СОЛНЕЧНО-АТМОСФЕРНЫЕ СВЯЗИ

Для характеристики процессов на Солнце, от которых зависит поток энергии к нашей планете, используется понятие солнечной активности (СА). Как видно из таблицы энергии климатической системы (см. введение), вариации солнечной энергии гораздо меньше кинетической энергии атмосферных процессов. Поэтому изменения СА обычно рассматриваются как «слабые воздействия». Однако их эффект может становиться заметным, если, например, сигнал продолжается длительное время и его воздействие накапливается, или в системе действуют нелинейные связи, способные усилить слабый сигнал. Для кратковременных изменений СА именно второй механизм влияния на климатическую систему считается наиболее эффективным, его часто называют эффектом спускового крючка {триггерным эффектом), когда слабое воздействие, усиленное внутренними процессами системы, вызывает ее переход в новое состояние.

Рассмотрим изменения СА, которые могут оказывать воздействие на климатическую систему (рис. 6.17). Воздействие солнечной энергии выражается через солнечную постоянную (СП), в том числе через изменчивость УФ радиации. Отдельно рассматриваются солнечные космические лучи (СКЛ) и солнечный ветер. Воздействие галактических космических лучей (ГКЛ) трансформируется благодаря эффектам СА. Проводниками дальнейшего воздействия аномалий СА на климат становятся процессы, связанные с фотохимией средней и верхней атмосферы, состоянием ионосферы, с распространением атмосферных волн, режимом квазидвухлетнего колебания, Северо-Атлантическим и Арктическим колебаниями и др.

Схема, иллюстрирующая прямое и косвенное влияния солнечной активности на климат

Рис. 6.17. Схема, иллюстрирующая прямое и косвенное влияния солнечной активности на климат:

ГКЛ — галактические космические лучи и их влияние на электрическое поле атмосферы (тонкие стрелки слева); СП -солнечная постоянная; УФ — ультрафиолетовая радиация; СКЛ — солнечные космические лучи; ТПО — температура поверхности океана; КДЦ — квазидвухлетняя цикличность; ENSO — Эль-Ниньо — Южное Колебание; Т — прогрев стратосферы благодаря озону; АО — Арктическое колебание; NAO — Северо-Атлантическое колебание; ДU — изменение скорости ветра в стратосфере и мезосфере за счет волнового взаимодействия с тропосферой и его обратное влияние V • F; двусторонние вертикальные стрелки (справа) — взаимодействие тропосферы и стратосферы, океана и атмосферы; СВ — солнечный ветер

Влияние на климат процессов, обусловленных изменением солнечной постоянной, для диагностирования которых используются эффекты СА, обсуждены в гл. 2. Рассмотрим группу механизмов, связанных с непосредственным воздействием СА на атмосферу.

Наиболее заметные проявления изменений СА происходят при солнечных вспышках, откликом на которые затем становится целая система геофизических явлений. Вспышка сопровождается мощным УФ и рентгеновским излучением, испусканием потока заряженных частиц, преимущественно протонов (их и называют СКЛ), а также плазменным выбросом корональной массы (солнечный ветер). Электромагнитное излучение достигает Земли за 8,5 мин., СКЛ — менее чем за 1 ч, а плазменный выброс — спустя 1—2 сут. после вспышки. Таким образом, реакция земной системы на вспышку растягивается во времени. Во время солнечных вспышек существенно увеличивается ионизация средней и верхней атмосферы Земли, происходят глобальные возмущения магнитного поля планеты.

При увеличении СА магнитное поле солнечного ветра значительно ослабляет приходящие к Земле ГКЛ (эффект Форбуша). Многолетняя изменчивость интенсивности солнечного ветра, выраженная через его динамическое давление на магнитосферу Земли, показана на рис. 6.18. Видно, что в последние два десятилетия влияние солнечного ветра понижено, хотя сопоставимо с наблюдаемыми ранее минимумами, при этом корреляция его давления с числом солнечных пятен не выражена. Следовательно, наряду с 11-летней цикличностью СА, на климатическую систему Земли могут оказывать влияние и другие виды изменчивости СА.

