Диссертация размещена на сайте 20 ноября 2015 года
advertisement
Федеральное государственное бюджетное научное учреждение «Полярный геофизический институт» На правах рукописи КАСАТКИНА Елена Алексеевна ВОЗДЕЙСТВИЕ СОЛНЕЧНЫХ И МЕЖПЛАНЕТНЫХ ФАКТОРОВ НА АТМОСФЕРУ И КЛИМАТ ЗЕМЛИ Специальность 25.00.29 – Физика атмосферы и гидросферы Диссертация на соискание ученой степени доктора физико-математических наук Апатиты – 2015 2 СОДЕРЖАНИЕ Стр. Введение ____________________________________________________________ 5 1. Феноменологические особенности изменений в газовом составе атмосферы высоких широт под действием космических лучей 21 1.1. Фотохимия разрушения озона ____________________________________ 25 1.2. Солнечные космические лучи и озонные «минидыры»______________ 28 1.3. Особенности широтного распределения и эффект северо-южной асимметрии в появлении озонных «минидыр», вызванных GLE _____ 33 1.4. Вопросы применимости фотохимической теории для оценки воздействия протонных вспышек на озон _____________________________________ 45 1.5. Вариации двуокиси азота, вызванные вторжением солнечных протонов в атмосферу высоких широт ________________________________________ 52 1.6. О воздействии форбуш-понижений ГКЛ на озоновый слой ___________ 58 1.7. Выводы ________________________________________________________ 64 2. Воздействие солнечных и галактических космических лучей на содержание аэрозолей в высокоширотной атмосфере ___________ 66 2.1. Воздействие СКЛ на аэрозольный слой высокоширотной атмосферы: данные экспериментальных наблюдений __________________________ 66 2.2. Моделирование воздействия СКЛ на концентрацию аэрозолей в высоких широтах и механизм ионной нуклеации __________________________ 69 2.3. Изучение вариаций космических лучей по данным о кислотности в полярных льдах ________________________________________________ 72 2.4. Выводы _______________________________________________________ 75 3. Космофизическая обусловленность изменений электрических параметров атмосферы высоких широт ________________________ 77 3.1. Высокоширотный автоматизированный комплекс для исследования атмосферных изменений интегрированными методами _____________ 78 3.2. Спектральные характеристики вариаций атмосферного давления и электрического поля при экстремальных погодных условиях в высоких широтах _______________________________________________________ 84 3.3. Происхождение электрического поля Земли _______________________ 93 3 3.4. Суточные вариации атмосферного электрического поля и магнитосферные эффекты _______________________________________ 96 3.5. Эффекты СКЛ в вариациях атмосферного электрического поля _____ 103 3.6. Эффекты форбуш-понижений ГКЛ в вариациях атмосферного электрического поля высоких широт ______________________________ 116 3.7. Выводы ________________________________________________________ 118 4. Инфразвуковые волны как один из каналов передачи энергии в полярной атмосфере _____________________________________________ 121 4.1. Два типа атмосферных волн (акустические и гравитационные) ______ 121 4.2. Вариации атмосферного давления в области подветренных волн вблизи горного массива Хибины _________________________________________ 124 4.3. Вариации приземного озона, вызванные генерацией подветренных волн в арктических горах (арх. Шпицберген) ___________________________ 127 4.4. Регистрация инфразвукового сигнала от взрыва Витимского болида 24 сентября 2002 г. ______________________________________________ 138 4.5. Выводы ________________________________________________________ 143 5. Космофизические аспекты климатических изменений __________ 144 5.1. Роль солнечной активности и антропогенных факторов в изменениях климата. Глобальный и региональный аспекты ____________________ 144 5.2. Возможные механизмы воздействия космофизических агентов на климат _________________________________________________________ 152 5.3. Пространственно-частотные закономерности проявлений солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы ____________ 157 5.4. Космофизическая обусловленность 20-22-летней периодичности в климатических вариациях ______________________________________ 165 5.5. Выводы ________________________________________________________ 171 6. Применение дендрохронологического анализа для решения некоторых проблем палеоастрофизики __________________________ 173 6.1. Дендрохронологический метод и полуавтоматический измерительный комплекс для обработки древесно-кольцевых