Аэрозоль от ожога: Выбираем спрей от ожогов — 8 лучших средств

1. Введение

Аэрозоли влияют на климат различными способами. Аэрозоль поглощает или рассеивает излучение в атмосфере (так называемый прямой эффект). Аэрозоли, кроме пыли, мешают в основном солнечному излучению. Некоторые аэрозоли действуют как ядра облачной конденсации (CCN), таким образом влияя на альбедо и время жизни облаков (так называемый косвенный эффект). Аэрозоли темного цвета могут осаждаться на морском льду, снежных покровах и ледниках, тем самым темнея поверхности снега и льда и усиливая поглощение солнечного света (так называемый эффект затемнения поверхности).Некоторые из аэрозолей могут эффективно поглощать солнечный свет и нагревать атмосферу. Этот нагрев может сжечь облако (так называемый полупрямой эффект). Здесь я предлагаю обзор прямого воздействия аэрозоля на солнечную радиацию.

Влияние аэрозолей на климат обычно определяется количественно с точки зрения радиационного воздействия аэрозолей. Аэрозольное радиационное воздействие определяется как воздействие антропогенных аэрозолей на радиационные потоки в верхней части атмосферы (ТОА) и на поверхности, а также на поглощение излучения в атмосфере.Эффект общего (антропогенного + естественного) аэрозоля называется аэрозольным радиационным эффектом или общим аэрозольным воздействием. В этой главе я обсуждаю различные параметры, которые влияют на прямое излучательное воздействие аэрозоля или прямое радиационное воздействие аэрозоля.

Таблица 1.

Краткое содержание сокращений и символов.

Аэрозольное прямое воздействие может быть и было оценено только на основании одних только наблюдений, но оценка проводилась преимущественно с помощью радиационной модели. Для оценки прямого воздействия аэрозоля использовались различные модели излучения, и все они имеют общие входные переменные, такие как AOD (или коэффициент экстинкции), SSA (альбедо одиночного рассеяния), ASY (параметр асимметрии). Эти входные переменные были получены с помощью аэрозольных имитационных моделей или аэрозольных наблюдений.Я рассматриваю входные переменные, а также даю оценку прямого радиационного эффекта аэрозоля.

2. Аэрозольные оптические свойства

2.1. Аэрозольная оптическая глубина (AOD)

Когда ослабляется луч света, мы называем это ослаблением угасание . Вымирание является результатом рассеяния плюс поглощения. Аэрозоли могут рассеивать и поглощать свет, и ослабление из-за аэрозоля называется аэрозольным поглощением. Погасание аэрозоля ослабит интенсивность света от I _λ до I _λ + dI _λ после прохождения толщины ds в направлении его распространения.λ представляет длину волны. Тогда выполняется следующее уравнение:

d Iλ = −kλρIλdsE1

, где ρ — плотность материала, а k _λ обозначает сечение массового вымирания (в единицах площади на массу) , k _λ ρ обозначается как коэффициент поглощения аэрозолей , , единицы измерения которого даны в единицах длины (обычно см ^-1 ). Коэффициент поглощения аэрозоля представляет собой сумму коэффициента рассеяния аэрозоля и коэффициента поглощения аэрозоля.По всему земному шару коэффициент поглощения аэрозоля является функцией пространства (X-Y-Z), времени (T) и длины волны. Оптическая глубина аэрозоля τ представляет собой вертикальный интеграл коэффициента экстинкции аэрозоля от поверхности земли (Sfc) до верха атмосферы (TOA), как показано ниже:

Ϣϙ = ∪SfcTOAkϙϟdzE2

AOD не зависит от высоты. AOD — это сумма AAOD (оптическая глубина аэрозольной абсорбции) и SAOD (оптическая глубина аэрозольного рассеяния). AAOD (τ _a ) — это вертикальный интеграл коэффициента поглощения аэрозоля.

Другой способ понять AOD состоит в том, что он описывает интегрированное в колонку количество аэрозоля в оптическом смысле. Когда удвоенная масса аэрозоля, AOD также должен быть удвоен. Однако массовое количество аэрозоля не имеет прямого отношения к аэрозольному воздействию, как AOD. Кроме того, спутниковые наблюдения могут использоваться для определения AOD, а не массы аэрозоля. По этим коллективным причинам AOD является наиболее фундаментальной переменной для взаимодействия аэрозоля с климатом. AOD также называется AOT (оптическая толщина аэрозоля).Объединение уравнения 1 и уравнение 2 мы находим, что I _λ = Sfc = I (TOA) × exp (-AOD). Таким образом, аэрозоли с AOD 1,0 уменьшают луч света (то есть прямое излучение) на ^-1 . е ^-1, — 0,368. В этом случае солнце будет в значительной степени скрыто аэрозолями на поверхности. AOD 1.0 представляет собой очень плотный аэрозольный слой.

