К вопросу о формировании слоя F1 во время внезапных стратосферных потеплений

Слой F1 наблюдается только в дневное время, в основном при низкой солнечной активности и малых зенитных углах Солнца. Поэтому зимой при высокой солнечной активности слой F1 регистрируется крайне редко и степень его развития сильно изменяется в течение дня [Поляков и др., 1968; Иванов-Холодный, Никольский, 1969; Брюнелли, Намгаладзе, 1988]. На рис. 1 приведены ионограммы (высотночастотные характеристики), иллюстрирующие появление слоя F1 в зимнее время. Ионограммы получены с помощью дигизонда DPS-4 и обработаны с использованием интерактивного программного обеспечения SAO-Explorer [Khmyrov et al., 2008]. Видно (рис. 1), что 22 декабря 2009 г. слой F1 выражен в виде перегиба трека на ионограмме, а 2 января 2006 г. четко выражены все треки, соответствующие отражениям от слоев Е, F1 и F2.

Ниже высоты максимума слоя F1 ( h _mF1) ионосферная плазма состоит в основном из ионов NO⁺ и N 2 ⁺ с примесями ионов О 2 ⁺ и О⁺. Выше h m F1 концентрация ионов О⁺ сначала становится сопоставимой с концентрацией NO⁺ и N 2 ⁺, а затем, с ростом высоты, становится больше концентрации молекулярных ионов. Следовательно, слой F1 формируется в условиях, когда переход от преобладания молекулярных ионов [M⁺], т. е. ионов [NO⁺] и [О₂⁺], к преобладанию атомарных ионов [О⁺] (или переход от квадратичного закона потерь электронов к линейному) происходит выше максимума концентрации [M⁺].

Рис. 1. Ионограммы, иллюстрирующие разные типы развития слоя F1 над Иркутском (LT=UT+7): а — 22.12.2009 в 04:30 UT; б — 02.01.2006 в 04:45 UT. Штриховой линией показан рассчитанный профиль электронной концентрации

Таким образом, степень развития F1 определяется высотным соотношением концентраций [О+] и [M+]: чем меньше отношение [О+]/[M+], тем лучше развит слой F1. Следовательно, изменение газового состава играет важную роль в формировании слоя F1.

Как следует из анализа фотохимических процессов [Иванов-Холодный, Никольский, 1969; Брюнелли, Намгаладзе, 1988], цикл реакций, приводящий к образованию слоя F1, связан с температурным режимом нижней термосферы. Его вариации приводят к изменению скорости рекомбинационных процессов, в результате которых могут изменяться концентрации основных составляющих термосферы. Отношение концентраций [О]/[N2] и [О]/[О2] уменьшается от зимы к лету, и этим объ- ясняется появление слоя F1 преимущественно в летнее время [Брюнелли, Намгаладзе, 1988]. Рост геомагнитной активности также приводит к уменьшению отношения [О+]/[M+] на высоких и средних широтах (что является причиной развития отрицательных ионосферных возмущений в F2-области [Prölss, 1987; Buonsanto, 1999; Danilov, Laštovička, 2001]) и к возникновению условий, когда электронная концентрация на высотах слоя F1 становится выше, чем в максимуме слоя F2 (условие G) [Buresova, Laštovička, 2001; Деминов и др., 2011a; Polekh et al., 2015].

Внезапное стратосферное потепление (ВСП) представляет собой значительное крупномасштабное метеорологическое явление, возникающее в высоко-