хронологий ___________ 173 6.2. Региональные особенности климатических изменений на Кольском полуострове по дендрохронологическим данным ___________________ 179 4 6.3. Палеоклиматический потенциал можжевельника Juniperus sibirica на Кольском полуострове ________________________________________ 186 6.4. Климатические последствия вулканических извержений____________ 195 6.5. Последствия мощных вулканических извержений по палеоклиматическим данным Кольского п-ова _________________________________________ 198 6.6. Использование дендрохронологического метода для решения некоторых проблем палеоастрофизики______________________________________ 205 6.7. Выводы ________________________________________________________ 215 Заключение _________________________________________________________ 217 Литература __________________________________________________________ 221 5 Введение ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ Диссертация посвящена проблеме воздействия вариаций солнечной активности и межпланетных факторов на атмосферу и климат Земли. В частности, рассматривается роль высыпания частиц космического и солнечного происхождения (солнечных и галактических космических лучей, космической пыли) в изменениях климата и параметров полярной атмосферы (озоновый слой, азотные составляющие, атмосферное электрическое поле). В работу включен также раздел, связанный с палеоастрофизическими и экологическими аспектами столкновения с Землей малых небесных тел Солнечной системы. Актуальность темы. Изучение физических процессов и явлений, протекающих на Солнце и в околоземном космическом пространстве, а также их экологических аспектов, является чрезвычайно актуальным для решения многих проблем физики Солнца, астрофизики, астроэкологии, геофизики, климатологии, метеорологии, дендрохронологии, биофизики. Процессы, происходящие в ближнем космосе, оказывают существенное влияние на атмосферу и климат Земли, радиосвязь, спутниковые навигационные системы, биосферу, а также непосредственно на жизнедеятельность и здоровье человека. Солнце, являясь основным источником энергии, поступающей на Землю, играет решающую роль в поддержании физических условий существования жизни на Земле – среде обитания человека. Сама проблема солнечно-земных связей (или проблема «космической погоды и климата») имеет многолетнюю историю. В ХХ столетии большой вклад в исследования в данной области внес выдающийся русский ученый А.Л. Чижевский [1976]. Затем в течение длительного периода данной проблеме не уделялось достаточного внимания. Одной из основных причин такого положения явилось отсутствие ясного физического механизма, а также, видимо, то обстоятельство, что воздействие космофизических агентов на атмосферу и климат носит нелинейный и многофакторный характер, поэтому поиск простых корреляционных связей в солнечно-земных взаимодействиях не всегда приводил к успеху. Недооценка роли естественных факторов в изменениях окружающей среды способствовала возникновению и последующему доминированию целого ряда научных теорий, объясняющих глобальные изменения окружающей среды (озонная «дыра», «глобальное потепление»), исключительно только действием антропогенных источников, в частности, выбросом в атмосферу продуктов 6 жизнедеятельности человека (фреонов, парниковых газов – СО2, СH4 и др.). Следствием такого подхода явилось принятие рядом стран целого комплекса решений на международном и межправительственном уровне, например, подписание Киотского международного протокола в 1997г., ограничивающего потребление энергии и выброс в атмосферу парниковых газов. Киотский протокол был ратифицирован 161 страной мира, в том числе и Россией, и вступил в силу 16 февраля 2005 г. Лишь в последние двадцать лет научное сообщество вплотную приблизилось к пониманию того, что на атмосферу и климат, наряду с антропогенными факторами, воздействует целый ряд плохо изученных внешних агентов естественного, в том числе и внеземного происхождения. Причем, воздействие естественных (не антропогенных) факторов во многих случаях является более существенным, а результаты этого воздействия – катастрофическими. Например, из палеоклиматических реконструкций известно, что концентрация «парниковых» газов достигала максимальной величины в периоды межледниковья, аналогичные современной эпохе [Petit et al., 1999]. Что же касается температурных изменений, то, согласно палеоклиматическим исследованиям, глобальное потепление, наблюдавшееся с конца прошлого