AOD является функцией длины волны. Сообщество обычно использует значение 550 нм для стандартного AOD.На рис. 1 показано, как воздействие аэрозоля изменяется по сравнению с AOD. Когда AOD мало (скажем, <0,3), удвоение AOD приводит к удвоению воздействия. Когда AOD становится большим, добавленный AOD приводит к меньшему увеличению форсирования.

Рисунок 1.

Среднегодовое аэрозольное воздействие в ясном небе как функция AOD при 550 нм. Моделирование выполняется с помощью модели излучения Монте-Карло, как в Chung et al. (2005), который рассматривал только солнечную радиацию. Заданные параметры: SSA = 0,19 на всех длинах волн, ASY = 0.7 при 550 нм, α = 1,4 и альбедо земной поверхности 0,15 на широте 21˚N.

2.2. Альбедо однократного рассеяния (SSA)

Когда фотоны попадают в аэрозольную частицу, некоторые фотоны рассеиваются, а другие поглощаются. SSA определяется как отношение рассеяния к исчезновению. Вымирание — это сумма рассеяния и поглощения. Когда фотоны рассеиваются, длина волны остается неизменной. SSA является функцией длины волны.

SSA можно рассчитать в случае аэрозолей, состоящих из одной частицы, аэрозольного слоя или колонки.Для отдельной частицы число рассеянных / поглощенных фотонов может быть подсчитано для вычисления SSA, или сечение рассеяния / затухания может быть измерено / вычислено. Для отдельной частицы ее SSA зависит от размера частиц, формы частиц и показателя преломления материала. Для аэрозольного слоя коэффициент экстинкции / рассеяния аэрозоля можно использовать для расчета SSA. Для интегрированных в колонку аэрозолей AOD и SAOD могут использоваться для расчета интегрированной в колонку SSA. Для группы аэрозолей распределение размера аэрозоля повлияет на SSA.

Рисунок 2.

Среднегодовое аэрозольное воздействие в ясном небе в зависимости от SSA. SSA предписано, чтобы быть независимым от длины волны здесь. AOD при 550 нм равен 0,1, а остальные параметры такие же, как на рис. 1.

На рис. 2 показано, как изменяется воздействие аэрозоля по отношению к SSA. Очень важно отметить, что форсирование в TOA в решающей степени зависит от SSA. Когда SSA низкий, форсирование TOA является положительным. И наоборот, форсирование TOA становится отрицательным с высокими SSA. Аэрозольное воздействие обычно относится к воздействию TOA.Еще одной важной особенностью является то, что поверхностное воздействие становится больше (более отрицательным) с более низким SSA при фиксированном AOD. Другими словами, поглощающие аэрозоли являются более эффективными диммерами поверхности.

SSA является одним из внутренних свойств аэрозоля. Аэрозоли можно классифицировать по видам аэрозолей, наиболее распространенными из которых являются BC (черный углерод), OM (органическое вещество), пыль, сульфат, морская соль и нитрат. Известно, что морская соль, сульфат и нитрат в SSA близки к 1,0. В прошлом ОМ рассматривался как рассеяние на 100% (Myhre et al.2007; Stier et al., 2007), но в настоящее время широко распространено значительное поглощение благодаря компоненту коричневого углерода (Andreae & Gelencsér, 2006) (BrC). По-видимому, существуют большие различия в оценочной величине поглощения BrC (Alexander et al., 2008; Chakrabarty et al., 2010; Hoffer et al., 2006). Magi (2009, 2011) проанализировал данные воздушных судов над южной частью Африки и пришел к выводу, что значение OM SSA составляет 0,85 ± 0,05 при 550 нм. Существует вероятность того, что OM SSA на юге Африки может отличаться от других регионов.

