Интерферометрическое исследование вариаций температуры субавроральной нижней термосферы

Процессы, происходящие в нижней термосфере представляют определенный научный интерес тем, что нижняя термосфера является пограничной областью взаимодействия между ионосферно-магнитосферной плазмой, контролируемой электромагнитным и корпускулярным действием солнечной и геомагнитной активностей, с одной стороны, и нейтральной атмосферой Земли, расположенной ниже, с другой стороны. Уникальность этой области еще заключается в том, что здесь существует максимальный высотный температурный градиент, заключенный в области высот от 90−95 до 120−150 км, нижней границей которой является мезопауза — самая холодная область атмосферы. Тепловой баланс нижней термосферы поддерживается нагревом солнечным ультрафиолетовым излучением через фотодиссоциацию и фотоионизацию и радиационным охлаждением инфракрасным и микроволновым излучением при интенсивном перемешивании такими динамическими процессами как нейтральные ветры, конвекция и турбулентность. Происходящие вариации температурного режима возникают в результате взаимодействия I нижней термосферы с высыпающимися частицами в зоне полярных сияний, и последующим переносом тепла через динамические процессы в сторону более низких широт, а также с волновыми процессами различного масштаба, среди которых доминирующую роль играют планетарные волны. Последние считаются главным источником вариаций температуры нижней термосферы высоких и умеренных широт. Исследование отклика температурного режима на вышеназванные факторы является важным звеном в понимании солнечно-земных связей и построения эмпирической модели крупномасштабной динамики верхней атмосферы.

Сильная изменчивость структурных параметров верхних слоев атмосферы, многообразие и сложность протекающих в них процессов, неоднозначность интерпретации результатов наблюдений, отсутствие равномерного распределения по поверхности земного шара пунктов наблюдений — все это обусловило тот факт, что проблема построения динамической модели атмосферы до сих пор еще далека от своего полного решения.

С другой стороны труднодоступность и сложность проведения прямых измерений в области нижней термосферы обусловили ее относительно меньшую степень изученности. Но тем не менее существуют ряд методов исследования температурного и динамического режимов нижней термосферыэто ракетное зондирование, радиолокация метеорных следов и ионосферных неоднородностей, лидарное зондирование и интерферометрия свечения ночного неба излучающих там газов. Спутниковые и ракетные методы имеют несколько существенных недостатков это их эпизодичность, невозможность прослеживания мелкомасштабных пространственно-временных вариаций и, наконец, дороговизна.

Одним из самых дешевых и точных методов измерения температуры и скорости нейтрального ветра в верхней атмосфере является интерферометри-ческий метод [1−3]. При помощи интерферометров Фабри-Перо можно одновременно определить температуру и скорость нейтрального ветра по допле-ровскому уширению запрещенных линий кислорода и по их доплеровскому сдвигу длины волны можно вычислить скорость ветра в эмиссионном слое. Хотя в настоящее время в мире работают около десятка групп, которые занимаются интерферометрическими исследованиями верхней атмосферы большинство из них работают в основном с красной линией атомарного кислорода 630,0 нм [01], высвечивающейся на высотах порядка 250−300 км [47], а также исследуют вариации температуры и скорости нейтрального ветра в полярных сияниях [8−15].

Для определения температуры нейтральной атмосферы используются эмиссионные линии запрещенных переходов атомарного кислорода. Для нижней термосферы используется линия 557,73 нм, которая образуется при переходе между состояниями ^ —>^О, максимум интенсивности которой расположен на высоте 97 км и время жизни ее в возбужденном состоянии равняется 0,7 с [50,51]. За то время, когда атомы кислорода находятся в возбужденном состоянии до высвечивания, они успевают совершить несколько столкновений с нейтральными атомами и принять температуру окружающей среды, тогда при излучении их эмиссионная линия оказывается доплеровски уширенной [19,20,27,51−53]. В работах [1,7,51−54] предложены различные методы обработки данных доплеровских контуров для получения температуры.