века, не является чем-то экстраординарным, и климат нашей планеты уже испытывал более высокие значения температуры около 1000 лет назад, во время так называемого «средневекового климатического оптимума» (900 – 1300 гг.) [Клименко и др., 2001; Keigwin, 1996; Soon, Baliunas, 2003]. В этой связи особенно возрастает роль палеоклиматических, в частности, дендроклиматических исследований в высоких широтах, где реакция экосистем на климатические изменения проявляется наиболее ярко. Важность таких исследований определяется также тем фактом, что современное изменение климата имеет сложную региональную структуру. Наиболее значительные различия в региональных климатических вариациях наблюдались за последние 30-40 лет в Арктике [Анисимов, Белолуцкая, 2003; Overpeck et al., 1997]. Корреляционные связи между явлениями солнечной активности и атмосферными и климатическими параметрами также имеют характер пространственно-временной неустойчивости. Изучение высокоширотных палеоклиматических данных в связи с внешними факторами позволит оценить относительный вклад солнечной и антропогенной составляющей в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. Отметим, что в настоящее время активно дискутируется вопрос о неэффективности использования методов Киотского протокола для сохранения климата на современном уровне [Израэль, 2005; Сrutzen, 2006]. В связи с этим, в 7 последние несколько лет заметно возрос интерес к контролируемому компенсирующему воздействию на климат за счет эмиссий сульфатных аэрозолей в стратосферу, получившему название геоинженерии [Сrutzen, 2006; Eliseev, Mokhov, 2011]. Такое контролируемое воздействие на климат допустимо только в том случае, если его возможные побочные эффекты (например, изменения в продуктивности растительности, уменьшение озонового слоя) достаточно хорошо изучены. Природным аналогом такого воздействия могут рассматриваться вулканические извержения, а также мощные солнечные протонные события класса GLE (Ground Level Events) [Касаткина и др., 1999; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Kasatkina, Shumilov, 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 2011] и вторжение в атмосферу малых небесных тел (комет). Открытие в 1985 г. озонной «дыры» (понижения общего содержания озона (ОСО) над Антарктидой) привело к подписанию в 1987 г. Монреальского протокола, согласно которому основные изменения в озоновом слое вызваны увеличением выбросов техногенных фреонов или хлорфторуглеродов (ХФУ) в атмосферу. Решениями протокола дальнейшее производство ХФУ было запрещено и практически свёрнуто во всём мире к 2000 г. При этом роль естественных факторов в изменениях ОСО была проигнорирована. Потенциальная опасность уменьшения ОСО связана с его способностью поглощения ультрафиолетового излучения Солнца в УФ-Б диапазоне (280-315 нм). Известно, что уменьшение ОСО на 10% приводит к увеличению потока УФ-Б на 20%, что, в свою очередь, может привести к существенному увеличению числа случаев немеланомного рака кожи, возрастанию количества катаракт и некоторых заболеваний, связанных с ослаблением иммунной системы человека [Перов, Крученицкий, 1996; Зуев, 2006]. Понижение ОСО может также привести к гибели некоторых микроорганизмов, в частности, фитопланктона и зоопланктона, составляющих основу трофической цепочки пресноводных и морских экосистем [Smith et al., 1992; Williamson, 1996]. Увеличение УФ-Б может вызвать также изменения в годичном росте деревьев, падение урожайности культурных и дикорастущих растений [Зуев, 2006]. Актуальность изучения озонового слоя диктуется также той ролью, которую играет озон в радиационном балансе планеты и в формировании температурных изменений в стратосфере. Изучение состояния озонового слоя в Арктике, где его роль для жизнедеятельности человека значительно возрастает, является актуальной задачей современных исследований в полярных областях. Отметим, что изучению чувствительности высокоширотной атмосферы к внешним воздействиям естественного происхождения не уделялось достаточного внимания. 8 В настоящее время в качестве основных космофизических факторов, влияющих на атмосферу и климат, рассматриваются солнечная радиация (включая волновой УФдиапазон) [Веретененко, Пудовкин, 1998; Lean et al., 1995; Haigh, 1996] и вариации солнечных (СКЛ) и галактических (ГКЛ) космических лучей, промодулированные изменениями межпланетного магнитного поля [Веретененко, Пудовкин, 1994; Касаткина и др., 1999; Лапшин и др., 2012; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Tinsley, 2000; Carslaw et al., 2002; Kasatkina, Shumilov, 2005; Veretenenko, Thjel, 2005; Troshichev et al., 2008]. В качестве основных механизмов рассматриваются механизмы «триггерного» воздействия, т.