Атмосферный  озон.

Озон О3 играет важную  роль в атмосферных процессах, хотя и содержится в воздухе в ничтожном количестве — менее  по объему. Еще в 1879 – 1880 гг. Гартли обнаружил, что спектры Солнца и звезд «обрезаны» с ультрафиолетового конца, примерно с  ангстрем. В 1903 году Мейер и подробнее в 1913 году Фабри и Бюиссон изучили в лаборатории поглощение озона в этой части спектра. В 1921 году Фабри и Бюиссон доказали, что поглощающим веществом в земной атмосфере является действительно озон, слой которого расположен в атмосфере выше 20 км.

Так как поглощение ультрафиолетовой радиации озоном велико, большая часть ее (около 1,5% солнечной энергии) поглощается уже в самой верхней части слоя озона, вследствие этого на высоте 40 – 55 км воздух очень теплый. Здесь, по наблюдениям Фаси во время МГГ, температура может достигать 44˚.

Известно, что ультрафиолетовые лучи обладают большой биологической активностью, убивают многие виды бактерий, вызывают ожоги живых тканей, содействуют образованию в организме витамина D, способствующего росту и предупреждающего рахит и т.д.

Наблюдаемая в природе толщина слоя озона меняется в широких пределах — от 0,068 см (Тромсе, северная Норвегия, 23 и 26 декабря 1942 года) до 0,662 см (Порт-о-Франсэ, остров Кергелен, 22 сентября 1959 года). При этом распределение озона, как и погода, постояннее всего в экваториальном поясе и изменчивее всего в  околополярной зоне, к которой относятся и упомянутые значения. По наблюдениям, выполненным во время МГГ, область так называемого озонного экватора, где среднее количество озона минимальное, летом (с мая по октябрь) — между 15 и 25˚ северной широты, а в другие сезоны — между 0 и 15˚ северной широты. Здесь весь год толщина слоя меняется в пределах 0,239 – 0,276 см. Отсюда к северу она возрастает, особенно сильно весной, когда в марте в зоне 70 – 80˚северной широты средняя толщина слоя озона составляет 0,502 см, и несколько уменьшается далее к полюсу. Сходное распределение наблюдалось и в южном полушарии, где от экватора толщина слоя озона быстро увеличивается на юг. На острове Кергелен (49˚ южной широты) среднее месячное значение толщины слоя О3 в октябре 1959 года достигало 0,596 см. Пояс максимума находился в южном полушарии между 60 – 70˚ южной широты, а летом (январь — апрель) еще севернее. На основе этих данных было сделано предположение о том, что околополярный минимум озона в Антарктике выражен сильнее и охватывает большую площадь, чем в Арктике.

В среднем в 1958 — 1959 гг. в северном полушарии слой озона составлял 0,298 см, в южном — 0,307 см; всего в атмосфере находилось  тонн озона. В северном полушарии 44% озона находилось в тропическом поясе между 0 и 30˚ северной широты и всего 16% в полярной, между 60˚ и 90˚ северной широты.

Проведенные в рамках МГГ исследования показали, что в то время как в тропическом поясе годовой ход толщины слоя озона, как и ход солнечной радиации, незначителен, в умеренных и высоких широтах он хорошо выражен. В околополярных широтах северного полушария она имела высокий и крутой максимум в феврале, несколько южнее — в марте или апреле. После этого начиналось постепенное уменьшение толщины слоя до минимума, наблюдаемого в полярных областях в сентябре, в умеренных — в октябре. При этом многие исследователи отмечали тот факт, что содержание озона начинало возрастать зимой в период еще очень слабого солнечного освещения и что максимум отмечался весной, задолго до максимума радиации. В южном полушарии, кроме весеннего (октябрь — ноябрь) максимума толщины слоя озона, наблюдался еще второй, зимний (май — июнь) максимум.