Температурные измерения в ночной нижней термосфере малочисленны по сравнении с измерениями в полярных сияниях и в области термосферы по линии 630,0 нм. Ранние эпизодические измерения были использованы для точного определения длины волны зеленой линии, оценки температур нижней термосферы. Более систематические наблюдения начались с середины 60-х годов [19]. В работе [19] по данным 1965;1974 гг. были впервые исследованы долгопериодные вариации температуры ночной нижней термосферы. Впервые было обнаружено существование отрицательной корреляции между солнечной активностью и температурой нижней термосферы. В этой работе также были приведены результаты температурных измерений, где видны волнообразные вариации температуры с амплитудой, доходящей до 60 К и периодом до 5−6 часов, но никаких объяснений не дается. В работе [20] статистически исследуется поведение температуры нижней термосферы во время стратосферных потеплений. Обнаружено понижение температуры в среднем на 10 К на широте 40°М Здесь же говорится о начале похолодания нижней термосферы во время максимума стратосферного потепления, а максимум похолодания наступает на один месяц позже. Хотя физического объяснения этому явлению в работе не было дано.

В работах [61−63] теоретически и экспериментально исследованы основные свойства стратосферных потеплений, их связи с другими параметрами атмосферы и динамики потеплений до высот мезосферы. Было установлено, что основным механизмом развития зимних стратосферных потеплений является взаимодействие волн на высотах мезосферы и, может даже термосферы. Основным условием развития потепления является наличие горизонтальных ветров со скоростью 150−200 м/с. Притом, потепления происходят обычно в зимние месяцы, чаще с января по март и подразделяются на два типа — первый тип это глобальное (сильное) потепление типа «major», которое охватывает всю толщину стратосферы и нижней мезосферы, при этом происходит глобальная перестройка стратосферного зонального ветра, т. е. преобладающие западные ветры в стратосфере обращаются в восточный ветер и стратосфера переходит в летний режим. Вторым типом потепления является тип «minor», в этом случае глобальной перестройки стратосферной динамики не наблюдается, из-за того, что потепление носит более локализованный характер, хотя амплитудные значения потепления такие же как и в сильных потеплениях.

Стратосферные потепления проявляются в значительных изменениях полей температуры, давления и ветра. Экспериментальные исследования показывают, что отклик этих изменений наблюдаются и на высотах мезосферы.

Анализ стратосферно-мезосферных температур во время стратосферных потеплений показал, что потепления в стратосфере одновременно вызывают изменения температуры противоположного знака в мезосфере [65−68]. На основе теоретических расчетов также было предсказано влияние стратосферных потеплений на еще более высокие слои атмосферы [69,71], которое должно вызывать умеренные похолодания на высотах нижней термосферы, что было подтверждено в работах [20,61].

Таким образом, со стратосферными потеплениями непосредственно связана проблема взаимодействия атмосферных слоев. В последнее время теоретически и экспериментально убедительно показано [62−64,72], что внутренние гравитационные и планетарные волны, генерируемые в тропосфере и распространяющиеся в вертикальном направлении, вносят существенный вклад в тепловой режим и динамику верхних слоев атмосферы. В работе [72] показано, что одним из основных источников нагрева верхней атмосферы в зимних условиях высоких широт, когда ультрафиолетовая радиация Солнца очень мала, являются планетарные волны с волновым числом 1 или 2, генерируемые в тропосфере при расщеплении полярного вихря. Авторы [73] показали, что до высот мезосферы и нижней термосферы могут доходить только планетарные волны с волновым числом 1 или 2, притом только в зимнее время, когда в преобладающий зональный стратосферный ветер имеет западное направление, в летних же условиях, когда средний зональный ветер имеет восточное направление, или во время сильных стратосферных потеплений, планетарные волны не могут пройти через стратосферу и там диссипируют.

Эти факторы указывают на то, что при построении динамической модели верхних слоев атмосферы необходимо учитывать влияния не только дополнительных авроральных источников тепла, но и их динамическую связь с нижележащими слоями атмосферы.

