в последующий период. Наибольшие отрицательные изменения наблюдаются в зимние месяцы, наименьшие и даже положительные — в летние. Ведущиеся в течение более 15 лет измерения приборами TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) позволяют регулярно получать глобальные распределения ОСО в атмосфере Земли. Данные за период 11,6 лет с ноября 1978 г. проанализированы Stolarski et al. [1991]. В среднем, между 65° ю.ш. и 65° с.ш. ОСО уменьшалось на 0.26±0.14% в год. Наибольшие изменения наблюдались весной в Антарктике (от -2.0% до -3.0% в год) и между 40 и 50° северной широты (-0.8% в год).

  Эти данные были использованы Madronich [1992] для моделирования глобальных сезонных трендов доз облученности биологически эффективной УФ радиацией для безоблачных условий. В расчетах использовался спектр действия для повреждений ДНК. Для северного полушария получен статистически значимый тренд от 5% до 11% за десятилетие.

  В научной литературе лишь сравнительно недавно стали появляться результаты исследований изменения структуры полей УФ радиации и биологических доз поражения живых тканей человека, животных и растений, связанные с такими областями административно-хозяйственной деятельности человека как полеты высотной авиации и запуски ракет. Согласно Danilin et. al. [1997], [1998], изменение ОСО, связанное с загрязнением атмосферы выбросами химически-активных продуктов сгорания топлива будущим флотом стратосферной авиации (флот из 500 самолетов), в полярных широтах северного полушария может составить за 25 лет (1995−2015 гг.) величину ~1%, что сравнимо с приведенными выше данными о естественных изменениях ОСО. Несомненно, такие потери в атмосферном озоне должны сопровождаться любопытными изменениями в структуре полей солнечной УФ радиации в атмосфере и биологических дозах облучения. Однако, на сегодняшний день получены лишь первичные оценки изменения уровня приземной УФ облученности и биологических доз поражения эритемного покрова, а вертикальная структура возмущенных полетами высотной авиации радиационных полей в диапазоне 280−340 нм еще не исследована.

  Тропосферный озон составляет около 10% от общего количества озона в земной атмосфере. Концентрация тропосферного озона обладает сильной пространственной и временной изменчивостью (Звягинцев и др. [1996]). Оценка влияния тропосферного озона на ослабление УФ радиации должна учитывать то, что от 50% до 100% УФ радиации в нижней тропосфере составляет рассеянная радиация. Это приводит к возрастанию эффективной длины пути, проходимого излучением в тропосфере, и, соответственно, большему его ослаблению за счет газового поглощения и рассеяния (Bruhl et al. [1989]).

  В работе McKenzie et al. [1991] исследовано влияние общего содержания озона на эритемную радиацию по данным наземных измерений в Лаудер (Новая Зеландия, 45° ю.ш.). Измерения проводились при фиксированных углах Солнца в течение 1990 года. В анализе использовались спутниковые данные об ОСО (прибор TOMS) и наземные измерения по методу Добсона. Из представленных временных зависимостей видно, что наибольшие изменения эритемной радиации вызываются изменениями облачного покрова. Также хорошо заметна отрицательная корреляция с сезонными и дневными изменениями ОСО. Для безоблачных условий получены экспериментальные значения факторов усиления эритемной радиации при изменения ОСО от 240 до 380 Е.Д. — 1,25 ±0,15, которые имеют тенденцию к росту с увеличением зенитного угла Солнца. Найденные значения RAF были больше, если использовались данные TOMS. При одинаковых углах Солнца утренние наблюдения дают меньшие значения RAF, чем послеполуденные. Эти значения систематически больше значений, полученных на основе моделирования. Например, в Madronich et al. [1991] для дневной интегральной дозы получено значение RAF 1,1 (30° с.ш.). Однако, к сравнению экспериментальных и расчетных значений следует подходить осторожно, так как последние вычисляются при фиксированном профиле озона для 1% изменения ОСО, тогда как в эксперименте мы имеем дело с естественными вариациями профиля и ОСО. В McKenzie et al. [1991] отмечается также сильное влияние зенитного угла Солнца и облаков на биологически активную УФ радиацию. Так, например, для безоблачных условий уровень эритемной радиации при зенитном угле Солнца 30° был в четыре раза выше, чем при 60°. Влияние аэрозоля в месте наблюдений характеризовалось как слабое (видимость — 50 км).