е. воздействия на систему достаточно слабого сигнала, приводящего к выделению большого количества энергии. (Известно, что энергия, приходящаяся на изменчивую часть солнечного спектра, очень мала по сравнению со средней энергией атмосферных процессов). В некоторых механизмах обмен энергией между различными слоями атмосферы осуществляется при помощи внутренних атмосферных волн широкого спектра (от акустико- гравитационных до планетарных), благодаря их способности распространяться на значительные расстояния от источника. Введение «триггерных» механизмов позволило решить вопросы, связанные с энергетикой взаимодействий в проблеме влияния солнечной активности на погоду и климат. Одним из недостатков предлагаемых механизмов является то, что они плохо разработаны в количественном отношении. В частности, при разработке таких механизмов следует учитывать то обстоятельство, что мощные вулканические извержения, приводящие к значительным и длительным изменениям аэрозольной концентрации в атмосфере, также могут оказывать значительное воздействие на характер солнечно-атмосферных связей. Среди других внешних воздействий на атмосферные параметры и климат Земли, по-видимому, следует учитывать и межпланетные факторы (космическая пыль, кометы, метеориты). По некоторым оценкам приток космического вещества на Землю может достигать величины 109 т/год и даже выше [Frank et al., 1986]. Столкновение с Землей относительно больших астероидов и комет рассматривается в качестве одной из основных опасностей, угрожающих человечеству [Боярчук, 1999; Аткинсон, 2001]. Степень воздействия на окружающую среду зависит от размера падающих небесных тел. Гигантский астероид диаметром 10 км упал на Землю 65 миллионов лет назад, что привело к глобальной катастрофе и, по-видимому, к массовой гибели динозавров [Аткинсон, 2001]. Падение на Землю космического объекта диаметром более 500м вызвало резкое похолодание и последовавший за этим голод в 536-540 гг. [Baillie, 1994; Rigby et al., 2004]. Столкновение с Землей небесного тела размером 50м в диаметре 9 может привести к уничтожению практически всего живого на территории площадью до 2000 км2, как это произошло во время Тунгусской катастрофы 30 июня 1908 г. [Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Актуальность исследований в этом направлении, наряду с проблемой астероидно-кометной опасности, привела к созданию ряда международных космических программ. Работа представляет собой результаты многолетних (более 15 лет) исследований автора по воздействиям различных внешних агентов (солнечная активность, космические лучи, вулканические извержения) на атмосферу и климат высоких широт. Цель и задачи. Целью работы является решение междисциплинарной проблемы воздействия солнечных и межпланетных факторов на атмосферу и климат Земли. Для достижения этой цели были поставлены и решены следующие задачи. 1. Изучить эффективность воздействия солнечных космических лучей на озоновый слой Земли. 2. Исследовать условия применимости газофазных фотохимических моделей для количественного описания изменений в газовых составляющих высокоширотной атмосферы, наблюдаемых во время солнечных протонных событий. 3. Разработать модель для описания увеличения концентрации аэрозолей и образования озонных «минидыр», стимулированных высыпанием солнечных протонов в высоких широтах. Провести оценку адекватности модели на основе сопоставления расчетов с экспериментом. 4. Исследовать, используя интегрированные методы наблюдений, кратковременные вариации атмосферных параметров (атмосферного давления и вертикальной компоненты электрического поля) с целью разделения источников таких изменений, имеющих внеземное происхождение (солнечные вспышки, корональные выбросы массы, вариации СКЛ и ГКЛ, геомагнитные возмущения) от процессов метеорологического характера (гроза, дождь, туман, метель и др.). 5. Изучить пространственно-частотные закономерности проявлений солнечной активности в атмосфере системы Северная Атлантика – Европа. 6. Разработать концепции, методику и программное обеспечение для обработки дендрохронологических образцов (сосна, ель, можжевельник) с целью создания банка долговременных древесно-кольцевых палеоклиматических хронологий Кольского пова для изучения современных и прогнозирования будущих глобальных и региональных изменений климата. 