Диссертация (1145308), страница 21
Текст из файла (страница 21)
Индекс VAI былпредложен в работе Робертса и Олсона [Roberts and Olson, 1973] для количественнойхарактеристики циклонической активности. Для расчета индекса использовались значенияабсолютной завихренности Ω az , которая определяется как сумма планетарной завихренности(параметра Кориолиса), обусловленной вращением Земли, и относительной завихренности Ω z ,характеризующей вращение воздушной массы в горизонтальной плоскости (напр., [Матвеев,1991]).
Относительная завихренность записывается какΩz =∂v ∂u,−∂x ∂y(2.5)где u, v − проекции скорости ветра на оси x и y, направленные, соответственно, на восток исевер. Планетарная завихренность (параметр Кориолса), равна 2ω sin ϕ , где ω − угловаяскорость вращения Земли, ϕ− географическая широта. Таким образом, абсолютнаязавихренность может быть записана следующим образом:Ω az = Ω z + 2ω sin ϕ .(2.6)Согласно определению Робертса и Олсона, индекс VAI равен суммарной площади областей (вкм2), где абсолютная завихренность превышает 20⋅10−5 с−1. При расчете индекса такжедобавляется площадь, где завихренность превышает 24⋅10−5 с−1. Поскольку положительнаязавихренность наблюдается в циклонах и ложбинах (для северного полушария), индекс VAIхарактеризует площадь, охваченную областями пониженного давления.Индекс зональной циркуляции был предложен Блиновой Е.Н.
[Блинова, 1943] дляхарактеристики интенсивности зонального потока в умеренных широтах. Зональный потоквозникает вследствие барического градиента, направленного к высоким широтам, и отклонениясилойКориолиса воздушныхмасс,перемещающихосявдоль барическогоградиента(барический градиент определяется как − dp / dn , где n – нормаль к изобаре, и направлен всторону убывания давления). Индекс Блиновой характеризует угловую скорость вращения88ϕ ,ϕ 2атмосферы относительно Земли и определяется как α p1= (α / ω ⋅ 10 3 ) , где α − средняяугловая скорость атмосферного потока в поясе умеренных широтах ϕ1 , ϕ 2 ( ϕ1 = 45; ϕ 2 = 65º),ω − угловая скорость вращения Земли, p − изобарический уровень.Исследования, проведенные в работах [Olson et al., 1975] обнаружили, что солнечныевспышки приводят к увеличению индекса VAI, что указывало на увеличение площади, занятойциклонами и ложбинами, т.е.
усиление циклонической активности. Аналогичные результаты,указывающие на усиление циклонической активности в связи со вспышками на Солнце, былиполучены в работах [Пудовкин и Веретененко, 1992; Pudovkin and Babushkina, 1992а], где былообнаружено понижение зонально осредненного давления в области широт 55−70ºN и усилениезональнойциркуляции(индексаБлиновой),предшествующееразвитиюϕ ,ϕ2геомагнитных возмущений.
Поскольку индекс зональной циркуляции α p1эффектовна изобарическомуровне p зависит от разности зонально осредненных геопотенциальных высот Φ p (ϕ ) данногоуровня на границах широтного пояса ϕ1 , ϕ 2 (напр., [Машкович и др., 1958]), по изменениюиндекса зональной циркуляции можно оценить изменения разности высот изобарическихуровнейϕ1 ,ϕ 2Φ p (ϕ1 ) − Φ p (ϕ 2 ) = ∆Φ p=α ϕp1 ,ϕ2g0⋅ r 2 ⋅ ω ⋅ (cos 2 ϕ1 − cos 2 ϕ 2 ) ,(2.7)где r − расстояние до центра Земли, ω − угловая скорость вращения Земли, g 0 − ускорениесвободного падения.
Оценки, проведенные согласно формуле 2.7 в работе [Pudovkin andBabushkina, 1992а], показали, что после солнечной вспышки в ближайшие 1−2 сутокпроисходит понижение изобарических уровней на 17−19 геопотенциальных метра (гп. м) навсех уровнях тропосферы в высокоширотной области (60−70ºN). Исследование измененийциркуляции атмосферы в связи с солнечными протонными событиями, проведенное ранее вработе [Zerefos, 1975], также показало понижение высот изобарических уровней в нижнейстратосфере и верхней тропосфере на 20 гп. м в высоких широтах (в районе северо-западнойГренландии).На основе приведенных выше данных и с учетом того, что наиболее значимые эффектысолнечных вспышек имеют место преимущественно в высоких широтах, авторами работ[Веретененко и Пудовкин, 1993; Pudovkin and Veretenenko, 1996] было предположено, чтоосновным агентом, вызывающим изменения циркуляции в первые сутки после солнечнойвспышки являются солнечные космические лучи.
Для проверки данного предположения, былопроведено исследование вариаций индекса зональной циркуляции (индекса Блиновой) в связи ссолнечными протонными событиями. Как показало исследование, статистически значимый89отклик атмосферной циркуляции на вторжения СКЛ наблюдался только для событий,сопровождавшихся возрастанием потока частиц с энергиями >90 МэВ достигающими высотстратосферы (рис.2.2). Уровень значимости нулевой гипотезы p составлял 0.05 согласнокритерию Стьюдента, и, соответственно, уровень доверия P = 1 − p был равен 0.95*. Длясобытий с энергиями частиц менее 90 МэВ эффекты оказались слабо выраженными истатистически незначимыми. На рис.2.15 приведены средние значения вариаций (отклоненийот сезонного хода) индекса Блиновой δ (α / ω ⋅ 10 3 ) , полученные методом наложения эпох дляСПС с различными энергиями частиц.
Протонные события отбирались для холодногополугодия, когда, по данным ряда авторов (напр., [Мустель, 1968, 1974; Wilcox et al., 1974;Tinsley et al., 1989] и т.д.), эффекты различных явлений солнечной активности в тропосфернойциркуляции наиболее четко выражены.
Таким образом, результаты исследования [Веретененкои Пудовкин, 1993; Pudovkin and Veretenenko, 1996] подтвердили важную роль СКЛ, как одногоиз связующих звеньев между вариациями солнечной активности и циркуляцией нижнейатмосферы.δ(α/Ω∗103)4.0500 гПа3.012.01.0-1.0∆t, сут20.0-6-4-202468-2.0-3.01 - Е >90 МэВ (N=27)2 - Е <90 МэВ (N=29)-4.0Рис.2.15. Вариации индекса зональной циркуляции (индекса Блиновой) на изобарическомуровне 500 гПа в холодное полугодие (октябрь-март), полученные методом наложения эпохдля СПС [Веретененко и Пудовкин, 1993; Pudovkin and Veretenenko, 1996]: кривая 1 − СПС сэнергиями частиц Е > 90 МэВ (число событий N=27), кривая 2 − СПС с энергиями частиц Е <90 МэВ (число событий N=29).
Момент ∆t = 0 соответствует дню начала события.Исследование реакции высокоширотной атмосферы на вторжения высокоэнергичныхсолнечных протонов (с энергиями частиц >90 МэВ) проводилось в работах [Pudovkin et al.,1995, 1996] на основе данных аэрологических зондирований на станции Соданкюля(Финляндия, ϕ =67°22´N) для 19 событий в холодное полугодие 1980-1988 гг. [Логачев, 1990].Было обнаружено резкое понижение изобарических поверхностей тропосферы (1000, 700, 500 и*В дальнейшем под статистической значимостью в данной работе будем понимать уровеньдоверия P, т.е., вероятность того, что обнаруженный эффект неслучаен.90300 гПа) уже через ~10 часов после начала СПС. Наибольшие отклонения геопотенциальныхвысот Φ исследуемых поверхностей от невозмущенного уровня (последнего аэрологическогозондирования перед СПС) наблюдались на +2-й день относительно начала события и достигали−70…−80 гп.
м. Наибольшая статистическая значимость отклонений согласно критериюСтьюдента составляла 0.98 в нижней тропосфере и 0.9 в верхней. Изменения высотизобарических уровней в связи с исследуемыми СПС приведены на рис.2.16 согласно данным[Pudovkin et al., 1995]. Кривая 1 показывает средние значения Φ для всего исследуемого наборасобытий, кривая 2 – для трех событий, имевших место при отсутствии солнечных вспышекбалла ≥ 1B на интервале от −4-го до +2-го дня относительно начала СПС (два события былисвязаны с залимбовыми вспышками и одно со вспышкой 1N). Видно, что изменения давлениядля СПС, не связанных с мощными солнечными вспышками, имеют тот же характер, что и дляполного набора событий, т.е.
наблюдаемые эффекты обусловлены именно вторжениямипротонов, а не электромагнитным излучением вспышки.Изменения давления на ст. Соданкюля в ходе исследуемых СПС сопровождалисьзаметными изменениями температуры в тропосфере и стратосфере (рис.2.17 из работ [Pudovkinet al., 1995, 1996]). Было обнаружено резкое увеличение температуры в тропосфере (на ~2ºС посравнению с невозмущенным уровнем) на высотах 3-5 км и небольшое понижение температурыв стратосфере в первые дни после начала СПС, когда имело место понижение давления –“ранний эффект” (кривая 1 на рис.2.17).
Далее, по мере роста давления температура втропосфере начала понижаться и достигла минимума на +3-й день после начала СПС, при этомв стратосфере температура заметно увеличилась (кривая 2, “поздний эффект”). После +4-го дняэффекты СПС в вариациях температуры начали ослабевать.Следует отметить, что изменения профилей температуры, также как и давления,наблюдаемые в связи с солнечными протонными событиями, существенно зависят от точкинаблюдения. Согласно данным Шуурманса [Schuurmans, 1969], вариации температуры внижней атмосфере имели противоположный характер в областях подъема и опусканияизобарического уровня 500 гПа в умеренных и высоких широтах. В работе [Schuurmans, 1991]было показано, что изменения температуры в тропосфере и нижней атмосфере насреднеширотной станции Де Билт (Голландия) противоположны и свидетельствуют обусилении антициклонических процессов в данной области в связи с исследуемыми СПС (72события за 1956-1984 гг.).
Там же отмечалась зависимость эффектов СПС от фазыквазидвухлетних осцилляций атмосферы. Результаты аэрологических исследования наантарктической станции Сёва (69ºS, 40ºE) [Watanabe, 1996] обнаружили понижениетемпературы в тропосфере (примерно на 1ºС на высотах 500-400 гПа) и увеличениетемпературы в стратосфере (выше уровня 100 гПа) в связи с солнечными протонными события91Рис.2.16. Средние изменения геопотенциальных высот основных изобарических уровней втропосфере на ст. Соданкюля (ϕ ≈ 67°N) в связи с энергичными СПС (E >90 МэВ). Нулевойдень соответствует дню первого аэрологического зондирования после начала СПС.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