  Более сильное влияние тропосферного озона на приземную УФ радиацию по сравнению со стратосферным продемонстрировано в ВгиЫ е1 а1. [1989] на основе моделирования и данных о профиле озона, полученных на станции в южной Германии. Здесь концентрация озона в тропосфере практически удвоилась за период с 1968 по 1982 год, что является типичным для континентальных регионов средних широт северного полушария в летнее время. Хотя ОСО уменьшилось в месте измерения на 1,5% между 1968 и 1982 годом, рассчитанное уменьшение УФ-Б радиации за счет роста концентрации озона в тропосфере составило 0,9% в полдень и 0,5% в целом за день.

  Если оценивать изменение УФ радиации с учетом ее спектра действия на ДНК, то уровень эффективной УФ радиации уменьшился в два раза, т. е. на 1,7% в полдень и 1% за день. В 1982 году уменьшение стратосферного озона составило 6,4% по сравнению с 1968 годом, в то время как концентрация тропосферного озона выросла на 60%. Изучение приведенных данных показывает непропорционально высокую роль тропосферного озона в ослаблении УФ радиации. Так, рост ОСО на 3,5% приводит к уменьшению биологически активной УФ радиации на 10% для близких значений тропосферного озона. Рост стратосферного озона на 5% вызывает уменьшение дозы лишь на 8,5%.

  Расчеты по двухмерной фотохимической модели ВгиЫ е! а1. [1989] также показывают, что рост фоновых концентраций озона в тропосфере северного полушария из-за индустриальных выбросов СО и ЫОх вызывает уменьшение проникновения УФ-Б радиации к поверхности Земли, несмотря на уменьшение стратосферного озона на 20%. Наиболее высокие уровни УФ радиации наблюдаются в Антарктике в период «озонной дыры». В работе 81апте8 Qt а1. [1990] проанализированы спектральные измерения УФ радиации на станции Мак-Мердо (Антарктика, 78° ю.ш.) в диапазоне 280−350 нм. Путем моделирования по этим данным были восстановлены общее содержание озона и эффективная оптическая толщина облачности. Восстановленные значения ОСО хорошо согласуются с наземными (метод Добсона) и спутниковыми (ТОМБ) измерениями. В работе приведены оценки влияния ОСО и облачности на уровень эффективной (ДНК) дозы УФ радиации. Так, для двух дней с близкими значениями оптической толщины облаков (9 и 10) мощность дозы вблизи полудня составила 0,246 мВт/м для ОСО 329 Е.Д. и 0.903 мВт/м2 для 252 Е. Д. Наоборот, для дней с близкими ОСО (291 и 294 Е.Д.) и оптической толщиной облаков 47 и 8 дозы составили 1,32 и 2,09, соответственно.

  В отсутствие истощения озонового слоя следовало бы ожидать сезонного хода УФ радиации, симметричного относительно летнего солнцестояния. Однако, приведенные в работе Stanmes et al. [1990] временные ряды свидетельствуют о повышенных уровнях УФ радиации в октябре по сравнению с мартом. Для исследования причины этой асимметрии были выполнены расчеты средних доз в весенний период с пониженным содержанием озона и результаты сравнены с симметричным относительно солнцестояния периодом — осенью. Показано в среднем 20%-е превышение весенней дозы над осенней при соответствующем уменьшении ОСО на 8%. Это дало величину RAF 2,5% в согласии с теоретическими расчетами. Разница в оптической толщине облаков практически отсутствовала. Хотя весной наблюдалось значительное усиление УФ радиации, ее уровень не превышал уровня летнего солнцестояния.