волхвов (2009, 2011) также дает BC SSA. Согласно его полевым исследованиям, BC SSA составляет 0,19 ± 0,05 при 550 нм. BC SSA 0,19 очень близко к 0,185 из теоретического расчета агрегатов BC Chung et al. (2011), а также близко к 0,18 из лабораторного исследования Schnaiter et al. (2005). Во многих исследованиях используется очень высокий ССА (обычно около 0,3), и этот высокий ССА вытекает из предположения, что ВС является сферической частицей. BC имеет кластерную структуру, состоящую из множества мономеров, и Chung et al.(2011) рассматривал кластерную структуру для получения BC SSA. Когда предполагается, что BC является сферическим, Chung et al. (2011) обнаружил, что SSA BC составляет 0,32.

Dust SSA, по оценкам Müller et al., Составляет около 0,9. (2010) и 0,92 Eck et al. (2010) при 550 нм. Когда пыль переносится по загрязненным участкам, непыльные частицы, такие как BC, часто прикрепляются к пыли. Эти два полевых исследования (Müller et al., 2010; Eck et al., 2010), вероятно, выявили загрязненную пыль SSA. Чистая пыль SSA, вероятно, будет больше 0.92. Сочетание различных аэрозолей определит аэрозоль SSA. Когда аэрозоли богаты BC, например, SSA будет низким благодаря компоненту BC. Таким образом, аэрозольный SSA является показателем относительной численности каждого вида аэрозоля.

2.3. Параметр асимметрии (ASY)

Когда аэрозоли рассеивают свет, фазовая функция описывает угловое распределение рассеянной энергии. Фазовая функция P (cosΘ) является нормализованной функцией, такой что

∪02Ϟ∪0ϞP (cosζ) 4Ϟsinζ dζ dϳ = 1E3

где Θ обозначает угол между направлением входящего света и направлением рассеянного света.Когда Θ <π / 2, рассеяние называется рассеянием вперед, тогда как рассеяние обратно, когда Θ> π / 2.

Параметр асимметрии или коэффициент асимметрии g определяется следующим образом:

g = 12∪-11Pcosζcosζ dcosζE4

Когда прямое рассеяние равно обратному рассеянию, ASY становится равным нулю. ASY увеличивается, поскольку рассеяние вперед преобладает над рассеянием назад. Большие частицы имеют более высокий ASY. В атмосфере среднемесячный аэрозоль ASY колеблется от 0.От 6 до 0,82 (из анализа данных AERONET). AERONET (Holben et al., 2001) — наземная сеть солнечных фотометров, расположенных на более чем сотнях станций по всему миру.

Рис. 3.

Среднегодовое аэрозольное воздействие в ясном небе как функция 550 нм по азимуту AOD составляет 0,1, а остальные параметры такие же, как на рис. 1.

ASY оказывает большое влияние на аэрозольное воздействие на TOA, но оказывает незначительное влияние на атмосферное аэрозольное воздействие (рис. 3). Это связано с тем, что ASY не изменяет поглощение аэрозоля, которое доминирует в атмосферном воздействии.Большие значения ASY связаны с большим воздействием аэрозоля на TOA, поскольку аэрозоли с большим значением ASY меньше рассеивают солнечную радиацию в космос.

2.4. Показатель Ангстрема (α)

α описывает зависимость AOD от длины волны (или коэффициент поглощения аэрозоля). В случае показателя AOD по Ангстрему определение имеет следующий вид:

AODϙ = AODϙR (ϙϙR) -ϏE5

λ _R — эталонная длина волны и обычно составляет 550 нм. α не может быть отрицательным и может достигать 4.0. Более низкий α означает, что поглощение аэрозоля в большей степени не зависит от длины волны, что имеет место для более крупных частиц. Большие частицы связаны с более низким α и более высоким ASY.

На рис. 4 показано влияние увеличения α на воздействие аэрозоля. При увеличении α общее аэрозольное поглощение широкополосной солнечной радиации уменьшается. Таким образом, большой α связан с немного меньшим аэрозольным воздействием.

3. Другие факторы, контролирующие аэрозольное воздействие

В разделе 2 я дал обзор аэрозольных оптических свойств и объяснил, как эти свойства влияют на аэрозольное воздействие.Аэрозольное воздействие также зависит от неаэрозольных свойств, в частности от поверхностного альбедо и низкой облачности.

Поверхность играет важную роль в случае поглощения аэрозолей (то есть аэрозолей с низким SSA). Как показано на фиг.5, более высокое альбедо (то есть большее отражение на поверхности) увеличивает поглощение аэрозоля и, следовательно, воздействие аэрозоля на TOA, а также в атмосфере. Более высокое альбедо увеличивает поглощение аэрозоля, потому что поглощающие аэрозоли поглощают не только нисходящую солнечную радиацию, но и отраженную восходящую радиацию.Более высокое альбедо также уменьшает рассеивание аэрозоля обратно в пространство, что еще больше способствует усилению воздействия аэрозоля на TOA. Лед, снег и пустыня имеют высокое поверхностное альбедо.

Облако низкого уровня эффективно отражает солнечную радиацию, и поэтому поглощающие аэрозоли над облаком имеют большее поглощение, как продемонстрировали Подгорный и Раманатан (2001). Таким образом, поглощение аэрозолей над низкой облачностью усиливает аэрозольное воздействие так же, как поглощение аэрозолей на отражающих поверхностях. Разница между низкой облачностью и сильно отражающей поверхностью заключается в том, что аэрозоли могут быть расположены ниже или выше низкой облачности.Zarzycki and Bond (2010) изучали поглощение аэрозоля в условиях низкой облачности. Они обнаружили, что аэрозоли до н.э. над низкими облаками объясняют около 20% глобального бремени, но 50% форсирования.

Рисунок 4.

Среднегодовое аэрозольное воздействие в ясном небе как функция от α. AOD при 550 нм равен 0,1, а остальные параметры такие же, как на рис. 1.

4. Глобальное распределение оптических свойств аэрозоля

Здесь я представляю ограниченные наблюдениями оценки оптических свойств аэрозоля по всему земному шару.Основным наблюдением, используемым здесь, является AERONET (Aerosol Robotic NETwork), который представляет собой наземную сеть измерения оптических свойств аэрозоля (Holben et al., 2001), как упоминалось ранее. Есть сотни сайтов AERONET по всему миру, и все сайты расположены на суше или на острове. Я использую ежемесячный продукт уровня 2.0 из версии 2 на период 2001–2009 гг. В этом наборе данных значения предварительно и после калибровки откалиброваны, проверены облаком и гарантированы. AERONET предлагает AOD, SSA и ASY на нескольких длинах волн.При необходимости я логарифмически интерполировал AOD и линейно интерполировал SSA / ASY до желаемой длины волны.

Рисунок 5.

Рисунок 5. Среднегодовое аэрозольное воздействие в ясном небе как функция альбедо на поверхности земли. AOD равен 0,1, а остальные параметры такие же, как на рис. 1.

4.1. AOD при 550 нм

AERONET предлагает всемирно известные, но редко расположенные AOD. Чтобы получить глобально привязанную сетку AOD, я использую спутниковые наблюдения от MODIS (Спектро-радиометр для визуализации с умеренным разрешением) и MISR (Спектро-радиометр для многоугловой визуализации).MODIS — это спутниковый датчик на борту спутников Terra и Aqua. Я скачал Collection 5.1 Aqua и Collection 5.0 Terra M3 AOD при 550 нм. Terra AOD и Aqua AOD с разрешением 1º × 1º были преобразованы в ежемесячный комбинированный AOD с разрешением T42 с использованием следующего алгоритма: если в каждом сеточном блоке T42 имеется не менее 5 значений от каждого спутника, для удаления выбросов вычисляется медиана. Затем рассчитывается климатология 2001-2009 гг. Для каждого календарного месяца. Что касается MISR AOD, я скачал CGAS MIL3MAE.4 продукта. Обработка MISR AOD аналогична обработке MODIS AOD.

Я собрал AODONET, MODIS и MISR AOD при 550 нм следующим образом. 1) Я заполняю пробелы в MODIS AOD с помощью MISR AOD, используя метод итеративной разностно-последовательной коррекции, разработанный Cressman (1959). MODIS не дает AOD в пустынных районах, где MISR предлагает AOD. 2) Оставшиеся пробелы в MODIS + MISR AOD снова заполняются GOCART AOD с использованием метода Cressman (1959). 3) Пространственный паттерн в MODIS + MISR + GOCART AOD связан с разреженно распределенными значениями AERONET AOD, используя Chung et al.(2005), как показано ниже.

