Диссертация (1097516), страница 12

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 12)

1.20. Данные нейтронного монитора обс. Апатиты (Ф’=63.3) для двух форбуш-понижений галактических космических лучей: а – 4.08.1972 г.; б – 15.02.1978 г.64В целом процесс влияния Форбуш-понижений ГКЛ на стратосферный озонможет выглядеть следующим образом:Начало форбуш-понижения ГКЛ  уменьшение скорости ионообразования увеличение температуры (или изменение электрических параметров) в нижнейстратосфере  понижение скорости ядрообразования  замедление гетерогенныххимических процессов  увеличение озона.Первые экспериментальные доказательства воздействия форбуш-понижений наметеопараметрыатмосферы(увеличениетемпературы,изменениеиндексазавихренности) приведены в работах [Reiter, 1979; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen,1991]. Впоследствии эти результаты были подтверждены в работе [Веретенненко,Пудовкин, 1994], где было показано, что форбуш-понижения ГКЛ сопровождаютсяизменениями в величине облачного покрова в области высоких широт.

О воздействиифорбуш-понижений ГКЛ на озоносферу сообщалось, за исключением работ с участиемавтора [Шумилов, Касаткина и др., 1997; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a], лишь вработах [Reiter, 1979; Lastovicka, 2003]. Повышения ОСО после форбуш-пониженийГКЛ авторы [Reiter, 1979; Lastovicka, 2003] объясняют стратосферными интрузиямивоздушных масс в тропосферу и изменениями циркуляционного режима. Во всякомслучае, все эти экспериментальные результаты подтверждают приведенную вышепоследовательность событий, предлагаемую в качестве механизма воздействияфорбуш-понижений ГКЛ на озоновый слой. Причем, в [Lastovicka, 2003] сообщается одвух зонах, где этот эффект наиболее ярко проявляется – Северная Атлантика-Европа иВосточная Сибирь-Алеутские о-ва. Эти выводы подтверждают наши результаты,изложенные в одной из следующих глав, о существовании определенных регионов илизон, где воздействие внешних факторов (включая солнечную активность) на атмосферуи климат проявляется максимальным образом [Касаткина и др., 2006].1.7 Выводы.1.

Впервые обнаружено образование озонных «минидыр» (понижений ОСОболее15%),вызываемыхрелятивистскими«минидыры», сопровождающиесолнечнымисобытия СКЛ, возникаютпротонами.Озонныеместной весной исосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки. Обнаруженныйэффект не связан с явлением северо-южной асимметрии в проникновении солнечныхпротонов в полярные шапки двух полушарий и обусловлен метеорологическими65факторами сезонного характера.

Результат позволит оценить вклад атмосферныхвысыпаний релятивистских солнечных протонов в современные и будущие измененияозонового слоя в полярных областях.2. Образование озонных “минидыр” во время GLE, равно как и увеличения ОСОпосле форбуш-понижений ГКЛ, нельзя объяснить в рамках обычной гомогеннойфотохимической теории.3. Впервые экспериментально обнаружено увеличение общего содержания NO2в высоких широтах, вызванное солнечным протонным событием типа GLE 2 мая 1998года. Результаты модельных расчётов увеличения NO2 показали достаточно хорошеесовпадение с экспериментом. Показано, что не всегда значительные количестваазотных составляющих в атмосфере приводят к разрушению общего содержания озона.4.

Полученные результаты указывают на необходимость учета воздействия СКЛи ГКЛ на химический состав атмосферы при разработке радиационных моделей.66Глава 2 Воздействие солнечных и галактическихкосмических лучей на содержание аэрозолей ввысокоширотной атмосфере.2.1 Воздействие СКЛ на аэрозольный слой высокоширотнойатмосферы: данные экспериментальных наблюдений.Основными источниками сульфатных аэрозолей в атмосфере являютсявулканические извержения, антропогенные эмиссии и биологическая активность(фитопланктон).

Вклад каждого из перечисленных агентов в увеличение аэрозольнойконцентрации в стратосфере различен в двух полушариях и меняется с широтой.Антропогенные загрязнения являются главным источником серной кислоты вАрктической зоне, в то время как эмиссии фитопланктона являются доминирующимфактором в Антарктиде [Langner et al., 1992]. Вулканические извержения также играютнемаловажную роль в качестве источника серных эмиссий в стратосфере.

Например,извержение вулкана Пинатубо в 1991 г. увеличило содержание серной кислоты встратосфере в 50 раз [Tolbert, 1994].Помимо перечисленных выше существуют и другие естественные источникиаэрозолей в стратосфере. Это корпускулярные потоки космического излучения.Впервые увеличение аэрозольной концентрации (более 50%) на высоте 15-25 км послепротонного события типа GLE 16.02.1984 г. было обнаружено экспериментально поданным лидарных измерений в обс. Верхнетуломский Мурманской обл.

(68.6N,31.8E) [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov et al., 1993b;2000; Kasatkina et al., 1994b; 1998a; 1998b; 1999b; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; 2001;Kasatkina, Shumilov, 2005].Солнечное протонное событие 16.02.1984 г. было вызвано вспышкой,произошедшей за западным лимбом Солнца (см. Таблицу 1). Это протонное событиеимеет жесткий энергетический спектр и относится к классу GLE. В максимуме потокпротоновсэнергиями84-200МэВдостигвеличины5частицсм 2 с 1 стер 1 МэВ 1 [Hargreaves et al., 1987].В феврале 1984 г. в обс.

Верхнетуломский действовал стационарный лидар.Лидар используется как средство дистанционного мониторинга вертикальныхпрофилей атмосферы и предназначен для исследования пространственно-временныххарактеристик стратосферного аэрозоля с целью выяснения загрязнения окружающейсреды до высот 40 км [Байдалов, 1978]. В качестве приемных и передающих антенн67оптического излучения применяются телескопы с диаметрами 50 см и 20 смсоответственно. В лидаре используются два типа твердотельных лазеров на рубине сдлиной волны =694.3 нм и гранате (=532.0 нм).На рис.2.1 представлены высотные профили коэффициента обратного рассеянияR(H) лидарного сигнала на длине волны =694.3 нм для февраля 1984 г.

Величинакоэффициента обратного рассеяния R(H) определяется выражением:R(H)=(мол+аер)/мол(2.1),где мол и аер - полные сечения обратного рассеяния на молекулах и аэрозоляхсоответственно. Пропуск данных 16, 17 февраля объясняется отсутствием измеренийиз-за плохой погоды. Как видно из рис.2.1, на высоте 15-20 км 18 февраля, т.е. черездва дня после события, наблюдается увеличение обратного рассеяния, чтосоответствует увеличению концентрации аэрозольных частиц с радиусом r  0.69 мкм.Для исключения воздействия метеорологических факторов и связанного с этимслучайного совпадения событий был проведен анализ метеорологической ситуации врайоне Кольского п-ва.

В соответствии с данными синоптических карт для уровня 100Гпа в период с 15 по 19 февраля 1984 г. Кольский п-в находился в наиболее холоднойчасти циркумполярного вихря, близко к его границе, и за весь исследуемыйдинамических изменений в указанном районе не наблюдалось [Касаткина и др., 1999].Принимая во внимание, что βm = nmσm и βa = naσa, где nm и na – молекулярная иаэрозольная концентрации соответственно; σa = 2.5·10-11см2ср-1 – сечение аэрозольногорассеяния и σm = 2·10-28см2ср-1 – сечение молекулярного рассеяния [DeLuisi et al., 1975],выражение (2.1) можно записать в виде:R – 1 = (naσa)/(nmσm)(2.2)Подставив значения σa и σm в (2.2) и полагая, что они не зависят от высоты, дляλ=639.4 нм можно записать:na = 0.8·10-17(R – 1)nm(2.3)68Рис.

2.1. Высотные профили коэффициента обратного рассеяния R(H) лидарногосигнала на длине волны =694.3 нм по данным измерений обс. Верхнетуломский(68.6N, 32.8E): а) 13 (кривая 1) и 15 (кривая 2) февраля, б) 18 февраля, в) 19 февраля иг) 20 февраля 1984 г. Штриховыми линиями изображены фоновые значения R(H),усредненные за пять невозмущенных дней. Значеня погрешности измерений нанесеныгоризонтальными линиями.На рис. 2.2 приведены профили аэрозольной концентрации, рассчитанные поформуле (2.3) для спокойного дня (кривая 1) и для возмущенного дня 18 февраля 1984г.

(кривая 2). Как видно из рис. 2.2, увеличение аэрозольной концентрации поотношению к фоновым значениям составляет приблизительно 50% на высоте 15-25 км.Позднее наши результаты были подтверждены в ряде экспериментальныхнаблюдений увеличения количества аэрозолей в атмосфере после протонных событий69как по данным наземных лидарных измерений [Маричев и др., 2004; Миронова,Пудовкин, 2005], так и по спутниковым данным [Веретененко и др., 2007].

Самолетныеизмерения также зафиксировали образование аэрозольного слоя в верхней стратосферепод действием космических лучей [Eichkorn et al., 2002]. О наблюдениях необычныхаэрозольных слоев в высокоширотной стратосфере во время солнечных протонныхсобытий сообщалось также в работе [Gerding et al., 2003].Рис.2.2. Высотные профили аэрозольной концентрации, рассчитанные по ф-ле (2.3)для спокойного дня (кривая 1) и для возмущенного дня 18 февраля 1984 г. (кривая 2);высотный профиль ядер конденсации CN, рассчитанный для события GLE 16 февраля1984 г.

по ф-ле (2.4) – кривая 3.2.2 Моделирование воздействия СКЛ на концентрацию аэрозолей ввысоких широтах и механизм ионной нуклеации.Для расчета изменений аэрозольной концентрации во время протонных событийбыл использован механизм ионной нуклеации [Arnold, 1982], согласно которому ионы,образующиеся в процессе ионизации в атмосфере, являются центрами ассоциациимолекул серной кислоты и, разрастаясь до размеров кластеров, образуют ядра70конденсации CN, которые становятся центрами образования аэрозольных частиц.Скорость ионной нуклеации зависит от скорости ионообразования в атмосфере, а такжеот концентрации серной кислоты [H2SO4], температуры, влажности и атмосферногодавления [Yu, Turco, 2001].Для расчета скорости ионной нуклеации J (см-3с-1) было использовановыражение [Arnold, 1982]:J = Q (1 + (Q)1/2/K [H2SO4])-Nc(2.4)где =10-7см-3с-1 – коэффициент ионной рекомбинации; К=10-9см-2с-1 – коэффициентассоциации молекул H2SO4; [H2SO4] – концентрация молекул серной кислоты; Nc –минимально необходимое для устойчивости кластера количество молекул H2SO4 (Nc=3для высоты h27 км и Nc=10 для высоты h>27 км [Arnold, 1982]).На рис.

2.2 (кривая 3) приведен высотный профиль ядер конденсации CN,рассчитанный с использованием формулы (2.4) и распределения H2SO4 по высоте длязимних условий [Arnold, 1982]. Как видно из рис. 2.2, расчетные значения CN напорядок превышают экспериментальные значения концентрации аэрозолей (кривая 2),в то же время выше 27 км и ниже 16 км экспериментальные и теоретические кривыесовпадают. Высота (h=27 км) приблизительно соответствует верхней границе, вышекоторой аэрозольные частицы становятся нестабильными [Arnold, 1982]; нижняяграница (h=16 км) соответствует резкому понижению скорости ионообразования (см.рис.

Характеристики

Список файлов диссертации