Замечательным является также открытый независимо друг от друга в 1959 году К. Раманатаном и Г.И. Кузнецовым континентальный эффект озона. Так было названо уменьшение слоя озона над континентом по сравнению с морем, особенно хорошо выраженное летом в зоне 0 – 36˚ северной широты, где в это время разность между материком и морем достигала 0,047 см [26].

Летом и осенью и широтный градиент, и колебания озона, по признанию многих исследователей, незначительны. Зимой и весной, когда широтные различия толщины слоя озона очень велики, ее изменчивость ото дня ко дню в умеренном и полярном поясе также значительна. Это указывает на то, что колебания вызваны переносом озона из более высоких широт в низкие и наоборот. Наиболее четко выражено резкое увеличение толщины слоя — на 20 – 25% и более — при вторжениях арктического воздуха, например, в тыловой (западной) части циклонов.

Большое значение придавалось вертикальному распределению озона в атмосфере. Уже первые попытки наблюдения озона в приземном слое (сделанные В.В. Балаковым в 1935 году в Эльбрусской экспедиции) показали, что в воздухе тропосферы концентрация озона незначительна и что большая часть озона находится в стратосфере.

Распределение озона с высотой в атмосфере можно наблюдать несколькими различными методами. Спектрограф или простой фотоэлемент со светофильтрами, чувствительными к участкам спектра с сильным озоновым поглощением, поднимали вверх с помощью ракеты, как это делалось в США начиная с 1946 года и в СССР в 1958 — 1960 гг., с помощью шара-зонда и т.д. Так наблюдали общее количество озона над прибором, находящимся на известной высоте, и дифференцированием определяли количество озона в любом слое. Большое распространение в США получили химико-люминесцентные озоно-зонды, где регистрировалось свечение некоторых химических веществ под влиянием озона воздуха, протягиваемого сквозь прибор.

Применявшийся с 1934 года способ наблюдения рассеянного света зенита неба в сумерки в то время,  пока Солнце погружается под горизонт, дал науке первые ценные данные о вертикальном распределении О3, но не имел больших преимуществ перед другими способами, описанными выше.

Результаты наблюдений показали, что в тропосфере озона малое и распределение его значительно однородно. С уровня так называемой озонопаузы парциальное давление озона начинает резко возрастать. Озонопауза в полярных и умеренных широтах находится примерно на 0,1– 0,2 км ниже тропопаузы, а в тропических широтах — на 0,8 выше высокой тропической тропопаузы. В этой зоне максимальное парциальное давление озона, по данным американских зондирований 1962— 1963 гг. [7], наблюдалось на высоте 25,9 км (его значение здесь в среднем составляло  мб), а в умеренной и полярной зонах — на высоте 20,9 км (среднее значение в слое максимума увеличивается от  мб в умеренных широтах до 250 –  мб в Арктике). В тропической зоне слой озона расположен высоко, сравнительно тонок и содержит малое количество озона. В Арктике он обычно низкий, мощный и количество озона в нем велико.

Выше максимума парциальное давление озона убывает сравнительно плавно и параллельно давлению окружающей среды, так что отношение смеси[3] остается приблизительно постоянным. В этой верхней части озонного слоя отношение смеси меняется от 15 мкг/г в экваториальной зоне до 6,4 мкг/г в арктической.

Поляризационные исследования атмосферы Земли.

Помимо спектрального исследования атмосферы, основанного на регистрации спектров вечернего и ночного неба, в атмосферной оптике существуют темы, предполагающие анализ излучения, рассеянного или поглощенного в атмосфере, для чего необходим внешний источник спектра. Одним из таких разделов можно отнести вопросы и методы, при которых используется искусственный источник излучения. Здесь особое внимание нужно уделить лидарному зондированию атмосферы[4]. В ходе лидарного эксперимента лазерный луч направляется в атмосферу вертикально или под некоторым углом, а приемник регистрирует возвращающееся назад рассеянное излучение. Так как время прихода рассеянного излучения зависит от его высоты, с помощью лазера можно восстанавливать высотное распределение коэффициента обратного рассеяния и температурное распределение в атмосфере. Выбирая нужным образом длину волны, на которой работает лидар, можно исследовать аэрозольное рассеяние на континууме или резонансное рассеяние отдельных атмосферных компонент (например, атомарного натрия или калия). В настоящее время лидарное зондирование является основным методом исследования мезосферы.