Изменения динамического давления (нПа) солнечного ветра (вверху) и числа солнечных пятен (внизу)

Рис. 6.18. Изменения динамического давления (нПа) солнечного ветра (вверху) и числа солнечных пятен (внизу)

Галактические космические лучи способствуют образованию ионов в атмосфере. От степени ионизации атмосферы зависят процессы с участием малых газовых составляющих и аэрозоля. Общий заряд ионосферы нейтрален, при этом с высотой число ионов возрастает. Среди заряженных частиц стратосферы преобладают ионы — как положительно, так и отрицательно заряженные; выше — в мезосфере и термосфере — преобладают положительные ионы и электроны. Среди ионов средней атмосферы наиболее распространены кластерные ионы, состоящие из ионов и группы атомов или молекул, в частности Н+20)/; (выше 35 км) и H+(CH3CN)/ • (Н20)/; (ниже 35 км), ионы семейств N0^~(HN03)w и HSO^- (H2S04)/(HN03)/n с максимумом последних на высоте более 25—30 км.

В мезосфере располагается так называемый ионный слой D (60—90 км) — единственный поглощающий слой для коротких радиоволн. Он существует только днем и практически исчезает ночью. Это область слабой ионизации, основной вклад в ее возникновение вносит рентгеновское излучение Солнца. Небольшую роль играют дополнительные слабые источники ионизации: метеориты, сгорающие на высотах 60—100 км, ГКЛ, а также энергичные частицы магнитосферы (заносимые в этот слой во время магнитных бурь).

Солнечная вспышка вызывает дополнительную ионизацию земной атмосферы на высотах около 75 и 110 км. Это изменение электрической проводимости атмосферы наиболее значимо в полярных областях. Частичное блокирование солнечным ветром потока ГКЛ во время солнечных вспышек приводит к ослаблению ионизации атмосферы на высотах 10—20 км (на 30—50%) примерно на сутки и обычно сопровождается геомагнитной бурей, т.е. возмущением геомагнитного поля Земли. Наличие в атмосфере даже малого числа ионов, взаимодействующих с другими компонентами, вызывает заметное так называемое «ионное торможение» движений нейтральных частиц, т.е. ветра. Нейтральный ветер, в свою очередь, воздействует на движение и пространственно-временное распределение заряженной компоненты ионосферной плазмы.

Перечисленные изменения солнечной активности способны изменять состояние атмосферы. Рассмотрим возможные механизмы этого влияния.

Как было отмечено, изменение СА влияет на приток ГКЛ к Земле, что заметно сказывается на ионизации атмосферы и интенсивности фотохимических процессов. Предполагается, что ГКЛ способны влиять на скорость образования аэрозолей в нижней и средней атмосфере и, следовательно, на прозрачность атмосферы, а также на облачность и осадки (поскольку образующиеся под воздействием ГКЛ ионы способны служить дополнительными ядрами конденсации). При этом меняются балл облачности, альбедо и водность облаков, что может оказывать значимое прямое воздействие на радиационный бюджет климатической системы. Такая цепочка следствий — один из примеров триггерного усиления слабых воздействий СА. Однако следует обратить внимание на то, что эта концепция пока остается гипотезой: нет ни достаточного количества данных, ни теоретических разработок, которые могли бы доказать реальность подобного механизма и его климатическую значимость.

С влиянием ГКЛ частично связывают образование серебристых облаков на высоте ~85 км летом, поскольку ГКЛ влияет на концентрацию ядер конденсации в форме крупных гидратов протонов.

От степени ионизации атмосферы зависит эффективность воздействия ионов на нейтральные компоненты воздуха, что приводит к формированию нечетного азота и кислорода, которые, в свою очередь, влияют на режим стратосферного озона, особенно во время повышенной солнечной активности.

Благодаря заряженным частицам средней атмосферы существуют такие атмосферные явления, как полярное сияние и собственное свечение неба, поскольку формирование энергетически возбужденных молекул и атомов, излучающих в видимом диапазоне, часто связано с рекомбинацией положительных электронов и ионов.

