Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Особенности изменчивости вертикального распределения аэрозоля в средней атмосфере Камчатки

ВАК РФ 25.00.29, Физика атмосферы и гидросферы

Автореферат диссертации по теме "Особенности изменчивости вертикального распределения аэрозоля в средней атмосфере Камчатки"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ КОСМОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ РАДИОВОЛН

Особенности изменчивости вертикального распределения аэрозоля

На правах рукописи УДК 551.508.856; 551.510.413

005046591

Бычков Василий Валентинович

в средней атмосфере Камчатки

Специальность: 25.00.29. Физика атмосферы и гидросферы

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

9 АВГ 2012

Иркутск 2012

005046591

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте космофизических исследований и распространения радиоволн Дальневосточного отделения Российской академии наук.

Научный руководитель:

Научный консультант Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, профессор

Шевцов Борис Михайлович

доктор физико-математических наук Маричев Валерий Николаевич

Михалев Александр Васильевич, доктор физико-математических наук заведующий лабораторией физики нижней и средней атмосферы ИСЗФ СО РАН

Шаманаев Виталий Сергеевич, кандидат физико-математических наук, ведущий научный сотрудник ИОА им. В.Е. Зуева СО РАН

Ведущая организация Федеральное государственное бюджетное

образовательное учреждение высшего профессионального образования «Национальный исследовательский Томский государственный университет»

Защита состоится 9 октября 2012 г. в_ч. на заседании диссертационного

совета Д.003.034.01 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте солнечно-земной физики Сибирского отделения Российской академии наук (664033 г. Иркутск, ул. Лермонтова, д. 126а, ИСЗФ СО РАН)

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИСЗФ СО РАН

Автореферат разослан "_"_2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат физико-математических наук

Поляков В.И.

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы

В исследованиях атмосферы всегда уделялось большое внимание аэрозолям, влияющим на ее тепловой режим, динамику, атмосферное электричество и т. д. Считается, что в области от верхней стратосферы до верхней мезосферы аэрозоля настолько мало, что его невозможно обнаружить лидарными или радарными методами. Между тем еще в 80-х гг. прошлого века J.M. Rosen и D.J. Hofman обнаружили аэрозольные образования в верхней стратосфере. Их падежные шар-зондовые измерения подтверждены лидарными наблюдениями в Австралии и измерениями лидара на Ямайке. Согласно этим работам, аэрозоли на высотах 25-35 км могут появляться в периоды стратосферных потеплений. Был сделан вывод о том, что на низких широтах в зимнее время появление аэрозоля в верхней стратосфере возможно и оно обусловлено внутренними процессами нуклеации, а не повышением вулканической активности. Лидарные наблюдения в Томске в 1986-2000 гг. обнаружили появление аэрозоля в верхней стратосфере зимой также и на средних широтах.

Аэрозольные образования в области стратосфера-мезосфера обнаруживались спектрофотометрическими и другими видами наблюдений, выявившими сложную слоистую структуру мезосферного аэрозоля субмикронной фракции с максимумами на высотах 20, 50, 65 и 75 км. В целом разные авторы отмечали низкую точность спектрофотометрических методов наблюдений и высокую динамику аэрозольного наполнения в мезосфере, в которой большую роль играют турбулентные перемещения воздушных масс, гравитационные волны и другие спорадические явления.

Современных публикаций по наблюдению аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере очень мало. В обзоре SEDAR из 241 работы, выполненных в рамках этого проекта, посвященного средней атмосфере, лишь одна относится к наблюдению аэрозольных слоев на высоте 38 км в Арктике, где зимой 2000 г. наблюдались аэрозоли с частицами размером 30-50 нм. При исследовании полярного зимнего мезосферного эха радаром ESRAD, Кируна, Швеция во время протонных событий с сентября 2000 по апрель 2001 г. были обнаружены многочисленные случаи повышенных радарных отражений в области 50-80 км. Повышенные радарные отражения можно было объяснить только наличием на этих высотах аэрозольных слоев.

Исследование этого явления с привлечением данных лидара Боннского университета, расположенного в двух километрах от радара, подтвердили это предположение. В области высот 70 км 12, 13 января 2002 г. во время слабого протонного события обнаружен слой повышенного светорассеяния с отношением рассеяния Л-1.1. Одновременно радаром были зафиксированы повышенные эхосигналы с тех же высот.

Детальный анализ данных показал, что возможность появления на высоте 70 км повышенного светорассеяния в связи с температурной инверсией маловероятна. Оценка возможности реконденсации на этих высотах метеорного вещества показала, что его не хватает по массе почти на порядок. Основной вывод

этой работы состоит в том, что факт появления аэрозоля обоснован достаточно. А многочисленные случаи регистрации радаром Б^ЯЛО повышенных эхосиг-налов зимой 2000-2001 гг. ставят вопрос о необходимости пересмотра распространенного представления об отсутствии аэрозоля на этих высотах.

Мезосфера полностью относится к слою Б ионосферы, и заметную роль при образовании в ней аэрозоля может играть наличие заряженной компоненты атмосферы. Поэтому постановка задачи синхронных радарных и лидарных наблюдений и сопоставление результатов со спутниковыми данными представляются обоснованными.

Цели и задачи работы

Цель работы - исследование вертикального распределения оптически активной фракции аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере Камчатки, определение условий ее формирования и возможных связей появления аэрозоля с процессами в ионосфере.

Средства наблюдений - лидарная станция и ионозонд.

Достижение этой цели предполагает решение следующих задач:

• получение экспериментальных данных о появлении аэрозоля в средней атмосфере;

• анализ геофизической обстановки, сопровождающей его образование;

• исследование условий формирования аэрозольных слоев.

Решение этих задач предполагало создание комплекса синхронных лидарных и радарных наблюдений стратосферы, мезосферы и ионосферы.

Научная новизна работы

1. Адаптирован метод коррекции лидарных сгапалов на мезосферных высотах с целью учета импульсов последействия фотоэлектронного умножителя (ФЭУ), заключающийся в том, что из сигнала лидара, работающего от высот ~20 км, необходимо вычесть экспоненту, полученную методом наименьших квадратов на сигнале в области -90-150 км. Использование этого метода устраняет вклад импульсов последействия от высот -60 км и позволяет восстановить профиль отношения рассеяния до 75-90 км.

2. Выявлены сезонные особенности вертикальной стратификации аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере Камчатки (30-80 км), заключающиеся в том, что появление аэрозольных слоев в этой области высот характерно для холодного сезона, с конца октября по март. В теплый сезон слабое аэрозольное рассеяние может наблюдаться в области 65-80 км.

3. Показано, что во время стратосферных потеплений среднее отношение рассеяния на мезосферных высотах (50-72 км) коррелирует с понижением средней температуры в этой области. Корреляций на стратосферных высотах не наблюдается. В обычных условиях наблюдаются корреляции на стратосферных высотах (24-50 км) и слабые корреляции на мезосферных высотах;

4. Обнаружены короткопериодные (15 мин) корреляции между средним по

мезосферному слою отношением рассеяния и ионосферным параметром-минимальной частотой, на которой на ионограммах появляются следы от слоев Е или Б, означающие, что измепения /т1Я и формирование слоя с аэрозольным рассеянием могут иметь общую причину - высыпания релятивистских электронов из радиационного пояса Земли.

Достоверность полученных результатов обеспечивается использованием апробированных методов лидарных измерений и обработки сигналов, сопоставлением результатов, полученных в теплые сезоны, с общепринятыми представлениями, а также сопоставлением результатов, полученных лидарным методом, с известными результатами спектрофотометрических наблюдений.

Положения, выносимые на защиту

1. Для лидара с большой базой, работающего от высот -20 км, выделение экспоненты из сигнала в области -90-150 км и вычитание ее из исходного сигнала устраняет вклад импульсов последействия в области высот больших 60 км и позволяет восстановить профиль отношения до высот -75-90 км.

2. В средней атмосфере Камчатки в холодный сезон, с конца октября по март, происходит регулярное появление аэрозольных слоев, а для периода с апреля по октябрь характерно отсутствие либо слабое проявление аэрозольного рассеяния в интервале высот 65-80 км. Среднестатистический профиль отношения рассеяния в мезосфере Камчатки имеет максимумы на высотах 65, 69 и 75 км.

3. Появление аэрозольных слоев в мезосфере коррелирует с понижением температуры в ней в условиях стратосферных потеплений. В обычных условиях наблюдаются корреляции на стратосферных высотах и слабые корреляции на высотах мезосферы.

