Изменения параметров средней и верхней атмосферы во время внезапного стратосферного потепления в январе 2013 г

Период декабрь 2012 – январь 2013 г. представляет особый интерес для исследования физики солнечно-земных и атмосферно-ионосферных связей, поскольку характеризуется практически одновременным существенным увеличением солнечной активности и внезапным стратосферным потеплением (ВСП). ВСП называют явление взрывного повышения температуры стратосферы высоких широт в зимние месяцы. В спокойном состоянии зимняя полярная стратосфера характеризуется наличием устойчивого крупномасштабного циклонического (циркумполярного) вихря с центром около полюса. Движение воздушных масс в вихре происходит с высокой скоростью (до 100 м/с) в направлении с запада на восток, формируя так называемое струйное течение, а температура воздуха в стратосфере при этом имеет низкие значения (200 K и ниже). Согласно классическому сценарию, развитие ВСП связывают с интенсификацией орографических стационарных планетарных волн (СПВ) в тропосфере [Matsuno, 1971]. В зимние месяцы СПВ могут проникать в более высокие атмосферные слои, взаимодействуя с западным стратосферным потоком. Результатом такого взаимодействия является ослабление или разрушение циркумполярного вихря в высокоширотной стратосфере, возможно также смещение вихря от полюса [Charlton, Polvani, 2007]. Распространяющиеся вверх СПВ переносят тепло в направлении полюса, что приводит к повышению температуры высокоширотной (полярной) стратосферы [Matsuno, 1971]. В результате этого во время событий ВСП температура стратосферы может повышаться более чем на 50 K в течение нескольких дней или даже недель относительно спокойного состояния. В последние годы было показано, что усиление нелинейного взаимодействия СПВ со средним потоком, приводящее к возрастанию интенсивности нерегулярных колебаний — так называемых стратосферных васцилля-ций — также может являться одной из причин образования ВСП [Погорельцев и др., 2014]. Потепления, во время которых, помимо увеличения полярной температуры, регистрируется изменение направления среднезональной циркуляции и температур- ного градиента над полушарием, относят к сильным ВСП, а день, когда на уровне 10 гПа и широте 60° происходит смена направления зональной циркуляции, называют максимумом ВСП [Schoeberl, 1978]. Возвращение стратосферы к нормальному режиму (стадия восстановления) начинается после максимума ВСП и обычно происходит медленнее, чем развитие самого ВСП.

В зимней стратосфере — нижней мезосфере во время событий ВСП происходит кардинальная трансформация структуры полярного вихря [Labitzke, 1972; Schoeberl, 1978] , что оказывает значительное влияние на распределение метеопараметров как в тропосфере, так и в приземном атмосферном слое и, следовательно, на погоду [Sun, Robinson, 2009] . В работах [Shpynev et al., 2015a; Ясюкевич и др., 2017] показано, что трансформация структуры полярного вихря во время ВСП сопровождается также усилением среднемасштабных волновых возмущений в средней атмосфере.

Установлено, что во время событий ВСП происходят существенные изменения концентрации стратосферного озона на разных высотах [Куликов и др., 2002; Scheiben et al., 2012; Manney et al., 2015]. Несмотря на то, что концентрация этого газа в атмосфере незначительна, озоновый слой имеет определяющее значение для сохранения жизни на Земле, а вариации его плотности оказывают заметное влияние на климат [Baldwin et al., 2007]. Изменение температуры в стратосфере во время ВСП оказывает влияние на коэффициенты образования и разрушения озона. На концентрацию озона влияют также процессы, связанные с разрушением полярного вихря [Tao et al., 2015], образованием полярных стратосферных облаков [Смышляев и др., 2016] и активацией химических потерь стратосферного озона [Manney et al., 2015]. Hocke et al. [2015] провели композитный анализ общего содержания озона (ОСО) на высотах 5–60 км и на широте 80° в период 20 ВСП и показали, что после максимумов ВСП наблюдается значительное превышение ОСО над климатическими значениями (до 90 единиц Добсона, еД). Напротив, отрицательная аномалия в содержании полярного озона ~ –20 еД присутствует в период до 90 дней перед ВСП. Похожие вариации озона на уровне 10 гПа над Москвой были зарегистрированы с помощью микроволновых измерений в период зимнего ВСП 2012/2013 гг. [Соломонов и др., 2017].

