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1 B-4 能動型と受動型リモートセンサーの複合利用による大気汚染エアロゾルと雲の気候影響研究 (4) 高スペクトル分解ライダーによるライダー比の統計解析に関する研究独立行政法人国立環境研究所 EF フェロー Boyan Tatarov 大気圏環境研究領域遠隔計測研究室受入研究者杉本伸夫平成年度合計予算額 3,200 千円 ( うち平成 15 年度予算額 1,600 千円 ) [ 要旨 ] ミー散乱ライダー解析に必要なパラメータであるライダー比 ( 消散係数対後方散乱係数比 ) 等の光学パラメータを精密測定し各種のエアロゾル雲についてその気候値を決定することを目的としてヨウ素セルを分光素子とする 532n の高スペクトル分解ライダーを整備して観測を行ったまた偏光解消度の測定も合わせて行った 2003 年の8 月以降の夏秋冬の3つの季節の観測結果を報告する [ キーワード ] 高スペクトル分解ライダーライダー比 S1 パラメータエアロゾル雲 1. はじめに対流圏のエアエロゾルは散乱や吸収また雲の生成を通して大気の放射に影響するエアロゾルには様々な起源のものがありそれぞれ光学的な特性や分布が異なる現在エアロゾル気候モデルなどによりエアロゾルの分布と放射特性が評価されているが検証のための観測データが十分でない状況にあるライダーはエアロゾルの分布特に鉛直分布を測定するための非常に有効な手法である現在地上のライダーネットワークや船舶搭載ライダーさらには衛星搭載ライダー (NASA の GLAS や 2005 年打ち上げ予定の CALIPSO など ) によってグローバルな分布が観測されつつあるしかしながら従来のミー散乱ライダーは解析においてエアロゾルの光学特性に関する仮定を置く必要があるため定量的な観測には限界があるすなわちライダー信号を表わすライダー方程式に後方散乱係数 βと消散係数 αの2つの未知数が含まれるためこれを厳密に解くことができないそこで αとβの間に比例関係を仮定して解析が行われる (Fernald, 1984; Klett, 1985) この比例係数(S1=α/β) はライダー比と呼ばれるライダー比はエアロゾルの種類によって大きく異なる (10-100sr) のであらかじめ S1 の気候値を決定しておく必要がある S という表記はレーダーの解析に由来する添字 1 は Fernald の2 成分法でエアロゾルを 1 大気構成分子を 2 と表記されたことに由来するなお本文では S( は article を意味する ) という表記を使ったライダー比はミー散乱理論 (Ackerann, 1998) や In-situ 測定によって求められるが (Anderson, 2000; Murayaa et al., 2003) ライダー比のプロファイルの測定には本研究で用いる高スペクトル分解ライダー (HSRL) やラマンライダーが有効であるこれらの手法ではレイリー散乱あるいはラマン散乱をミー散乱と分離して測定することによってエアロゾルの消散係数のプロファイルが独立に得られエアロゾルに関する仮定なしにライダー比を決定できるレイリー散乱を利用する HSRL は狭帯域のレーザーと高分解能の分光素子を用いてライダー信号光のミー散乱成分とレイリー散乱成分を分離して測定するこの手法はラマンライダーと比べて技術的な難易度は高いがレイリー散乱断面積がラマン散乱ライダーに比べて 1000 倍程度高いので高い感度が得られ高い時間分解能で測定が可能である 2. 高スペクトル分解ライダー手法と装置高スペクトル分解ライダー (HSRL) ではエアロゾルのミー散乱と大気構成分子のレイリー散乱が独立に求められるこれらは 2 つのライダー方程式で表わされる