Полярное сияние — свечение (люминесценция) верхних слоев атмосферы вследствие их взаимодействия с заряженными частицами солнечного ветра. При наблюдении с поверхности Земли оно проявляется в виде общего быстро меняющегося свечения неба или движущихся лучей, полос, корон, «занавесей». Длительность полярных сияний составляет от десятков минут до нескольких суток.

Полярные сияния наблюдаются преимущественно в высоких широтах обоих полушарий Земли в овальных зонах-поясах, окружающих магнитные полюса — авроральных овалах, их диаметр -3000 км во время спокойного Солнца, на дневной стороне граница зоны отстоит от магнитного полюса на 10—16°, на ночной — 20—23°. Поскольку магнитные полюса Земли отличаются от географических на -12°, полярные сияния наблюдаются преимущественно в широтах 67—70°, однако во времена солнечной активности авроральный овал расширяется и полярные сияния могут наблюдаться в более низких широтах — на 20—25° южнее или севернее границ их обычного проявления. В период возмущений магнитного поля Земли заряженные частицы (электроны и протоны), движущиеся вдоль магнитных силовых линий, вторгаются в атмосферу, опускаясь до высот 100—150 км. Там они начинают сталкиваться с атомами и молекулами атмосферного газа, которые, возбуждаясь, в свою очередь излучают свет. Самыми интенсивными являются линии излучения атомарного кислорода и ионизированных молекул азота. Полярные сияния весной и осенью возникают заметно чаще, чем зимой и летом. Пик повторяемости приходится на периоды, ближайшие к весеннему и осеннему равноденствиям.

Большая группа механизмов связана с влиянием СА на содержание атмосферного озона. Описанные далее примеры демонстрируют эффект спускового крючка, когда значимое энергетическое воздействие на климатическую систему, реализуемое через изменение концентрации озона, инициируется изначально слабым эффектом СА. Рассмотрим эти примеры.

Моделирование и наблюдения подтверждают, что изменение потока ГКЛ приводит к изменению содержания NOy, HOv, 03. При снижении СА поток ГКЛ увеличивается, так как уменьшается эффект их экранирования солнечным ветром. Величина изменений зависит от широты, высоты и сезона. В средней стратосфере рост потока ГКЛ может приводить к увеличению NOv и, следовательно, к снижению концентрации озона. Напротив, при ослаблении ГКЛ уменьшается содержание NOx, что может повлечь возрастание концентрации 03 и уменьшение прозрачности атмосферы в УФ-диапа- зоне. В связи с изменением интенсивности ГКЛ кратковременные изменения потока радиации могут достигать 6% от величины солнечной постоянной.

Рост концентрации HOv приводит к уменьшению содержания озона в полярной верхней стратосфере на 50% (и иногда это длится несколько суток), а образование дополнительных N0 приводит к уменьшению содержания озона на -10%. В области зимнего полярного вихря эти вещества, разрушающие озон, могут опускаться из верхней стратосферы в нижнюю, приводя к разрушению озона в области его максимума. В частности, статистически значимая корреляция содержания озона с фазой геомагнитной активности отмечается весной в полярных широтах южного полушария. Однако этот эффект ограничен областью зимнего полярного вихря, он функционирует в условиях малых значений инсоляции, поэтому его крупномасштабное воздействие на погодообразующие системы не может быть существенно.

Помимо ГКЛ, на концентрацию озона оказывает влияние изменчивость потока УФ-радиации, связанная с СА. Как отмечалось в параграфе 2.1, наибольшие колебания в пределах 11-летних циклов происходят в коротковолновой части спектра солнечной радиации. Так, для волн длиной менее 0,1 мкм амплитуда изменения составляет около 0,1 Вт/м2, но на эти волны приходится 10—20% изменчивости инсоляции. На солнечное излучение с длинами волн 0,4 мкм и меньше приходится менее 9% энергии солнечной постоянной, но 32% изменчивости в масштабах 11-летнего солнечного цикла. При кратковременных (порядка минут) изменениях экстремального ультрафиолета (10—120 нм) изменения могут достигать 30—300%.