  Превышение максимально возможного при нормальной толщине озонного слоя уровня УФ радиации (соответствующего летнему солнцестоянию) зарегистрировано на станции Палмер, Антарктика (Frederick et al. [1991]) в 1990 году. В отличие от 1988 года, когда истощение озонного слоя было ограниченно октябрем и началом ноября, в 1990 году «озонная дыра» существовала вплоть до начала декабря. Для оценки влияния истощения озонного слоя на УФ радиацию Frederick et al. [1991] использовали отношение нисходящих потоков УФ радиации на длинах волн 306,5 и 350 нм. Это позволяет устранить слабо зависящее от длины ослабление радиации облачностью. Длина волны 306,5 соответствует максимуму эритем-ного спектра действия. Таким образом, данное отношение позволяет оценить относительные изменения биологически активной УФ радиации, вызванные изменением толщины озонового слоя. В период с середины сентября до конца декабря лишь для 10 дней это отношение было ниже климатологического и в 20% случаев было более чем в два раза выше климатологического среднего.

  Shettle et al. [1974] выполнили расчеты уровней приземной УФ радиации для оптических толщин аэрозоля таег= 0 (чисто молекулярное рассеяние), таег=0.289 (стандартный случай), а также для удвоенной и учетверенной аэрозольной оптической толщины. Результаты показывают, что пренебрежение аэрозольным ослаблением увеличивает суммарную радиацию на 10−20%. Значительно большие ошибки возникают в относительных количествах прямого и рассеянного света. Так, при нормальном падении прямая солнечная радиация возрастает на 50% и более чем на 2 порядка для высоты Солнца 5°. При нормальном падении солнечных лучей происходит занижение потоков на 50%. При малых высотах Солнца количество рассеянной радиации завышается на 10−20%.

  Shettle et al. [1974] исследовали влияния зенитного угла Солнца, содержания озона, аэрозолей и альбедо Земли на УФ радиацию, достигающую поверхности Земли в диапазоне 280−340 нм. В данной работе использован метод дискретных ординат для расчета переноса радиации в атмосфере, разбитой на 5 слоев. Исследовано влияние микроструктуры аэрозоля на характеристики УФ радиации. Показано, что изменение ширины распределения аэрозольных частиц по размерам приводит к незначительным изменениям доли рассеянного света. Зависимость уровня рассеянной радиации у поверхности Земли от характерного размера частиц аэрозоля имеет сложный характер. Найдено, что увеличение характерного радиуса от 0,1 мкм до 1 мкм приводит к уменьшению альбедо однократного рассеяния с 0,93 до 0,67 и аэрозоль поглощает больше света. Уменьшение радиуса на порядок величины уменьшает фактор асимметрии с 0,71 до 0,53 так, что значительно больше света рассеивается аэрозольными частицами назад. Оба эффекта приводят к уменьшению количества рассеянной радиации.

  Liu et al. [1991] провели исследование влияния промышленных аэрозолей, образованных в результате выбросов диоксида серы, на уровень биологически активной УФ радиации. Данные об уменьшении дальности видимости в восточной части США и Западной Европы с доиндустриальной эпохи использовались как входные параметры модели для оценки изменений УФ-Б радиации на поверхности Земли. Для расчета коэффициента ослабления аэрозольными частицами при

  4 919/ менялось известное соотношение ?550 = ' yR, где Rv — метеорологическая дальность видимости, км. Расчеты проведены для типичных летних условий (21 июля) 40° с.ш. Аэрозоль предполагался равномерно перемешанным в приграничном слое. Для оценки влияния толщины приграничного слоя расчеты проводились для двух толщин. При двухкилометровом слое и уменьшении видимости с 95 (естественный фоновый уровень восточной части США) до 15 км (характерное значение для непромышленных районах в середине 70-х годов) плотность потока УФ радиации уменьшилась на 18% (Я, — 310 нм). При однокилометровом пограничном слое уменьшение составило 12%.