2 P ca R 2τ = F( P0 β ( ) 2 R e ; (1) P ca R 2τ = F( P0 β ( ) 2 R e (2) ここに P( は距離 R からの受信信号強度 P 0 : 送信光強度 c : 光速 A : 受信望遠鏡の面積 F( 送受信の幾何学的重なり関数 β は後方散乱係数で添字とはエアロゾルと分子を表わす τ( は距離 R までの光学的厚さで次式で表わされる R τ ( α ( r) + α ( r)) dr = (3) 0 ここに α と α はエアロゾルと分子の消散係数である大気構成分子の散乱はレイリー散乱理論でよく理解されている分子の後方散乱係数と消散係数は次式で計算される = C air PR( T β (4) 8π α = β (5) 3 ここに PR( と T( は気圧と気温のプロファイル C air は定数であるエアロゾルに対する後方散乱係数消散係数は次のように書けるここに β ( BR( 1) β BR( = (6) P + P P = (7) 1 X ( R ΔR / 2) / β ( R ΔR / 2) α ln ( r) 2 R α X ( R R / 2) / β ( R R / 2) Δ + Δ + Δ = (8) ここに X =P(*R*R であるエアロゾルのライダー比は次式で得られる S α = (9) β 一方偏光解消度 ( ミー散乱レイリー散乱の両方を含む全偏光解消度あるいは信号偏光解消度 ) は次式で定義される P δ t = (10) P

3 ここで P P はそれぞれ受信光の送信光に垂直および平行な偏光成分の強度であるエアロゾルに対する偏光解消度 ( エアロゾル偏光解消度あるいは粒子偏光解消度 ) は次式で求められる δ δ t = ( BR + BRδ δ ) BR 1+ BRδ δ δ t (11) ここに δ は分子の偏光解消度で δ =1.4 % であるエアロゾル偏光解消度はエアロゾルの非球形性を表わすパラメータである本研究ではヨウ素吸収セルを分光素子とする HSRL を用いた (Liu et al. 1999) このライダーの主な仕様を表 1に掲げる Gain ediu Polarization Working wavelength Line width (FWHM) Pulse energy Pulse width Reetition rate Divergence Data acquisition unit Couter レーザー光源表 1 本研究で用いた HSRL の主な仕様 Nd:YAG, Q-switched injection-seed, frequency-locked linear 532 n <0.003 c J <8 ns Hz 0.1 rad (with 5x exander) 受信系 Telescoe Cassegrainian Main irror diaeter 560 Fields of view rad, Detections - Rayleigh scattering by I 2 cell - Mie and Rayleigh scattering, arallel and cross olarizations Detectors 3x hotoultiliers R3235 Interference filters bandwidth 3 n データ収集 / 処理装置 Licel transient recorder, tree channels. Siultaneously record by 12 bit, 20 MHz A/D converter and hoton-counter standard PC 3. 結果と考察観測はつくばの国立環境研究所 (36.05 N, E, 27 above sea level) において行った (1) 対流圏下層のエアロゾル図 1は 2003 年 9 月 16 日に観測されたエアロゾル層の後方散乱比 BR エアロゾル偏光解消度 δ ライダー比 S の時間高度表示である図の時間分解能は4 分 (6000 laser shots) 高度分解能は BR と δ については 60 S については 300 である送受信の幾何学的重なりが不十分なため 1500 以下については表示していない高度約 3500 までほぼ一様なエアロゾル層が観測され散乱比は 1.5 から 4であったエアロゾル偏光解消度は 10% 以下で主に球形粒子から構成されると考えられるライダー比 S は 35±75 sr であった図 2は同じ例について 9:00-10:30 UTC の間の平均 ( laser shots) のエアロゾル消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイルであるまた国立環境研に近い館野 (36.05 N, E) のラジオゾンデ (12:00 UTC) による相対湿度 RH のデータも合わせて表示した消散係数は高度 1500 におけるα 0.11 k -1 から 3600 のα <0.01 k -1 まで高度とともに減少している偏光解消度は 3000 以下でδ 5% であったしかしエアロゾル層の上では偏光解消度は 12% に上昇しているこれは RH のプロファイルと対応 ( 逆相関 ) しているエアロゾル層内の平均のライダー比は 50 sr で同じ場所で他の方法で求められた過去のデータと整合する (Takaura et al. 1994)

