Диссертация (Особенности пространственно-временной структуры эффектов солнечной активности и вариаций космических лучей в циркуляции нижней атмосферы), страница 61

У нижней границы облака наблюдается уменьшение радиационного выхолаживанияна 1.5ºС/сут по сравнению с безоблачным небом. Согласно результатам, полученнымГорчаковой [Горчакова, 1989, 1991] даже оптически тонкие перистые облака могут уменьшитьпоток уходящего теплового излучения на 10 Вт·м−2, в случае же оптически толстыхуменьшение может доходить до 90−100 Вт·м−2.

Таким образом, изменение количестваперистых облаков может оказаться достаточно важным фактором для теплового режиматропосферы и стратосферы, особенно в зимний период, когда поступление коротковолновойсолнечной радиации в высокие широты значительно уменьшается.Поскольку уходящие потоки длинноволновой радиации существенно различаются взависимости от характера (степени прогретости) подстилающей поверхности, влияниеизменений облачного покрова на тепловой режим нижележащей атмосферы может также271а)б)Рис.6.1.

а) Вертикальные профили радиационного охлаждения в атмосфере при наличииперистой облачности: 1 − 7 июня 1989 года; 2 − 31 мая 1989 года. Заштрихованные областипоказывают расположение облака. б) Вертикальные профили радиационного охлаждения: 1 − вслое перистой облачности 6.3-7.6 км, 2 − для безоблачного неба. По данным работ [Горчакова,1989, 1991].различаться. На рис.6.2 показано распределение потоков уходящего излучения, осредненных зазимние месяцы (январь-февраль) 1982 года, над североатлантическим регионом, построенноеподаннымEarthSystemResearchLaboratory(бывшийClimateDiagnosticCenter,http://www.cdc.noaa.gov).

Видно, что потоки уходящего излучения составляют ~140−150 Вт·м−2над ледниковой поверхностью Гренландии и ~200 Вт·м−2 над более теплой океаническойповерхностью. Область юго-восточного побережья Гренландии характеризуется наличиемвысоких температурных контрастов (рис.2.29-2.30), что создает условия для формирования награнице теплой и холодной воздушных масс арктических фронтов. Восходящие движениявоздуха вдоль фронтальной поверхности, в свою очередь, способствуют образованию облаков.Таким образом, в районе юго-восточного побережья Гренландии, попадающего в областьвысыпания протонов с энергиями > 90 МэВ, складываются благоприятные условия дляэффектов СПС в вариациях состояния облачности. Поскольку частицы СПС в бóльшей частислучаев не доходят до высот формирования перистых облаков (~6−10 км), возможныймеханизм увеличения облачности при увеличении скорости стратосферной ионизации272включает, по-видимому, изменения интенсивности электрических токов [Tinsley, 2008; Lam andTinsley, 2016].

Отепляющий эффект облачности может варьировать в зависимости отинтенсивности уходящего излучения, способствуя усилению поля температуры в тропосфере иувеличению температурных контрастов в арктической фронтальной зоне, которые, в своюочередь, влияют на интенсивность циклонических процессов, усиливая адвекцию холода.Следует отметить, что нижняя граница перистой облачности (область наибольшего разогрева)наблюдается на высотах ~6 км, т.е. вблизи уровня 500 гПа (высота ~5−6 км), где достигаютмаксимумаградиентытемпературывысотныхфронтальныхзон[Воробьев,1991].Значительный вклад в активацию фронтальной зоны может внести также и скрытая теплота(теплота фазовых переходов), выделяющаяся при переходе водяного пара в жидкое или твердоесостояние.Ougoing long-wave radiation. January-February 1982.300Latutude80°Cutoff rigidity0.4GV60°25020040°20° °-120- 80°- 40°Longitude0°40°1502W/mРис.6.2.

Распределение потоков уходящего длинноволнового излучения (в Вт·м−2 ) в североатлантическом регионе в зимние месяцы (по данным http://www.cdc.noaa.gov). Красной линиейпоказана вертикальная жесткость геомагнитного обрезания для заряженных частиц с энергиями~90 МэВ [Shea and Smart, 1983].Изменения состояния облачности могут также оказывать непосредственное влияние наэволюцию синоптических систем в умеренных широтах. Облачность, формирующаяся вциклоне, в летний период способствует понижению температуры воздуха, что ослабляетадвекцию холода вследствие уменьшения разности температур. В зимнее время облачностьспособствует повышению температуры в циклоне, что приводит к сохранению адвекции холодав течение более длительного времени [Матвеев, 1991]. Таким образом, наряду с увеличениемтемпературных контрастов во фронтальных зонах интенсификация облакообразования в самом273циклоне также может способствовать более интенсивной адвекции холода, которая являетсяосновной причиной усиления регенерации циклонов в ходе исследуемых солнечных протонныхсобытий (раздел 2.2.4).

Важным источником тепла, способствующим углублению циклона,является также тепло, выделяющееся в результате конденсации водяного пара при развитииоблачности.Для эволюции антициклонов, в отличие от циклонов, важную роль играет адвекция тепла.Вследствие нисходящих воздушных потоков в центральных частях антициклонов, как правило,малооблачно. В связи с этим приток радиации к земной поверхности в антициклонахумеренных и высоких широт положителен в летнее время и отрицателен в зимнее.