Практическая и научная ценность работы

В работе показано, что в зимнее время аэрозольное рассеяние в верхней стратосфере и в мезосфере появляется регулярно. Показано, что появление аэрозоля в средней атмосфере сопровождается понижением температуры, высыпаниями релятивистских электронов и другими явлениями. Эти результаты могут быть использованы в исследованиях динамики средней атмосферы.

Работа выполнена в соответствии с планами научных исследований ИКИР ДВО РАН, в рамках Программы фундаментальных исследований Президиума РАН № 16, проектов Президиума ДВО РАН № 06-П-СО-07-026 и № 9-Н-С007-001, грантов РФФИ № 07-05-00734а и № 10-05-00907-а.

Апробация работы

Основные результаты работы, представленные в диссертации, докладывались на конференциях:

• XII, XIV, XV, XVI, XVII Объединенный международный симпозиум «Оптика атмосферы и океана. Физика атмосферы» (Томск, 2005, 2009, 2011; Улан-Удэ, 2007; Красноярск, 2008);

• IV, V международные конференции «Солнечно-земные связи и предвестники землетрясений» (Петропавловск-Камчатский, 2007,2010);

• International Heliogeophysical Year-2007 "New Insights into Solar-Terrestrial Physics" (Zvenigorod, Moscow region, 2007);

• Шестая Международная конференция «Естественные и антропогенные аэрозоли» (Санкт-Петербург, 2008);

• 8th Annual Meeting of the European Meteorological Society, 7th European Conference on Applied Climatology (Netherlands, Amsterdam, 2008);

• Committee of Space Research (Beijing, China, COSPAR 2006);

• International Symposium on Atmospheric and Meteorological Sciences (Beijing, China, 2005);

• 25 Международная конференция «Лазерные радары» (Санкт-Петербург, 2010);

• 8th International Conference "Problems of Geocosmos" (St.-Petersburg, 2010).

Личный вклад

Автор непосредственно участвовал в работах по модернизации ионосферной станции ИКИР и по созданию лидарпой станции. Делал постановку задач и разработку алгоритмов для программ управления лидарной станцией, программ обработки ионосферных и лидарных данных. Проводил апробацию программ и готовил задания по их усовершенствованию. Планировал и проводил экспериментальные измерения, в том числе эксперименты для разработки метода учета явления последействия ФЭУ.

В полном объеме выполнил обработку и анализ лидарных данных, исследовал их особенности, провел сопоставление с ионосферными и спутниковыми данными. Готовил публикации полученных результатов.

Создание лидарной станции выполнено под методическим руководством Института оптики атмосферы СО РАН.

Публикации

Результаты диссертации опубликованы в 10 работах, из них 8 статей по профилю исследований - в отечественных и зарубежных рецензируемых журналах из списка ВАК и 2 статьи - в трудах конференций.

Структура и объем работы

Диссертация включает 4 главы, введение, заключение, 2 приложения. Общий объем диссертации составляет 107 страниц, в том числе 43 рисунка и 4 таблицы. Библиографический список содержит 83 ссылки.

Содержание работы

Во введении обоснована актуальность работы, сформулированы ее цели и задачи, отмечены новизна полученных результатов, практическая значимость, определен личный вклад автора. Сформулированы основные положения, выносимые на защиту. Приведен перечень основных публикаций.

Глава 1. В разделе 1.1 приведен краткий обзор состояния исследований вопроса о возможности и условиях формирования аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере. Обоснована постановка задачи синхронных лидарных и ионосферных наблюдений во время появления аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере.

В разделе 12 приведено описание ионного состава атмосферы на мезо-сферных высотах и явления зимнего аномального поглощения радиоволн.

В разделе 1.3 приведено описание аппаратных средств наблюдения. Приводятся основные характеристики рэлеевской лидарной станции, схема лидар-ной установки, описание программ управления лидаром и программ обработки лидарных данных. Дается описание схемы проведенной модернизации ионосферной станции, разработанных программ управления работой АИС и программ обработки ионограмм.

Цифровые технологии при обработке ионосферных данных ИКИР описаны в работе [9] и использовались при подготовке данных в работах [1, 2]. Описание программ управления лидаром и программ обработки данных приведено в работе [10].

Глава 2. В разделе 2.1 кратко рассмотрены методы обработки лидарных сигналов и расчета профилей отношения рассеяния, взятые из работ ИОА СО РАН. В качестве основного восстанавливаемого по эхо-сигналам параметра, рассматривается отношение рассеяния Я, представляющее собой отношение суммарного коэффициента обратного рассеяния к молекулярному:

Я(Н)=Ш1.= \+ЫЁ1< Где рм(Н), РА(Н) - коэффициенты обратного Рм(д) РмО") молекулярного и аэрозольного рассеяния, Н - высота.

Из лидарных данных этот параметр может быть получен в соответствии с решением лидарного уравнения в виде

ГЛГ(Я) - Л'рг}Н2 ,„тгч „

мт =!=———-^-, где Л(#) - эхосигнал с высоты Н\

^ ; СГ2(Я)РМ(Н)

Т(Н) - прозрачность слоя атмосферы от лидара до текущей высоты Я;

ЛГр,. _ сумма фонового снгнала, темнового шума и импульсов последействия ФЭУ;

С - аппаратная постоянная лидара, которая определяется из условия нормировки на единицу в точке минимума лидарного отношения рассеяния.

Суммарный фоновый и темновой шум измеряется в процессе самого эксперимента, прозрачность атмосферы и величина молекулярного рассеяния Т(Н) и Рм(Д) вычислялись по формулам

Г(Н)=ехр(Л4л|У V Рм(Я) = 0А62Л0'3[Р(Н) / ЦН)Ъ о 0

где Р - давление, Г- температура, Я, Н - высота.

Температура и давление атмосферы могут определяться по модели N111^1815-00 либо по данным температуры, измеренным на спутниках. Погрешность определения Я рассчитывалась по методике, изложенной в работе [12] в соответствии с формулой

ДШ = ((ЛГ+АУгУЛ'2 + (Л^+ЛГп-ЖГ +0.0003)1'2.

Здесь второе слагаемое, содержащее К - значение сигнала в точке нормировки, - появляется при определении аппаратной постоянной лидара С, а последнее слагаемое получено в качестве оценки погрешности в определении молекулярного рассеяния и прозрачности атмосферы.

В разделе 2.2 приведено описание способа измерения фонового сигнала и влияния Луны на форму профиля отношения рассеяния на больших высотах. Сделан вывод о том, что наличие Луны во время проведения лидарных наблюдений может более чем на порядок увеличить значение фонового сигнала. При этом высота области с приемлемым отношением сигнал/фон может уменьшиться на 10-20 км. На высотах больше 60 км рост фонового сигнала вызывает заметное ложное возрастание сигнала и отношения рассеяния. По этой причине фоновый сигнал измеряется в течение 4 мс - с 20 по 24 мс после посылки каждого лазерного импульса.

В разделе 2.3 приводятся результаты исследований последействия ФЭУ Натап^и Н8259-01. При обработке сигналов в 2007-2009 гт. обнаружилось, что начиная примерно с 60 км в сигналах прослеживается влияние последействия ФЭУ, которое приводит к ложному росту отношения рассеяния. Проведенные эксперименты показали, что влияние импульсов последействия становится малозаметным при запирании ФЭУ до высоты -40 км. Можно считать, что сигнал в этом случае не содержит импульсов последействия.

Исследованы сигналы, полученные 26.04.2009 при запирании ФЭУ до 21 км (N0 и до 40 км (№) (рис. 1, 2). Накопление сигналов составляет 4 и 2 ч соответственно, поэтому второй сигнал нормирован умножением на отношение

числа импульсов ¿V) к числу импульсов Ы2. На рис. 1 изображены сигналы М и N2 (а), основной сигнал /V, (б) и относительная разница сигналов (ДТ, - Лу/ЭД построенная по экспериментальным данным (в).

140

120

26.04.2009

100

Н км

40

26 04.2009

ьЖ

80

120 Н кт

Рис. 1. Лидарные сигналы N і и N2, фон вычтен (а); сигнал N \ (б); отношение разности сигналов (М — ЛУ к основному сигналу Л?і(е).

dN

у = 276587е"° , 586х Я2 = 0.8593

26.04.2009

(%)

26.04.2009

40

60

80

Н кт

20 40 60 80 100 120 Н кт

Рис. 2. Разница сигналов при запирании ФЭУ до 21 и 40 км (а) и относительная поправка к основному сигналу в процентах (6).