図 1 2003 年 9 月 16 日 (05:14-11:34 UTC) に観測されたエアロゾル層 (A) 後方散乱比 (B) エアロゾル偏光解消度 (C) ライダー比図 2 2003 年 9 月 16 日 (9:00-10:30 UTC) のエアロゾル消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイル (2) 黄砂層図 3は2003 年 12 月

4 図年 9 月 16 日 (05:14-11:34 UTC) に観測されたエアロゾル層 (A) 後方散乱比 (B) エアロゾル偏光解消度 (C) ライダー比図年 9 月 16 日 (9:00-10:30 UTC) のエアロゾル消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイル (2) 黄砂層図 3は2003 年 12 月 2 日 (05:20 to 11:00 UTC) に観測されたエアロゾル層のBR, S, δ の時間高度表示である時間分解能は4 分 (6000 laser shots) 高度分解能はBR と δ は60 S は300 である高度 2500 と 5500 の間にエアロゾル層が見られる BR は約 2である層の空間的厚さは数百から3000 の間で変化している

図 3 2003 年 12 月 2 日 (05:20 to 11:00 UTC) に観測されたエアロゾル層 (A) 後方散乱比 (B) エアロゾル偏光解消度 (C) ライダー比偏光解消度は 15% 以上で黄砂に特徴的な非球形性を示しているライダー比は 30±80 sr であったこの期間は黄砂観測のライダーネットワーク (Asian Dust Network) でも黄砂が観測されており

5 図年 12 月 2 日 (05:20 to 11:00 UTC) に観測されたエアロゾル層 (A) 後方散乱比 (B) エアロゾル偏光解消度 (C) ライダー比偏光解消度は 15% 以上で黄砂に特徴的な非球形性を示しているライダー比は 30±80 sr であったこの期間は黄砂観測のライダーネットワーク (Asian Dust Network) でも黄砂が観測されており観測されたエアロゾル層が黄砂によるものであることが確認されたこの例の 07:00-08:00 UTC の平均のエアロゾル消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイルを図 4に示す館野のゾンデの RH(12:00 UTC) も合わせて示すこの時間帯について平均したα は高度 3500 と 4500 にピークを示し値はいずれもα 0.03 k -1 であった高度 3000 から 5500 の光学的厚さは約 0.05 であった偏光解消度は2つのピークで異なり下のピークで δ 21 % 上のピークで δ 25 % であった相対湿度はいずれの高度でも 40% 以下であったライダー比は層の下部で S 40 sr で Liu et al による黄砂に対する観測値と同程度であった高度 4500 付近でライダー比の増加がみられたこれは上の層で小粒子が多いあるいは非球形性が高いなどの説明が考えられるが測定誤差が大きい領域であるのでこれ以上の議論はできないと思われる

6 図年 12 月 2 日 (05:20 to 11:00 UTC) のエアロゾル消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイル (3) 氷雲図 5は 2003 年 12 月 18 日の雲の観測結果である雲の測定では多重散乱効果を最小限に抑えるために受信視野角を 0.2 rad に絞った図中には 09:00 と 10:00 UTC の間平均した α, β, S, δ を示す α は高度 8000 でα 0.11 k 1 で 7200 との間の光学的厚さは 0.15 であった δ は 30±50% で氷雲であることを示しているライダー比は 6 から 30 sr で層の平均は 16±5.44 sr であったこのライダー比の値は黄砂に対するものとは大きく異なる図年 12 月 18 日 (6:00-7:00 UTC) の雲の消散係数後方散乱係数偏光解消度ライダー比のプロファイル (4) ライダー比の分布 2003 年 8 月から 12 月の延べ約 200 時間の観測データを用いて球形エアロゾル非球形エアロゾル氷雲の3つの場合についてライダー比のヒストグラムを作成したここでは S の誤差が 50% 以下 δ の誤差が 20% 以下のデータ点のみを用いた場合分けは氷雲についてはα >0.5 k -1 δ >10% でライダー信号に雲底の特徴である鋭い増加みられるこ