В работах [74−77] показано, что на высотах ниже 100 км должна существовать связь между волновым излучением Солнца и температурой атмосферы вплоть до озонного слоя. Измерения температуры на ракетах на экваториальной станции ТЪитЬа (8° Ы- 77° Е) с декабря 1970 г. по декабрь 1971 г. показали положительную корреляцию между температурой мезосферы на высотах 51−70 км и индексом [78]. Исследование вариаций мезосферных температур в солнечном цикле (1971;1982 гг.) на станциях ТЪитЬа (Индия), Волгоград (49° Ы- 44° Е), Хейс (81° N5 58° Е) и Молодежная (69° 8- 46° Е) в восточном полушарии [79] также показали положительную корреляцию между температурой мезосферы и числом солнечных пятен с высоким уровнем доверительной вероятности (р>0,999). Особенно высокая корреляция была найдена [79] в периоды равноденствий. Там же отмечено, что величина мезо-сферного нагревания наблюдается максимальной во время подъема солнечной активности. Степень нагрева атмосферы обусловлена солнечным излучением и максимальна на высотах 65−70 км. На фазе роста солнечной активности нагревание в основном вызывается увеличением излучения в линии Ьа (121,6 нм), которое играет важную роль в физико-химических процессах в мезосфере. Выше 80 км положительная корреляция температуры с солнечной активностью исчезает [79].

Анализируя измерения температуры, полученные на ракетах в Волгограде в 1969;1983 гг. [76] исследователи также пришли к выводу, что положительная корреляция между температурой и индексом F10,7, исчезает на высотах 75−80 км.

Измерения температуры в ночном небе на интерферометре Фабри-Перо по линии 557,7 нм в Северной Америке на широтах 40° в 1965;1974 гг. [19] выявили отрицательную корреляцию между температурой и длиннопериод-ными вариациями индекса Fio, 7.

В работах [80−83] показано, что связь между вариациями температуры, измеренными на высотах стратосферы и мезосферы, и солнечной активностью наблюдается лучше, если температуры группировать по сезонам (зима, весна, лето, осень) в зависимости от фазы КДК экваториального зонального ветра, существующего в стратосфере на уровне 10−40 гПа. Такие сопоставления температуры мезопаузы были выполнены на широтах 50−70° N в Западной Европе [84]. Результаты показали отрицательную корреляцию между температурой и индексом F10,7. Степень антикорреляции зависит как от сезона, так и от фазы КДК.

Вариации температуры и давления вызывают изменения процессов горизонтального переноса в атмосфере. Поэтому исследования на высотах 801 100 км показывают, что ветры также заметно реагируют на изменения уровня солнечной активности [85−91].

До сих пор четкой связи температуры нижней термосферы с геомагнитной активностью, можно сказать, еще не установлено. В работе [19] найдено наилучшее соответствие с температурой при сдвиге Ар индекса на 4 дня — без упоминания каких-либо механизмов. Температурные эффекты, вызванные магнитной бурей на уровне мезосферы по ракетному зондированию и по излучению ОН исследовались в [92−95]. В работах [92,93] впервые было обнаружено задержка вариаций интенсивности и температуры излучения гидро-ксила от прошедшей магнитной бури, например, для Звенигорода (56 N) время запаздывания составляет 1,5−2 сут. и до 10 сут. для экватора. Выведена эмпирическая зависимость запаздывания от широты и оценена средняя скорость распространения возмущения равной 10 м/с, которая зависит от уровня геомагнитного возмущения. Данный эффект авторы [93,95] объясняют явлением, так называемых, «композиционных волн», заключающихся в переносе активированных воздушных масс из области высыпаний частиц в зоне полярных сияний во время бури в более низкие широты. По результатам ракетных измерений высотного профиля температуры мезосферы на различных широтах [94] также было обнаружено наличие запаздывания изменения температуры от геомагнитных возмущений.

Как видно, до сих пор нет четкой картины зависимости вариаций температуры нижней термосферы от различных гелиогеофизических и метеорологических факторов. Предложенные на основе экспериментальных данных модели [96−104] требуют уточнения и дополнения. Основной причиной такой ситуации является малое количество экспериментального материала, вызванное сложностью организации и проведения длительных наблюдений на этих высотах, связанные с астроклиматическими, географическими и техническими факторами.