Точность лидарных измерений концентрации аэрозоля можно значительно улучшить, используя так называемый кросс-поляризационный лидар, и это первый, но далеко не единственный пример эффективности поляризационных измерений в атмосферной оптике. Суть кросс-полризационной методики состоит в том, что молекулярное (релеевское) рассеяние обладает хорошо известными поляризационными свойствами. В частности, фон обратного рассеяния линейно поляризован, причем в той же плоскости. Если луч лазера будет линейно поляризованным, а рассеянный сигнал принимается в плоскости поляризации, перпендикулярной плоскости поляризации лазерного излучения, то вклад молекулярного рассеяния в этот сигнал уменьшится практически до нуля, выделяя менее поляризованное аэрозольное рассеяние. Измерения высотного аэрозольного распределения обычно показывают существенное увеличение коэффициента рассеяния (по отношению к молекулярному рассеянию) в тропосфере и мезосфере — области температурного минимума и серебристых облаков.

Одной из главных проблем лидарного метода зондирования атмосферы, как и всех других методов, связанных с измерением рассеянного излучения, является необходимость учета многократного рассеяния света в атмосфере. Эта проблема встает наиболее остро для кросс-поляризационного лидара, так как многократно рассеянное излучение поляризовано слабее, чем однократно рассеянное, и кросс-поляризационный фильтр будет задерживать его в существенно меньшей степени. Чем фон однократного молекулярного рассеяния.

Другой раздел атмосферной оптики связан с анализом поглощения и рассеяния в атмосфере излучения внешних естественных источников, прежде всего Солнца (хотя в этой роли могут выступать Луна и даже яркие звезды и планеты). Рассеяние солнечного излучения в атмосфере формирует фон дневного и сумеречного неба, характеристики которого существенно зависят от состояния атмосферы — концентрации, высотного распределения и рассеивающих свойств аэрозоля, содержания малых атмосферных примесей, имеющих полосы поглощения в видимой области спектра (прежде всего озона и водяного пара). Фон ночного неба также во многом определяется рассеянием солнечного света, только уже не в атмосфере, а в межпланетном пространстве, эта компонента ночного неба известна как зодиакальный свет. Однако, рассмотрение этого явления уже выходит за пределы атмосферной оптики.

Дневное и сумеречное небо, при всей своей визуальной схожести имеют существенно разную геометрию образования и, вообще говоря, определяются разными атмосферными факторами, опирающимися на компоненты рассеяния атмосферы и их свойства.

Первая и главная рассеивающая компонента — газовая составляющая, формирующая молекулярное рассеянии. Свойства этого процесса хорошо известны. Коэффициент молекулярного рассеяния обратно пропорционален четвертой степени длины волны, и коротковолновое излучение рассеивается в атмосфере значительно сильнее, что и объясняет голубой цвет ясного дневного неба (в сумерки цвет неба ведет себя достаточно сложным образом и определяется сразу несколькими факторами). Фон молекулярного рассеяния достаточно сильно поляризован. Но, в отличие от источника в кросс-поляризационном лидаре, солнечное излучение неполяризовано. В этом случае излучение, рассеянное вперед и назад, будет также неполяризовано, а вот при рассеянии под прямым углом степень поляризации достигает почти единицы, точнее 94% для земного воздуха. Плоскость поляризации перпендикулярна плоскости рассеяния, то есть плоскости, в которой лежат прямой и рассеянный луч. При этом коэффициент рассеяния атмосферы под углом в 90˚ примерно вдвое меньше, чем коэффициент рассеяния вперед или назад. Таки образом, если рассматривать рассеяние солнечного излучения взаимноперпендикулярных плоскостях поляризации (перпендикулярной и параллельной плоскости рассеяния) как независимые процессы, то первый из них будет изотропным, а второй будет происходить преимущественно вперед и назад.