На рис. 2 изображена разность сигналов (а) и разность, вычисленная по формуле, приведенной на рисунке, и отнесенная к величине основного сигнала в процентах (о). На рис. 2, б видно, что последействие примерно постоянно (-4 %) в интервале 40-80 км и резко падает до нуля в интервале 80-100 км. Но профиль отношения рассеяния, откорректированный с использованием формулы

ДДГ=276587ехр(-0.1586Я), почти не отличается от некоррелированного.

На рис. 1, а видно, что последействие имеет место на сигнале спадая очень медленно, а на сигнале N2 оно просматривается примерно до 110 км. Сравнение же рис. 1, в с его модельным аналогом (рис. 2, б) показывает, что в области 40-80 км поправки совпадают, а на больших высотах (//>80 км) ведут себя прямо противоположно. На больших высотах вклад последействия в сигнал приближается к единице (рис.1, в), и это означает, что сигнал состоит главным образом из последействия. Из рис. 1, б также следует, что сигнал можно аппроксимировать двумя экспонентами на высотах, больших и меньших 80 км.

Для больших высот можно представить сигнал последействия в виде свертки:

н

/,(Я1/10)= |/(/г)2(Я-/1)<Яг, (1)

К

где /(Л) - основная часть интенсивности сигнала с ФЭУ, пропорциональная падающему потоку излучения; Я, А - высота, к0 - высота запирания ФЭУ, б -переходная импульсная характеристика, описывающая последействие в линейном приближении. По физическому смыслу ДО-О - реакция системы в момент / на засветку, полученную в момент /'.

Для £? и I можно использовать приближенные выражения:

/(Л) = /0ехр(-Л/ Я0) /Л2, Ш-О = 0,ехр [-('-О/*] при г>Г,

где На - высота однородной атмосферы, т - постоянная времени для последействия. Такое представление сигнала означает, что мы пренебрегаем изменениями температуры с высотой и считаем, что коэффициент молекулярного рассеяния определяется только содержанием молекул.

Тогда, переходя к переменным Я и Л от г и г' из интеграла (1), содержащего интегральную показательную функцию, можно получить для сигнала последействия выражение справедливое для больших высот:

7,(Я|^)= /оеоЯ0(1/^)ехр(-^/Я0)ехр[-(Я-^)/Ят], Н^с/2.

Это выражение можно интерпретировать следующим образом. На боль-шах высотах (Я-Л0)/Я » 1 величина последействия пропорциональна общей энергии сигнала, зарегистрированного ФЭУ на заданной границе запирания устройства /¡о, и экспоненциально убывает с высотой с характерным масштабом Нт Таким образом, можно считать, что на больших высотах сигнал последействия описывается простой экспоненциальной зависимостью

/(Я) = Аехр(-ЯЯ) + С. (2)

В физическом смысле С — фоновый сигнал, который может быть измерен,

а затем вычтен из исходного сигнала. В общем случае эта аппроксимация включает и фоновый сигнал, при этом А, В и С оцениваются по сигналу с высот 90-150 км на основе метода наименьших квадратов.

На рис. 3 представлено отношение рассеяния, построенное по лидарному сигналу, полученному 26.04.2009, при запирании ФЭУ до высоты 21 км без коррекции (а) и с коррекцией на последействие ФЭУ (б) с использованием аппроксимации (2). На панели в приведено отношение рассеяния без коррекции на последействие ФЭУ, полученное по сигналу 26.04.2009 с запиранием ФЭУ до высоты 40 км.

Н

кт

80

60

40

0.5

Рис. 3. Отношение рассеяния 26.04.2009 при запирании ФЭУ до высоты 21 км (а) и 40 км (в), б - профиль (а) после коррекции.

В разделе 2.4 приводятся примеры, показывающие применимость метода коррекции также и на стратосферных высотах.

В разделе 2.5 в качестве иллюстрации эффективности предложенного метода коррекции лидарных сигналов приведены результаты лидарных наблюдений серебристых облаков над Камчаткой в июне 2009 и 2010 г. на высотах 8187 км. Профили отношения рассеяния были восстановлены до высот -90 км.

Опыт обработки лидарных сигналов за 2007-2010 гг. показывает, что предложенная методика коррекции исходного сигнала путем выделения в области 90-150 км экспоненты и вычитания ее из исходного сигнала позволяет восстановить профиль отношения рассеяния до высот 75-90 км.

Пример применения метода коррекции приведен в работе [3].

В главе 3 представлены результаты лидарных наблюдений, проведенных на Камчатке в 2007-2011 гг. Данные обработаны на последействие по методике, приведенной в гл. 2.

В разделе 3.1 содержатся аннотация и введение к гл. 3.

26.04.2009 Н кт

80

26.04.2009 Н кт

В 26.04.2009

40

1 1.5 Р! 0.5 1 1.5 И 0.5 1 1.5 И

В разделе 3.2 приводится описание структурных особенностей аэрозольных слоев, наблюдавшихся в средней атмосфере Камчатки, и сезонных особенностей их появления. Стратосферные слои аэрозоля (рис. 4, б) характеризуются большой протяженностью - от тропосферы до высот -50 км. Отношение рассеяния обычно монотонно убывает с высотой, на высоте 30 км может достигать значений 1.5 и более, в редких случаях наблюдаются -значения К порядка 2-3. Стратосферные слои аэрозоля наиболее часто появляются в ноябре-декабре. Часто, но не всегда, они наблюдаются одновременно с аэрозольными слоями в мезосфере. За период с конца октября 2007 по декабрь 2011 г. в холодные сезоны они регистрировались около 50 раз.

Мезосферные слои могут иметь толщину в несколько километров, при большой протяженности слоя на нем могут наблюдаться несколько максимумов на разных высотах (рис. 4в, 4г). Появляются как одновременно со слоями в стратосфере, так и в их отсутствии. Отношение рассеяния редко превышает 1.11.15. За тот же холодный период наблюдались более 50 раз.

0.5 1 1.5 И 0.5 1 15 Я 0.5 1 1.5 Я 0.5 1 15 И

Рис. 4. Типы аэрозольных слоев, наблюдавшихся в средней атмосфере Камчатки.

Выделено два периода, различающихся возможностью появления аэрозольных слоев в верхней стратосфере и мезосфере, - холодный, с ноября по март, и теплый, с апреля по октябрь. В холодный сезон могут появляться аэрозольные слои во всем интервале высот 30-80 км. Профили, характерные для холодного сезона, приведены на рис. 4. Величина аэрозольного рассеяния может достигать особенно больших значений в области высот меньше 50 км. В декабре 2007 г. во все шесть дней наблюдений получены профили такой же формы, как на рис. 4, а, б. Такие же профили появлялись и в ноябре-декабре 2008-2011 гг.

Для теплого сезона характерно слабое аэрозольное наполнение в средней атмосфере (рис. 5). Незначительное возрастание отношения рассеяния может наблюдаться в области высот 65-80 км. Наиболее близко молекулярному рассеянию соответствуют профили августа и сентября.

а 1S.eS.200S 5 0Т.С92Э09 H

H km

. 5

23 10.200S К km r 14.05.2008

Pue. 5. Профили отношения рассеяния, характерные для теплого сезона.

Причина аэрозольного наполнения верхней стратосферы в зимний период может заключаться в усилении процессов тропосферно-стратосферного обмена за счет турбулентной диффузии, поставляющей аэрозоль из тропосферы в стратосферу.

В разделе 3.3 анализируются профили отношения рассеяния, полученные во время стратосферного потепления в январе 2008 г.

По результатам измерений температуры на спутнике «Aura» сделано заключение о стратосферном потеплении над Камчаткой с 18 по 25 января.

На рис. 6 приведены профили отношения рассеяния за 18,20,23 января 2008 г.

н

km

70

50

20.01.2008 H km

70 -

23.01.2008

0.5

0.5

1.5 R

Рис. 6. Профили отношения рассеяния, полученные во время стратосферного потепления в январе 2008 г.

Характерным для этих профилей является наличие выраженных тонких аэрозольных слоев в интервале высот 60-70 км. При вычислении отношения рассеяния использованы данные температуры, измеренной на спутнике «Aura». На всех температурных профилях в эти дни наблюдалось понижение температуры в области 60-75 км на 30-40 °С по сравнению с данными модели NLRMSIS-00, уменьшение высоты стратопаузы, волнообразные изменения профиля температуры.

