Диссертация (1145308), страница 7
Текст из файла (страница 7)
Согласно данным, приведенным в обзоре Криволуцкого и Репнева [Криволуцкий иРепнев, 2009], изменения потока УФ радиации в 11-летнем солнечном цикле составляют ~100%в диапазоне длин волн λ=140-155 нм, ~70% − для λ=160 нм, ~50% − для λ=170 нм и ~20% − дляλ=180 нм. В области λ=210-300 нм изменчивость потока, по-видимому, меньше ошибокизмерений и составляет не более нескольких процентов, а для λ >300 нм становится менее 1%.С вариациями ультрафиолетового излучения Солнца связан озонный механизм влияниясолнечной активности на циркуляцию атмосферы. Излучение в диапазоне длин волн 180−240нм, где амплитуда 11-летней вариации порядка 6% [Gray et al., 2010], поглощаетсямолекулярным кислородом (O2) в континууме Герцберга, что вызывает его фотодиссоциацию(максимум фотодиссоциации имеет место в стратосфере на высотах ~40 км).
Образовавшиесяатомы кислорода (O) реагируют с молекулами кислорода в присутствии третьей молекулы (M),которой, как правило, является молекула O2 или N2. В результате указанных реакцийобразуется озон O3:O2 + hν O + O……...(1.2)O2 + O + M O3 + M.Молекулы озона активно поглощают излучение в спектральном диапазоне 220-290 нм (полосаХартли) с максимумом поглощения на длине волны 253.7 нм, что приводит к их разрушению:O3 + hν O2 + O.(1.3)Поскольку вариации УФ излучения Солнца уменьшаются с увеличением длины волны (вдиапазоне поглощения озоном они составляют, согласно [Gray et al., 2010], менее 4%), вмаксимуме 11-летнего цикла процесс образования озона преобладает над процессом егоразрушения, что приводит к увеличению концентрации озона (напр., [Haigh, 2007]) и разогревуверхней и средней стратосферы.
Увеличение содержания озона в слое 10−34 км в годымаксимумов солнечной активности за период 1951-1972 гг. было впервые выявленоПетцольдом [Paetzold, 1969, 1973; Paetzold et al., 1972]. Наиболее высокая корреляция междуконцентрацией озона и числом солнечных пятен была обнаружена на высотах 25−30 км[Paetzold, 1973]. Основываясь на своих измерениях, Петцольд заключил, что имеется ~3%26вариация концентрации озона, связанная с 11-летним солнечным циклом. Позднее наличие 11летних вариаций концентрации/общего содержания озона были подтверждены другимиисследователями (напр., [Angell and Korshover, 1973, 1978; Keating, 1978, 1981; Zerefos et al.,1997; Soukharev and Hood, 2006; Randel and Wu, 2007] и т.д.).
В частности, в работе [Zerefos etal., 1997] на основе анализа наземных (1964-1994 гг.) и спутниковых (1979-1992 гг.) данныхбыло показано, что общее содержание озона возрастает в максимуме солнечной активности на1−2% (эффект наиболее четко выражен в тропиках и на средних широтах). На рис.1.3 показанысредние изменения концентрации озона в солнечном цикле в зависимости от широты и высоты,полученные на основе данных спутника SAGE II за период 1985-2003 гг. в работе Сухарева иХуда [Soukharev and Hood, 2006].
Как видно из рисунка, в верхней стратосфере (~40−50 км), гдесолнечная УФ радиация непосредственно влияет на скорость образования озона, имеет местостатистически значимое увеличение его концентрации в солнечном максимуме на 2−4%. Ростконцентрации озона также обнаруживается в средней стратосфере умеренных и высоких широти ниже уровня 20 гПа в тропиках. Следует отметить, что в нижней части стратосферы озон ненаходится в фотохимическом равновесии, и наблюдаемое увеличение его концентрацииобусловлено, по-видимому, динамическими процессами, развивающимися в атмосфере в связис ростом солнечной активности (в частности, как вторичный эффект работы озонногомеханизма).Рис.1.3.
Среднегодовые оценки разности концентрации озона в максимуме и минимумесолнечной активности ( S max − S min ) по данным спутника SAGE II за период 1985-2003 гг. (поданным работы [Soukharev and Hood, 2006]). Серым цветом отмечены области, где измененияконцентрации озона статистически значимы на уровне 0.95.27Поскольку озон является основным газом, обеспечивающим нагревание стратосферы,изменения его концентрации, обусловленные 11-летним циклом солнечной активности, могутнепосредственно влиять на температуру стратосферы и, как следствие на циркуляцию нижнейатмосферы. Действительно, 11-летние вариации в температуре стратосферы обнаруживаютсякак по данным реанализа (NCEP/NCAR, ERA-40), так и спутниковых наблюдений [Haigh et al.,2004; Crooks and Gray, 2005; Randel et al., 2009; Frame and Gray, 2010].
Согласно оценкам[Crooks and Gray, 2005; Frame and Gray, 2010], проведенным на основе данных реанализа ERA40, максимальное увеличение среднегодовой температуры ~1.5−2ºК имеет место в верхнейстратосфере в тропиках (примерно на том уровне, где наблюдается максимальное увеличениеконцентрации озона по данным Сухарева и Худа [Soukharev and Hood, 2006]). Несколькоменьшие значения изменений температуры в верхней стратосфере (~1ºК) дают оценки поданным спутниковых наблюдений [Haigh et al., 2004; Randel et al., 2009]. На рис.1.4 показаныразности среднегодовой зональной температуры между максимумом и минимумом солнечнойактивности, рассчитанные по данным приборов SSU (Stratospheric Sounding Unit) и MSU(Microwave Sounding Unit), установленных на спутниках NOAA, и по данным реанализа ERA40 [Haigh et al., 2004; Crooks and Gray, 2005].Возрастаниетемпературывэкваториальнойверхнейстратосферена~1−2ºК,обусловленное увеличением УФ радиации, изменяет меридиональный градиент температуры,что приводит к изменению ветрового режима стратосферы.
11-летняя вариация, связанная ссолнечной активностью, действительно обнаруживается в зонально осредненной скоростиветра в верхней стратосфере и нижней мезосфере. В частности, результаты, полученные наоснове данных реанализа ERA-40 Фреймом и Грэй [Frame and Gray, 2010], показывают, что вобласти высот ~45−65 км имеет место статистически значимое (уровень доверия P = 0.95−0.99)увеличение среднегодовой скорости зонального западного ветра на 3−5 м·с−1 при переходе отминимума к максимуму солнечной активности. Амплитуда выявленной 11-летней вариацииобнаруживает сезонную зависимость, увеличиваясь до ~10−20 м с−1 в холодные для данногополушария месяцы.
При этом максимум скорости ветра сдвигается от экватора в сторонуполюса (до широт 30−40º) и вниз в тропосферу, что согласуется с результатами Кодеры иКуроды [Kodera and Kuroda, 2002]. В формирование данного эффекта предположительно вноситвклад обратная связь через взаимодействие планетарных волн с зональным потоком [Kodera andKuroda, 2002, Kodera et al., 2003, Matthes et al., 2006].Первые количественные оценки эффективности озонного механизма воздействиясолнечной активности на состояние атмосферы были сделаны в моделях Ракиповой Л.Р.[Ракипова, 1975, 1976, 1977, 1978, Логинов и др., 1980] и Келлиса и Нили [Callis and Nealy,1978].
Келлис и Нили, используя одномерную стационарную радиационно-конвективную28Рис.1.4. Разность среднегодовой зональной температуры между максимумом и минимумомсолнечной активности: а) по спутниковым данным SSU/MSU для периода 1979-1998 гг. [Haighet al., 2004] (фон в градациях голубого цвета показывает уровень статистической значимостиразности температуры); б) по данным реанализа ERA-40 за период 1979-2001 гг. [Crooks andGray, 2005]. Области, где изменения температуры статистически значимы на уровне 99% и 95%,показаны темно-голубым и свето-голубым цветом, соответственно.фотохимическую модель (с учетом только радиационного притока тепла и турбулентногопереноса) и основываясь на данных Хита [Heath, 1973] об увеличении потока радиации вближней УФ области на ~20%, провели расчет изменений концентрации озона исоответствующих измененийтеплового режима стратосферы в максимуме 11-летнего29солнечного цикла.
Авторы получили увеличение температуры на ~15ºК на высотах 40-50 км и~1ºК на высотах 20-30 км. Оценки Келлиса и Нили, очевидно, оказались завышенными врезультате использования завышенных значений амплитуды вариаций УФ излучения иупрощенного характера модели (химический блок включал только группы O x , NO x и HO x , неучитывались хлорный цикл разрушения озона, адвективный перенос воздушных масс и т.д.).Тем не менее, они показали, что концентрация озона и малых составляющих стратосферы, атакже ее температура могут заметно меняться в цикле солнечной активности. В работахРакиповоймодельныеоценкивлияниясолнечнойактивностинатемпературуициркуляционный режим стратосферы были проведены на основе имеющихся к тому времениданных об 11-летних вариациях содержания озона на высотах 10−34 км [Paetzold et al., 1972].
Вотличие от модели Келлиса и Нили, модель Ракиповой учитывала тепловые эффектыадвективного переноса воздушных масс и горизонтального макротурбулентного обмена, атакже обратные связи озон − вертикальные движения. В результате оценки температурыРакиповой оказались ближе к фактическим данным: наибольшее изменение температуры междумаксимумом и минимумом солнечного имело место на высоте 34 км и составляло от ~4 до 10ºК.Впоследствии озонный механизм влияния солнечной активности на температуру ициркуляцию атмосферы развивался многими исследователями, в том числе Пэннером и Чангом[Penner and Chang, 1978], Хай [Haigh, 1994, 1996, 1999, 2003, 2007; Haigh et al., 2004],Шинделом [Shindell et al., 1999], Криволуцким [Криволуцкий и др., 2015а, 2015б].
На рис.1.5показано изменение температуры в 11-летнем цикле в зависимости от высоты и широты(разность среднегодовой зональной температуры между максимумом и минимумом солнечнойактивности), полученное в результате ряда модельных экспериментов с использованием моделиобщей циркуляции атмосферы для изменений концентрации стратосферного озона ~2−4%, поданным работы [Haigh et al., 2004]. Как видно из рисунка, температура в области широт30ºN−30ºS возрастает с высотой и достигает максимальных значений (~1.4ºК) в верхнейстратосфере и нижней мезосфере.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