Однако рассеяние солнечного излучения происходит также на аэрозольных частицах, чей размер сравним или превышает длину волны видимого излучения. Здесь характер рассеяния будет существенно отличаться. Появится анизотропия рассеяния: большая часть излучения будет рассеиваться под малыми углами, в направлении, близком к направлению падающего излучения. Аэрозольное рассеяние отличается от молекулярного и своими спектральными характеристиками — коэффициент рассеяния хоть и будет возрастать в коротковолновой области, но значительно медленнее, чем для молекулярного рассеяния. Именно поэтому при сильной запыленности атмосферы вокруг Солнца появляется яркий ореол, а цвет неба вместо голубого становится белесым.

Поляризационные свойства аэрозольного рассеяния отличаются от молекулярного рассеяния значительно меньшей поляризацией при рассеянии под углом 90˚. Лабораторные измерения различных образцов вулканической пыли [14] показали, что в видимой области спектра поляризация составляет 15 – 20%. Естественно, что в запыленной атмосфере поляризация фона неба будет существенно ослабляться. Поляризационные измерения фона неба на различных угловых расстояниях от Солнца (то есть для разных углов рассеяния) могут дать информацию о свойствах рассеивающего вещества, содержании и типе атмосферного аэрозоля.

Однако при подобном анализе ученые могут столкнуться с той же проблемой, что и при использовании лидарного метода. Атмосфера Земли имеет значительную оптическую толщину, и фон неба представлен не только однократным, но и многократным рассеянием света. Особенно серьезной эта проблема будет при анализе неба в период сумерек, когда солнечные лучи проходят большой путь сквозь атмосферу над поверхностью Земли. Поляризация многократно рассеянного излучения будет определяться распределением яркости по всему небесному своду и будет также существенно меньше, чем в случае однократного молекулярного рассеяния. Спектральный состав многократного рассеяния заранее неизвестен. С одной стороны, большое количество актов рассеяния должно приводить к избытку в коротковолновой области, но с другой стороны там увеличивается и поглощение излучения, проходящего между актами рассеяния длинный путь в атмосфере.

Днем, при большой высоте Солнца над горизонтом, относительный вклад многократного рассеяния не очень велик, но поляризация фона неба даже в 90˚ от Солнца неполная. Это связано с тем, что фон неба образуется, в основном, рассеянием солнечных лучей в нижних плотных слоях атмосферы, которые содержат много аэрозоля. Анализ распределения яркости и поляризации фона дневного неба могут дать достаточно количественную информацию об оптических свойствах атмосферы, но только лишь в ее приземных слоях [23].

По мере тог, как Солнце опускается к горизонту, оптическая толщина атмосферы на пути его лучей увеличивается, и приземные слои атмосферы освещаются слабее. В некоторый момент времени рассеяние прямого солнечного излучения в приземном слое уже перестает быть определяющим для формирования фона неба. Более высокие слои тропосферы, несмотря на свою меньшую плотность, рассеивают больше солнечного света из-за меньшего поглощения солнечных лучей в этих слоях. В отличие от астрономического понятия сумерек, начинающихся с заходом Солнца, исследователи атмосферы считают окончанием дня и началом сумерек именно момент отрыва слоя эффективного рассеяния света (так называемого сумеречного слоя) от поверхности Земли. Этот момент зависит от длины волны и положения точки наблюдения на небе. В зените для желто-зеленой области спектра это происходит при высоте Солнца над горизонтом около 5˚ – 6˚. После этого фон неба эволюционирует по «сумеречным» законам, быстро уменьшая свою яркость. В коротковолновой области спектра, где поглощение света сильнее, сумерки начинаются еще раньше, и яркость неба убывает быстрее. Это приводит к изменению цвета неба, которое к заходу Солнца превращается из насыщенно голубого в бледно-голубое. В отсутствие атмосферного озона, имеющего полосы поглощения в желто-зеленой области спектра, сумеречное вообще теряло бы голубой оттенок. Покраснение небо продолжается и после захода Солнца вплоть до его погружения под горизонт на 4˚ – 5˚ (зенитного расстояния 94˚ – 95˚).