Декабрь

10 ^

2002 2004 2006 2008 2010 2012 2014 2016 2018 Год

Год

Рис. 2. Гистограммы появления слоя F1 по годам в зимнее время. Красной линией обозначен среднемесячный индекс Ар широтной зимней стратосфере. Во время ВСП в течение нескольких дней и даже недель в полярной стратосфере наблюдается повышение температуры, сопровождающееся существенным замедлением зонального ветра (слабые, или минорные ВСП) или даже изменением его направления с западного на восточное (сильные, или мажорные ВСП). Многочисленные исследования, посвященные экспериментальному изучению влияния ВСП на параметры нейтральной атмосферы и ионосферы, показали, что возмущения термодинамического режима во время сильных ВСП наблюдаются не только в стратосфере. Они охватывают большой диапазон высот и регистрируются как в полярной зоне, так и на средних и экваториальных широтах [Funke et al., 2010; Pedatella, Forbes, 2010]. Эти возмущения проявляются в изменении скоростей горизонтальных и вертикальных ветров [Hocke et al., 2015], в вариациях параметров эмиссий молекул гидроксила и кислорода [Фишкова, 1978; Medvedeva et al., 2012; Medvedeva, Ratovsky, 2018]. Возмущения, связанные с ВСП, были выявлены в вариациях критических частот и высот максимума слоя [Pancheva, Mukhtarov, 2011; Sumod et al., 2012; Shpynev et al., 2015а; Chernigovskaya et al., 2018], ионных температур [Goncharenko, Zhang, 2008], полного электронного содержания (ПЭС) [Goncharenko et al., 2010a, b; Polyakova et al., 2014; Черниговская и др., 2018] и др. Было показано, что во время ВСП наблюдается усиление полусуточных гармоник, что приводит к увеличению ночных значений электронной концентрации и ПЭС. Кроме того, Shpynev еt al. [2015b], Chernigovskaya et al. [2018] показали, что вариации ионосферных параметров, наблюдавшиеся на разных долготах Северного полушария, существенно зависят от положения ионозондов относительно структур преобладающей стратомезосферной циркуляции. Разница в значениях критических частот слоя F2 для ионозондов, разнесенных по долготе на 15–20°, может достигать 1.5– 2 МГц.

Данная работа посвящена исследованию появления слоя F1 в зимнее время и возможного воздействия стратосферных потеплений на его формирование в спокойных геомагнитных условиях.

АНАЛИЗ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ДАННЫХ

Для анализа были использованы результаты ручной обработки данных вертикального зондирования ионосферы, полученных с 15-минутным интервалом зондирования дигизондом DPS-4, размещенным в Иркутске (52.5° N, 104° Е), в течение зимних месяцев (декабрь–февраль) 2003–2016 гг. Высотно-временные распределения температуры в стратомезосфере над регионом Иркутска получены по измерениям СВЧ-зондом MLS (Microwave Limb Sounder) на борту космического аппарата EOS Aura. Спутниковые данные MLS/Aura по температуре представлены в виде высотных профилей от уровня поверхности земли до высоты 10–5 гПа (0–130 км) [].

Частота появления слоя F1 оценивалась как отношение количества регистраций слоя F1 к общему числу сеансов зондирования в данном месяце (в %). На рис. 2 приведены гистограммы появления слоя F1 для зимних месяцев по годам. Учитывались все случаи появления слоя F1, даже когда он четко не сформирован и виден на ионограмме как перегиб трека (см. рис. 1, а ). Как следует из рис. 2, в феврале частота появления слоя F1 в 2–3 раза выше, чем в декабре– январе, в основном из-за увеличения длительности светового дня. В последнюю декаду февраля слой F1 регистрируется гораздо чаще, и продолжительность его регистрации возрастает независимо от уровня магнитной возмущенности (рис. 3).

Появление слоя F1 в декабре–январе в годы высокой и средней солнечной активности, как правило, обусловлено повышенным уровнем магнитной активности (рис. 2), хотя он эпизодически наблюдается и в спокойных геомагнитных условиях вблизи полуденных часов. Можно предположить, что частота появления слоя F1 связана с вариациями ионосферных параметров в периоды развития зимних стратосферных потеплений, когда происходит глобальная перестройка термодинамического режима нижележащей атмосферы. Для иллюстрации влияния уровня магнитной возмущенности и длительности светового дня на условия формирования слоя F1 рассмотрим местное время (LT) его появления в феврале 2003 г. и феврале 2010 г. (рис. 3). В феврале 2003 г. стратосферного потепления не наблюдалось, и отдельные случаи регистрации слоя F1 в первой половине февраля связаны с изменением термосферного состава во время магнитных возмущений. В 2010 г. развивалось ВСП с максимумом температуры 9 февраля [ ].

а

14 •—X

12 X—X

Февраль

2010   .

б

4    8    12   16   20   24   28

4    8    12   16   20   24   28

Февраль

Рис. 3. Частота появления слоя F1 (вверху) и значения индекса А _р (внизу) в феврале: а — 2003 г.; б — 2010 г.

Из сравнения рис. 3, а , б видно, что в условиях развития ВСП в спокойной геомагнитной обстановке существенно возросла частота появления слоя F1 в первой половине февраля 2010 г. К последней декаде февраля увеличивается продолжительность светового дня, что также увеличивает вероятность появления слоя F1. Поэтому в дальнейшем мы будем использовать для анализа данные только за два зимних месяца — декабрь и январь. Для исключения влияния возмущенных условий на частоту появления слоя F1 были рассмотрены только потепления, наблюдавшиеся в геомагнитно-спокойные и слабовозмущенные периоды.

Зима 2005–2006 гг.

Стратосферное потепление зимой 2005–2006 гг. относится к числу сильных потеплений. С середины декабря средняя скорость стратосферного зонального ветра на широте 60° N начала быстро уменьшаться и в конце января — начале февраля изменила направление с западного на восточное. Максимальная скорость восточного ветра достигла 33 м/с [].

На рис. 4, а приведены высотно-временные вариации температуры средней атмосферы на высотах 10–100 км над регионом Иркутска. Максимальное увеличение температуры (295 K) наблюдалось 31.12.2005 на высоте 46 км. На средней панели рис. 4, б представлены вариации аврорального АЕ -индекса и среднеширотного планетарного K _р-индекса. Видно, что в рассматриваемом интервале до наступления температурного стратосферного максимума наблюдалось ионосферное возмущение, вызванное слабой магнитной бурей 27 декабря с минимальным Dst -индексом –39 нТл. Эта буря характеризовалась длительной фазой восстановления — вплоть до 1 января 2006 г. Индекс солнечной активности F 10.7 (поток солнечного радиоизлучения на волне 10.7 м,

10 ^{- 22} Вт/(м²Гц)) менялся незначительно в пределах от 80.6 до 89.5. На рис. 4, в приведены вариации критических частот слоев F2 и F1 ( f o F2 и f o F1 соответственно) с 26 декабря 2005 г. по 5 января 2006 г. (т. е. за 5 дней до и после наступления температурного максимума в стратосфере). Синяя линия иллюстрирует вариации скользящей медианы f o F2, рассчитанной по 15 дням, центрированной на данную дату. Обоснованность выбора 15-дневного интервала для расчета медианы приведена в работе [Деминов и др., 2011б] . На рис. 4, в видно, что с 27 декабря усредненные околополуденные значения f _oF2 (04–06 UT) превышали соответствующие медианы. Значения f _oF2, рассчитанные для околополу-ночных часов (16–19 UT), были ниже медианных. После 28 декабря ночные значения f o F2 возросли в целом на 0.3–0.5 МГц. В этом временном интервале эпизодически регистрировался слой F1. Трудно однозначно сказать, чем вызвано формирование слоя F1. Возможно, оно обусловлено наложением двух эффектов: ионосферных возмущений, связанных с магнитной бурей, и стратосферного потепления в нижележащей атмосфере. Можно предположить, что рост дневных критических частот вызван положительными ионосферными возмущениями, характерными для зимних среднеширотных ионосферных бурь. Рост ночных критических частот может быть связан с усилением полусуточной гармоники, вызванной ВСП.

Вторая часть рассматриваемого интервала (1–5 января) характеризовалась спокойными геомагнитными условиями. В эти пять суток также регистрировались положительные отклонения в дневные часы, и наибольшие из них наблюдались в течение 3 сут после наступления стратосферного температурного максимума. В последующие сутки дневные f o F2 медленно снижались до медианных значений и 4–5 января были ниже их. Максимальные повышения ночных f _oF2 (~0.8–0.9 МГц) относительно медианы

15/12/05

Иркутск, декабрь

15/01/06

День месяца

— 230

Рис. 4. Карта высотно-временного распределения температуры в средней атмосфере на высотах 10–100 км ( а ) в декабре 2005 г. — январе 2006 г.; вариации индексов АЕ и K _р ( б ) и критических частот f _oF2 (красная линия) и f _oF1 (кружки) 26 декабря 2005 — 5 января 2006 г. ( в ). Синяя линия показывает ход медианных величин f _oF2. Под графиком АЕ -индекса ( б ) приведены значения индекса солнечной активноcти F 10.7, K _р-индекса — суммарный K _р-индекс для данных суток

01/01/06

наблюдались 1 и 5 января. Отмечено некоторое уменьшение высоты максимума слоя F2 ( h m F2) относительно медианных значений. Приведенные вариации f o F2 и f o F1 свидетельствуют о колебаниях критических частот с периодами в несколько суток. Заметим, что слой F1 с частотами 2.8–3.4 МГц регистрировался наиболее часто 2 и 3 января и высота его максимума менялась от 145 до 163 км.

Зима 2008–2009 гг.

Стратосферное потепление в зимний период 2008–2009 гг. относится к наиболее интенсивным и продолжительным. Поскольку потепление наблюдалось при крайне низком уровне солнечной активности и в спокойных геомагнитных условиях, этот временной интервал представляется наиболее благоприятным для изучения воздействия процессов в нижележащей атмосфере на распределение ионосферных параметров [Pedatella, Forbes, 2010; Шпы-нев и др., 2013; Chernigovskaya et al., 2015 и ссылки в них].

На верхней панели рис. 5 приведены высотновременные вариации температуры средней атмосферы для региона Иркутска на высотах 10–100 км с 1 по 27 декабря 2008 г. Видно, что 7 декабря отмечалось возрастание стратосферной температуры до 292.6 K на высоте 46 км. Индекс АЕ не превышал 200 нТл, а трехчасовой индекс K р был меньше 2 с 8 по 16 декабря за исключением последних шести часов 16 декабря, когда его значение достигло 3– (рис. 5, б ).

Декабрь 2008 г.

Рис. 5. Карта высотно-временного распределения температуры в средней атмосфере на высотах 10–100 км для декабря 2008 г. ( а ); вариации АЕ - и K р -индекса ( б ) и изменение f o F2 и f o F1 с 8 по 16 декабря 2008 г. ( в ). Обозначения те же, что на рис. 4

Индекс солнечной активности F 10.7 изменялся от 66.4 до 68.7. На нижней панели приведены вариации f _oF1 и f _oF2 и значения скользящей медианы f _oF2. Резкие колебания критических частот, зарегистрированные в околополуденные часы, обусловлены перемещающимися ионосферными возмущениями (ПИВ). На ионограммах отчетливо регистрировались дополнительные «серпы» вблизи критической частоты F2-слоя. Значения f o F1 менялись в пределах 2.78– 3.56 МГц, высоты максимума слоя — от 144 до 196 км. Максимальные отклонения дневных значений f _oF2 от их медиан наблюдались 8 декабря, т. е. на другой день после наступления максимума температуры в стратосфере, а наибольшее увеличение отклонений в ночные часы было зарегистрировано 12–13 декабря.

Зима 2012–2013 гг.

Температурный и динамический режим стратосферного потепления зимой 2012–2013 гг. подробно исследован Варгиным и Медведевой [2015]. Это стратосферное потепление наблюдалось в условиях высокой солнечной активности. Авторы установили, что первое повышение температуры было 23–26 декабря, затем в начале января температура поднялась еще на ~20 K и оставалась в январе выше среднеклиматической на 10–20 K. После наступления температурного максимума 5–6 января 2013 г. изменился меридиональный градиент температуры между полюсом и широтой 60° N, направление зонального ветра поменялось с западного на во- сточное, а полярный вихрь разделился в нижней и средней стратосфере на две части. Варгин и Медведева [2015] показали, что главной фазе ВСП предшествовало усиление потоков волновой активности из тропосферы в стратосферу в конце ноября, 21–25 декабря и в начале января 2013 г. Поэтому мы рассмотрели два интервала появления слоя F1: 18–31 декабря 2012 г. и 1–12 января 2013 г.

Рисунок 6 иллюстрирует высотно-временные вариации температуры средней атмосферы ( а ), геомагнитных индексов ( б ) и f o F1 и f o F2 ( в ) 18–31 декабря 2012 г. Индекс F 10.7 изменялся от 104.2 до 112.4. На фоне относительно спокойных геомагнитных условий 18 и 20 декабря регистрировались всплески АЕ -индекса до 280 и 536 нТл соответственно, и планетарный K _р-индекс возрастал до 2+ и 3 (рис. 6, б ). В целом в этом временном интервале слой F1 регистрировался гораздо реже, чем зимой 2008 г., и время его регистрации было ограничено полуденными (12–13 LT) часами (см. рис. 6, в ). Первые двое суток (18 и 19 декабря) дневные значения f _oF2 превышали медианные и довольно часто наблюдался слой F1 с критическими частотами 3.6– 3.8 МГц. В последующие дни, до 25 декабря, дневные критические частоты снижались, и слой F1 регистрировался гораздо реже. Ночью критические частоты незначительно отличались от соответствующих медианных величин.

Период 26–31 декабря характеризовался спокойными геомагнитными условиями. Ночью вариации f _oF2 значительно отличались от хода медианных значений: наибольшие отклонения полуночных f o F2 от соответствующих медиан составили ~0.6–0.75 МГц. Наиболее часто слой F1 регистрировался с 25 по 31 декабря. Это совпало с ростом f _oF2. По-видимому, такие изменения f _oF2 были обусловлены усилением волновой активности, вызванной развитием ВСП.

Интервал 1–12 января 2013 г. (рис. 6, г , д ) включает 5 дней до наступления температурного максимума (5–6 января) и 5 дней после него. Он характеризовался спокойными геомагнитными условиями и ростом солнечной активности ( F 10.7 увеличивался от 113.9 до 168.2). В течение первых двух суток рассматриваемого интервала текущие значения f _oF2 днем и ночью были ниже соответствующих медиан (рис. 6, д ). После наступления температурного максимума в стратосфере с 6 по 10 января дневные значения f o F2 превышали медианные на 0.3–0.4 МГц, затем они начали уменьшаться. Возможно, рост дневных f _oF2 был обусловлен ростом солнечной активности, но к концу рассматриваемого периода (11–12 января) при достаточно высоком уровне солнечной активности ( F 10.7 ~166.7–163.7) они были на 0.4–0.5 МГц ниже соответствующих медиан. Наибольшие отрицательные отклонения полуночных критических частот регистрировались перед наступлением температурного максимума (1– 2 января), положительные — 9 января. Следует отметить, что наибольшие положительные отклонения f _oF2 наблюдались в предрассветные часы (04–06 LT). Слой F1 регистрировался реже, чем 26–31 декабря, только после 9 января он стал появляться чаще.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Многочисленные исследования воздействия процессов в нижней и средней атмосфере на пространственно-временные вариации ионосферных параметров во время стратосферых потеплений выявили взаимосвязь динамических параметров средней атмосферы с вариациями ПЭС и параметрами ионосферы на разных высотных уровнях — от нижней ионосферы до высоты максимума слоя F2 [Goncharenko, Zhang, 2008; Goncharenko et al., 2013; Panche-va, Mukhtarov, 2011; Medvedeva et al., 2012; Шпынев и др., 2013; Hocke et al., 2015; Polyakova et al., 2014; Черниговская и др., 2018; Chernigovskaya et al., 2018] и др.

В целом сезонное формирование и затухание интенсивных циклонических вихрей над полюсом Земли в зимнем полушарии является наиболее выдающейся особенностью стратомезосферной циркуляции. Сильные западные циркумполярные ветры, формирующие стратосферное струйное течение на краю полярного вихря, разительно контрастируют с очень слабыми восточными ветрами в летнем полушарии Земли. В обоих полушариях Земли циркумполярные вихри (ЦПВ) начинают формироваться осенью, когда в полярных областях прекращается солнечный нагрев, достигают наибольшей силы в середине зимы и затухают к концу зимы — началу весны с возвращением солнечного нагрева в полярные регионы [Waugh, Polvani, 2010] . Наиболее распространенным объяснением возникновения зимнего ЦПВ является температурный градиент, который образуется как результат различий радиационного охлаждения внутри и снаружи этой зоны в течение зимы. Чем больше разница температур, тем значительнее градиенты давления и, следовательно, выше скорости ветра в стратосферном струйном течении.

Принято считать, что главной причиной возмущений в зимнем ЦПВ, приводящих к его глобальным трансформациям, являются планетарные волны Россби [Matsuno, 1971] . Они наиболее эффективно генерируются в тропосфере Северного полушария вследствие больших температурных градиентов из-за орографических особенностей материковой части и неравномерного нагрева поверхности суша/море. Эти крупномасштабные волны, распространяясь вверх, на стратосферных высотах взаимодействуют с преобладающим зональным ветром и возмущают его. Если возмущение достаточно интенсивное, уменьшается скорость стратосферного потока и даже изменяется его направление. При этом происходит распад ЦПВ на несколько вихрей циклонического и антициклонического типа, которые и смещаются к средним широтам [Matsuno, 1971; Yigit, Medvedev, 2015] .

В работах [Shpynev et al., 2015b; Шпынев и др., 2016] рассмотрен другой физический механизм формирования зимнего ЦПВ, а именно охлаждение и опускание атмосферного газа во время полярной ночи при отсутствии освещенности и источников тепловой энергии.

В этих условиях кинетическая энергия вихря постоянно возрастает за счет снижения гравитационного

.ч

Я h4

Иркутск, декабрь 2012 г. — январь 2013 г.

01/12/12

15/12/12

01/01/13

15/01/13

31/01/13

га

15/12/12

01/01/13

15/01/13

10 01/12/12

10 31/01/13

о

Ал.

а

День месяца

_ б

^

о

Я

Я

о

^

о

112.5 109.8' 110.4 '110.9 1 111.6 110.41 109 4 1 109.3 Г 1 ОбТ

103.2 ' 102.3 ' 100^9 ' 103.2 ~ 109.8

13+ 1 9

т

5+ 1 10- ' 1 +

в

Декабрь 2012 г.

■ г

113.9 1 115    1 124.6     138.4      140.3 1 137.5 1 144.8 1 150.5 ' 163.8 1 168.2 1 166.7 1 163.7

"57

д

шшммш

Январь 2013 г.

Рис. 6. То же, что и на рис. 5, для интервалов 1 декабря 2012 г. — 31 января 2013 г. ( а ) 18–31 декабря 2012 г. ( б , в ) и 1–12 января 2013 г. ( г , д )

потенциала атмосферного газа. На уровне постоянного давления ЦПВ имеет структуру, подобную водовороту на поверхности воды. Внутри ЦПВ создаются условия для возникновения неустойчивостей, которые генерируют атмосферные волны различных масштабов, в том числе и внутренние гравитационные волны (ВГВ). Эти волны могут распространяться вверх, в мезосферу и нижнюю термосферу, перенося с собой значительный вертикальный поток энергии [Chernigovskaya et al., 2015, 2018] . На высотах нижней термосферы ВГВ приводят к вариациям термодинамического режима и состава атмосферы, вызывая тем самым вариации ионосферных параметров. Авторами [Шпы-нев и др., 2016] было показано, что опускание молекулярного газа из нижней термосферы в область активной циклонической циркуляции в мезосфере и стратосфере приводит к увеличению отношения [O]/[N 2 ] на высотах термосферы и, соответственно, к увеличению электронной концентрации и уменьшению высоты максимума ионизации. Наоборот, над областью высокого давления в антициклоне подъем молекулярного газа из области активной циркуляции в стратосфере и мезосфере на высоты нижней термосферы приводит к уменьшению отношения [O]/[N 2 ] и, следовательно, к уменьшению критической частоты и увеличению высоты максимума ионизации.

Результаты моделирования атмосферных и ионосферных эффектов ВСП для условий января 2009 г. воспроизвели картину увеличения температуры и скорости меридионального ветра, уменьшения электронной концентрации и отношения [О]/[N 2 ] на высоте 300 км в околополуденные часы в Северном полушарии [Bessarab et al., 2012] . Следовательно, возмущения, вызванные ВСП, проявляются на высотах всей области F и могут способствовать появлению слоя F1. В дальнейшем планируется провести расчеты относительного изменения состава термосферы во время стратосферных потеплений различной интенсивности по полуэмпирической модели слоя F1 [Щепкин и др., 1997] .

Волновые возмущения играют существенную роль и в самом процессе развития неустойчивости, осуществляя обратную связь через дополнительный нагрев вышележащих слоев атмосферы. Анализ вариаций максимума электронной концентрации ионосферы и ПЭС над регионами Восточной Сибири и Дальнего Востока по данным ионозондов и приемников GPS/ГЛОНАСС выявил рост ионосферной изменчивости во время ВСП [Chernigovskaya et al., 2015; Ясюкевич и др., 2017] . Установлено, что зимой наблюдалось заметное повышение высокочастотной части изменчивости в максимуме электронной концентрации F2-слоя и ПЭС (в диапазоне периодов от 0.5 до 6 ч), которое в основном обусловлена перемещающимися ионосферными возмущениями, связанными с распространением снизу ВГВ. Значительная роль ВГВ в формировании ионосферной изменчивости во время ВСП была подтверждена теоретическими расчетами [Yigit et al., 2014] .

Прохождение ВГВ сопровождается изменением высот максимумов слоев F1 и F2. На рис. 7, а, б приведены зависимости изменения hmF1 от hmF2 для интервалов 17–22 января и 27–31 января во время сильного ВСП 2009 г. в спокойных геомагнитных условиях. Видно, что в первом случае (а) корреляция отсутствует (коэффициент корреляции равен 0.3), во втором (б) коэффициент корреляции выше. Более наглядно на рис. 7, в–е показано изменение высот максимумов слоев F1 и F2 со временем для двух соседних дат. Выбранные даты характеризуются также спокойными геомагнитными условиями. Видно, что в некоторых случаях наблюдается достаточно хорошая корреляция между этими параметрами, в других случаях корреляция отсутствует. Как уже было упомянуто, Шпыневым и др. [2016] показано, что вариации ионосферных параметров во время ВСП зависят от положения ионозондов относительно преобладающего зимнего струйного течения в стратомезосфере, вертикальные и горизонтальные скорости которого могут существенно изменяться во время ВСП. Это способствует генерации ВГВ различных временных масштабов, что вызывает изменение высот максимумов слоев F1 и F2.

ВЫВОДЫ

В работе представлены результаты совместного анализа данных вертикального зондирования ионосферы дигизондом DPS-4, и спутниковых измерений температуры средней атмосферы с помощью MLS/Aura над регионом Иркутска в течение зимних месяцев (декабрь–февраль) 2003–2016 гг.

Показано, что частота появления слоя F1 в декабре–январе более чем в два раза ниже, чем в феврале, при любом уровне магнитной возмущенности. Главным фактором, определяющим частоту появления слоя F1, является длительность светового дня.

По мнению авторов, в средних и субполярных широтах Северного полушария на высотах стратомезосферы активные термодинамические процессы, в результате которых происходит трансформация или разрушение циркумполярного вихря и усиление волновой активности в нижележащей атмосфере, могут способствовать появлению среднеширотного слоя F1.

Полученные результаты могут быть полезны для исследования вариаций электронной концентрации на высотах ∼ 150–200 км и состава термосферы в периоды развития зимних стратосферных потеплений.

Работа выполнена в рамках базового финансирования программы ФНИ II.16. Результаты получены с использованием оборудования Центра коллективного пользования «Ангара» [http//]. Авторы выражают благодарность Европейскому центру среднесрочных прогнозов погоды (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) [] за метеоданные архива реанализа ERA-Interim, использованные в настоящем исследовании. Авторы признательны администрации сайта [ wdc/] за предоставление магнитных данных.

2 «

r = 0.30

б

2 «

2 «

2 «

h _mF2, км

h _mF2, км

2 «

46 UT

ВСП-2010

ВСП-2006

31 января _{h mF2}

h m F1

k = 0.37

46 UT

в

2 «

46 UT

30 января

ВСП-2010

г

ВСП-2011

h m F2

h m F1

k = 0.0084

46 UT

2 «

46 UT

ВСП-2011

31 января

д

46 UT

Рис. 7 . Зависимость h _mF1 от h _mF2 для 17–22 января ( а ) и 27–31 января 2009 г. ( б ); в – д — вариации h _mF1 (красная линия) и h _mF2 (черная линия) со временем для двух последующих дат разных лет во время ВСП