ВСП оказывают влияние на состояние более высоких слоев атмосферы: мезосферы, термосферы и ионосферы. В мезосфере над зоной потепления в стратосфере происходит уменьшение температуры [Labitzke, 1981] . Так, во время сильного зимнего ВСП 2008/2009 гг. на ст. Соданкюля Lukianova et al. [2015] наблюдали выраженное похолодание мезосферы, сопоставимое по магнитуде с изменением температуры в стратосфере (~50 K). Medvedeva et al. [2015] также зарегистрировали изменение температуры мезосферы/нижней термосферы (МНТ) во время события ВСП 2012/2013 гг. и увеличение интенсивности эмиссий ОН (~87 км) и О 2 (~94 км) в 2– 2.5 раза по сравнению с невозмущенными условиями. Трех-четырехкратный рост интенсивности эмиссии кислорода в мезосфере во время ВСП был зарегистрирован и в работах [Shepherd et al., 2010; Shepherd, Shepherd, 2011] .

В термосфере на высотах более 140 км изменения интенсивности эмиссии атомарного кислорода имеют другой характер: во время максимальной фазы ВСП 1993 г. наблюдалось значительное уменьшение эмиссии кислорода, а во время фазы восстановления интенсивность эмиссии превышала значения, регистрируемые до потепления [Shepherd, Shepherd, 2011] . Во время четырех ВСП 2010–2013 гг. Laskar, Pallamraju [2014] зарегистрировали систематическое увеличение дневной эмиссии кислорода в низких широтах, сопровождаемое одновременным увеличением температуры полярной термосферы и усилением направленного к экватору переноса. Исходя из результатов наблюдений, авторы предположили, что во время ВСП на высотах МНТ образуется вторичная ячейка меридиональной циркуляции, способствующая выносу кислорода из высокоширотной термосферы и его транспортировке в область экваториальной термосферы. Увеличение температуры термосферы средних широт во время ВСП было зарегистрировано также с помощью данных радара Millstone Hill [Goncharenko, Zhang, 2008] .

Соответствующие изменения температуры мезосферы и нижней термосферы во время ВСП, а также уменьшение максимальной плотности и скорости эмиссии атомарного кислорода в высоких широтах были получены в модельных расчетах [Liu, Roble, 2002] . Таким образом, экспериментальные и модельные результаты демонстрируют глобальные изменения в динамике и составе нейтральной атмосферы на всех высотах от стратосферы до термосферы во время ВСП.

Усиление волновой активности и существенные изменения атмосферной циркуляции в периоды ВСП также оказывают влияние на состояние ионосферной плазмы, причем реакция ионосферы на события ВСП оказывается разной на разных широтах. Реакция экваториальной ионосферы на ВСП имеет полусуточную структуру, заключающуюся в значительном увеличении электронной плотности относительно спокойных дней в предполуденные часы с последующим ее падением после полудня [Chau et al., 2010, 2012; Goncharenko et al., 2010a, b; Yue et al., 2010]. Этот эффект связан, прежде всего, с вариа- циями экваториального вертикального электромагнитного дрейфа плазмы [Chau et al., 2009, Goncharenko et al., 2010a; Klimenko et al., 2015], обусловленного изменениями нейтральной атмосферной циркуляции (преимущественно зонального ветра), возникающими вследствие модификации атмосферных приливов [Chau et al., 2010, Fuller-Rowell et al., 2010; Pedatella et al., 2014].

В среднеширотной и полярной ионосфере во время максимумов ВСП наблюдался преимущественно отрицательный отклик в электронной концентрации [Pancheva, Mukhtarov, 2011; Bessarab et al., 2012; Polyakova et al., 2014; Yasyukevich, 2018] . В период фазы восстановления (до 20 дней), напротив, регистрировалось существенное превышение электронной концентрации в ионосфере над среднемесячными значениями [Polyakova et al., 2014; Yasyukevich, 2018] . Причиной отрицательных/поло-жительных возмущений электронной концентрации в периоды развития ВСП и на фазе восстановления, вероятно, являются связанные с ВСП изменения отношения O/N 2 в термосфере [Korenkov et al., 2012; Klimenko et al., 2013; Shpynev et al., 2015b; Yasyukevich, 2018] .

В настоящей работе мы представляем результаты комплексных наблюдений различных параметров средней и верхней атмосферы над территорией Восточной Сибири в январе 2013 г., в период сильного ВСП, являющегося одним из самых продолжительных событий такого рода за всю историю наблюдений [Goncharenko et al., 2013] . Для интерпретации вариаций параметров верхней атмосферы мы использовали результаты расчетов численной модели.

ДАННЫЕ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Основой исследования изменений в стратосфере послужил комплексный эксперимент (лидарные и микроволновые озонометрические наблюдения), проводившийся в январе 2013 г. в Томске [Маричев и др., 2014; Matvienko et al., 2016] .