С заходом Солнца сумеречный слой поднимается все выше над наблюдателем, и, измеряя характеристики фона неба, наблюдатели фактически исследуют разные слои атмосферы. Именно этим сумеречное небо отличается от дневного. Возможность исследовать атмосферу на различных высотах привлекает внимание большого количества ученых к сумеречному методу.

В то же время вклад многократного рассеяния в фон неба во время сумерек, значительно больший, чем днем, оставался основной проблемой этого метода, существенно ограничивая его точность и высотный диапазон применимости. Самые разнообразные методы оценки вклада многократного рассеяния, делавшиеся в ХХ веке, становились поводом весьма жесткой полемики [24]. Сделать существенный шаг вперед в этом вопросе удалось только в последние десятилетия, с появлением мощной вычислительной техники.

Разделить фон сумеречного неба на его отдельные составляющие, выделить многократное рассеяние и рассеяние на аэрозольных частицах помогают  данные о поляризации сумеречного неба от зенитного расстояния Солнца для четырех длин волн. Первое, что обращает на себя внимание — уменьшение поляризации в коротковолновой области спектра. Как было показано О.С. Угольниковым и И.А. Масловым, оно связано с увеличением многократного рассеяния, превышающего в фиолетовой области спектра 50% даже в светлые сумерки [20]. С увеличением вклада многократного рассеяния связано и уменьшение поляризации неба в темные сумерки, при зенитных расстояниях Солнца более 95%. Преобладание коротковолнового излучения в многократно рассеянном фоне приводит к тому, что постепенное покраснение сумеречного неба в это время сменяется достаточно быстрым посинением, и в темные сумерки цвет ясного неба оказывается еще более синим, чем днем.

Все описанные эффекты никак не связаны с атмосферным аэрозолем, хотя подобные предположения часто делались многими исследователями атмосферы в ХХ веке, что иногда приводило их к совершенно необычным свойствам гипотетических аэрозольных частиц. Данная компонента фона атмосферы, самая важная и интересная для исследований, проявляет себя лишь уменьшением поляризации в светлые сумерки, заметным только для длинноволнового излучения (порядка 7600 ангстрем) и изредка, при не очень хорошей прозрачности атмосферы — в желто-зеленой области спектра. В красных лучах поглощение света минимальное, и сумеречный слой располагается достаточно низко. Аэрозольное рассеяние регистрируется только на больших высотах в тропосфере. Его следы исчезают при погружении Солнца под горизонт на 3˚ на длине волны 7600 ангстрем, то есть при эффективной высоте сумеречного слоя около 15 км и высоте его нижней границы примерно 10 км [19, 21].

Содержание аэрозоля в атмосфере, как и порождаемое им понижение поляризации в красной области спектра в светлые сумерки, в отличие от других эффектов подвержены сильным вариациям, существенно изменяясь от сумерек к сумеркам. В отдельные дни с хорошей прозрачностью атмосферы вклад аэрозольного рассеяния в яркость сумеречного неба в зените в момент восхода Солнца не превышал 10% на длине волны 7600 ангстрем, в другие же дни при вроде бы ясном небе он достигал 40 – 50%. Наблюдательные данные позволили оценить и поляризацию аэрозольного рассеяния под прямым углом (такая ситуация реализуется в зените в светлые сумерки), которая составила примерно 20%, в согласии с [14].

