13.2. Измерение концентрации озона на высотах.

Обычно, когда важна концентрация озона в данной точке атмосферы , его измеряют в мг/м³ или млн^-1 . Для измерения озона в верхней атмосфере, используются метод зондирования лимба Земли, когда измеряется радиация пришедшая на сенсор спутника (например сенсор LIMS Limb infrared monitor of stratosphere) на некоторой тангентной высоте через слой атмосферы (рис. 1а). Преимущества метода очевидны: 1) поскольку, луч проходит атмосферный слой в 60 раз больший, чем при вертикальном, то флуктуации концентрации озона и других малых компонент сглаживаются, т.е. точность повышается; 2) позади атмосферного слоя находится холодный однородный космос, а не теплая поверхность Земли с переменными свойствами, что дает более простую интерпретацию излучения.

На рис. 1а представлены оценки вертикального профиля озона полученные в январе 1979 методом зондирования лимба на волне 9,6 м. Наибольшее количество озона образуется в верхней стратосфере тропической зоны. Озон образуется в основном в слое выше 25 км. В более низкие слои озон поступает в результате турбулентного перемешивания и вертикальных движений. Область максимальной генерации озона подвержена сезонным изменениям: в июле она – между 10⁰ ю.ш. и 35⁰ с.ш., в декабре – 38⁰ ю.ш. и 12⁰ с.ш.

13.3. Толщина слоя озона и её измерение.

Общее количество озона с поверхности земли определяется путем измерения интенсивности UV радиации с λ от 0,29 до 0,39 мкм, достигающей земной поверхности. Для оценки общего количества озона используется приведенная толщина слоя: если весь озон находящийся в вертикальном столбе атмосферы сжать до 1 атмосферы при 0⁰ С, то сформирутся слой с типичной величиной в 3 мм. В зарубежной литературе употребляются единицы Добсона (DU), названные честь Г.Добсона, сконструировавшего спектрометр измеряющий солнечную UV по разности потоков энергии на 4 длинах волн, в полосах поглощения озона и вне этих полос. Один DU=0,01мм, т.о. 3мм=300 DU.

Для оценки толщины слоя озона используются измерения рассеянной УФ радиации со полярноорбитальных спутников (сенсоры типа SBUV/2 или TOMS на спутниках НОАА и Метеор, рис. 1б). Принцип этого метода основан на распределении озона по высоте: плотность озона мала вблизи земной поверхности и в тропосфере, достигает максимума на высотах 20-26 км, затем плотность озона убывает, практически обращаясь в нуль на высоте около 70 км. В тропосфере поглощение радиации озоном очень мало, но велико по отношению к стратосфере отражение UV радиации. Измеряя УФ- радиацию на границе атмосферы до прохождения ею слоя озона и рассеянную тропосферой можно оценить коэффициент поглощения озона. Глобальные распределения столба озона, выраженные в DU представлены на рис 1б и 2а.

Наиболее полно изучен годовой ход и широтное распределение озона Исследования показывают, что приведенная толщина слоя озона испытывает значительные пространственные и временные колебания в течении года, меняясь на 50-55⁰ с.ш. от 390 DU в марте до 290 DU в октябре.

Как видим из рисунков 1 и 2 на экваторе слой озона всегда на 0,5 мм ниже, чем в средних широтах. Сезонный ход толщины озона в высоких широтах северного и южного полушария несимметричен. В северном полушарии максимум наблюдается в начале апреле ~75⁰ с.ш., а в южном в октября ~60⁰ ю.ш соответственно. Минимум толщины слоя у полюсов наблюдается в сентябре – октябре, причем в южном полушарии он более заметен.