Метод микроволновой наземной радиометрии основан на измерениях вращательных спектров излучения малых газовых составляющих (в нашем случае озона) в диапазонах миллиметровых и субмиллиметровых волн. Точность наблюдений микроволновыми методами слабо зависит от погодных условий и наличия в атмосфере аэрозолей, что является преимуществом по сравнению с наблюдениями в оптическом и инфракрасном диапазонах длин волн. Кроме того, микроволновые наблюдения озона могут выполняться круглосуточно. В последние годы удалось сделать существенный шаг вперед по пути создания мобильных микроволновых спектрометров нового поколения [Kulikov et al., 2007]. Использование мобильных озонометров позволило в сложных экспедиционных условиях выполнить ряд задач, решение которых было бы затруднительным при использовании стандартной микроволновой техники. Информация о содержании О3 находится в измеряемом спектре интегрального радиоизлучения атмосферы в окрестности линии вращательного спектра этого газа. С помощью инверсии спектров можно получить данные о вертикальном распределении озона (ВРО) в атмосфере. При решении задачи оценки вертикального профиля озона использовались модельные зависимости давления и температуры от высоты. Погрешность определения ВРО по его спектрам не превышает 20 %. Использование реального температурного распределения при оценке профиля озона позволит уменьшить погрешность определения ВРО до 10 % в интервале высот 20–40 км.

Прибор состоит из гетеродинного неохлаждае-мого приемника, настроенного на фиксированную частоту 110 836.04 МГц, соответствующую вращательному переходу молекулы озона 60.6–61.5, и многоканального анализатора спектра. На входе приемника находится модуль, включающий в себя антенну (скалярный рупор) и коммутатор для калибровки уровня принимаемого теплового излучения атмосферы. Ширина диаграммы направленности рупорной антенны по уровню 3 дБ составляет 5.4°. Шумовая температура приемника — 2500 K, режим приема в одной полосе обеспечивается запредельным фильтром с прямыми потерями 0.5 дБ и подавлением зеркального канала более 20 дБ. Анализатор спектра состоит из 31 фильтра с полосой пропускания от 1 до 10 МГц и полной полосой анализа 240 МГц. Параметры прибора позволяют измерять спектр линии излучения озона с точностью ~2 %. Измерения спектров теплового излучения атмосферы выполняются методом калибровки по двум «чернотельным» эталонам, которые находятся при температуре кипения жидкого азота и при температуре окружающего воздуха.

Лидарные наземные исследования термического состояния стратосферы и мезосферы над Томском были начаты в Институте оптики атмосферы СО РАН в 1994 г. [Матвиенко и др., 2009]. Лидарные измерения вертикального распределения температуры по молекулярному (или рэлеевскому) рассеянию света основаны на однозначной связи между коэффициентом обратного молекулярного рассеяния и плотностью атмосферы на определенной высоте. В состав лидарного комплекса входят передатчик Nd:YAG — лазер с коллиматором, с длиной волны излучения 532 нм, энергией в импульсе до 200 мДж, частотой посылок импульсов 10 Гц, расходимостью луча на выходе 0.1 мрад; приемно-регистрирующая система — телескоп Ньютона с диаметром главного зеркала 1 м и фокусным расстоянием 2 м. Зондирование проводится в ночное время суток. Прием обратного рассеяния осуществляется в режиме счета фотонов. Фотоприемник соединен с компьютером, который осуществляет управление измерениями, а также сбор, накопление и обработку данных. Достигаемое при этом вертикальное разрешение для температурного профиля составляет 192 м, а необходимое время накопления для получения информации о температуре с высоты 60 км — около 2 ч. Такое время определяется относительной погрешностью 10 % на максимальной высоте. Относительная погрешность измерений зависит от числа фотонов, принятых с заданной высоты, которое определяется длительностью строба, количеством лазерных выстрелов, плотностью аэрозоля и воздуха, а также фоновыми засветками. При этом на высотах 30–40 км относительная погрешность составляет 2 %, т. е. не превышает ~2.5 K на высоте 40 км.

Изменения параметров стратосферы и нижней мезосферы (температура, ветер) оценивались также на основе данных метеорологического архива ERA Interim Reanalysis [; Dee et al., 2011]. Эти данные представляют собой глобальные поля основных параметров нейтральной атмосферы (температура, ветер, геопотенциал и т. п.) на стандартных уровнях до 1 гПа (46–48 км). Данные об активности планетарных волн в рассматриваемый период были получены из архива MERRA Reanalysis [].

Данные комплексного эксперимента были дополнены результатами наблюдений ионосферных параметров за этот период. В работе рассмотрены вариации критической частоты F2-слоя ионосферы ( f o F2) по измерениям ионозондов в Томске (85° E, 56° N) и Иркутске (104° E, 52° N). Кроме того, выполнен анализ поведения полного электронного содержания (ПЭС) на основе данных фазовых двухчастотных приемников GPS/ГЛОНАСС сети IGS [Dow et al., 2009] , расположенных в исследуемых пунктах. Ряды вертикального ПЭС I _v получались из исходных данных наклонного ПЭС по методу, описанному в [Yasyukevich et al., 2015] . Временное разрешение данных f o F2 и вертикального ПЭС составляло 15 мин. Для каждого дня были рассчитаны среднедневные значения f o F2 и ПЭС за интервал времени 10–16 LT.

Анализ изменения отношения O/N 2 в термосфере проводился на основе измерений спутникового прибора GUVI (Global Ultra-Violet Imager), установленного на спутнике TIMED (Thermosphere, Ionosphere, Mesosphere Energetics and Dynamics) [Strickland et al., 2004] . Расчет отношения интегральных содержаний O/N₂ основывается на измерении интенсивности дневного свечения атомарного кислорода (O) на длине волны 135.6 нм и азота (N 2 , Lyman — Birge — Hop) в дальнем ультрафиолете. В результате данные GUVI представляют собой отношение интегральных концентраций O/N 2 в дневное время, рассчитываемое от высоты, на которой интеграл концентрации N 2 достигает 10¹⁷ см^–2 (около 140 км) [Christensen et al., 2003] .

Для интерпретации возмущений в верхней атмосфере было выполнено сравнение экспериментальных измерений с модельными расчетами, полученными с использованием Глобальной самосогласованной модели термосферы, ионосферы, протоно-сферы ГСМ ТИП [Namgaladze et al., 1988; Korenkov et al., 1998]. Модель основана на численном интегрировании системы квазигидродинамических уравнений непрерывности, движения и теплового баланса для нейтральных и заряженных частиц тепловой околоземной плазмы совместно с уравнением для потенциала электрического поля в интервале высот от 80 км до геоцентрического расстояния 15 земных радиусов с учетом несовпадения географической и геомагнитной осей. ГСМ ТИП рассчитывает для заданных входных данных глобальные распределения температуры Tn, концентраций О2, N2, О и вектора среднемассовой скорости нейтральной составляющей верхней атмосферы Земли, концентраций, температуры и скоростей атомарных (О+, Н+) и молекулярных ионов и электронов, а также двумерное распределение потенциала электрического поля ионосферного и магнитосферного происхождения. Магнитное поле Земли аппроксимируется центральным диполем. В модели используется пространственная сетка в геомагнитной системе координат с шагом 5° по широте, 5° по долготе и переменным шагом по вертикали, растущим с высотой.

На основе ГСМ ТИП было проведено два расчета параметров ионосферы для периода с 22 декабря 2012 по 25 января 2013 г.:

• 1)    без учета изменений солнечной активности день ото дня (результаты расчетов отражают только климатологические сезонные вариации);

• 2)    с учетом изменений солнечной активности.

В обоих вариантах влияние ВСП никак не учитывается, а ионосферные эффекты, не отображаемые моделью, мы связываем с ВСП. Отметим, что данный подход не лишен некоторых недостатков. Например, не принимаются во внимание возможные изменения в нижней атмосфере за счет роста солнечной активности. Однако мы полагаем, что данные эффекты существенно слабее по сравнению с воздействием ВСП, обусловленным значительными вариациями температуры и усилением волновой активности. Для более корректной интерпретации ионосферных возмущений в рассматриваемый период необходимо воспользоваться моделью, описывающей поведение параметров нижней и верхней атмосферы, — такой как, например, модель EAGLE [Клименко и др., 2018] . В дальнейшем планируется провести такое исследование.

ВАРИАЦИИ ПАРАМЕТРОВ СТРАТОСФЕРЫ

И НИЖНЕЙ МЕЗОСФЕРЫ

В ПЕРИОД ВСП

Стратосферное потепление в декабре 2012 – январе 2013 г. относится к классу сильных потеплений. На рис. 1 представлены распределения среднезональных значений температуры ( а ) и зонального ветра ( б ) на широте 60° N в средней (10 гПа, черные кривые) и верхней стратосфере/нижней мезосфере (1 гПа, серые кривые) по данным ERA Interim Reanalysis в сравнении с усредненными за 10 лет значениями (штриховые линии). На рис. 1, в показаны вариации амплитуд СПВ с зональным волновым числом 1 (серая кривая) и 2 (черная кривая) для геопотенциальной высоты на широте 60° N и уровне 10 гПа по данным MERRA Reanalysis.

Как было отмечено выше, развитие ВСП обусловлено интенсификацией планетарных волн. Видно, что рост амплитуды планетарной волны с зональным числом 1 (СПВ1) начался 14 декабря 2012 г., а 22 декабря для СПВ1 отмечался максимум ампли-

10 14 18 22 26 30 03 07 11 15 19 23 27 31 Декабрь, 2012 - Январь, 2013

Рис. 1. Изменения среднезональных значений: а — температуры; б — зонального ветра на широте 60° N в средней (10 гПа, черные кривые) и верхней стратосфе-ре/нижней мезосфере (1 гПа, серые кривые) в сравнении с усредненными за 10 лет значениями (штриховые кривые); в — вариации амплитуд СПВ 1 (серая кривая) и 2 (черная кривая) для геопотенциальной высоты на широте 60° N и уровне 10 гПа туды. После этого наблюдалось возрастание СПВ с зональным числом 2 (СПВ2), которое продолжалось до 8 января. Увеличение интенсивности СПВ1 проявляется в смещении полярного вихря относительно полюса, тогда как усиление СПВ2 сопровождается расщеплением полярного вихря.

Среднезональная температура средней стратосферы (10 гПа, ~30 км) на широте 60° N начала увеличиваться 21 декабря 2012 г. (рис. 1, а ). Уменьшение скорости западного среднезонального ветра в стратосфере регистрировалось позже — в конце декабря (рис. 1, б ). Изменение направления ветра с западного на восточное на уровне 10 гПа было зафиксировано 6 января — этот день считается максимумом ВСП. Восстановление циркуляции стратосферы к нормальному режиму продолжалось в течение всего месяца, причем направление среднезонального ветра снова сменилось на западное только в конце января (рис. 1, б ).

На рис. 2 в полярной системе координат представлены пространственные распределения температуры стратосферы на уровне 10 гПа в отдельные дни рассматриваемого периода. Жирными кри- выми нанесены изолинии геопотенциальной высоты,

ТЕМПЕРАТУРА 22/12/2012/12 UT 10 гПа

ТЕМПЕРАТУРА 29/12/2012/12 UT 10 гПа

Рис. 2 . Карты температуры стратосферы (10 гПа) в 12 UT в отдельные дни с 22 декабря 2012 по 17 января 2013 г. Жирными кривыми показаны изолинии геопотенциальной высоты. Ромбами отмечены местоположения Иркутска и Томска

символами отмечены пункты, в которых проводился эксперимент (Томск, Иркутск). Видно, что в период развития и максимума ВСП область наибольшего увеличения температуры стратосферы располагается в азиатской части России, а температура вблизи исследуемых пунктов возрастает более чем на 50 K (рис. 2, в , г ). Отчетливо наблюдается образование стратосферного антициклона (H) и его продвижение от средних широт к полюсу. После 6 января происходит расщепление полярного циклона на две ячейки низкого давления (L), сместившихся к средним широтам в Азиатском и СевероАмериканском регионах. Температура стратосферы остается повышенной в течение всего января, однако во второй половине месяца область наибольших температур оказывается в Североатлантическом регионе (рис. 2, е ).

На рис. 3 показаны поля горизонтального ветра на уровне 10 гПа по данным ERA Interim Reanalysis. Цветная шкала используется для демонстрации значений модуля скорости ветра, а стрелками показано его направление. Видны существенные изменения стратосферной циркуляции за рассматриваемый период. В стратосфере 22 декабря наблюдается хорошо развитое интенсивное струйное течение, связываемое с полярным циклоном, а циркуляция имеет в основном зональное (геострофическое) направление. При этом центр вих- ря заметно смещен от полюса. По мере развития ВСП с конца декабря до начала января происходит дальнейшее смещение струйного течения от полюса с последующей трансформацией и расщеплением его 6 января в день максимума ВСП (рис. 3, г). С конца декабря наблюдается также образование ячейки с антициклонической циркуляцией (рис. 3, б), не характерной для зимней полярной стратосферы в спокойные периоды. Антицикло-ническая ячейка наблюдается до конца января, при этом модуль скорости ветра по всей полярной стратосфере имеет низкие значения по сравнению с характерными для зимы. Отметим, что Томск и Иркутск в конце декабря — начале января находились в области полярного вихря (рис. 3, а–в), а с середины января — в ячейке циклонической циркуляции, образованной в результате расщепления вихря (рис. 3, д, е).

Существенные изменения стратосферной циркуляции оказывают значительное влияние на распределения компонент нейтральной атмосферы (в частности, озона), поскольку способствуют перемешиванию воздушных масс из разных широт. Кроме того, в работе [Shpynev et al., 2015a] показано, что подобные трансформации струйных течений приводят к возбуждению на высотах стратомезосферы волновых возмущений, имеющих периоды внутренних гравитационных волн.

Рис. 3 . Поля горизонтального ветра в стратосфере на уровне 10 гПа. Цветная шкала используется для демонстрации значений модуля скорости ветра, стрелками показано направление ветра

ВАРИАЦИИ ОЗОНА

На рис. 4 представлены результаты микроволновых измерений концентрации озона в Томске на высотах 25 и 40 км по сравнению с поведением объемной концентрации озона по данным ERA Interim Reanalisys. Показаны также вариации температуры стратосферы на этих высотах, полученные из ли-дарных измерений и по данным микроволнового зонда MLS Aura []. Видно хорошее соответствие динамики параметров, полученных в ходе проводимого наземного эксперимента, и независимых данных. Наибольшее расхождение для температуры стратосферы наблюдается на высоте 40 км, однако на этой же высоте регистрируется и рост погрешности лидарных измерений. Отметим существенное увеличение температуры нижней стратосферы, начавшееся 20 декабря (рис. 4, в). Пик температуры над Томском был зарегистрирован 5 января, а общий рост температуры составил около 60 K. В более высоких слоях стратосферы увеличение температуры началось раньше, а в конце декабря сменилось резким похолоданием на ~40 K (рис. 4, г) с минимумом температуры 11 января. Это соответствует типичному поведению температуры стратосферы/нижней мезосферы в периоды ВСП.

В рассматриваемый период времени были зарегистрированы также значительные вариации концентрации озона. На высоте 25 км с середины декабря наблюдалось существенное уменьшение концентрации озона, достигавшее 50 %. Особенностью наблюдаемого периода являлось также отсутствие корреляции между температурой атмосферы и концентрацией озона, что свидетельствует о преобладающем влиянии динамических процессов на озон на данных высотах. Авторы работы [Manney et al., 2015] показали, что в период данного события ВСП комбинация динамических и метеорологических условий привела к беспрецедентной интенсификации процессов химических потерь озона в средней стратосфере в областях, расположенных внутри циклонических ячеек. Наблюдаемое уменьшение озона в нижней стратосфере (рис. 4, а) может быть связано также с притоком в исследуемый регион воздушных масс, обедненных озоном, из низких широт Атлантики (рис. 3, г, д) [Маричев и др., 2014]. Рост концентрации озона начался после 14 января, т. е. через неделю после максимума ВСП, и был связан, вероятно, с ослаблением циклонической ячейки над регионом Сибири и ростом геопотенциала (рис. 3, 4, е) [Соломонов и др., 2017].

Отметим, что 8–18 января данные озонометрических наблюдений и реанализа Era Interim на высоте 25 км существенно различаются (рис. 4, а ). Указанное расхождение объясняется, вероятно, тем, что величины концентрации озона, выдаваемые в архиве, являются результатом постобработки доступных измерений с использованием разного рода моделей ассимиляции и интерполяции, которые не лишены отдельных недостатков [Dee at al., 2011] . С другой стороны, погрешность измерений с используемой нами аппаратурой не превышает 20 %. В связи с этим мы полагаем, что более достоверными в данном случае являются величины концентрации озона, полученные нами в эксперименте.

Рис. 4 . Изменения концентрации озона в Томске на высотах 25 ( а ) и 40 км ( б ) по данным микроволновых наблюдений (ромбы) в сравнении с поведением объемной концентрации озона по данным ERA Interim Reanalisys (серые кривые). Вариации температуры стратосферы на высотах 25 ( в ) и 40 км ( г ) по данным лидарных измерений показаны треугольниками, а по данным микроволнового зонда MLS Aura — серыми кривыми

В более высоких слоях стратосферы концентрация озона определяется преимущественно фотохимическими процессами [Маричев и др., 2014] , а вариации концентрации озона находятся в противофазе с изменениями температуры (рис. 4, б , г ). Видно, что с конца декабря до середины января в период ВСП концентрация озона на высоте 40 км возрастает примерно в два раза.

ВАРИАЦИИ ПАРАМЕТРОВТЕРМОСФЕРЫ И ИОНОСФЕРЫ

На рис. 5 показаны дневные вариации по экспериментальным данным и результаты модельных расчетов f _oF2, ПЭС и отношения O/N₂. Показаны также изменения интенсивности потока солнечного радиоизлучения на длине волны 10.7 см ( F 10.7) и геомагнитного индекса K p . Результаты модельных расчетов приведены с учетом и без учета изменений солнечной активности. Напомним, что дни максимумов ВСП (6 января) и солнечной активности (11 января) не совпадают (отмечены вертикальными штриховыми линиями).