Таким образом, поляризационные измерения сумеречного неба позволяют определить параметры аэрозольного рассеяния, вклад многократного рассеяния, причем результаты оказываются в хорошем согласии с данными численного моделирования [12]. Полученные соотношения, кроме всего прочего, объясняют цветовые явления, происходящие во время сумерек, в том числе «пояс Венеры» — разноцветные горизонтальные полосы, появляющиеся с противоположной Солнцу стороны неба.

Однако, этим возможности сумеречного метода исследования атмосферы (и вообще анализа взаимодействия атмосферы с излучением Солнца) не исчерпываются. В последние десятилетия ХХ века начались активные спектральные исследования сумеречного неба с целью измерения содержания в атмосфере малых газовых примесей. Слабые спектральные линии поглощения этих газов практически не заметны в спектре прямого солнечного излучения, проходящего через атмосферу в вертикальном направлении. А во время сумерек, когда излучение Солнца проходит длинный путь через плотные слои атмосферы, поглощение в спектральных линиях может стать ощутимым. Широкие полосы поглощения озона в желто-зеленой области спектра (полосы Шапюи), ослабляющие вертикальное излучение всего на 4 – 5%, во время сумерек становятся настолько заметными, что существенно изменяют цвет, возвращая ему еже было потерянный голубой оттенок.

В настоящее время разработана методика DOAS[5] [8], с помощью которой в спектре фона неба выделяются полосы поглощения озона, окисей азота, хлора, брома и многих других атмосферных примесей. Данные исследования являются важной составляющей экологического контроля атмосферы Земли. К этому необходимо добавить, что высота над земной поверхностью, на которой проходят лучи солнца, создающие сумеречный фон неба, зависит от длины волны и периода сумерек. Тем самым, подобные измерения позволяют судить не только о полном содержании той или иной примеси в атмосфере, но и об ее высотном распределении.

Еще более высокой точности и вертикального разрешения можно достичь, наблюдая спектр Солнца или другого источника вблизи края Земли со спутника на земной орбите. Кроме этих преимуществ, космический эксперимент позволит охватить большую площадь над поверхностью Земли, так как спутник обращается вокруг нашей планеты по орбите, положение которой относительно поверхности Земли изменяется за счет осевого вращения планеты. В настоящее время подобные исследования проводятся в рамках немецко-голландско-бельгийского проекта SCIAMACHY[6] [4].

Заключение.

Физика атмосферы — наука, изучающая различные физические явления и процессы, происходящие в атмосфере, поглощение и излучение тепла, нагревание и охлаждение воздуха, его течение и циркуляцию, испарение и конденсацию водяного пара в виде облаков, туманов и др. Отдельным разделом физики атмосферы, которому в последнее все чаще стали уделять внимание, является атмосферная оптика, изучающая процессы, протекающие при взаимодействии атмосферы Земли с излучением Солнца. Очень существенно, что эти процессы изучаются физическими и математическими (аналитическими) методами с целью выявить причины и следствия атмосферных явлений и установить количественные связи между ними.

Поток новых открытий и новой информации, который охватил в 60-х годах ХХ века все естествознание, в том числе и науку об атмосфере, возрастающее с каждым годом число метеорологических станций и пунктов радиозондирования, развитие космической промышленности, позволяющее выводить на орбиту Земли все более совершенные метеорологические спутники, сканирующие земную атмосферу, — все это принесло невиданное количество новых и существенных сведений об атмосфере.