Для выполнения вышеупомянутых исследований в ИКФИА были созданы различные варианты и модификации интерферометров Фабри-Перо. Например, были созданы фотографические интерферометры с электронно-оптическими преобразователями (ЭОП), использующие пластины диаметром 50 мм и металлическим покрытием [23]- спектрометр Фабри-Перо с диаметром пластин 40 мм с диэлектрическим покрытием [24]. Но светосила этих приборов была очень низкая, поэтому они удовлетворительно работали только в полярных сияниях. Применение ЭОПа позволило увеличить чувствительность до величины, достаточной для регистрации контуров излучения ночного неба, но при этом возникают неизбежные сложности, связанные с эксплуатацией ЭОПов, усиление уровня шума и громоздкость аппаратуры. Дальнейшая эксплуатация данного прибора по объективным причинам оказалась практически невозможной, хотя полученные данные имели удовлетворительное качество. Тогда как за рубежом в основном применяли интерферометры с апертурой не ниже 100 мм и с многослойным диэлектрическим покрытием пластин [25−28]. Для продолжения начатых исследований и получения новых данных нами было принято решение обновить существующую аппаратуру с применением новых технических решений и персональных компьютеров. Для решения поставленной задачи нами были составлены технические задания на изготовление интерферометрических пластин большого диаметра с многослойным диэлектрическим покрытием и специальной линзы для объектива телескопа. Заказ на пластины удалось разместить на Опытном заводе Сибирского отделения РАН в г. Новосибирске, изготовленные пластины получились удовлетворительного качества и вполне отвечали требованиям технического задания, а телескопическая линза была изготовлена на ОКБ «Оптика» в г. Томске. Изготовление механических деталей выполнено в экспериментальной мастерской ИКФИА. Разработка и изготовление компьютерного интерфейса, системы счета фотонов, других электронных узлов и программного обеспечения было выполнено собственными силами. Основные характеристики созданного прибора [29,30] сведены в табл. 1.1.

Важным толчком для создания нового светосильного спектрометра Фаб-ри-Перо было то обстоятельство, что территория России остается не охваченным температурными измерениями и измерениями нейтральных ветров в области термосферы. Для построения планетарной картины распределения температуры и поля ветров отсутствие точки наблюдений в большей части умеренных и высоких широт Восточного полушария создает неоправданные трудности, тем более в настоящее время, когда появились реальные возможности оперативно получать и обмениваться данными с коллегами по всему миру.

Для создания нового спектрометра были выполнены необходимые теоретические расчеты с учетом всего мирового опыта создания интерферометров. Теория интерферометров Фабри-Перо и описания некоторых приборов опубликованы во многих отечественных и зарубежных изданиях [1,31−45]. В и работе [46] впервые описывается спектрометр с компьютерным управлением, где был применен мини ЭВМ с объемом памяти 64К. Использование компьютера в управлении спектрометром, сборе, предварительной обработке и хранении данных в значительной степени облегчает процессы наблюдений на спектрометре и последующей обработки данных.

Из-за очень слабой интенсивности свечения ночного неба возникает необходимость накопления светового сигнала. Для решения этой задачи используется, так называемый, метод счета фотонов, или работа фотоумножителей в одноэлектронном режиме. Теория и методика отбора фотоумножителей для реализации данного способа, а также его преимущества и недостатки описываются в работах [47−49].

Работа посвящена экспериментальному исследованию и физическому обоснованию механизмов воздействия солнечной и геомагнитной активностей через динамические процессы в средней и нижней атмосфере на температуру субавроральной нижней термосферы с помощью разработанного и изготовленного в лаборатории оптических исследований полярных сияний и свечения ночного неба ИКФИА комплекса автоматизированного светосильного спектрометра Фабри-Перо.

Цель работы. 1. Разработка и создание светосильного автоматизированного спектрометра Фабри-Перо с компьютерным управлением и сбором данных для измерения температуры и скорости нейтрального ветра по тепловому уширению и доплеровскому сдвигу контуров кислородных эмиссий в свечении ночного неба.

2. Исследование вариаций температуры ночной нижней термосферы на субавроральных широтах.