В результателетом разность температур между антициклоном и окружающей средой достаточно быстровыравнивается, что приводит к ослаблению адвекции тепла и разрушению антициклона. Зимойрадиационное выхолаживание в антициклоне способствует более длительному сохранениюразности температур и, соответственно, адвективного притока тепла, тем самым увеличиваявремя жизни антициклона [Матвеев, 1991]. Таким образом, ослабление облачности в ходеФорбуш-пониженийГКЛможетпривестикболееинтенсивномурадиационномувыхолаживанию в антициклоне, что будет создавать более благоприятные условия для егорегенерации (преобразованию в стационарный блокирующий антициклон), поддерживаяконтраст температуры между антициклоном и теплым воздухом над Северо-Атлантическимтечением.

Действительно, согласно данным работ [Pudovkin and Veretenenko, 1995; Veretenenkoand Pudovkin, 1997] изменения облачности в ходе Форбуш-понижений ГКЛ наиболее четковыражены над территориями с антициклоническими условиями и преобладающей перистойоблачностью (ст. Оленек, Верхоянск, Якутск в области формирования зимнего Азиатскогоантициклона).Следует отметить, что изменения температурного режима нижней атмосферы в ходеэнергичных СПС могут быть связаны также с уменьшением содержания стратосферного озонаврезультатеповышенияконцентрацииокисиазотаиинтенсификацииазотногокаталитического цикла разрушения озона в ходе мощных протонных событий (раздел 2.1.2).

Вусловиях зимней полярной ночи озон действует как парниковый газ, поскольку имеет рядколебательно-вращательных полос поглощения в инфракрасной области (наиболее сильнымиявляются полосы с максимумами около 4.75, 9.57 и 14.2 мкм) [Перов и Хргиан, 1980].Уменьшение содержания озона в связи с наиболее мощными СПС может способствовать болееинтенсивному выхолаживанию полярной атмосферы, тем самым увеличивая разностьтемператур между высокими и умеренными широтами.Изменения перистой облачности в районе арктической фронтальной зоны у побережьяГренландии может обеспечить достаточно большое поступление энергии в атмосферу за счет274модуляции уходящего излучения.

Предположим, что образующаяся перистая облачностьоптически тонкая и уменьшает поток уходящей радиации на 10 Вт·м−2 [Горчакова, 1989, 1991].Тогда в область, вытянутую вдоль западного побережья Гренландии на ~10 градусов (3000 км)и шириной ~100 км, за сутки поступит дополнительная энергия ~3·1024 эрг, что соизмеримо соскоростью преобразования доступной потенциальной энергии в кинетическую энергиюциклона ~1025 эрг/сут (раздел 2.5). Величина дополнительной энергии может оказатьсясущественно (в ~10 раз) больше в случае оптически толстых облаков.

Таким образом, несмотряна небольшую величину энергии, вносимой непосредственно частицами космических лучей ватмосферу, изменения притока дополнительной энергии к атмосфере за счет модуляцииуходящей радиации вариациями состояния облачности могут оказаться вполне достаточнымидля энергетического обеспечения наблюдаемых изменений в эволюции циклонов.

В связи сэтим отпадает необходимость постулировать поступление дополнительной энергии извне(например, солнечной коротковолновой радиации, энергии ГКЛ и СКЛ). Атмосфера обладаетдостаточным запасом энергии, чтобы обеспечить изменения состояния внетропическихбарическихсистем.Ролькосмическихчастицсводится,такимобразом,толькокперераспределению этой энергии.6.2. Формирование долговременных эффектов СА/ГКЛ в тропосферной циркуляции:модулирующая роль циркумполярного вихряРезультаты исследования, представленные в главе 4, показали, что эффекты СА/ГКЛ ввариацияхдавленияопределяемуюимеютположениемчетковыраженнуюглавныхатмосферныхширотно-региональнуюфронтов.Статистическиструктуру,значимыеизменения давления в связи с вариациями ГКЛ наблюдаются преимущественно в умеренных ивысоких широтах, где происходит формирование и развитие внетропических циклонов.Области наиболее высоких коэффициентов корреляции между давлением и потоками ГКЛсовпадают с климатическим положением полярных фронтов, что свидетельствует о влияниивариаций ГКЛ на развитие циклонических процессов.

С другой стороны, для широтных поясов40−65º обоих полушарий характерны пороги геомагнитного обрезания Rc ~0.5−7 ГВ (напр.,рис.2.36 и 2.41), что допускает высыпания частиц с минимальными энергиями от ~120 МэВ до~6 ГэВ. Как показывают данные на рис.6.3 (из работы [Mironova et al., 2015]), вариации в 11летнем цикле наблюдаются преимущественно для частиц ГКЛ с энергиями <º10 ГэВ, при этом внаибольшей степени испытывают вариации частицы с энергиями в диапазоне от ~100 МэВ до~1 ГэВ. Таким образом, во внетропических широтах складываются благоприятные условия дляразвития эффектов ГКЛ как с точки зрения метеорологии (наличие областей высокихградиентов температуры, способствующих развитию фронтальных циклонов), так и геофизики275(высыпание низкоэнергичной компоненты ГКЛ, наиболее варьирующейся в 11-летнемсолнечном цикле).Рис.6.3.