N_AODj = MMG_AODj × ∑iAERONETj, idj, i4∑iMMG_AODj, idj, i4E6

Где N_AODj — это скорректированное новое значение AOD в сетке j, AERONETj, i — это местоположение AERONET_ AOD в AOD j, dj, i — расстояние между j и i, и MMG_AODj, i — MODIS + MISR + GOCART_AOD в сетке AERONETj, i . Eq. 6 применяется для каждого календарного месяца. В этом методе ассимиляции порядок влияния — AERONET> MODIS> MISR> GOCART.

Рис. 6 визуализирует ассимилированный AOD. AOD велик по пустыням, таким как Сахара и Гоби и их области ниже по течению. AOD также имеет большой охват областей сжигания биомассы и ископаемого топлива, таких как Восточная Азия, Южная Азия, Южная Африка и Амазонка.

4.2. SSA при 550 нм

Чтобы получить глобальный SSA, я собрал данные AERONET и имитацию GOCART следующим образом. Во-первых, GOCART SSA вычисляется с использованием GOCART AOD следующим образом:

SSAϙR = (0,741 × ϢCAϙR + 0,957 × ϢDϙR + ϢrestϙR) / ϢϙRE7

CA представляет углеродистые аэрозоли. D представляет пыль. 0,957 — это пыль SSA. Это число поступает от AERONET SSA на сайты, которые дают AAE около 2,41 ~ 2,42. CA SSA, равный 0,741, выбран, чтобы минимизировать глобальную / годовую среднюю разницу между GOCART SSA и AERONET SSA.

Затем эти SSA GOCART дополнительно настраиваются AERONET SSA, как показано ниже.

(1-N_SSAj) = (1-G_SSAj) × 1i1-AERONETj, idj, i4∑i1-G_SSAj, idj, i4E8

Как и уравнение. 6, уравнение 8 максимизирует влияние данных AERONET.Применяя формулу 8, окончательный SSA имеет ограничения наблюдений в региональных масштабах.

Рисунок 6.

Аэрозольная оптическая глубина (AOD) при 550 нм, полученная из наблюдений AERONET, MODIS и MISR.

На рис. 7 показан глобальный аэрозольный SSA при 550 нм. Низкий SSA означает поглощение аэрозолей. Как правило, аэрозоли с SSA <0,9 считаются поглощающими. Как видно из рисунка, районы сгорания тяжелой биомассы, такие как южная часть Африки, показывают самый низкий SSA. Это связано с тем, что эти области выделяют большие количества BC и относительно меньшие количества рассеивающих аэрозолей, таких как сульфат.На большей части океана доминирующими аэрозолями являются морская соль, которая имеет около 1,0 в SSA.

4.3. ASY при 550 нм

Чтобы получить глобальное значение ASY, я собрал данные AERONET и имитацию GOCART следующим образом. Во-первых, GOCART ASY вычисляется с использованием GOCART SAOD следующим образом.

ASYϙR = (0,62 × SAODCAϙR + 0,69 × SAODsulϙR + 0,66 × SAODDϙRE9

+ 0,778 × SAODfsϙR + 0,85 × SAODcsϙR) / SAODϙRE10

SAOD _sul (λ _R ) относится к SAOD при 550 нм для сульфата. «Fs» относится к мелкой морской соли, а «cs» относится к крупной морской соли.Числа 0,62, 0,69 и 0,66 выбраны в соответствии с AERONET ASY. Числа 0,778 и 0,85 взяты из данных OPAC (Оптические свойства аэрозолей и облаков) (Hess et al., 1998). GOCART SAOD рассчитывается по AOD и SSA, где SSA назначается следующим образом: 0,19 для BC, 0,85 для OM, 0,96 для пыли и 1,0 для остальных. См. Раздел 2.2 для этих номеров.

Рис. 7.

при 550 нм, полученное с помощью моделирования AERONET и GOCART.

Наконец, эти GOCART ASY настраиваются с помощью AERONET ASY, как показано ниже.

N_ASYj = G_ASYj + ∑iAERONETi, j − G_ASYj, idj, i4∑i1dj, i4E11

Применяя формулу 10, окончательная ASY имеет наблюдательное ограничение в региональных масштабах. На рис. 8 показана глобальная ASY при 550 нм. Опять же, низкий ASY связан с мелкими частицами. Как показано на рис. 8, области сжигания биомассы имеют тенденцию демонстрировать низкую ASY. Это связано с тем, что аэрозоли, сжигающие биомассу, состоят в основном из BC и OM, и эти два вида аэрозолей являются наименьшими. Поскольку BC просто рассеивается, аэрозоль сжигания биомассы ASY в значительной степени представляет собой OM ASY.Области сжигания ископаемого топлива также показывают относительно низкую ASY. Большие значения ASY наблюдаются над пустынями и районами, расположенными ниже по течению, а также над океаном, потому что пыль и морская соль являются самыми большими аэрозолями.