3. Физическое обоснование результатов экспериментальных исследований циклических и возмущенных вариаций температуры нижней термосферы динамическими процессами.

Научная новизна. Впервые в России исследованы вариации температуры нижней термосферы по ночному свечению кислородной эмиссии 557,7 нм интерферометрическим методом. Исследования проведены с помощью разработанных в ИКФИА высокочувствительных интерферометрических приборов, позволивших регистрировать вариации температуры нижней термосферы по излучению ночного неба с высоким временным разрешением. Исследована связь температуры нижней термосферы с солнечной и геомагнитной активностями, со стратосферными потеплениями и с фазами квазидвухлетних колебаний (КДК) экваториального стратосферного зонального ветра. Подтверждена отрицательная зависимость температуры нижней термосферы от уровня солнечной активности и показан противоположный ход среднегодовых температур с фазой 11-летнего цикла солнечной активности. При этом выявлено, что отрицательная корреляция на высотах нижней термосферы выражена лучше при западной фазе КДК. На высотах мезопаузы отрицательная корреляция при восточной фазе КДК переходит на слабую положительную корреляцию. Сильная положительная корреляция температуры стратосферы с солнечной активностью на уровне 30 гПа во время западной фазы КДК при восточной фазе переходит в отрицательную. Также исследованы зависимость температур нижней термосферы от стратосферных потеплений. Выявлено, что при сильных стратосферных потеплениях наблюдается похолодание на уровне нижней термосферы. Показано, что основную роль в вариациях температуры на высотах нижней термосферы играют динамические процессы, связанные с распространением планетарных волн, генерируемые на высотах тропосферы и стратосферы в зимнее время.

Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения.

Основные результаты экспериментальных работ по исследованию теплового режима субавроральной нижней термосферы, изложенные в диссертации, сводятся к следующим выводам.

1. Создан и введен в действие комплекс аппаратуры светосильного спектрометра Фабри-Перо, предназначенного для исследования теплового и динамического режимов термосферы по измерениям тепловых уширений и до-плеровских сдвигов контуров запрещенных атмосферных эмиссий, излучаемых в ночном небе.

2. Разработана методика количественной оценки предельной чувствительности спектрометра Фабри-Перо, работающего в режиме счета фотонов, к обнаружению слабого ночного свечения с приемлемой относительной дисперсией измерения фотоэлектронов. С учетом характеристик реального прибора и его приемно-регистрирующего блока показано, что в ночном небе ошибка регистрации контура эмиссии 557,7 нм не превышает 4% при времени накопления одного спектрального элемента в 15 сек.

3. Разработаны алгоритмы и программное обеспечение для управления спектрометром, для контроля его важнейших параметров, сбора, предварительной обработки и хранения данных.

4. Впервые исследованы особенности ночных, сезонных, длиннопериод-ных и возмущенных вариаций температуры субавроральной нижней термосферы по тепловому уширению контура кислородной эмиссии 557,7 нм [01]. а. Показано, что ночной ход температуры нижней термосферы испытывает короткопериодические вариации, проявляющиеся преимущественно в зимние месяцы, которые становятся менее заметными к весенним месяцам. На основании этого результата сделан вывод, что наблюдаемые короткопериодические вариации температуры ночной нижней термосферы в зимние месяцы могут быть обусловлены проникновением волн различного масштаба из нижних слоев атмосферы. б. Изучен многолетний сезонный ход температуры нижней термосферы, который имеет устойчивый максимум, приходящийся на декабрь и январь месяцы, обусловленный сезонным изменением характера меридиональной составляющей глобальной циркуляции верхней атмосферы, и связанным с ней переносом из летнего полушария в зимнее значительного количества кислорода, рекомбинирующего в тройных столкновениях, приводящих к выделению химической энергии, вызывающей повышение температуры на высотах зимней нижней термосферы.

5. Исследована зависимость температуры субавроральной нижней термосферы от уровня солнечной активности при разбиении данных по фазам квазидвухлетних колебаний (КДК) экваториального стратосферного зонального ветра. Полученные зависимости свидетельствуют о наличии тесной связи вариаций температуры нижней термосферы от солнечной активности через динамические процессы в средней и нижней атмосфере. а. Подтверждена отрицательная корреляционная зависимость температуры нижней термосферы от уровня солнечной активности в ее 11-летнем цикле. б. Впервые показано, что зимой между температурой субавроральной нижней термосферы и плотностью потока излучения наблюдается отрицательная корреляция в обоих фазах КДК. Антикорреляция во время западной (/=-0,77- /?—0,975) несколько выше, чем в период восточной (г=-0,54- р=0,955) фазы КДК. Весной отрицательная корреляция наблюдается в период восточной фазы (г=-0,66- />=-0,955) и практически отсутствует в период западной фазы КДК. Осенью также наблюдается отрицательная корреляция во время западной (г=-0,67- р=-0,996) и восточной (г=-0,69- р=-0,955) фазы КДК. в. Сопоставления температуры стратосферы на уровне 30 гПа и мезо-паузы с индексом показали, что зимой при западной фазе КДК наблюдается положительная в стратосфере и отрицательная — мезопаузе. При восточной фазе КДК антикорреляция прослеживается в стратосфере и слабая положительная — в мезопаузе. г. Среднезимняя антикорреляция наиболее сильно выражена в мезопаузе и нижней термосфере при западной фазе КДК.

6. Впервые экспериментально обнаружен эффект последействия магнитной бури в вариациях температуры ночной нижней термосферы над Якутском с задержкой на 2−3 дня от начала магнитного возмущения.

7. На основании накопленного статистического материала изучена вариация температуры нижней термосферы в зависимости от уровня солнечной активности. Показано, что изменение температуры нижней термосферы происходит в противофазе с изменениями индекса солнечной активности при этом повышение температуры наблюдается в периоды минимума, а ее понижение в периоды максимума солнечной активности. Полученный результат показывает о решающей роли изменения меридиональной компоненты циркуляции и турбулентной диффузии на высотах нижней термосферы и мезосферы в цикле солнечной активности.

8. Впервые произведен статистический анализ связи вариаций температуры субавроральной нижней термосферы с зимними сильными стратосферными потеплениями. Подтверждено, что основным механизмом передачи энергии с нижних слоев атмосферы в верхние являются крупномасштабные волновые процессы типа планетарных волн. а. При анализе температурных данных установлено, что зимние стратосферные потепления могут развиваться и на высотах нижней термосферы и распространяться вниз в стратосферу. С другой стороны потепления, начавшиеся на более низких высотах блокируют распространение вверх планетарных волн до высот нижней термосферы, в результате которого при отсутствии других источников тепла она начинает монотонно охлаждаться. б. Температура и время максимума похолодания зависят от интенсивности потепления в стратосфере. В мезопаузе и нижней термосфере температуры в среднем понижаются на 13К. Максимумы похолодания на широте Якутска в среднем наблюдаются на 16(±1,2) сутки после максимумов стратосферных сильных зимних потеплений на Северном полюсе. в. Получены уравнения регрессии, позволяющие вычислить температуру и время максимумов похолодания в мезопаузе и нижней термосфере в зависимости от максимальных приростов температуры в стратосфере на уровне 30 гПа во время зимних сильных потеплений. г. Определена средняя скорость распространения метеорологического возмущения от источника зимнего сильного потепления в стратосфере, вызывающая похолодания в мезопаузе и нижней термосфере, равная 7,73 км/ч. д. Физические условия, необходимые для формирования среднезим-них сильных стратосферных потеплений, которые вызывают похолодания в мезопаузе и нижней термосфере, возникают в западной фазе КДК при высокой или в восточной фазе КДК при низкой солнечной активности, когда индексы FWj имеют значения 100> /^0,7^ 150.

В заключение выражаю искреннюю благодарность к.ф.-м.н. Игнатьеву В. М. за постановку задачи, руководство, внимание и постоянную помощь в ходе выполнения работы, к.ф.-м.н. Югову В. А. за помощь при организации и проведении наблюдений и обработки статистического материала, Ждановой А. И. за помощь в первичной обработке данных фотографического интерферометра.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

.