Эффект общего изменения солнечной постоянной, обсуждаемый в гл. 2, проявляется в радиационном балансе системы «Земля — атмосфера» и подстилающей поверхности. В отличие от этого, изменение в УФ-части спектра проявляется более всего в средней атмосфере, где УФ-радиация активно поглощается озоном (см. рис. 6.17). При этом меняется интенсивность фотохимических реакций, определяющих концентрацию озона и, следовательно, прогрев стратосферы, ее стратификация и циркуляция. При уменьшении УФ-ра- диации прогрев стратосферы ослабевает, особенно заметно это может быть в районе «озоновой дыры» в Антарктиде. Дополнительное охлаждение стратосферы может приводить к увеличению межширотного градиента температуры и далее — к усилению полярного стратосферного вихря и увеличению продолжительности его существования.

Численные эксперименты показывают, что отклик циркуляции в тропиках на изменения СА может реализовываться за счет изменения испарения с поверхности океана в разные фазы СА. При увеличении инсоляции испарение с поверхности океана в тропиках, особенно в малооблачных районах субтропических антициклонов, увеличивается. Аномалия притока энергии из океана в тропосферу между годами минимума и максимума солнечного цикла составляет около 0,5 Вт/м2, что в несколько раз больше аномалии притока солнечной радиации к поверхности в разные фазы СА (примерно 0,15 Вт/м2). Пассаты несут к экватору воздух с возросшим количеством влаги. Это способствует увеличению количества осадков в районе ВЗК, интенсификации вертикальных движений в ВЗК и усилению циркуляции Хэдли и Уокера. Численные эксперименты с глобальными климатическими моделями показали чувствительность климатической системы к этому фактору, но, в то же время, его недостаточность для полного объяснения 1 Плетней изменчивости климатического режима, наблюдаемой в тропиках.

Перейдем от обсуждения теоретических моделей к данным наблюдений, пытаясь теперь найти статистические подтверждения связей САс особенностями климатического режима. При такой постановке задачи, как правило, обсуждаются не отдельные физические механизмы, не дается ответ на вопрос «за счет чего реализуется какая-то связь», а устанавливается (или отвергается) интегральный эффект. В частности, по данным реанализа ERA-40 можно рассмотреть различия в полях метеорологических показателей в годы максимальной и минимальной солнечной активности (рис. 6.19, а). В годы активного Солнца отмечается увеличение температуры стратосферы тропиков на 1—2°С, а также рост температуры в нижней части верхней стратосферы субполярных и полярных широт.

Разница средней годовой средней широтной температуры тропосферы и стратосферы

Рис. 6.19. Разница средней годовой средней широтной температуры тропосферы и стратосферы (а), °С, и зональной компоненты скорости ветра (б), м/с, сгруппированной в годы максимальной и минимальной СА 11 -летнего цикла, по данным реанализа ERA-40

Такая структура отклика существенно отличает его от отклика температуры стратосферы на парниковое воздействие (охлаждение стратосферы на всех широтах). Это, в принципе, позволяет осуществлять раздельное детектирование парникового и солнечного сигналов в наблюдаемых изменениях температуры стратосферы. При этом надо учитывать транзитивный (меняющийся) характер особенности отклика температуры стратосферы в 1 Плетнем цикле. В годы высокой СА в низких широтах мезосферы особенно заметно (на 3— 4 м/с) возрастает величина зональной компоненты скорости ветра (рис. 6.19, б). Аномалии зональной скорости отрицательны в субтропической зоне тропосферы и нижней стратосферы, а также над Антарктидой.

На рис. 6.20 показаны различия в поле приземного давления и температуры воздуха в зимние месяцы для лет с низкой и высокой СА. В годы с низкой СА над Северной Атлантикой аномалия давления положительна, увеличивается повторяемость блокирующих антициклонов, температура над Западной Европой и ЕТР понижается, в то время как в Гренландии приток теплого воздуха из низких широт способствует росту температуры. Подобная структура аномалий атмосферного давления отмечается в годы с отрицательной фазой индекса североатлантического колебания NAO (см. параграф 4.1). Это говорит о сопоставимости эффекта воздействия СА на циркуляцию атмосферы с квазиритмическими внутренними колебаниями центров действия атмосферы.

