Диссертация (1145308), страница 39
Текст из файла (страница 39)
Однакодля большей части исследуемых событий Dst индекс не опускался ниже −100 нТ, т.е.значительного снижения геомагнитных порогов, по-видимому, не происходило.Следует отметить, что, в северном полушарии изменения давления в ходе Форбушпонижений, как и в случае всплесков энергичных СКЛ, наблюдаются только надсевероатлантическим регионом. В тихоокеанском регионе статистически значимых эффектовисследуемых вариаций ГКЛ не обнаружено.
В главе 2 было предположено, что возможнойпричиной отсутствия заметных эффектов КЛ над Тихим океаном являются более высокиепороги геомагнитного обрезания космических частиц, достигающие в области тихоокеанскойзоны циклогенеза значений ~7−11 ГВ. Указанным порогам соответствуют минимальныеэнергии частиц ~6−10 ГэВ, которые существенно превышают энергии частиц ~0.1−2 ГэВ (безучета понижения порога во время магнитной бури), высыпающихся в североатлантическомрегионе. Вследствие этого, над тихоокеанским регионом высыпается более высокоэнергичнаякомпонента ГКЛ с меньшими потоками, чем над Северной Атлантикой, и амплитуда Форбушпонижений в этом регионе уменьшается.
Действительно, увеличение порога геомагнитногообрезания приводит к зависимости амплитуды Форбуш-понижения от жесткости. Локвуд исоавторы обнаружили [Lockwood et al., 1991], что для сильных Форбуш-понижений связьамплитуды A с жесткостью Rс (при Rс >2 ГВ) описывается степенной зависимостью A ~ Rс −γ, где γ ~0.6−1. Для областей с жесткостями 0.5 ≤ Rс ≤ 2 ГВ амплитуда Форбуш-понижения отжесткости практически не зависит. Согласно данным, приведенным в работе [Raghav et al.,1712014], амплитуда Форбуш-понижения 14 февраля 1978 г. составляла 21-24% (в нейтроннойкомпоненте) в высоких и умеренных широтах (при жесткости геомагнитного обрезания Rс от0.5 до 3 ГВ) и уменьшилась в 2 раза при переходе к низким широтам ( Rс =12).Таким образом, результаты исследования изменений атмосферного давления в ходеФорбуш-понижений ГКЛ подтверждают сделанные ранее (глава 2) выводы, о том, что всевероатлантическом регионе складываются наиболее благоприятные условия для эффектовкосмических лучей в вариациях внетропических барических систем.
Важную роль при этомиграют низкие пороги геомагнитного обрезания, которые способствуют высыпаниюкосмических частиц с энергиями ≤ 2 ГэВ, испытывающих наибольшие вариации в связи сявлениями солнечной активности.Рассмотрим потоки ионизирующих частиц и скорости ионизации в умеренных широтах.На рис.3.17. приведены высотные профили потоков заряженных космических частиц N(h) исоответствующих расчетных значений скорости ионизации q(h) на разных широтах (при разныхзначениях жесткости геомагнитного обрезания) для периода высокой солнечной активности поданным [Stozhkov et al., 2009]. Видно, что в области умеренных широт (Rc = 3.2 ГВ) скоростьионизации имеет максимум на высотах 10−15 км и составляет ~25 см−3·с−1.
В высокихширотах, где геомагнитное обрезание практически отсутствует, скорость ионизации составляет~30 см−3·с−1. Так как в минимуме солнечной активности потоки частиц на данных высотахувеличиваются на ~20% (таблица 1 по данным работы [Bazilevskaya et al., 2000]), скоростьРис.3.17.
Вертикальные профили потоков заряженных частиц и скорости ионизации в нижнейатмосфере на разных широтах в период максимума солнечной активности по данным [Stozhkovet al., 2009]:− Rc = 0.03 ГВ,− Rc = 3.2 ГВ,−Rc = 5.2 ГВ,− Rc = 17 ГВ.172ионизации в умеренных широтах, согласно оценкам по формуле 3.1, увеличивается до ~30 и~40 см−3·с−1 в умеренных и высоких широтах, соответственно. Таким образом, в областинаблюдаемых эффектов Форбуш-понижений в вариациях давления (Rc = 0.5−3 ГВ) скоростьионизации составляет в среднем ~30−35 см−3·с−1.Во время Форбуш-понижений изменение потока КЛ может достигать 30% в полярныхширотах и 20% в умеренных [Bazilevskaya et al., 2000], т.е. скорость ионизации, согласнооценкам по формуле 3.1, может уменьшаться на 6−10 см−3·с−1.
В действительности Форбушпонижения с большими амплитудами наблюдаются редко (рис.3.4). В ходе события 31 марта1980 г. (раздел 3.1) понижение потока КЛ в области высот 13−16 км (Мурманск) достигало~10%, т.е. скорость счета уменьшалась на ~2.5−3 см-3·с-1, при этом амплитуда в нейтроннойкомпоненте составляла ~6% (по данным НМ в Апатитах).