  Эффективная (ДНК) доза УФ радиации уменьшается на 5−18% для летних безоблачных условий, что эквивалентно росту содержания стратосферного озона на 2,5−9%. Таким образом, в сильно населенных промышленных регионах северного полушария аэрозоли могут значительно уменьшать уровень биологически активной УФ радиации и частично или полностью замаскировать отрицательные последствия уменьшения количества стратосферного озона. Влияние аэрозоля, однако, пренебрежимо мало для удаленных океанских акваторий южного полушария.

  Облачность оказывает существенное влияние на структуру полей солнечной УФ радиации в атмосфере. По данным Незваль [1995] уровень суммарной УФ радиации (А<380 нм) в Москве в период 1968—1993 гг. г. понизился на 15−20% в зависимости от времени года на фоне значительного роста балла нижней (до 27%) и общей облачности (11−14%).

  Работы Bruhl et al. [1988], McKenzie et al. [1991], Frederick et al. [1990], Nack et al. [1974] посвящены экспериментальному исследованию влияния облачного покрова на приземную УФ радиацию. В зависимости от мощности, сплошной облачный покров ослабляет УФ-Б радиацию от 56 до 99%. Среднее уменьшение УФ радиации из-за облаков по спутниковым данным Frederick et al. [1990] составило около 30% для 60° северной широты. В работе Bruhl et al. [1988] отмечается, что для всех углов Солнца облака уменьшали УФ радиацию до 50% по сравнению с

  Зезоблачными условиями. В ряде случаев отмечалось усиление суммарной УФ радиации разорванной облачностью, достигавшее 25%. Сильная изменчивость эблачного покрова требует пространственного и временного усреднения результатов измерений для надежной оценки влияния облаков на УФ радиацию. В связи г этим приведенные оценки могут сильно зависеть от времени и места наблюдения. Frederick et al. [1990] предприняли попытку оценить влияние облачного покрова на эритемную радиацию по измерениям эффективной интегральной УФ радиации и результатам численного моделирования. Используя получасовые средние отсчеты приборов около местного полудня на четырех станциях континентальной части США, авторы получили среднемесячные значения пропускания УФ радиации относительно максимального значения за месяц. Фактически делалось предположение о том, что максимальный отсчет соответствует условиям чистого неба. Сезонный ход относительного пропускания характеризовался максимумом в июне или июле, составившем 0,72 в Филадельфии (40° с.ш.), 0,83 в Бисмарке (46,8°) и 0.90 в Эль-Пасо (31,8°). На станции Мауна-Лоа (19,5°) годовой цикл менее заметен в соответствии с малой сезонной изменчивостью в тропиках. Авторами отмечена известная идеализированность такого подхода, связанная с несколькими причинами. Во-первых, максимальный за месяц отсчет не всегда соответствует незагрязненной безоблачной атмосфере. Во-вторых, анализ не учитывает изменения зенитного угла Солнца в полдень в течение месяца. Наконец, предположение о том, что вся изменчивость отсчетов приборов определяется облачностью, не учитывает сезонного хода ОСО, влияние аэрозольных и газовых загрязнений. На основе данного подхода рассчитан сезонный ход эритемной радиации в местный полдень для безоблачного неба и с учетом среднемесячного относительного пропускания. Если без учета влияния облачного покрова для всех сезонов наблюдался рост уровня эритемной радиации с уменьшением широты, то облака ослабляют, а в некоторых случаях и нарушают эту зависимость. Для четырех станций получены среднегодовые значения пропускания от 0,67 до 0,78.