Статистически значимые связи между солнечной активностью и состоянием климатической системы проявляются на фоне изменчивости циркуляции тропической атмосферы. Так, в годы минимальной солнечной активности отмечается эффективное влияние явления Эль-Ниньо — Южное колебание (ENSO) на состояние нижней стратосферы, в частности на интенсивность зональной циркуляции и кольцевую моду северного полушария (NAM — Northern Hemisphere Annular Mode) в синоптических и долговременных изменениях поля геопотенциала. В годы теплой (холодной) фазы ENSO субтропическая струя в тропосфере и западный перенос в стратосфере усиливаются (ослабевают). Полярный стратосферный вихрь при теплой (холодной) фазе ENSO ослабевает (усиливается).

Изменения температуры воздуха в 11-летнем цикле и связанные с ним изменения межширотного градиента температуры приводят к изменению поля ветра и условий распространения стационарных планетарных волн из тропосферы в стратосферу. В годы активного Солнца, как видно из рис. 6.19, б, усиливается зональный ветер в тропической стратосфере. Это создает благоприятные условия (см. критерий Чарни — Дрезина (параграф 6.2)) для вертикального проникновения планетарных волн. Из тропических широт стратосферные

Разность температуры воздуха на 2 м

Рис. 6.20. Разность температуры воздуха на 2 м (шкала) и приземного давления (изолинии проведены через 1 гПа, сплошные линии — положительные значения, пунктир — отрицательные) в годы с низкой и высокой солнечной активностью для зимних (декабрь-февраль) месяцев,

поданным реанализа ERA-40

аномалии скорости ветра постепенно распространяются вниз в направлении полюсов. Изменение стратосферной циркуляции проявляется также в повторяемости и локализации блокирующих антициклонов и стратосферных потеплений. При низкой СА ослабевает и меридиональная циркуляция Брюэра — Добсона, что приводит к росту содержания озона в стратосфере тропиков и дополнительному ее нагреву. В годы солнечного минимума ситуация меняется на обратную.

Отклик на изменение СА проявляется в стратосферном ква- зидвухлетнем цикле в тропиках. Исследования показали, что число пятен на Солнце и параметры КДЦ имеют положительную корреляцию в западной фазе КДЦ, в восточной — находятся в противофазе. Можно интерпретировать это так. В годы максимума СА и восточной фазы КДЦ ослабевает циркуляция Брюэра — Добсона, т.е. менее интенсивен подъем в нижней стратосфере тропиков и адиабатическое выхолаживание воздушных масс. Если же на годы максимума СА приходится западная фаза КДЦ, то циркуляция Брюэра — Добсона усиливается, т.е. в тропиках активизируется апвеллинг тропосферного воздуха и его адиабатическое выхолаживание.

Далеко не все механизмы реализации влияния солнечной активности на состояние земного климата поняты в настоящее время, и еще более усложняет эту задачу наличие в климатической системе обратных связей (см. рис. 6.17). Количественно оценить эффект СА, отделив его от других климатообразующих факторов, очень сложно. Значительная часть современных исследований и выводов, посвященных СА и состоянию атмосферы Земли, основывается на статистических расчетах, в частности на оценке корреляции временных рядов показателей СА и состояния климатической системы. В случае применения статистического аппарата для исследования солнечноземных связей наиболее значимые результаты удается получить при разделении исходного набора данных на группы — создание так называемых «композитов», т.е. выборок, объединяющих данные по сходному признаку (например, только для лет с высокой или низкой СА). Если же отклик климатической системы на изменения СА нелинейный, то вид функции воздействующего фактора и вид функции отклика на это воздействие могут быть различны, что затрудняет выделение сигнала СА.

Учесть такие сложные связи можно с применением климатических моделей, проводя численные эксперименты по оценке чувствительности климатической системы к внешним факторам. Однако при этом ставится новый набор требований к самим моделям — они должны содержать гораздо более широкий спектр физических процессов, чтобы была возможность явно, а не параметрически, воспроизводить сложные и тонкие механизмы влияния СА на климатическую систему. Понимание этой ситуации стимулирует развитие моделей нового поколения — переход от собственно климатических моделей к моделям Земной системы (см. параграф 7.1).

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >