К вопросу о связи аномалий облачного покрова Земли на различных высотах и вариаций интенсивности космических лучей

В настоящее время имеются убедительные свидетельства того, что космические лучи влияют на формирование облачности в атмосфере Земли. Так, в работах [1, 2] показано, что существует корреляция между аномалиями облачного покрова на высотах до 3.2 км и интенсивностью галактических космических лучей (ГКЛ). Амплитуда этих аномалий составляет около 1.5 %. При этом корреляция между интенсивностью ГКЛ и более высокой облачностью не обнаружена.

Космические лучи (КЛ) являются основным источником ионизации в стратосфере и тропосфере [3–5] и могут влиять на химические и физические процессы, происходящие в земной атмосфере. Результаты измерений показывают [6], что на высотах 7–13 км образуется большое количество аэрозолей с размером частиц менее 9 нм и что наиболее вероятным источником образования этих частиц в атмосфере является ее ионизация КЛ. В [7] показано, что ионизация атмосферы КЛ приводит также к образованию в верхней тропосфере больших положительно заряженных кластеров. В [8] приведены данные измерения прозрачности атмосферы, полученные на трех станциях, расположенных в Мурманске, Ленинграде и Феодосии, за интервал 5 дней до и 10 дней после геомагнитных возмущений, вызванных солнечными вспышками. Показано, что под действием протонов и жесткого рентгеновского излучения солнечных вспышек происходит уменьшение прозрачности атмосферы на несколько процентов. В [8] этот эффект объясняется возможностью увеличения концентраций аэрозолей и малых газовых компонент в атмосфере, особенно молекул NO2, которые имеют полосу поглощения в видимой части спектра. Эффект уменьшения прозрачности атмосферы на несколько процентов во время солнечных протонных событий обнаружен также и при анализе актинометрических данных [9]. Во время солнечных протонных событий наблюдается и изменение распределения температуры в атмосфере [10]. Согласно результатам, полученным на станции Соданкюла (Финляндия), в течение первых 10 ч после поступления протонов солнечных космических лучей (СКЛ) в атмосферу происходит увеличение температуры в тропосфере (до 2 K на высоте 3–5 км) и уменьшение в стратосфере (на 0.5–1 K). На третьи сутки наблюдался обратный эффект. Для объяснения этих наблюдений в [11] сделано предположение о том, что в атмосфере Земли на высоте 8–9 км под действием протонов СКЛ формируется «слой», частично отражающий видимое и инфракрасное излучение. Здесь следует отметить, что положение этого «слоя» совпадает с высотами, на которых образуется большое количество аэрозолей с размером менее 9 нм [6] и положительно заряженных кластеров [8]. Образование дополнительных аэрозолей из-за ионизации атмосферы космическими лучами может изменять прозрачность атмосферы для видимого и инфракрасного излучения и влиять на радиационный баланс в атмосфере Земли. Изменение аэрозольной прозрачности может влиять и на климатические изменения [12]. Изменение концентрации заряженных кластеров также может влиять на прозрачность атмосферы для инфракрасного излучения [13]. Следовательно, прозрачность атмосферы должна меняться с изменением интенсивности приходящих в атмосферу Земли космических лучей: при увеличении интенсивности КЛ прозрачность атмосферы должна уменьшаться и, как отмечено выше, ее изменение может достигать нескольких процентов. Ионизация нижней атмосферы может вызывать и различные электрические явления в атмосфере, в том числе грозовые [14].

О возможных механизмах влияния КЛ на формирование облачности

Во введении было показано, что КЛ вызывают в атмосфере Земли различные явления, одним из которых является влияние КЛ на формирование облачности. Существует несколько возможных механизмов такого влияния. Ключевым является ионизация атмосферы космическими лучами, интенсив- ность которых меняется во времени из-за модуляции их солнечной активностью. Такой механизм должен описывать наличие корреляции между аномалиями облачности на высотах до 3.2 км и интенсивностью ГКЛ и объяснять отсутствие корреляции между ГКЛ и облачностью на высотах более 3.2 км.

В [1, 2] предполагается, что ионизация атмосферы космическими лучами приводит к образованию аэрозолей c размерами частиц несколько десятков нанометров, которые становятся ядрами конденсации, что приводит к аномалиям облачности. Однако экспериментально установлено, что под действием КЛ образуются аэрозоли с частицами меньших размеров [6], которые в силу своих малых размеров не могут быть ядрами конденсации в атмосфере.

В наших предыдущих работах [15, 16] рассмотрен другой возможный механизм влияния КЛ на формирование нижней облачности, основанный на вариациях прозрачности атмосферы Земли при изменении ее ионизации космическими лучами.

Известно [17], что высотное распределение средней температуры в атмосфере может быть описано формулой

σ T ⁴ = ^{W 0} (1 + ¹ - (¹ -β ) e ^-βτ ),                   (1)

• ¹     2 f β β ^,

∞ где т(z) = Jа2р(h)dh, e=a1sec^ /a2, a1 и a2 — коэф-z фициенты поглощения видимого и инфракрасного излучения без учета дополнительного поглощения, вызванного влиянием КЛ; ρ – плотность основного поглощающего вещества; ξ – угол падения солнечного излучения. Функция τ(h) имеет смысл средней оптической толщины атмосферы для инфракрасного излучения, и τ(0)=3.78; β=0.2.

Изменение прозрачности атмосферы под действием космических лучей будет приводить к вариациям высотного распределения температуры, которое будет иметь вид [16]

σ T ⁴ =

τ2

Ш                      — ^e J О+М d ^T 1            1 + 3, ^-в J^{(1 +5} 1 ) d ^T 1

• = W 1 -f(1 + §2)e "      dT2 +eT-^1-e "

• 2f (   0                          1 -§2J

(2) где функции δ ι и δ 2 могут быть выражены как функции от τ и описывают увеличения оптических толщин для видимого и инфракрасного излучения, обусловленных влиянием космических лучей.

Распределения (1) и (2) являются убывающими функциями от высоты h , а разность ∆ T = T – T ₁ показывает изменение температуры в атмосфере при изменениях ее прозрачности.

Рассмотрим сначала случай, который будет приводить к увеличению температуры в тропосфере и уменьшению в стратосфере, т.е. рассмотрим случай, когда увеличивается поглощение только инфракрасного излучения и, согласно [6, 7, 11], максимум дополнительного поглощения находится на высоте ~(8–10) км. Результаты расчета приведены на рис. 1. Функция δ 2 выбрана в виде

Рис . 1. Изменение температуры ∆ T = T – T ₁ в атмосфере на различных высотах ( H ) при наличии дополнительного поглощения инфракрасного излучения: 1 – δ ₁ = 0; δ ₂₀ = = 0.05; 2 – δ 1 = 0; δ 20 = 0.1; σ 2 =0.2; τ 0 =0.2.

δ ₂ = ^{δ 20} exp( - ( τ-τ _o ) ² /(2 σ ₂ ² )), 2 πσ ₂

где σ 2 – дисперсия распределений; τ 0 определяет положение максимума функции δ 2 . Для приведенных на рис. 1 результатов вычислений τ 0 =0.2, что соответствует высоте h 0 ≈ 8.5 км. При этом функция δ 2 резко спадает с уменьшением высоты.

Как можно видеть, наличие дополнительного поглощения инфракрасного излучения приводит к увеличению температуры на высотах менее 8 км и к ее уменьшению в стратосфере. Увеличение температуры может достигать 1–2 K при увеличении оптической толщины менее чем на 3 %: δ 2 0 = 0.05 для кривой 1 и δ 2 0 = 0.1 для кривой 2 при средней оптической толщине τ (0)=3.78. Такое изменение температуры в атмосфере будет существенно влиять на скорость роста капель. Как известно [18], скорость конденсированного роста капли может быть описана формулой

δ 0

2 σ t ρ 1 R v TR

dR ₌ D ρ dt R ρ ₁

,

1 -PLD r _ 1^ kxT I R v T J

где R – радиус капли; t – время; ρ – плотность пара; ρ ₁ – плотность воды; R v – газовая постоянная пара; δ 0 – коэффициент перенасыщения пара; σ t ( T ) – коэффициент поверхностного натяжения; D ( T ) – коэффициент диффузии пара; L ( T ) – теплота конденсации; k 1 ( T ) – коэффициент теплопроводности воздуха.

На рис. 2 приведены результаты расчетов изменения скорости роста капли в нижней атмосфере (где температура превышает –5 ºC) при ее нагреве до температуры T относительно температуры Т 1 при постоянном перенасыщении δ 0 . Увеличение скорости роста капли может достигать 10–15 %. Здесь необходимо отметить, что для более детального рассмотрения необходимо решение задачи о влиянии температуры на величину δ 0 и ее эволюцию во времени:

δ ( dR dt ) =

( dR dt ) _{T ( z )}- ( dR dt ) _{T 1 ( z )} ( dR dt ) _{T 1 ( z )}

× 100%.

Рис . 2. Изменение скорости конденсированного роста капли при изменении от T ₁ до T соответственно кривым 1 и 2 на рис. 1. Сплошная линия – для радиуса капли R = 10 мкм, штриховая - для R =0.5 мкм; 8 0 =0.01.

Изменение температуры может влиять и на концентрацию активных нейтральных ядер конденсации и ледяных зародышей в атмосфере. Как видно из выражения (4), для того чтобы рост капли был возможен, числитель дроби должен быть больше нуля, т.е. радиус ядра конденсации должен удовлетворять неравенству

R >  2 о t /( р 1 R v T 5 о ). (5)

При увеличении температуры минимальный размер ядра конденсации, на котором возможно образование капли, уменьшается и это уменьшение составляет 1–1.5 % при изменении температуры согласно кривой 2 на рис. 1. Поэтому концентрация активных ядер конденсации, на которых возможен рост капли, будет расти за счет активизации более мелких частиц. Дифференциальное распределение больших (радиусом 0.1–1 мкм) и гигантских (радиусом более 1 мкм) ядер конденсации в атмосфере по их радиусу может быть описано степенным законом N ~ R ^Y (см., например [18]). Для частиц в континентальных воздушных массах у ~ 4, а над океаном у ~ 3 на высоте до 2 км и у ~ 5 в верхней тропосфере. При таком распределении увеличение концентрации активных ядер конденсации в нижней и средней тропосфере может достигать 2–4 %. Таким образом, увеличение интенсивности КЛ будет приводить не только к увеличению скорости роста капель, но и росту концентрации активных ядер конденсации. Эти два эффекта позволяют объяснить наличие положительной корреляции между ГКЛ и аномалиями облачности на малых высотах.

В облаках на средних высотах вода находится не только в жидкой фазе, но и в кристаллическом состоянии. Поэтому необходимо рассмотреть, как изменение температуры будет влиять на формирование ледяных кристаллов. Минимальный размер ледяного зародыша, при котором возможно образование устойчивого кристалла, также зависит от температуры [19]:

R min = 2о i / ( р i L f ln ( Т о / Т ) ) , (6) где О ; - коэффициент поверхностного натяжения на границе лед - вода; p i - плотность льда; L _f -удельная теплота плавления льда; T ₀=273.16.

Из (6) следует, что чем ниже температура, тем на более мелких частицах возможны образование и рост устойчивых ледяных кристаллов. Увеличением температуры в тропосфере согласно кривой 2 на рис. 1, напротив, ведет к увеличению минимального радиуса устойчивых ледяных зародышей на 5–15 % на высотах до 6.5 км и, следовательно, к уменьшению концентрации активных ядер конденсации за счет того, что образование более мелких ледяных зародышей становится невозможным. Таким образом, на средних высотах протекают два противоположных процесса: увеличение температуры приводит к усилению жидкой фазы в облаках и к ослаблению кристаллической. Два этих конкурирующих процесса и могут приводить к отсутствию корреляции между ГКЛ и аномалиями облачности на средних высотах.

Для высокой облачности ( h >6.5 км) можно выделить два диапазона высот: при 6.5< h <8.5 км количество ледяных кристаллов будет уменьшаться в результате увеличения температуры, а для высот h >8.5 км будет возрастать в результате охлаждения воздуха на этих высотах (рис. 1). Это может приводить к отсутствию корреляции между ГКЛ и аномалиями облачного покрова на высотах h >6.5 км.

В случае если наблюдается пропорциональное увеличение оптической толщины для видимого и инфракрасного излучения, увеличение температуры будет происходить на всех высотах. На малых и средних высотах это будет приводить к результатам, подобным описанным выше, а на больших высотах – к уменьшению кристаллической фазы.

В заключение отметим, что, как показано выше, изменение оптической толщины атмосферы (особенно для инфракрасного излучения) под действием КЛ на несколько процентов будет приводить к влиянию КЛ на формирование облачности и может объяснять наличие корреляции между ГКЛ и нижней облачностью, а также отсутствие этой корреляции для средней и высокой облачности.

Работа выполнена в рамках научной программы СПбНЦ на 2007 г., поддержана грантами РФФИ № 06-02-16268, 07-02-00379 и программой Президиума РАН № 16.