На рис. 7 представлены профили, полученные 18 января за три часа - начала, середины и окончания измерений.

Hkm 18 01.08. 7:30-8:30 UT H km 13.01 08 9-10 UT Hkm 18.01.08,10:30-11:30

Рис. 7. Часовые профили начала, середины и окончания измерений 18.01.08.

Профилям отношения рассеяния за 18 января с часовым накоплением сигнала также свойственен волнообразный характер изменения (рис. 7). Стабильными в течение всего времени наблюдений оставались тонкий слой на высоте 60 км и слой на высоте 20-40 км. Тонкий слой на высоте 60 км наблюдался более 4 ч.

На рис. 8 представлены скорости зональной и меридиональной компонент ветра по данным Британского цента данных (BADC).

Hkm

18.01.2008

Hkm

19.01.2008 Hkm

20.01.2008

VnVs

VrrYs .80 -40 0

40 Vm/s — v

Рис. 8. Скорость зональной (ы) и меридиональной (V) компонент ветра по данным ВАОС.

Восемнадцатого января на высоте 60 км в 12:00 ЦТ (24:00 ЬТ) скорость ветра составляла 90 м/с в юго-восточном направлении. Двадцатого января слой находился на высоте 65 км при скорости ветра 75 м/с в юго-юго-западном направлении. Отсюда следует, что горизонтальный пространственный масштаб явления на высоте 60-65 км имеет порядок не меньше чем -1000 км.

В разделе 3.4 приводятся среднестатистические профили, полученные с ноября по март 2007-2011 гг. На рис. 9 представлены среднестатистический профиль, полученный в работе [13] (о), и «средние» профили по лидарным данным за 2007-2011 гг. (б-г).

Рис. 9. Среднестатистические профили за холодный сезон.

Обычная продолжительность сеанса зондирования составляет 4 ч. Период усреднения обозначен на каждом рисунке. Число в скобках - количество суммированных дней. По данным, полученным на основе статистического анализа более 10000 наблюдений различных видов, в основном спектрофотомегриче-ских, за период 1940 по 1980 г. Г.В. Розенбергом с соавторами было установлено наличие аэрозольных образований на высотах 20, 50, 65 и 75 км (рис. 9, а).

Согласно лидарным данным, на всех итоговых профилях, полученных за год в холодный сезон, выделяются слои на высотах 65-67.5 и 75-76.5 км. В декабре 2009 и 2011 г. появлялся также выраженный слой на высоте 69 км (рис. 9, г), что нашло отражение на итоговом профиле, имеющем максимумы на высотах 65, 69 и 75 км. Совпадение высот слоев на усредненном профиле в мезосфере с результатами наблюдений прошлого века (65 и 75 км) подтверждает достоверность полученных лидарных данных. Наличие слоя на 50 км лидарными наблюдениями на Камчатке не подтверждается. Согласно результатам работ A.A. Черемисина с соавторами, анализировавших данные ультрафиолетового телескопа космической астрофизической станции «Астрон», слой этот существует в районе экватора и средних широт. Появление в зимнее время слоев в области 30-50 км подтверждается лидарными наблюдениями, проведенными в Томске.

Профили с аэрозольным рассеянием, полученные в период ноябрь-февраль 2007-2011 гг. приведены в Приложении 2.

Материалы этой главы опубликованы в работах [4—6].

В главе 4 проводится анализ геофизической обстановки во время появления аэрозольного рассеяния в средней атмосфере Камчатки.

В разделе 4.1 проведены оценки возможности конденсации паров воды в мезосфере по данным измерений на спутнике «Aura». На рис. 10, а, б представлены давление насыщенных паров надо льдом и давление паров воды, полученные по средним значениям декабря 2009 г. (а) и для 7 декабря 2009 г. (б). В этот день на высоте 72 км наблюдалось максимальное по всем дням лидарных

наблюдений отклонение температуры от модельных значений, равное 56 °С на высоте 72 км. На рис. 10 в, г приведены температура по модельным и спутниковым данным и профиль отношения рассеяния, полученный в этот день.

Нкш а Декабрь 2009 Нкт 6 07.12.05 Нкт о 07.12.09 м ^ г 07.12.2009

_|дБ--|д е -1дБ-!де -07.12.2009-Мда 0.5 1 15 ¡3

Рис. 10. Давление насыщенных паров надо льдом (£;), давление паров воды (е), температура (Т, К) и отношение рассеяния (Л) для декабря 2009 г.

Давление насыщенных паров вычислялось по формуле Магнуса:

£ = £о-10(9-5"(265-5+г),

где Г - температура по шкале Цельсия, Е0 = 6.1078 мб. Из исходных данных рис. 10. б следует, что, несмотря на значительное понижение температуры, для достижения точки росы содержание воды необходимо увеличить в 12.5 раз. В обычных зимних условиях (рис. 10, а), содержание паров воды в мезосфере на четыре порядка меньше, чем необходимо для достижения точки росы.

Во время стратосферного потепления в январе 2008 г. отклонение температуры от модельных значений в области 60-75 км с 18 по 23 января составляло 30-40 "С. По результатам измерений температуры и удельного содержания воды со спутника «Аига» в эти дни недостаток воды до достижения точки росы в мезосфере составлял примерно два-три порядка и обычная конденсация была невозможна.

Во всех случаях появления аэрозоля в мезосфере отмечалось понижение температуры в области высот 60-75 км по сравнению с модельными данными. Возможно, ответ нужно искать в фотохимии и укрупнении ионов по реакции

Н+(Н20)п + Н20 +М ^ М + Н+(Н20)п+1 (3)

или аналогичной с ионом !ЧО+.

Отношение коэффициентов прямой и обратной реакции (3) имеет сильную температурную зависимость. Для п - 4 в выражение для константы скорости реакции температура входит в виде (300/7)4. При уменьшении температуры на 10 °С отношение коэффициента скорости прямой реакции к обратной увеличивается на порядок. По оценкам разных авторов, для начального этапа реакций, приводящих к образованию ионов-связок типа Х01Н;>0)П , обнаружена еще более сильная

—1*4 т —18

____________________________________________________. -V

В разделе 4.2 проведена оценка связи появления аэрозоля с температурой. Оценка проводилась по всем дням лидарных наблюдений, проведенных с ноября 2007 по февраль 2011 г. за холодные периоды. Получено 54 профиля отношения рассеяния. Из их числа исключены профили, имеющие аномально большие значения отношения рассеяния (2-3) на высоте 30 км. Таких дней получилось пять, оставшиеся 49 профилей составили две группы: 25 профилей, полученных во время стратосферных потеплений, и 24 профиля, полученные в обычных условиях. По каждой группе температура и отношение рассеяния усреднялись в двух интервалах высот: 24-50 и 50-72 км. Такое разделение примерно соответствует стратосфере и мезосфере.

Для данных, полученных в обычных условиях, коэффициент корреляции между средней температурой в области высот 24-50 км и средним отношением рассеяния в этой же области равен -0.75 при доверительном интервале {-0.593; - 0.907} и уровне значимости 0.1 по критерию Стьюдента. В области высот 5072 км по этим же данным коэффициент корреляции равен -О.4.

Дня второй группы данных, полученных во время стратосферных потеплений, корреляции получены в области 50-72 км с коэффициентом корреляции -71, уровнем значимости 0.1 и доверительным интервалом {-0.57; -0.93}. В области 24-50 км корреляций не обнаружено. Статистическое обоснование полученных значений и линии регрессии R на Т с облаком точек коррелянтов приведены в Приложении 1.

Полученные корреляции показывают, что понижение температуры является одним из факторов, способствующих появлению аэрозоля, хотя содержание паров воды не отвечает условиям достижения точки росы.

В разделе 4.3 приводится анализ данных о появлении аэрозоля в средней атмосфере Камчатки и его возможной связи со стратосферными потеплениями и аномальным поглощением радиоволн в ионосфере. Показано, что появление аэрозоля не всегда сопровождается стратосферными потеплениями. Но, как правило, появление аэрозоля сопровождалось аномальным поведением ионосферного параметра /щи, характеризующего поглощение радиоволн с частотой единиц МГц в ионосфере. Каких-либо количественных характеристик этой связи не получено, и делать вывод о связи явлений преждевременно.

