Диссертация (1145308), страница 56
Текст из файла (страница 56)
Колебания с периодом ~20 лет, близким к периоду магнитного цикла Хейла наСолнце, наблюдаются во многих климатических параметрах [Оль, 1969; Mitchel et al., 1979;Peristykh and Damon, 1998; Raspopov et al., 2004, и др.]. В частности, ~20-летняя периодичностьбыла обнаружена в колебаниях внетропического циклогенеза в Северной Атлантике[Veretenenko et al., 2005; Веретененко и др., 2007а], траекторий североатлантических циклонов[Веретененко и др., 2007б], а также в колебаниях температурных градиентов в арктическойфронтальной зоне у берегов Гренландии [Veretenenko et al., 2010].
Таким образом, наличие ~20летней периодичности в вариациях нижней облачностиуказывает на ихсвязь сциклоническими процессами в умеренных широтах.246a)2LCA, %5Northern hemisphere30-60°NLCA detrended, %40-2-4c)31-1-3NHSH-6-51980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 20154LCA. %20-2-4-6b)Southern hemisphere30-60°S4LCA detrended NH, %6-8d)20-2R = 0.62-41980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 2015Years-6-4-202LCA detrended SH, %46Рис.5.4. а, б) Временной ход среднемесячных аномалий нижней облачности (LCA) в умеренныхширотах северного и южного полушарий; c) то же после удаления линейных трендов; d) связьмежду аномалиями нижней облачности в северном и южном полушариях после удалениялинейных трендов.О динамической природе аномалий нижней облачности свидетельствует также ихсезонная зависимость.
На рис.5.5 приведены осредненные по различным сезонам значения LCAпосле удаления линейных трендов. Сезонные значения LCA сглажены трехлетнимискользящими средними. Как показывают данные на рис.5.5а, в северном полушарии амплитудавариаций LCA заметно выше в холодные месяцы, что обусловлено усилением в этот периодвнетропического циклогенеза. Наименьшие вариации LCA имеют место в летний сезон, когдациклоническая деятельность в умеренных широтах менее интенсивна.
В южном полушариисезонная зависимость аномалий облачности практически отсутствует, поскольку сезонныеколебания циклогенеза выражены существенно слабее, чем в северном. Как уже отмечалось(рис.2.39), это связано с преимущественно однородной водной поверхностью и отсутствиемтемпературных контрастов, которые формируются на границах раздела океан-материк в зимнийпериод, способствуя интенсификации циклогенеза в северном полушарии .247LCA, %3a)Northern hemisphere221100winterspringsummerautumn-1-21980198519901995Years2000Southern hemisphere3b)-1winterspringsummerautumn-2200520101980198519901995Years200020052010Рис.5.5. Сезонная зависимость аномалий нижней облачности северном (a) и южном (б)полушариях. Синей линией показаны средние значения LCA в зимние месяцы (декабрьфевраль), голубой штриховой – в весенние (март-май), оранжевой – в летние (июнь-август),красной штриховой – в осенние (сентябрь-ноябрь).
Сезонные значения LCA приведены послевычета линейных трендов и сглаживания по 3-м годам.5.3.2. Корреляционные связи аномалий нижней облачности с вариациями ГКЛСравним временной ход аномалий нижней облачности и потоков ГКЛ. Как отмечалосьвыше (раздел 5.1), вариации космических лучей не являются единственным фактором,связанным с солнечной активностью, который может оказывать влияние на динамику нижнейатмосферы и состояние облачности. В частности, согласно оценкам Слоана и Вольфендейла[Sloan and Wolfendale, 2008], только 23% изменений облачности в течение 22-го солнечногоцикла обусловлено соответствующими изменениями потока ГКЛ. Тем не менее, достаточноочевидно, что на десятилетней временной шкале наряду с вариациями ГКЛ может иметь местоодновременное воздействие и других факторов, связанных с солнечной активностью, таких каквариации потоков полной солнечной радиации (TSI) и ультрафиолетовой (УФ) радиации[Haigh, 2007; Gray et al., 2010], высыпания энергичных частиц [Seppala et al., 2009; Maliniemi etal., 2013; Anderson et al., 2014; и т.д.], вариации межпланетных электрических полей [Voiculescuet al., 2013].
Влияние перечисленных факторов может усиливать или, наоборот, частичнокомпенсировать влияние вариаций ГКЛ.Тем не менее, роль ГКЛ в солнечно-атмосферных связях, и, в частности, в вариацияхсостояния облачности может быть достаточно значимой. Обратимся к результатам предыдущихисследований. В работе Веретененко и Пудовкина [Veretenenko and Pudovkin, 1999] былаобнаружена четко выраженная 11-летняя периодичность в полугодовых суммах суммарнойрадиации за период 1961-1986 гг.