Для исследуемых Форбушпонижений амплитуда находилась в пределах 2.5−6.5% (ст. Апатиты) при среднем значении3.5%. Предполагая, что изменение скорости счета нейтронного монитора приблизительнолинейно зависит от величины потока КЛ, можно оценить, что изменение потока в ходеисследуемых событий составляло от ~4% до 10% и, таким образом, скорость ионизациипонижалась на ~1−3 см-3·с-1.3.2.4. Синоптический анализ эволюции внетропических барических образований в ходеФорбуш-понижений ГКЛКак было показано выше (рис.3.15), наибольшие изменения давления в связи с Форбушпонижениями ГКЛ, так же как и в случае СПС (рис.2.34), наблюдаются в районах среднегомноголетнего положения главных атмосферных фронтов высоких и умеренных широт, т.е. врайонах наиболее интенсивной циклонической деятельности.
Это позволяет предположить, чтонаблюдаемые эффекты обусловлены изменениями в эволюции внетропических циклонов иантициклонов в связи с исследуемыми событиями. Для подтверждения данного предположениябыли проанализированы приземные карты погоды на основе данных, приведенных всиноптических бюллетенях [Синоптический бюллетень: Северное полушарие, 1980-1991; 19922006; Синоптический бюллетень: Южное полушарие, 1980-1991; 1992-2006 ].Северное полушарие. Как показал синоптический анализ, повышение давления надСеверной Европой и Европейской территорией России обусловлено в большинстве случаев(~70%) формированием или усилением области высокого давления (ОВД), которая обычновозникает и развивается в ходе эволюции циклона за его холодным фронтом (рис.2.22).
Висследуемых случаях, как правило, наблюдалось усиление ОВД за холодным фронтомпоследнего циклона циклонической серии, перемещающейся из Северной Атлантики в сторону173Урала вдоль арктического побережья. В ряде случаев наблюдались остановка и заполнениециклонов у юго-восточного побережья Гренландии (эффект, обратный наблюдаемому в ходеСПС) и над побережьем Северного Ледовитого океана, что также способствовало ростудавления над исследуемым регионом.Характерный пример синоптической обстановки, соответствующей росту давления на+3/+4-й сутки после начала Форбуш-понижения ГКЛ, начавшегося событие 13 января 1988года, приведен на рис.3.17.
На верхней карте (16.01.1988, +3-й день) можно видеть вытянутыйвдоль арктического побережья холодный фронт циклона, за которым располагается ОВД (1025гПа) с центром над севером Скандинавии. Над южной частью Гренландии наблюдаетсяРис.3.17. Развитие области высокого давления в североатлантическом регионе в ходе Форбушпонижения ГКЛ, начавшегося 13 января 1988 года. Вверху: карта погоды 16.01.1988 (+3-й деньпосле начала Форбуш-понижения); внизу: карта погоды 17.01.1988 (+4-й день).174регенерировавший циклон с давлением в центре 960 гПа. На следующий день (17.01.1988, +4-йдень) фронт смещается к югу, находящаяся за ним ОВД также смещается к югу, усиливается до1030 гПа и увеличивается по площади, охватывая всю Скандинавию и северную часть ЕТР.Центр циклона, находящегося у берегов Гренландии, незначительно смещается к востоку ибыстро заполняется до 980 гПа.Следует отметить, что формирование блокирующих антициклонов тесно связано сособенностями температурного поля подстилающей поверхности.
Блокирующий антициклонпредставляет собой высокое (до высоты 16 км) теплое барическое образование, для развитиякоторого необходима адвекция тепла [Матвеев, 1991]. В результате холодные подвижныеантициклоны имеют тенденцию к преобразованию в блокирующие над относительно теплой(для данного сезона) подстилающей поверхностью, при этом поле температуры над обширнымитерриториями, соизмеримыми с размерами антициклона, должно быть малоградиентным[Воробьев, 1991]. Такие условия наблюдаются в зимнее время над теплыми океаническимитечениями.
Это приводит к тому, что наибольшая повторяемость блокирующих антициклоновотмечается над восточными районами Северной Атлантики и Тихого океана к востоку оттеплых океанических течений (в области адвекции тепла). Другим важным фактором,способствующим развитию антициклона, является сходимость изогипс, которая имеет местонад материками в холодную половину года. Таким образом, Форбуш-понижения ГКЛспособствуют более интенсивному формированию блокирующих антициклонов именно в томрегионе, где для этого имеются наиболее благоприятные условия, что и объясняет наблюдаемоепространственное распределение изменений давления в умеренных широтах (формированиеобласти повышенного давления над Скандинавией и северной частью ЕТР).Согласно результатам синоптического анализа, в ходе Форбуш-понижений ГКЛобразование блокирующих антициклонов имело место для 67% случаев.
Чтобы оценитьинтенсивность этого процесса при невозмущенных условиях, было проведено статистическоемоделирование (методом Монте-Карло) частоты повторяемости блокирующих антициклоновпри отсутствии вариаций космических лучей. Для этого случайным образом былисгенерированы начальные даты 10-дневных временных интервалов, в течение которых нерегистрировалось ни Форбуш-понижений ГКЛ, ни солнечных протонных событий, дляхолодных полугодий 1980-2006 гг. На указанных временных интервалах был проведен анализсиноптических карт для оценки частоты возникновения блокирующих антициклонов. Врезультате исследования было обнаружено, что при отсутствии возмущающих эффектоввариаций КЛ формирование блокирующих антициклонов имеет место в 43% случаев.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