とを条件とした球形エアロゾルは δ <10%, α <1 k -1 で雲底が見られないこと非球形エアロゾル ( 黄砂 ) は δ >10%, α <1 k -1 で雲底が見られないことを条件とした図 6 に結果を示す図 6 (A) 氷雲 (B) 球形エアロゾル (C) 非球形エアロゾルのライダー比のヒストグラム氷雲のライダー比は 10sr で平均値は 21±14 sr であった

7 とを条件とした球形エアロゾルは δ <10%, α <1 k -1 で雲底が見られないこと非球形エアロゾル ( 黄砂 ) は δ >10%, α <1 k -1 で雲底が見られないことを条件とした図 6 に結果を示す図 6 (A) 氷雲 (B) 球形エアロゾル (C) 非球形エアロゾルのライダー比のヒストグラム氷雲のライダー比は 10sr で平均値は 21±14 sr であったこれはこれまでの他の観測と整合するまた球形エアロゾル非球形エアロゾルのライダー比はそれぞれ 43±21 sr 45±19 sr で大きな違いが見られなかったしかし分布には多少違いあり非球形エアロゾルでは大きなライダー比を持つデータもみられた 4. まとめ高スペクトル分解ライダーを用いてエアロゾルおよび雲の 532n の光学特性のプロファイルをつくばにおいて観測した 2003 年 8 月から 12 月について氷雲およびエアロゾルの消散係数ライダー比等の時間高度分布を得た観測されたライダー比は多くの場合雲については 10 sr から 30 sr エアロゾルについては 30 sr から 60 sr であった氷雲球形エアロゾル非球形エアロゾルのそれぞれの場合についてライダー比のヒストグラムを作成した 5. 引用文献 1) Ackerann J., The Extinction-to-Backscatter Ratio of Troosheric Aerosol: A Nuerical Study, J. of At. And Oceanic Techn., 15, , ) Anderson, T. L., S. J. Masonis, D. S. Covert, and R. J. Charlson, M. J. Rood, In situ easureent of the aerosol extinction-to-backscatter ratio at a olluted continental site, J. Geohys. Res., 105, D22, 26, , ) Fernald, G. F., Analysis of atosheric lidar observations: soe coents, Al. Ot., 23, , ) Klett, J. D., Lidar inversion with variable backscatter/extinction ratios, A. Ot., 24, , ) Liu, Z., N. Sugioto, and T. Murayaa, Extinction-to-backscatter ratio of Asian dust observed with high-sectral resolution lidar and Raan lidar, Al. Ot., 41, , ) Liu, Z., I.Matsui, N. Sugioto, High-sectral-resolution lidar using an iodine absortion filter for atosheric easureents, Ot.Eng. 38, , ) Measures, R. M., Laser Reote Sensing, 510., John Wiley, New York, ) Takaura, T., Y. Sasano, and T. Hayasaka, Troosheric aerosol otical roerties derived fro lidar, sun hotoeter, and otical article counter easureents, Al. Ot., 33, , 国際共同研究等の状況

8 ヨーロッパエアロゾル研究ライダーネットワーク (EARLINET) との研究者レベルの協力 7. 研究成果の発表状況 (1) 誌上発表 < 学術誌 ( 査読あり )> なし < 学術誌 ( 査読なし )> なし (2) 口頭発表 1Tatarov, B., N. Sugioto, I. Matsui and A. Shiizu (2004), Measureents of lidar ratio for troosheric aerosols by high-sectral-resolution lidar, Asian Lidar Network Conference 2004, Hon Kong, China. (3) 出願特許なし (4) 受賞等なし (5) 一般への公表報道等なし 8. 成果の政策的な寄与貢献についてライダーネットワークによる黄砂および大気汚染エアロゾルの特性評価のための基礎データ ( ライダー比の気候値 ) を提供

スライド 1

スライド 1 評価標準化研究会 2011 年 8 月 12 日衛星データの大気補正と放射伝達 Atmospheric correction and radiation transfer 千葉大学環境リモートセンシング研究センター Center for Environmental Remote Sensing Chiba University 久世宏明 Hiroaki Kuze 環境リモートセンシング研究センター