ГЕОМАГНЕТИЗМ И АЭРОНОМИЯ, 2015, том 55, № 5, с. 687-695
УДК 551.510
ВОЗРАСТАНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЫ НАД ТРОПОСФЕРНЫМИ ИСТОЧНИКАМИ: АНАЛИЗ СПУТНИКОВЫХ ИЗМЕРЕНИЙ И ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ © 2015 г. Л. В. Козак1, С. Г. Пилипенко1, О. А. Моцык2
1Киевский национальный университет им. Тараса Шевченко, физический факультет, г. Киев, Украина 2Технологический университет Делфта, Нидерланды e-mail: kozak@univ.kiev.ua Поступила в редакцию 13.01.2014 г. После доработки 06.04.2015 г.
В работе рассмотрено изменение температуры верхней атмосферы, вызванное ураганами, по измерениям на спутнике UARS. Из анализа температурных вариаций получено, что на высотах мезопа-узы над мощными тропосферными образованиями температура увеличивается на 25—45 K. В качестве возможного механизма передачи возмущения от нижней атмосферы Земли к верхней рассмотрены атмосферные гравитационные волны. При численном моделировании распространения атмосферных гравитационных волн в неизотермической безветренной атмосфере с учетом вязкости и теплопроводности определено, что максимум амплитуды волн наблюдается на высотах ~90 км. При этом определяющим фактором их затухания и распространения является высотный градиент температуры.
DOI: 10.7868/S0016794015050090
1. ВВЕДЕНИЕ
Изучению литосферно-тропосферно-атмо-сферных связей посвящено много работ. В частности, в них отмечалось, что в ионосфере и верхней атмосфере над очагами землетрясений наблюдались вариации электронной концентрации в Е- и /-областях [Ларкина и др., 1983; Липеров-ский и др., 1992]; свечение [Фишкова и Тороше-лидзе, 1989]; изменения яркости дискретных форм полярных сияний [Dzubenko and Kozak, 2000]; крупномасштабные неоднородности ионосферной плазмы; вариации потоков энергичных частиц, которые высыпаются в ионосферу из радиационных поясов; возмущения в верхней атмосфере от цунами [Artu et al., 2005] и т.д. Несмотря на огромное количество работ по этой тематике, до сих пор нет четкой ясности в понимании того, какие механизмы и на каких высотах преобладают при переносе энергии из нижних областей в верхнюю атмосферу. Среди возможных механизмов переноса рассматриваются как атмосферные гравитационные волны (АГВ), так и электромагнитное взаимодействие.
В настоящей работе проведено исследование возможного воздействия мощных погодных образований на температуру верхней атмосферы Земли. Следует отметить, что изменение температуры определяется как процессом поглощения ультрафиолетового солнечного излучения, так и
динамическими процессами, в результате которых происходит перераспределение тепла от неоднородно нагретых источников [Казимиров-ский и Кокуров, 1979; Хайнс, 1975]. И это далеко не полный перечень факторов, которые определяют тепловой баланс верхней атмосферы.
Для выявления эффектов, связанных с процессами в тропосфере, нужно учитывать, что они могут быть замаскированы возмущениями другого происхождения, а именно: солнечной и геомагнитной активностью, сезонно-широтными вариациями, суточными изменениями.
Цель данной работы — рассмотреть возможные изменения температуры верхней атмосферы над ураганами и проанализировать процесс передачи возмущения из области тропосферы на мезосфер-ные высоты с помощью АГВ.
2. АНАЛИЗ ИЗМЕНЕНИЙ ТЕМПЕРАТУРЫ НАД УРАГАНАМИ ПО ИЗМЕРЕНИЯМ СПУТНИКА UARS
Для исследования вариаций температуры в верхней атмосфере Земли над ураганами были использованы каталоги ураганов и спутниковые измерения температуры с февраля 1993 по апрель 1994 г. Высотные профили температуры (80—300 км) взяты из архива данных GSFC DAAC (NASA God-dard Space Flight Center Distributed Active Archive Center (http://disc.sci.gsfc.nasa.gov/UARS)). Они
были получены на спутнике UARS (Upper Atmospheric Research Satellite) [Reber et al., 1993] с помощью прибора WINDII (Wind Imaging Interferometer) из лимбовых наблюдений температурного уширения спектральных линий [Shepherd et al., 1993]: в верхней мезосфере — OH; в нижней термосфере — O2, O (1S); в средней термосфере — O (1S), O (1D), O+(2P). Для высот ниже 95 км температурные профили определялись также по измерению релеевского рассеяния. Географическая локализация профилей T(h) находилась из положения точки соприкосновения луча зрения интерферометра к геоцентрической сфере. Погрешность высотной привязки в пределах 1 км. Данные приведены с дискретностью 4° по широте и 3—5 км по высоте.
Было проанализировано 6 ураганов (Лидия, Кеони, Грег, Фернанда, циклон № 5, циклон № 13) 4-й и 5-й категории по шкале Саффира-Симпсо-на. Исследовались изменения температуры в диапазоне высот 80-300 км во время наиболее мощной стадии урагана, а также для этой области, если позволяло количество спутниковых измерений, до образования урагана или после его полной диссипации. Согласно зафиксированным ранее воздействиям от мощных землетрясений [Kozak et al., 2004] и результатам, представленным в работах [Drobzheva and Krasnov, 2003; Куницын и др., 2007; Кащеев и Олейников, 2001; Ахмедов, 2004], температурные профили анализировались в радиальной области до 800 км от источника возмущений — урагана. Результаты исследований представлены на рис. 1, где градациями серого отмечен характер изменения температуры, время указано в днях от начала года. На высотах выше 120 км изменения температуры над областями ураганов не наблюдались. Из графиков отчетливо видно повышение температуры на 25—45 K на высотах мезопаузы.
Для того, чтобы убедиться, что полученные особенности изменения температуры верхней атмосферы являются следствием тропосферных воздействий, были рассмотрены изменения потока излучения Солнца на длине волны 10.7 см (/10.7). Пример изменений потока излучения Солнца во время ураганов, которые имели место в 1993 г., показан на рис. 2. Можно отметить, что не наблюдаются скачки параметра солнечной активности, которые могли бы объяснить полученные изменения температуры на высотах мезопаузы.
3. ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И ЗАТУХАНИЯ АГВ
Одним из механизмов переноса энергии с тропосферных высот в область верхней атмосферы является распространение АГВ [Hodges, 1969; Козак, 2002; Rapoport et al., 2004]. Следует отметить, что кроме тропосферных циклонов и фронтальных систем, причинами АГВ могут быть солнечный терминатор; ураганы; грозы; ядерные испытания; крупномасштабные техногенные катастрофы; землетрясения; извержения вулканов; сверхзвуковой полет ракет и т.д. [Гаврилов, 1985, 1988; Суходоев и др., 1989; Imamura and Oga-wa, 1995; Григорьев, 1999; Шефов и др., 1999; Кащеев и Олейников, 2001; Дзюбенко и др., 2003; Kozak et al., 2004].
При распространении вверх в адиабатическом режиме амплитуда АГВ, по мере уменьшения плотности, возрастает [Госсард и Хук, 1975; Хайнс, 1975; Pitteway and Hines, 1963; Zhang and Yi, 2002]. При этом с ростом высоты условие адиабатичности распространения волны нарушается. Такой эффект чаще всего приводит к потере устойчивости данных волн и их последующей диссипации. В результате в атмосфере образуются турбулентные слои, которые, в основном, наблюдаются в областях с сильно искривленными вертикальными профилями температуры и скорости ветра [Козак, 2002]. В тропосфере время жизни таких слоев большое, и они могут существовать еще долго после "выключения" волнового источника турбулизации [Hocking, 1990].
При численном моделировании распространения атмосферных гравитационных волн (АГВ) в неизотермической, безветренной атмосфере с учетом вязкости и теплопроводности был взят за основу метод решения уравнений Навье—Стокса, представленный в рaботах [Francis, 1973; 1975]. Данный метод подобен многослойным методам, которые первыми были рассмотрены Midgley and Liemohn [1966] и Volland [1969]. В неоднородной атмосфере атмосферные гравитационные волны теряют энергию или за счет собственного затухания, или путем перераспределения энергии с диссипативными процессами (вязкость, теплопроводность и др.).
При анализе атмосфера представляется в виде однородных слоев, в которых температура (Т0), масса (М), адиабатическая постоянная (у), ускорение свободного падения (g), отношение коэффициента вязкости к плотности (ц/р0) и отношение коэффициента теплопроводности к плотности (VPo) являются постоянными. Исходной для
Рис. 1. Значение температуры на разных высотах для рассмотренных ураганов: а, б — во время и после урагана Фернанда (соответственно 14 и 21 августа 1993 г.); в, г — до и во время урагана Лидия (соответственно 21 августа и 11 сентября 1993 г.); д, е — во время и после урагана Грег (соответственно 18 августа и 9 сентября 1993 г.); ж, з — во время и после урагана Кеони (соответственно 16 августа и 8 сентября 1993 г.); и, к — до и во время циклона 13 (соответственно 10 и 31 января 1994 г.); л, м — во время и после циклона 5 (соответственно 4 и 29 января 1994 г.).
h, км 104 102 100 98 96 94 92 90 88 86 84
226.0 227.0 228.0 226.5 227.5 228.5 h, км г
104 102 100 98 96 94 92 90 88 86 84
255.0 256.0
255.5 256.5 h, км ж
104 102 100 98 96 94 92 90 88 86 84
228.9 229.1 229.3 229.0 229.2 229.4 h, км к
104
102
100
98
96
94
92
90
88
104 102 100 98 96 94 92 90
105 104 103 102 101 100 99 98 97 96 95 94 93
-
_190
"-190— — —190—
-
1 1 1 1
232.8 233.2 233.6 233.0 233.4 д
235.4 235.6
235.5 235.7 UT, дни
е
104 102 100 98 96 94 92 90 88 86 84
104 102 100 98 96 94 92 90
231.5 231.7 231.9 231.6 231.8 232.0
з
250.2 250.6 251.0
250.4 250.8 UT, дни и
104 102
100 98 96 94 92 90
'___190 — Г
Д9»
- лЧ0
1 - Т 1
250.5 252.5
251.5 253.5
110 108 106 104 102 100 98 96 94 92 90
110 108 106 104 102 100 98 96 94 92 90
104 102
100 98 96 94 92 90 88
-
250 250
-- --
- 2S0 ----
- ......
1 I 1 1 1 1 1 1
3.8 4.0 4.2 4.4
3.9 4.1 4.3 4.5 UT, дни
м
29.5 30.5 31.5 30.0 31.0 32.0
3.8 4.0 4.2 4.4 3.9 4.1 4.3 4.5
29.5 30.5 31.5 30.0 31.0 32.0
.......
UT, дни
150 190 230 290 330 370 410 450 170 210 250 310 350 390 430 Т, К
в
ПОЛ, е. п 200
150 -
100
50
12 3
200
250 ?, дни
Рис. 2. Изменение потока излучения от Солнца на длине волны 10.7 см: 1 — 14.08.1993 г.; 2 — 16.08.1993 г.; 3 — 18.08.1993 г.; 4 — 11.09.
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.