Солнечная активность вносит существенный вклад в изменение ионосферных параметров — для всех трех величин регистрируется отчетливый отклик на повышение солнечной активности с начала января. Следует отметить некоторую задержку в модельных расчетах максимумов foF2, ПЭС и O/N2 относительно максимума солнечной активности. В отличие от электронной концентрации (запаздывание 1–2 дня после пика F10.7) для O/N2 эффект запаздывания относительно изменений F10.7 составляет 4 дня после пика F10.7. По данным наблюдений говорить о задержке вариаций этих параметров относительно изменения солнечной активности затруднительно из-за появления их значительной ва-риабильности день ото дня после максимума ВСП.

Наблюдаются также вариации ионосферных параметров, не связанные с гелиофизической обстановкой. C 14 декабря до конца месяца в спокойных гелиофизических условиях отмечается уменьшение дневных значений электронной концентрации ионосферы и ПЭС. Уменьшение значений F 10.7 составило в этот период менее 10 %, для f o F2 — около 15 %, а среднесуточные значения ПЭС уменьшились более чем на 40 %. Такое сильное уменьшение ПЭС не может быть полностью объяснено слабыми вариациями уровня солнечной активности.

В рассматриваемый промежуток времени зарегистрировано также три периода повышенной геомагнитной активности ( K p ≥3): 16–18 декабря, 20–21 января и 25–27 января. Вариации f o F2 и ПЭС в указанные дни (заметное падение 17 декабря, 20 и

Рис. 5 . Вариации дневных значений: а — f _oF2; б — ПЭС; в — отношения O/N₂ (экспериментальные данные показаны жирными кривыми, модельные расчеты с учетом изменений солнечной активности — штриховыми линиями, без учета — пунктирными линиями); г — изменения индексов F 10.7 и K _p

25 января), по всей вероятности, связаны с усилением геомагнитной активности. Однако эти геомагнитные возмущения не были достаточно сильными, чтобы вызвать продолжительные и интенсивные вариации ионосферных параметров, обсуждаемые выше.

Отметим также, что если, согласно модельным расчетам, максимумы f o F2 и ПЭС должны регистрироваться 12–13 января, т. е. вблизи пика солнечной активности, то в экспериментальных данных такое поведение не наблюдается. Как в Томске, так и в Иркутске f _oF2 и ПЭС достигают своих максимальных значений 7–8 января. Высокие значения сохра-

Changes in the middle and upper atmosphere parameters… няются до конца января, не следуя за уменьшением уровня солнечной активности. При этом величины ПЭС и f o F2 до и после максимума ВСП отличаются более чем в два раза. Подобные изменения электронной концентрации в максимуме F2-слоя во время событий ВСП, произошедших с 2006 по 2013 г., наблюдались в Норильске [Yasyukevich, 2018] .

Далее мы проанализировали вариации отношения O/N₂ по данным спутниковых измерений и модельным расчетам. Изменения O/N₂ оказывают существенное влияние на электронную концентрацию в максимуме F2-слоя ионосферы. Следует отметить, что модельные результаты были получены для высоты 250 км, в то время как спутниковые данные O/N 2 представляют отношения содержаний O и N 2 , полученных интегрированием по высоте их концентраций. Поэтому экспериментальные и модельные отношения O/N 2 различаются. Однако мы предполагаем, что их динамика качественно должна быть одинакова. Видно, что для O/N₂ наблюдаются изменения, схожие с теми, что были зарегистрированы для электронной концентрации. С начала до середины января происходит монотонный рост отношения O/N 2 , обусловленный изменением солнечной активности. Значения O/N 2 , согласно данным наблюдений, сохраняются повышенными до конца января, что не связано с изменением солнечной активности. Этот вывод следует из несоответствия временных изменений данных наблюдений и результатов модельных расчетов. Отметим также, что, как для электронной концентрации и ПЭС, для O/N₂ регистрируется отчетливый отклик на слабое геомагнитное возмущение 26 января ( K _p≤4+), проявляющийся в заметном уменьшении O/N₂.

Таким образом, к ионосферным эффектам ВСП над Томском и Иркутском можно отнести:

• 1)    понижение f o F2 и ПЭС в период развития потепления;

• 2)    продолжительное, в течение около 20 дней после максимума ВСП, увеличение O/N 2 , f o F2 и ПЭС на фазе восстановления стратосферной циркуляции.

Указанные изменения электронной концентрации связаны с вариациями нейтрального состава, в частности, с вариациями отношения O/N₂. Имеющиеся экспериментальные данные о поведении O/N₂ за рассматриваемый период подтверждают это предположение. К сожалению, мы не имели возможности провести оценку поведения O/N 2 в декабре, поскольку в это время отсутствовали спутниковые измерения на исследуемых широтах. Похожие вариации концентрации атомарного кислорода на высоте термосферы во время ВСП были представлены в работе [Shepherd, Shepherd, 2011] , на основании чего авторы работы сделали вывод о том, что наблюдаемые эффекты обусловлены вертикальными адиабатическими движениями в атмосфере, связанными с ВСП.