В разделе 4.4 обсуждаются корреляции между средним по слою отношением рассеяния R, накопленным за 15 Mim, и ионосферным параметром/^. На рис. 11 приведены данные за 18 и 23 января и 19 февраля 2008 г. В эти дни наблюдались выраженные тонкие слои на высотах 60-75 км. Профили отношения рассеяния за эти дни приведены на рис. 4 и 6. Выше 75 км сигнал, накопленный за 15 мин, становится слабым, и эта область высот далее не рассматривается. Лидарные 15-минутные данные сглаживались методом скользящего среднего. В качестве/^ выбиралось среднее значение на границах 15-минутного интервала. Усреднение

отношения рассеяния проводилось по высотам 65-70, 60-65 и 72-76.5 км для слоев на профилях за 18, 23 января и 19 февраля 2008 г. соответственно.

Исходные данные рис. 11 а, б относятся к области высот меньше 70 км (65-70 и 60-65 км соответственно), сигнал составляет -150-400 фотонов за 15 мин накопления и дополнительно усредняется при суммировании по высоте. Коэффициенты корреляции равны 0.68 и 0.77 с доверительными интервалами {0.5; 0.93) и {0.59; 0.95} соответственно при уровне значимости 0.1 по критерию Стъюдента. Статистическое обоснование полученных значений и линии регрессии Л на/шш с облаком точек коррелянтов приведено в Приложении 1.

23.013003 К(Ж . »лп)=0.77

18.01.2008 К(й . Мп)=0.68

19 02 2008 К[Р . 8ТП1П) - 0.5

7 30 8 30 9:30 10 30 иТ -йп«п-И

7:30 8:30 9:30 10:30 11Т -Ып-Я

Рис. и. Ход/теш И отношения рассеяния Я. усредненного по высоте слоев.

На рис. 12 приводятся профили отношения рассеяния, полученные 19 февраля 2008 г. за первый час наблюдений (рис. 12, а), последний час (рис. 12, в) и за два часа наблюдений в промежутке между ними (рис. 12, б).

н

клл

70

а 19.02.2008 Н 7:45-8:45 ЦТ кт

30

6 19.02.2008 Н 8:30-10:45 ЦТ кт

70

50

30

50

30

1.5 й

С.5

1.5

Рис 12. Профили отношения рассеяния 19 февраля 2008 г.

19.02.2008 11-121Я

1.5

На рис. 11, в за 19 февраля в течение более чем двух часов в середине наблюдений наблюдаются корреляции с отношением рассеяния Я. В это же время с 8:30 по 10:45 11Т в области 72-76.5 км наблюдался пик отношения рассеяния (рис. 12, б). В последний час корреляции отсутствуют. В это время на высоте 70.5 км сформировался тонкий пик отношения рассеяния (рис. 12, в),

который коррелирует с ростом /щш, приведенной на рис. 11, в, но не попадает в область высот 72-76.5 км, что и определяет общую слабую корреляцию по области 72-76.5 км.

Из рис. 11 видно, что во все дни наблюдались высокие ночные значения /„in, равные 1.6-1.7 МГц. Рост/Ш1П вызывается увеличением содержания свободных электронов в области высот 75-95 км. Рост плотности электронов в ночной области D можно объяснить появлением дополнительных источников ионизации. Исследованы данные о высыпаниях электронов в атмосфере Камчатки, наблюдавшихся одновременно с появлением аэрозольного рассеяния в мезосфере.

Использованы результаты измерений на спутнике DEMETER на высоте 660 км как восточнее, так и западнее Камчатки непосредственно во время проведения лидарных наблюдений. В левой части рис. 13 представлены траектории спутника DEMETER за 18 января 2008 г. В правой части на верхних двух панелях представлены зарегистрированные электроны (эл/с) в интервале энергий 92-526 кэВ (кривая 1) для каждой из траекторий. Момент пересечения параллели 53° N отмечен черной вертикальной линией. В нижней части представлен спектр высыпавшихся электронов, зарегистрированный в момент пересечения параллели 53° N на ближайшей, «восточной» траектории. Светлой линией на спектре представлена его аналитическая аппроксимация, использованная для вычисления функции новообразования.

200В.. 01. 18

10° 10і Ю2 1

3

09:43:00 22:46 09:53:00 22:16 10:03:00/21:55 10:13:01 -49.13 -12.98 23,38 59:41 193.76 185.77 177.93 165,16

11:21:00. 22:48

—19,28

171.30

11:31:00 22:16

-13.12

161,29

11:41:00/21:55

23,21

153.46

11:51:00 21:

59,30

140,73

Спектр электронов 18.01.2008

- Зкскеримеїгт Аппроксимация

2«) 400 600 800

1200 1400 1600 1С. кзі!

Рис. 13. Траектории спутника Деметер 18.01.2008, потоки релятивистских электронов вдоль этих траекторий и спектр на ближайшей из них.

Представленный спектр высыпавшихся электронов начинается с 72.9 кэВ, имеет максимум на 90.2 кэВ и быстро спадает почти до нуля при энергиях больше 200 кэВ. Согласно расчетам, проведенным А. Омхольтом [14], электро-

ны с моноэнергетическим спектром и энергиями 40 кэВ дают максимум ионизации в области высот 90 км, для энергий 300 кэВ - примерно на 70 км. При использовании максвелловского спектра область максимума ионизации расширяется, высота максимума уменьшается. При этом скорость ионизации в точке максимума меняется мало и может быть вычислена по аппроксимации [15]:

<?е = ^/[Е0 й (1 +у)] }/(Е, у)<?(£, У)<1Е, где в -гамма-функция, Е0 - характерная энергия спектра (эВ), ^ - поток электронов (см"3с"'), ДЕ, Е0, у) - спектр высыпающихся электронов. Спектр обычно аппроксимируется функцией

/(£, £-0, У) = (£/£о)гехр(-£/£0), (4)

которая при у= 1 дает максвелловское распределение, д(Е, У) однозначно определяется энергией электронов и концентрацией нейтральных составляющих. Спектр при энергиях £<90.2 кэВ очень хорошо аппроксимируется функцией типа (4) с у = 4.28 и 7е = 17000 эл-см~2-с~'. Для электронов с энергией больше 90.2 кэВ спектр хуже аппроксимируется функцией (4). На рис. 13 представлена аппроксимация спектра формулой (4) с у = 0.01, и дальнейшее уменьшение у не меняет форму кривой.

Рис. 14. Скорость ионизации электронами для спектра на рис. 13 (а) и скорость ионизации для «средних» ночных условий [11] (б): 1 - ионизация N0 в линии 1.а, 2 - ионизация N0 в линии 8 - электроны, 9 - космические лучи.

На рис. 14, а приведены результаты расчета скорости ионизации для /¡.=17000 эл-см"2-с-1 с использованием спектров с у = 4.28 для энергий электронов от 72.9 до 90.2 кэВ и с у=0.01 для энергий больше 90.2 кэВ. Скорость ионизации в максимуме, рассчитанная на один электрон, хорошо соответствует результатам А. Ом-хольта, но высота максимума ионизации равна 72 км, область ионизации шире. На рис. 14, б приведено распределение скорости ионизации для ночных условий, принятое в модельных исследованиях В.В. Кошелева. В области высот 60-75 км рассчитанные значения скорости ионизации превышают модельные значения в

40-100 раз. Кроме того, меняется фотохимия в этой области высот, поскольку основным ионизуемым ктогпонентом здесь становится не малая составляющая N0, а основные атмосферные газы - молекулярные азот и кислород.

Спектры, полученные на DEMETER не общедоступны, и для других дней появления аэрозольного рассеяния в мезосфере можно воспользоваться только результатами измерений общего количества электронов с энергий 92-526 кэВ, зарегистрированных в секунду. Во всех случаях появления аэрозольного рассеяния в мезосфере наблюдалось их увеличение на 1-3 порядка по сравнению с минимальным для Петропавловска-Камчатского значением -10 эл/с, примерно определенным по данным 120 дней измерений с DEMETER.

Наличие корреляций между отношением рассеяния R и fmm означает, что резкие изменения значений ночных /min и образование аэрозольного рассеяния в мезосфере могут объясняться одним возможным механизмом - высыпаниями релятивистских электронов. Нестабильность корреляций на разных временных интервалах может вызываться изменениями энергетических спектров высыпающихся электронов.