5. Глобальное аэрозольное воздействие

В разделе 4 я представил ограниченные по наблюдениям AOD, SSA и ASY при 550 нм. В методе, подобном ассимиляции ASY, я генерирую ограниченный наблюдениями показатель α и co-albedo Ångström. Ко-альбедо является 1-SSA. Теперь у меня есть все входные параметры аэрозоля, необходимые для расчета аэрозольного воздействия, кроме его вертикального профиля.Вертикальный профиль и модель излучения такие же, как у Chung et al. (2005), где была принята модель Монте-Карло аэрозольного облачного излучения (MACR) с наблюдаемыми облачными эффектами от ISCCP (Международный проект по спутниковой облачной климатологии). Все расчеты даны для солнечного излучения и для прямого воздействия.

Рис. 8.

(ASY) при 550 нм, полученный с помощью моделирования AERONET и GOCART.

На рис. 9 показано общее (естественное + антропогенное) воздействие аэрозоля на земной шар.Вынужденное воздействие в основном отрицательное, и большие отрицательные значения, как правило, связаны с высоким AOD, то есть большим аэрозольным бременем в атмосфере. Некоторые области имеют значительно положительное воздействие вместо этого. Например, аэрозоли над восточной тропической Атлантикой (между уравнениями и 20ºС) имеют огромное положительное воздействие. Этому положительному воздействию способствует облако низкого уровня. Чтобы быть уверенным, мы повторили расчет излучения без облаков (рис. 10). Форсирование в ясном небе устраняет эту функцию позитивного форсирования. Оставшееся положительное воздействие на рис.10 по всем отражающим поверхностям, таким как пустыня, лед. В отсутствие альбедо с высоким содержанием сульфатов и низкой облачности воздействие аэрозоля везде отрицательно.

Приближенное к нулю воздействие на рис. 9 обычно связано с очень небольшим количеством аэрозоля. Однако воздействие, близкое к нулю, которое происходит между значительно положительными и значительно отрицательными воздействиями, содержит значительное количество аэрозолей. Хотя эти аэрозоли имеют почти нулевое воздействие на TOA, они всегда имеют большое положительное воздействие в атмосфере или большое отрицательное воздействие на поверхности.Отмена между воздействием на поверхность и атмосферным воздействием делает нулевое воздействие на TOA. Эта отмена происходит, когда аэрозольный SSA находится в пределах определенного диапазона, связанного с определенным альбедо поверхности и наличием низких облаков.

Рисунок 9.

Оценка аэрозольного воздействия (естественная + антропогенная) в TOA. Облачные эффекты включены здесь.

Рисунок 10.

Оценка аэрозольного воздействия (естественная + антропогенная) в TOA. Облачные эффекты здесь не включены.

Глобальное среднее аэрозольное воздействие обобщено в таблице 2. Как ясно видно из таблицы 2, облачность значительно увеличивает аэрозольное воздействие с −4,3 Вт ^-2 до -2,0 Вт ^-2 . Удивительно, но облако немного уменьшает форсирование атмосферы, что указывает на то, что усиление форсирования при низкой облачности не так сильно, как уменьшение форсирования средней или высокой облачностью. Однако этот результат (то есть влияние облаков на воздействие атмосферы) чувствителен к вертикальному профилю аэрозоля, и в настоящее время существует большая неопределенность в вертикальном профиле аэрозоля.Chung et al. (2005) использовали идеализированный профиль.

Таблица 2.

Глобальные средние общие (природные + антропогенные) оценки воздействия аэрозолей.

6. Заключение

До сих пор я обсуждал фундаментальные оптические свойства аэрозоля и их влияние на аэрозольное воздействие и дал ограниченную наблюдением оценку глобального аэрозольного воздействия. Хотя некоторые важные темы здесь не обсуждаются, представленный здесь материал является хорошей отправной точкой в ​​изучении науки об аэрозольном радиационном воздействии, на мой взгляд.

Благодарность

Автор хотела бы поблагодарить Kyunghwa Lee за ее техническую поддержку.Эта работа была поддержана Национальным исследовательским фондом Кореи (NRF 2012-0004055).