Атмосфера Земли — очень сложная система, еще во многом не изученная. В настоящее время, с усилением антропогенного воздействия на нашу газовую оболочку и последовавшие за этим климатическими изменениями, исследования всех слоев атмосферы стали особенно важными. И одна из ведущих ролей в этом отведена оптическим исследованиям, так как взаимодействие атмосферы и излучением весьма разнообразно, и количество информации, которое могут дать оптические измерения, очень велико. Являясь фактически единственным средством атмосферных исследований (кроме приземного слоя) до появления ракетной техники, атмосферная оптика и сейчас не потеряла свою актуальность, активно используя современные технические достижения.

Список используемой литературы.

1.     Babcock, H. D., Astrophys. J., Vol. 57, P. 209, 1923.

2.     Chabbal, R.,  J. Recherches du Centre Nat. Recerches Sci., No 24, P. 138, 1953.

3.     Halma H., Kaila K. U., Kosch M.J., Rietveld M.T. Recognizing the blue emission in artificial aurora // Adv. Space Res. 2005 (in press).

4.     Noel S., Burrows J. P., Bovensmann H., Frerick J., Chance K.V., Goede A.H.P., Muller C. Atmospheric trace gas sounding with SCIAMACHY // Advances in Space Raseach. 2000. Vol. 26. P. 1949.

5.     Osterbrock D.E., Martel A. RASP. Vol. 76, P. 104. 1992.

6.     Osterbrock D.E., Fulbright J. P., Martel A.R., keane M.J., Trager S.C., Basri G.  Night-Sky Heigh-Resolution Spectral Atlas of OH and O2 Emission Line for Echelle Spectrograph Wavelength Calibration.// Astronomical Society of Pacific. 1996. P. 277-308.

7.     Ozone-sonde observations over North America. Vol. 1. Ed. by B.W. Hering. Bedford, 1963.

8.     Perner D., Platt U. Detection of Nitrious Acid in the Atmosphere by Differential Optical Absorption // Journal of Geophysical Research. 1979. V. 6. P. 917.

9.     Peterson A.W., Kieffaber L.M. The Twilight Flash of Sodium. // Journal Sky and Telescope. June, 1971. Vol. 41. No. 6. P. 344 – 345.

10. Roach F.E., Pettit H.B.  J. Geophys. Research. 1951. Vol. 56. P. 325.

11. Taylor M.J., Hapgood M.A., Rothwell P. Observations of Gravity Wave Propagation in the OI (557.7 nm) and the Near Infrared OH Nightglow Emissions // Planet. Space. Sci. 1987.V. 35. P. 413.

12. Ugolnicov O.S., Postylyakov O.V., Maslov I.A. Effects of Multiple Scattering and Atmospheric Aerosol on the Polarization of the Twilight Sky // Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Tranfer. 2004. Vol. 88. P. 233.

13. Vogt S., et all. SPIE Conference, Vol. 361. P. 2198. 1994.

14. Volten H., Munoz O., Waters R., Van der Zande W., Hovenier J. Online Database of Scattering Matrices of Irregular Particles // Abstracts of NATO Advanced Study Institute on Photopolarimerty and Remote Sensing and Workshop on Remote Sensing Techniques and Instrumentation: Internationsl Cooperation. Army Research Laboratory. 2003. P. 103. #"1.files/image006.gif"> . Результаты исследований по программе МГГ, полярные сияния и свечения ночного неба. М., Изд-во АН СССР, № 7, 1961.

26.  Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1969.

27. Хргиан А.Х., Кузнецов Г.И., Кондратьева А.В. Атмосферный озон. Результаты исследований по программе МГГ, метеорология, № 10. 1965.

[1] МГГ — Международный Геофизический год, 1957 — 1958 гг.

[2]HIRES — HIgh-Resolution Echelle Spectrograph.

[3] Отношение смеси — отношение плотности озона к плотности воздуха, выражаемое в микрограммах на 1 г воздуха.

[4] LIDAR — Light Detection And Ranging

[5] DOAS — Differential Optical Absorption Spectroscopy

[6] SCIAMACHY — SCanning Imaging Absorption spectroMeter for Atmospheric CHartographY.

Страницы: 1, 2