Похожие результаты для нижней стратосферы получены в работе [16], в которой исследовались данные разнородных наблюдений за аэрозолем в 1953— 1997 г. Статистический анализ данных показал, что прозрачность нижней стратосферы менялась в фазе с И-летним циклом галактических космических лучей, имеющих максимум ионизации на высотах 12-20 км. Имеются также сообщения об уменьшении прозрачности атмосферы после солнечных протонных событий и помутнениях верхней атмосферы после интенсивных полярных сияний.

Физический механизм образования оптически активной фракции аэрозольных частиц при возрастании ионизации и содержании паров воды, далеком от насыщения, неясен. Уменьшение давления насыщенных паров над заряженной каплей E(r,q) по отношению к давлению Е над плоской поверхностью можно оценить по известной формуле Дж. Томсона:

E(r, q) / Е=ехр [2a/(rpRnT) - 92/(8тсег4/?прГ)],

где р, а - плотность и коэффициент поверхностного натяжения жидкости, R„ -газовая постоянная для паров воды, е - диэлектрическая проницаемость воздуха, г, q - радиус и заряд капли; Г- температура.

Оценки показывают, что для однократно заряженной капли и температуре 200 К это отношение становится меньше единицы для частиц с радиусами меньше 1 нм. Для частиц с г=0.6 нм это отношение равно 0.0009, и по результатам оценок раздела 4.1 конденсация паров воды на таких частицах возможна. Но уже для капель с радиусами г-1.4 нм перенасыщение должно составлять величину -2.2, спадая затем до единицы для частиц с размерами порядка 15-20 нм.

Свою роль в этом процессе может играть наличие на мезосферных высотах частиц метеорной пыли. Согласно литературным данным, на высоте 60 км содержание частиц метеорной пыли размером 10 нм составляет 1.8-10 см" [17]. Они образуются на высоте -90 км в результате реконденсации метеорного вещества, имеющего размеры частиц -2.6 нм и содержание -6.8'10 см" .

Результаты этой главы опубликованы в работах [5, 7, 8].

В заключении сформулированы основные результаты работы.

1. Адаптирован метод коррекции лидарных сигналов для мезосферных высот с целью учета последействия ФЭУ, заключающийся в выделении экспоненты из сигнала в области высот - 90-150 км и вычитания ее из исходного сигнала во всей области высот. Использование этого метода для лидара с энергией излучения 0.4 Дж в импульсе, частотой 10 Гц и зеркалом телескопа диаметром 0.6 м, устраняет вклад последействия в области высот больше 60 км и обеспечивает восстановление профилей отношения рассеяния до 75-90 км при времени накопления сигналов около одного часа.

2. Выявлены сезонные особенности вертикальной стратификации аэрозоля в стратосфере и мезосфере Камчатки (30-80 км), состоящие в том, что появление аэрозольных слоев происходит в холодный сезон (с конца октября по март). С конца октября 2007 по декабрь 2011 г. зарегистрировано более 50 случаев появления аэрозольных слоев в стратосфере и столько же случаев появления их в мезосфере. В теплый сезон слабое аэрозольное рассеяние может наблюдаться в области 65-80 км. Появление аэрозольного рассеяния в теплый сезон в стратосфере за четыре года не зарегистрировано. Среднестатистический профиль отношения рассеяния в мезосфере Камчатки имеет максимумы на высотах 65,69 и 75 км.

3. Показано, что во время стратосферных потеплений среднее отношение рассеяния на мезосферных высотах (50-72 км) коррелирует с понижением средней температуры в этой области. Корреляций на стратосферных высотах (24-40 км) не наблюдается. В обычных условиях отмечаются корреляции на стратосферных высотах (24-50 км) и слабые корреляции в мезосфере.

4. Обнаружены короткопериодные (15 мин) корреляции среднего по мезо-сферному слою отношения рассеяния с ионосферным параметром /min, которые означают, что изменения /min и формирование слоя с аэрозольным рассеянием могут иметь общую причину - высыпания релятивистских электронов из радиационного пояса Земли. Физический механизм образования оптически активной фракции аэрозольных частиц при возрастании ионизации и содержании паров воды, далеком от насыщения, пока неясен.

Основные публикации

1. Полех Н.М., Пирог О.М., Воейков C.B., Татаринов П.В., Степанов А.Е., Бычков В.В., Думбрава З.Ф. Ионосферные возмущения в Восточно-Азиатском регионе во время геоактивного периода в ноябре 2004 г. // Геомагнетизм и аэрономия. - 2006. - Т. 46, - № 5. - С. 1-11.

2. Shiokawa К., Otsuka Y., Nishitani N.. Ogawa T., Tsugawa T., Smirnov S.E., Bychkov V.V., Shevtsov B.M. Northeastward motion of nighttime medium-scale traveling ionospheric disturbances at middle latitudes observed by an airglow imager // J. Geophys. Res. - 2008. - V. 113, - P. A12312, doi: 10.1023/2008JAO 13417.

3. Бычков В .В., Пережогин A.C., Шевцов Б.М., Маричев В.Н., Новиков П.В., Черемисин A.A. Учет импульсов последействия ФЭУ в лидарных сигналах средней атмосферы Камчатки // Оптика атмосферы и океана. - 2011. -№2.-С. 107-111.

4. Бычков В.В., Маричев В.Н. Образование водных аэрозолей в верхней стратосфере в периоды зимнего аномального поглощения радиоволн в ионо-

сфере // Оптика атмосферы и океана. - 2008. - № 3. - С. 248-255.

5. Бычков В.В., Маричсв В.Н, Псрсжопш A.C., Шевцов Б.М., Шумейко A.B. Динамика лидарных отражений в мезосфере Камчатки в период зимнего аномального поглощения радиоволн в ионосфере // Оптика атмосферы и океана. -2008. - № 12. - С. 1083-1087.

6. Бычков В.В., Пережогин A.C., Шевцов Б.М., Маричев В.Н., Новиков П.В., Черемисин A.A. Сезонные особенности появления аэрозолей в средней атмосфере Камчатки по результатам лидарных наблюдений 2007-2009 гг. // Известия РАН. Физика атмосферы и океана. - 2011. - №5. - С. 603-609.

7. Shevtsov В.М., Bychkov V.V., Marichev V.N., Perezhogin A.S., Shumeiko

A.V. Stratospheric aerosol dynamics over Kamchatka and its association with geophysical processes // Geomagnetism and Aeronomy. - 2009. - V.49, N 8. - P. 1302-1304.

8. Бычков B.B., Пережогин A.C., Пережогин A.C., Шевцов Б.М., Маричев

B.Н., Матвиенко Г.Г., Белов A.C. Черемисин A.A. Лидарные наблюдения появления аэрозолей в средней атмосфере Камчатки в 2007-2011 г. // Оптика атмосферы и океана. - 2012. - №1. - С. 88-93.

Сборники трудов конференций

9. Применение современных технологий для обработки ионограмм вертикального зондирования Камчатской ионосферной станции. Данные ионосферных наблюдений во время бури 7-11 ноября 2004 г. // Международная Байкальская молодежная научная школа по фундаментальной физике. VIII конференция молодых ученых «Астрофизика и физика околоземного космического пространства». Иркутск, ИСЗФ СО РАН, 2005. - С. 86-88.

10. Программный комплекс автоматизации лидарных измерений // Материалы межрегиональной научно-практической конференции «Информационные и коммуникационные технологии в образовании и научной деятельности». Хабаровск, 21-23 мая 2008 г. / Под научной ред. А.И. Мазура. - Хабаровск: Изд-во Тихоокеанского государственного университета. - 2008. - С. 272-276.

Цитируемая литература

1. Кошелев В.В., Климов H.H., Сутырин H.A. Аэрономия мезосферы и нижней термосферы. - М: Наука, 1983. - 183 с.

2. Ельников A.B., Зуев В.В., Маричев В.Н. Влияние и учет импульсов последействия ФЭУ в лидарных сигналах аэрозольного и молекулярного рассеяния // Оптика атмосферы. - 1991. - Т.4, № 2. - С. 201-209.

3. Розенберг Г.В., Мельникова И.Г., Мегрелишвили Т.Г. Стратификация аэрозоля и ее изменчивость. // Известия АН СССР. Физика атмосферы и океана. - 1982. - Т. 18, № 4. - С. 363-372.

4. Омхольт А. Полярные сияния. - М.:, Мир, 1974. - 248 с.

5. Деминов М.Г. Ионосфера Земли / Плазменная гелиоигеофизика / Под ред. акад. РАН Зеленого Л.М. и д.ф.-м.н. Веселовского И.С. - М.: Физматлит, 2008.-Т.2.-559 с.

6. Vanhellemont F., Fussen D„ Bingen С. Cosmic rays and stratospheric aerosols: Evidence for a connection? // Geophys. Res. Lett. - 2002. - V. 29, N 15. doi:10.1029/2002GL015567.

Отпечатано в издательском отделе ИСЗФ СО РАН Заказ № 131 от 11 июля 2012 г. Объем 24 с. Тираж 120 экз.

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Бычков, Василий Валентинович, с. Паратунка, Елизовского района, Камчатского края

61 12-1/1159

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ КОСМОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ РАДИОВОЛН

На правах рукописи

Бычков Василий Валентинович

Особенности изменчивости вертикального распределения аэрозоля в средней атмосфере Камчатки

Специальность: 25.00.29. Физика атмосферы и гидросферы

диссертация на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Научный руководитель д.ф.-м.н., профессор Б.М. Шевцов

Научный консультант д.ф.-м.н. В.Н. Маричев

с. Паратунка, Елизовского района, Камчатского края

2012

Содержание

Введение 4 Глава 1 Аэрозоли в средней атмосфере

1.1.1 Слой Юнге 15

1.1.2 Полярные стратосферные облака 16

1.1.3 Мезосферные облака 17

1.1.4 Спорадические образования аэрозоля в стратосфере 18

1.1.5 Спорадические аэрозольные образования в мезосфере 20

1.2 Ионный состав мезосферы 25

1.3 Средства наблюдений

1.3.1 Лидарная станция 29

1.3.2 Программы управления и обработки 32

1.3.3 Ионосферная станция 35

1.4 Заключение к главе 1 40 Глава 2 Методы обработки лидариых сигналов

2.1 Метод расчета профилей аэрозольного рассеяния 41

2.2 Измерение фонового сигнала 44

2.3 Метод коррекции лидарных сигналов на последействие ФЭУ 47

2.4 Стратосферные наблюдения 55

2.5 Наблюдения в области мезопаузы 56

2.6 Основные результаты главы 2 58 Глава 3 Лидарные наблюдения появления аэрозоля в

средней атмосфере Камчатки

3.1 Введение 60

3.2 Сезонные особенности появления аэрозоля в средней атмосфере Камчатки 60

3.3 Особенности аэрозольного проявления во время стратосферного потепления

3.3.1 Геофизическая обстановка 64

3.3.2 Лидарные наблюдения 66

3.4

3.5

Глава 4

4.1

4.2

4.3

4.4

4.5

Среднестатистический профиль 70

Основные результаты главы 3 72

Геофизическая обстановка в периоды появления аэрозоля в средней атмосфере Камчатки

Оценка возможности конденсации воды в средней атмосфере 74

Связь появления аэрозольных слоев с понижением температуры 78

О связи появления аэрозоля с поглощением радиоволн в ионосфере 80

Связь появления аэрозоля в мезосфере с ростом потока релятивистских электронов с энергией больше 92 кэВ 82

Основные результаты главы 4 89

Заключение 90

Список литературы 91

Приложение 1. Статистическое обоснование корреляций 98

Приложение 2. Профили отношения рассеяния за холодный сезон ноябрь-февраль 2007-2011 г. 103

Введение

Актуальность проблемы

В исследованиях атмосферы всегда уделялось большое внимание аэрозолям, влияющим на ее тепловой режим, динамику, явления атмосферного электричества, оптические свойства атмосферы. Роль аэрозольных частиц в атмосферных процессах важна в первую очередь их взаимодействием с водяным паром, массовое содержание которого на три-четыре порядка больше, чем у аэрозоля и условиями, в которых пары воды находятся в атмосфере. Достаточно измениться внешним условиям и очень быстро может начаться рост аэрозольных частиц за счет перехода воды в жидкое или твердое состояние. Причем этот переход иногда может происходить даже тогда, когда относительная влажность далека от насыщения, и определяться особыми свойствами аэрозольных частиц [1].

Наличие аэрозоля существенно влияет на термический режим атмосферы и земной поверхности. Факт уменьшения солнечной радиации после мощных вулканических извержений отмечался еще в начале прошлого века. Количество приходящей радиации напрямую зависит от наличия аэрозоля в атмосфере, который поглощает и рассеивает коротковолновую часть приходящего солнечного излучения, уменьшая тем самым поступление потока тепла на поверхность Земли. С другой стороны, аэрозольные слои задерживают значительную часть длинноволнового излучения, направляя его назад на Землю (парниковый эффект).

Аэрозольные частицы могут выступать катализаторами фотохимических реакций, существенно изменять скорости реакций во всей области высот, и таким образом влиять на ионный состав атмосферы. Присутствие аэрозольных частиц в атмосфере тесно связано с явлениями атмосферного электричества. Прилипание легких ионов к аэрозольным частицам уменьшает проводимость атмосферы, сосредоточение на аэрозольных частицах заряда одного знака может приводить к образованию значительных объемных зарядов за счет транспортировки зарядов аэрозольными частицами при их движении в поле тяжести Земли или с конвективными потоками.

Большая часть опубликованных работ по исследованию аэрозоля посвящена тропосфере и нижней стратосфере, а также области мезопаузы, где исследуются

частицы метеорного слоя и серебристые облака. Считается, что в области от верхней стратосферы до верхней мезосферы аэрозоля настолько мало, что его невозможно обнаружить лидарными или радарными методами. Меж тем еще в 80-х годах J.M. Rosen и D.J. Hofman [2, 3] обнаружили аэрозольные образования в верхней стратосфере. Их надежные шар-зондовые измерения подтверждены лидарными наблюдениями в Австралии и измерениями суперлидара на Ямайке. Был сделан вывод о том, что на низких широтах в зимнее время появление аэрозоля в верхней стратосфере возможно, и оно обусловлено внутренними процессами нуклеации, а не повышением вулканической активности. Согласно работам этих авторов, аэрозоль на высотах 25-35 км может появляться в периоды стратосферных потеплений. Механизм его образования включает испарение аэрозоля слоя Юнге в теплой стратосфере, меридиональное перемещение воздушных масс в сторону экватора с подъемом параллельно геопотенциалу тропопаузы и остыванию с конденсацией. Но многочасовыми лидарными наблюдениями в Томске, в 1986-2000 г. появление аэрозоля в верхней стратосфере зимой было обнаружено и на средних широтах.

Аэрозольные образования на границе стратосфера-мезосфера обнаруживались космическими спектрофотометрическими наблюдениями и систематическими наземными сумеречными наблюдениями неба, выявившими сложную слоистую структуру мезосферного аэрозоля с максимумами на 50, 65 и 75 км [4]. В целом, разные авторы отмечали низкую точность спектрофотометрических методов наблюдений и высокую динамику аэрозольного наполнения в мезосфере, в которой большую роль играют турбулентные перемещения воздушных масс, гравитационные волны, метеорные потоки и другие спорадические явления.

Современных публикаций по обнаружению аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере очень мало. В обзоре SEDAR из 241 работ, выполненных в рамках этого проекта, посвященного средней атмосфере, лишь одна относится к наблюдению аэрозольных слоев на высоте 38 км в Арктике, где зимой 2000 г. наблюдались аэрозоли с частицами размером 30-50 нм [5]. При исследовании полярного зимнего мезосферного эхо радаром ESRAD (Кируна, Швеция) во время протонных событий с сентября 2000 по апрель 2001 года были обнаружены многочисленные случаи повышенного отражения в области 50-80 км, которые

можно было объяснить только предположением о наличии на этих высотах аэрозольных слоев [6]. Исследование этого явления с привлечением данных лидара Боннского Университета, расположенного в 2 км от радара, подтвердили это предположение [7]. В области высот -70 км 12/13 января 2002 г. во время слабого протонного события обнаружен слой повышенного светорассеяния с отношением рассеяния К—1.1. Одновременно радаром были зафиксированы повышенные эхо-сигналы с тех же высот. Детальный анализ данных показал, что возможность появления на 70 км повышенного рассеяния в связи с температурной инверсией маловероятна. Оценка возможности реконденсации на этих высотах метеорного вещества показала, что его не хватает по массе почти на порядок. Основной вывод авторов этой работы состоит в том, что факт появления аэрозоля обоснован достаточно. А многочисленные случаи регистрации радаром Е8КАБ повышенных эхосигналов зимой 2000/2001 г. ставят вопрос о пересмотре распространенного мнения об отсутствии аэрозоля на этих высотах.

Из вышеизложенного можно сделать вывод о том, что исследования верхней стратосферы и мезосферы с целью выявления возможности, условий и механизмов формирования аэрозольных слоев являются актуальными. Мезосфера полностью относится к относится к слою Э ионосферы, и заметную роль при образовании в ней аэрозоля может играть наличие ионной компоненты плазмы. Кроме того, известно, что атмосферные явления, зимние стратосферные потепления, выражающиеся, прежде всего, в повышении температуры в области стратопаузы и уменьшении ее высоты, всегда сопровождается явлением зимнего аномального поглощения радиоволн низкой частоты в ионосфере в области высот 75-95 км. Связь этих двух явлений не вызывает сомнений, хотя проявляются они по разному и в разных областях, отстоящих друг от друга по высоте на ~ 40 км. Поэтому постановка задачи синхронного наблюдения и последующего совместного исследования данных, полученных в ионосферных и лидарных наблюдениях, обоснована.

Цели и задачи работы

Целью работы является исследование вертикального распределения оптически активной фракции аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере Камчатки, выявление условий ее формирования и возможных связей появления аэрозоля с явлениями в ионосфере.

Средства наблюдений - лидарная станция и ионозонд.

Достижение этой цели предполагает решение следующих задач:

- получение экспериментальных данных о появлении аэрозоля в средней атмосфере;

- анализ геофизической обстановки, сопровождающей его образование;

- исследование условий формирования аэрозольных слоев.

Решение этих задач предполагало создание комплекса синхронных лидарных и радарных наблюдений стратосферы, мезосферы и ионосферы.

Структура работы

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и двух приложений. Содержит 107 страниц, 43 рисунка, 4 таблицы и список литературы из 83 ссылок.

Во введении обоснована актуальность исследований, определены цели и задачи работы, практическая и научная ценность работы, научная новизна. Определен личный вклад автора и положения, выносимые на защиту. Приведен список работ, опубликованных по теме диссертации.

В первой главе приведен обзор имеющейся литературы о состоянии исследований вопроса о возможности и условиях формирования аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере. Дано описание ионного состава атмосферы на мезосферных высотах. Обоснована постановка задачи синхронных лидарных и ионосферных наблюдений за появлением аэрозоля в средней атмосфере.

Приводится описание созданной на Камчатке в 2007 году лидарной станции, ее основных технических параметров, возможных режимов работы, разработанных программ управления и обработки данных.

Дано описание проведенной модернизации ионосферной станции для получения данных в цифровом формате, описание разработанных управляющих программ и программ обработки данных.

Во второй главе приведено описание метода восстановления профилей отношения сигналов обратного рассеяния и способа измерения фонового сигнала. Приводится анализ влияния Луны на форму профилей отношения рассеяния.

Изложено описание экспериментов по определению влияния явления последействия в устройствах регистрации сигналов. Дается обоснование метода коррекции исходных лидарных данных для учета явления последействия фотоэлектронного умножителя (ФЭУ). Приводятся примеры, показывающие, что с помощью данного метода удается восстановить профили отношения рассеяния до высот 75-90 км.

В третьей главе обсуждаются результаты лидарных наблюдений, полученных на Камчатке с осени 2007 года по декабрь 2011 года.

Приведено описание структурных особенностей аэрозольных слоев, наблюдавшихся в средней атмосфере Камчатки, и сезонных особенностей их появления. Показано, что стратосферные слои аэрозоля обычно характеризуется большой протяженностью, от тропосферы и до высот ~50 км. Мезосферные слои могут иметь толщину в несколько километров, при большой протяженности слоя на нем могут наблюдаться несколько локальных максимумов на разных высотах. Слои в мезосфере и стратосфере могут появляться как одновременно, так и независимо друг от друга.

По результатам лидарных наблюдений 2007-2011 г. обсуждаются сезонные особенности появления аэрозоля в верхней стратосфере и мезосфере Камчатки. Делается вывод о том, что для периода с апреля по октябрь характерно слабое проявление аэрозольного наполнения верхней стратосферы и мезосферы, в целом в этот период обратное рассеяние света определяется молекулярным рассеянием во всем исследуемом интервале высот 30-80 км.

Приводятся данные измерений, подтверждающие, что для периода с ноября по март характерно появление слоев с повышенным светорассеянием в области верхней стратосферы и в мезосфере, как протяженных в широких областях высот, так и толщиной в несколько километров в области 60-75 км.

Представлены среднестатистические профили за холодный период октябрь-март за время наблюдений с октября 2007 г. по декабрь 2011 г., полученные усреднением всех имеющихся за сезон данных. Полученные максимумы на среднестатистическом профиле за 78 ночей наблюдений расположены на высотах 65, 69 и 75 км. Высоты 65 и 75 км точно совпадают с высотой мезосферных слоев, полученных в работе [4] в результате статистической

обработки более 10000 наблюдений различных видов, проведенных с 1940 по 1980 годы. Этот результат подтверждает достоверность полученных лидарных данных.

Представлены результаты лидарных наблюдений, полученных во время стратосферного потепления в январе 2008 года. Стратосферное потепление над Камчаткой с 18 по 25 января 2008 года определено по данным измерений температуры со спутника Аура. В области высот 60-70 км 18, 20 и 23 января обнаружены хорошо выраженные аэрозольные слои, наблюдавшиеся в период максимального развития аномального поглощения радиоволн низкой частоты. Аномальное поглощение в ионосфере определено по результатам измерений ионосферной станции. Обнаруженные аэрозольные слои характеризуются стабильностью существования в течение всего времени наблюдений (4 часа) и горизонтальной протяженностью не менее -1000 км.

В четвертой главе анализируется геофизическая обстановка во время появления аэрозольных слоев.

Выполнены оценки возможности появления условий для конденсации воды в верхней стратосфере и мезосфере. Использованы данные спутника Аура, содержащие информацию об удельном содержании воды и температуре атмосферы. Показано, что в средних зимних условиях во всей области высот 30-80 км содержание воды на 3-4 порядка меньше, чем необходимо для достижения точки росы. Показано, что даже при понижении температуры в области слоя на -55 градусов, до достижения точки росы содержания паров воды в мезосфере недостает более чем на порядок. И прямая конденсация с образованием аэрозоля не представляется возможной.

Показана связь появления аэрозольных слоев с понижением температуры. Во время стратосферных потеплений обнаружены отрицательные корреляции между средним по области 50-72 км отношением рассеяния и средней температурой на этих высотах с коэффициентом корреляции -0.71. В обычных зимних условиях корреляции среднего отношения рассеяния со средней температурой наблюдались в стратосфере на высотах 24-50 км с коэффициентом корреляции -0.75. На мезосферных высотах в этот период наблюдались слабые корреляции, с коэффициентом корреляции -0.4. Корреляции рассчитывались по

всем имеющимся данным периода ноябрь-февраль, за время наблюдений с ноября 2007 г. по декабрь 2011 г.

Исследована связь появления аэрозольного рассеяния в средней атмосфере с явлением зимнего аномального поглощения радиоволн в ионосфере и стратосферными потеплениями. Показано, что аэрозольные слои, как в верхней стратосфере, так и в мезосфере, могут появляться не только в периоды стратосферных потеплений, но, как правило, сопровождаются аномальным поглощением радиоволн в нижней ионосфере. Поглощение оценивалось по значениям ионосферного параметра finin — частоты, на которой на ионограммах появляется след от слоев Е или F. Показано, что все случаи появления аэрозольного рассеяния происходили либо при повышенных среднесуточных значениях finin, либо при аномально переменчивых значениях fmin в течение суток.

Приводится описание соответствия во времени появления аэрозольных слоев на высотах 60-75 км с ростом потоков релятивистских электронов (90-526 кэВ) над Камчаткой по данным спутника Деметер. По рядам пятнадцатиминутных данных обнаружены корреляции между средним по высоте мезосферного аэрозольного слоя значением отношения рассеяния и ионосферным параметром fmin. Эти корреляции означают, что изменения fmin и формирование аэрозоля в слое могут иметь общую причину - высыпания релятивистских электронов.

В заключении приведены основные результаты работы.

Научная новизна работы

- адаптирован метод коррекции ли