(поданным актинометрическихстанций СССР[Актинометрический ежемесячник, 1981-1986]), которая в наибольшей степени определялась248вариациями ГКЛ. Суммарная радиация Q представляет собой сумму прямой I и рассеянной Dсолнечной радиации, приходящей на горизонтальную поверхность:Q = I ⋅ sin( h) + D ,(5.1)где h – высота Солнца. Потоки суммарной радиации существенно зависят от состоянияоблачности, уменьшаясь при увеличении облачного покрова. Согласно [Берлянд, 1960]зависимость ΣQm (суммарной радиации, приходящей к земной поверхности за месяц), отсреднемесячного количества облаков n (в долях единицы) может быть записана какΣQm = ΣQ0 ⋅ (1 − (a + b ⋅ n) ⋅ n),(5.2)где ΣQ0 – сумма суммарной радиации при безоблачных условиях, a - коэффициент, зависящийот широты, b ≈ 0.38 .На рис.5.6 показаны вариации (отклонения от трендов) полугодовых сумм суммарнойрадиации δ (ΣQ) , усредненные по высокоширотным станциям Оленек, Верхоянск, Туруханск,Архангельск (ϕ ≈ 65-68°N, средняя геомагнитная широта ~ 61° ).
Суммы радиации приведеныдля холодного (октябрь-март) и теплого (апрель-сентябрь) полугодий за период с начала 1960-хпо начало 1980-х гг. Поступление солнечной радиации на указанных станциях сопоставлено синтенсивностью ГКЛ, характеризуемой скоростью счета нейтронного монитора N ст. Клаймакс(жесткость геомагнитного обрезания Rс = 2.99 ГВ).
Видно, что поступление солнечнойрадиации в нижнюю атмосферу исследуемой области изменялось в противофазе с потокамиГКЛ, т.е. при увеличении потока ГКЛ облачность на данных станциях увеличивалась (следуетотметить, что в период ~1960-1980-х гг. в области широт ≥65ºN циклонические процессы сростом потока ГКЛ усиливались – рис.4.6). Коэффициент корреляции между суммамирадиации и скоростью счета нейтронного монитора составлял ~0.4 вне зависимости отполугодия и увеличивался до ~0.6 при сглаживании сумм радиации по 2-м годам.Тем не менее, как показано в работах [Veretenenko and Pudovkin, 1999, Веретененко,2000], приход суммарной радиации (и, таким образом, состояние облачности) в исследуемуювысокоширотную область зависит не только от интенсивности ГКЛ, но и от другихгелиогеофизических факторов – вспышечной активности на Солнце и интенсивностиавроральных явлений.
Авроральные явления связаны с развитием аврорального электроджетаво время полярных суббурь. Предположительно, это могут быть всплески рентгеновскогоизлучения, генерируемого высыпаниями авроральных электронов и обладающего достаточнойэнергией для проникновения в стратосферу и увеличения стратосферной ионизации. Согласноданным [Jackman, 1991], рентгеновские лучи с энергией 30 кэВ проникают до высот ~40 км, сэнергией 103 кэВ – до 30 км. При этом вспышечная и авроральная активность могут частично249компенсировать эффекты ГКЛ в состоянии облачности. Действительно, данные, приведенныена рис.5.7 согласно [Веретененко, 2000], показывают, что при одних и тех же значениях потокаГКЛ высокая вспышечная активность, характеризуемая индексом Клечека, может существенноуменьшить поступление суммарной радиации, что приводит к ослаблению корреляции междусуммами радиации и потоками ГКЛ.Рис.5.6.
Вариации прихода суммарной радиации δ(ΣQ) в широтный пояс ϕ ≈ 65−68°N(сплошная линия) и интенсивности ГКЛ δN (штриховая линия) после вычета линейныхтрендов. Толстая линия показывает двухлетние скользящие средние δ(ΣQ) [Veretenenko andPudovkin, 1999].ϕ ≈ 65-68°Warm period.29502900ΣQϕ, MJ/m2285028002750270026502600IFL< 102550IFL > 1025003.53.63.73.83.94.04.14.24.34.4NM, 105 hours-1Рис.5.7. Зависимость прихода суммарной радиации ΣQϕ в высокоширотный пояс ϕ ≈ 65−68°N(ст. Оленек, Верхоянск, Туруханск, Архангельск) в теплый период (апрель-сентябрь) отинтенсивности потока ГКЛ при разных уровнях вспышечной активности Солнца.
Черныекружки – низкая вспышечная активность (среднегодовые значения индекса Клечека I FL < 10 ,белые кружки – высокая вспышечная активность I FL ≈ 16 − 17 .250Для разделения эффектов перечисленных факторов в вариациях прихода суммарнойрадиации был использован метод частной корреляции, позволяющий оценить взаимосвязьмежду двумя переменными при исключении влияния других переменных (напр., [Брукс иКарузерс, 1963]). Коэффициент частной корреляции r12.3 между переменными X 1 и X 2 приисключении влияния переменной X 3 может быть записан какr12.3 =r12 − r13 ⋅ r232 1/ 2)][(1 − r132 ) ⋅ (1 − r23,(5.3)где rij – коэффициенты корреляции между переменными Xi и Xj.
При исключении влияния двухпеременных X 3 и X 4 коэффициент частной корреляции r12.34 записывается какr12.34 =r12.4 − r13.4 ⋅ r23.4,221/ 2[(1 − r13.4 ) ⋅ (1 − r23.4 )](5.4)где rij.k – коэффициент частной корреляции между переменными Xi и Xj при исключениивлияния переменной Xk. Результаты расчета коэффициентов корреляции между полугодовымисуммами суммарной радиации в высокоширотном поясе 65-68°N (ст.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