  В работе Frederick et al. [1990] выполнено модельное исследование влияния облаков на эритемную радиацию для двух предельных случаев. В первом случае предполагалось, что небосвод постоянно покрыт сплошной облачностью, а изменения относительного пропускания связаны с изменениями оптической толщины. Во втором случае предполагалось, что изменения пропускания связаны с изменением балла разорванной облачности. В первом случае (максимальная чувствительность к изменению оптической толщины) зависимость от т — нелинейная. Показано, что 10%-ные изменения т влияют на эритемную радиацию сильнее при тонких, чем при толстых облаках. В целом 10%-ное изменение балла облачности уменьшает эритемную радиацию сильнее, чем 10%-ное изменение оптической толщины сплошного облачного слоя, которое приводит к изменению уровня эри-темной радиации на 2−5% в зависимости от места и времени года. Полученные данные могут служить одним из возможных объяснений отрицательных трендов биологически активной УФ радиации, выявленных Scotto et al. [1988], т.к. 10%-ные изменения балла облачности могут привести к большим изменениям в уровне УФ радиации, чем связанные с зарегистрированным отрицательным трендом осо.

  В работе Nack et al. [1974] на основе численного моделирования рассмотрено влияние облачного покрова, тумана и смога на УФ радиацию в диапазоне от 280 до 340 нм. Влияние указанных факторов оценивается по отношению потока рассеянной (или суммарной) радиации к величине рассеянного (суммарного) потока в безоблачных условиях (параметры Cs и Cq, соответственно).

  При нахождении Солнца в зените величина Cs растет с ростом оптической толщины облаков тс до значения гс=2, а затем начинает уменьшаться, оставаясь большей 1 даже для достаточно толстых облаков с тс- 10 при длинах волн X >300 нм. Интересным является то, что изменение практически независящего от длины волны параметра тс приводит к значительному изменению спектральной зависимости рассеянной УФ радиации, что отражает сильную зависимость от X характеристик других компонентов атмосферы. Увеличение зенитного угла Солнца приводит к уменьшению отношения Cs так, что при больших углах Солнца Cs меньше 1 для исследованного диапазона длин волн 280−340 нм. Отношение суммарных потоков в облачной и безоблачной атмосфере Ся всегда меньше 1 и значительно слабее зависит от зенитного угла Солнца по сравнению с Cs. Изменение Cq с ростом тс примерно одинаково для рассматриваемого диапазона длин волн.

  Nack et al. [1974] оценили влияние разорванной облачности на приземную УФ радиацию путем введения 2-х дополнительных параметров: п — балл облачности и 8 — индикатор закрытости диска Солнца, принимающий значения 0 или 1 в зависимости от того, открыто или закрыто Солнце облаками. Потоки прямой Ft и рассеянной Fs радиации представятся тогда в виде:

  F1(8,tc) = (- 8) Ft (0) + 8Ft (г Д (В. 1)

  Fs (n, rc) = (l-n)Fs (0) + nFs (Tc). (В.2)

  В условиях разорванной облачности при 8 = 0 суммарная радиация может превышать соответствующую величину для безоблачной атмосферы. Для п=0,8 расчеты дали Cs >1,0 вплоть до тс=2 при Солнце в зените. Наибольшее увеличение уровня УФ радиации (26%) получено для длины волны 340 нм при гс=10. При этом даже для сравнительно небольшого балла облачности 0,2 наблюдается увеличение радиации на 6%. На основании указанного рассмотрения получены следующее аппроксимационное выражение для отношения потока приземной УФ радиации при разорванной облачности:

  Сд (8,п, тс) = 1 — [l — С, (тс) + (и — 8)[1 — Rt (В.З) где у (тс) — отношение прямой радиации к рассеянной, а

  Л ((гс) = ехрГ--^-1 (В.4) cost/

  Для усредненного во времени отношения потоков, когда 8 = п, из соотношения (В.З) следует:

  Cq (8,n, rc) = -^-Cq (rc)i. (В.5)

  Это выражение по форме совпадает с приведенными в литературе Cq (n, rc) = l-kn, где величина к зависит от типа и оптической толщины облаков, от зенитного угла Солнца и изменяется от 0,45 до 0,68.

  Влияние земного альбедо, А на уровень УФ радиации у поверхности Земли исследовано Shettle et al. [1974], Чубаровой [1993] на основе следующего подхода.

  Поток суммарной радиации на поверхности Земли Q может быть представлен в виде:

  Q (A, 0О) = Q (0 A Xl + Аг + (Аг)2 +.)=, (В. 6)