Увеличение температуры термосферы во время ВСП также может оказывать влияние на электронную концентрацию в ионосфере. Результаты модельных расчетов [Klimenko et al., 2013] показали, что рост температуры на высотах нижней термо- сферы в течение максимальной фазы ВСП приводит к уменьшению отношения O/N2, что вызывает уменьшение электронной концентрации в максимуме F2-слоя, подобно процессам, происходящим во время геомагнитных бурь. После прохождения максимума потепления может наблюдаться аналог эффекта последействия геомагнитных бурь [Klimenko et al., 2017, 2018], когда в ионосфере средних широт происходит увеличение отношения O/N2, а также возможен приток плазмы из возмущенной экваториальной ионосферы, где регистрируется существенный рост электронной концентрации после максимума ВСП [Goncharenko et al., 2013]. О положительных возмущениях O/N2 после стратосферных потеплений ранее сообщалось на примере четырех ВСП [Yasyukevich, 2018]. В нашей статье более детально рассмотрен наиболее сложный из представленных четырех случаев, для которого доказано, что положительные возмущения O/N2 после 13 января не связаны с изменением солнечной активности, а являются проявлением изменений параметров нижней атмосферы вследствие ВСП.

И напоследок хотелось бы указать на возможную связь изменений стратосферного озона, термосферного O/N 2 , f o F2 и ПЭС. Значения всех этих параметров над Томском повышаются в течение продолжительного времени после максимума ВСП. О схожей ситуации в низкоширотной стратосфере и ионосфере говорилось в работе [Goncharenko et al., 2012] для случая сильного ВСП 2009 г. При этом важно отметить: мы не утверждаем, что стратосферный озон через некую цепочку процессов влияет на термосферный состав (что также возможно), а лишь указываем на их схожее поведение на средних широтах в период ВСП 2013 г. Существование связи стратосферного озона, термосферного состава и ионосферной электронной концентрации требует проведения статистических исследований с использованием различных массивов экспериментальных данных и интерпретации на основе существующих и разрабатываемых численных самосогласованных моделей нижней, средней и верхней атмосферы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей работе представлены результаты наблюдений различных параметров средней и верхней атмосферы над территорией Сибири в декабре 2012 – январе 2013 г., в период сильного ВСП. Продемонстрированы существенные изменения в различных атмосферных слоях. Результаты моделирования позволили отделить отклик верхней атмосферы на ВСП от отклика на значительные изменения солнечной активности в рассматриваемый период. К отклику верхней атмосферы на ВСП можно отнести снижение f o F2 и ПЭС в период развития потепления и продолжительное увеличение O/N 2 , f o F2 и ПЭС после максимума ВСП. Нами впервые отмечена связь увеличений стратосферного озона, термосферного O/N₂ и ионосферной электронной концентрации на средних широтах в течение довольно длительного периода времени (до 20 дней) после максимума ВСП.

Мы отмечаем, что использованный в данной работе подход не лишен некоторых недостатков, поскольку в модели ГСМ ТИП не учитываются возможные изменения в нижней атмосфере за счет роста солнечной активности. Для более корректной интерпретации ионосферных возмущений в рассматриваемый период необходимо воспользоваться моделью, описывающей поведение параметров нижней и верхней атмосферы. В дальнейшем планируется провести такое исследование.

Авторы выражают благодарность International GNSS Service за доступ к данным ГНСС, использованным в настоящем исследовании; European Centre for Medium-Range Weather Forecasts и Atmospheric Chemistry and Dynamics Laboratory/Goddard Space Flight Center за данные метеорологических архивов реанализа; Aerospace Corporation и Johns Hopkins University за спутниковые данные GUVI/TIMED; сервису NASA GES DISC за данные спутника Aura; а также сервису OMNIWeb Plus NASA/Goddard Space Flight Center за данные геомагнитных индексов. Данные Иркутского ионозонда получены с использованием оборудования ЦКП «Ангара» ИСЗФ СО РАН [].

Работа выполнена в рамках грантов РФФИ № 16-35-60018 (Ясюкевич А.С. — обработка и анализ спутниковых данных, данных реанализа и GPS/ ГЛОНАСС), № 18-05-00594 (Клименко М.В., Ратов-ский К.Г. — обработка, анализ и интерпретация данных Иркутского ионозонда) и гранта РНФ № 1717-01060 (Клименко В.В., Бессараб Ф.С., Кореньков Ю.Н. — модельные расчеты и их анализ). В работе использовались методики обработки данных, разработанные в рамках базового финансирования программы ФНИ II-16.