7. По дендрохронологическим данным Кольского п-ова изучить реакцию 10 древесного прироста на глобальные и региональные изменения климата и их связь с вариациями солнечной и вулканической активности. 8. Изучить возможности применения дендрохронологического метода для решения некоторых проблем палеоастрофизики, в частности астероидно-кометной опасности: получение информации о столкновениях с Землей небесных тел в прошлом и их воздействии на атмосферу и климат (например, Тунгусская катастрофа). Научная новизна. Впервые обнаружены озонные «минидыры» (кратковременные понижения ОСО более 15%), возникающие при вторжении в атмосферу релятивистских солнечных протонов во время мощных солнечных протонных событий типа GLE (Ground Level Events). В этом случае высокоэнергичная часть СКЛ (E>450МэВ) проникает глубоко в атмосферу, проходя через максимум озонового слоя (~20 км) и регистрируется сетью нейтронных мониторов на поверхности Земли. В результате исследования пространственного распределения озонных «минидыр», инициированных событиями СКЛ, показано, что понижения ОСО образуются местной весной и сосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки. Обнаруженный эффект позволит оценить вклад атмосферных высыпаний релятивистских солнечных протонов в современные и будущие изменения озонового слоя в полярных областях. Впервые экспериментально обнаружено увеличение общего содержания NO2 в высоких широтах, вызванное солнечным протонным событием типа GLE 2 мая 1998 года. Результаты модельных расчётов увеличения NO2 показали достаточно хорошее совпадение с экспериментом. Показано, что образование озонных “минидыр” во время событий СКЛ, равно как и увеличения ОСО после Форбуш-понижений ГКЛ, нельзя объяснить в рамках обычной гомогенной фотохимической теории. Впервые разработана модель на основе механизма ионной нуклеации адекватно описывающая наблюдаемые увеличения концентрации аэрозолей и образования озонных «минидыр», стимулированных высыпанием высокоэнергичных солнечных протонов, являющихся аналогом ГКЛ, в высоких широтах. При сопоставлении модельных расчетов с экспериментом выявлено, что солнечные релятивистские протоны могут приводить к увеличению аэрозольного слоя и образованию озонных «минидыр» лишь при выполнении некоторых необходимых условий: соответствующие значения атмосферных параметров ([H2SO4], температура, влажность, атмосферное давление); а также особенности спектров вторгающихся частиц. Включение 11 атмосферных эффектов СКЛ и ГКЛ позволит усовершенствовать и развить существующие численные модели глобальной атмосферы и климата. В результате применения интегрированных методов измерений атмосферных параметров в высокоширотной зоне при помощи созданного оригинального экспериментального комплекса (ВКИАВЭ) впервые показано, что в условиях нарушенной погоды (дождь, туман, гроза) спектральные характеристики вариаций давления и атмосферного электрического поля меняются практически синхронно. Полученные результаты указывают на необходимость исследования изменений атмосферных параметров в высокоширотной зоне при помощи интегрированных методов наблюдений. Этот подход позволяет приблизиться к пониманию физических процессов в высокоширотной атмосфере и природы источников их вызывающих. Впервые в России по данным наземных измерений зафиксирован акустикогравитационный сигнал в диапазоне частот 0.0001 – 1 Гц с максимумом амплитуды P45 дн/см2 от взрыва в атмосфере Витимского болида 24 сентября 2002 г. на расстоянии 4000 км от источника. Данное событие подтверждает полученные ранее факты о том, что яркие болиды большой массы могут создать мощной импульсное излучение акустико-гравитационных волн в атмосфере Земли, которое может быть зафиксировано микробарографами на расстоянии нескольких тысяч километров от источника. Впервые выдвинута гипотеза, что 20-22–летняя периодичность, наблюдаемая в вариациях различных климатических параметров практически повсеместно, связана с увеличением количества космической пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов. При обработке древесно-кольцевых хронологий Кольского п-ова также получен ряд новых результатов. Впервые в одном из труднодоступных районов Кольского п-ова (северо-восточная часть, р-н Кейвы) обнаружены реликтовые образцы можжевельника (Juniperus Sibirica), некоторые из них имеют возраст около 700 лет. Созданный нами комплекс для подсчета и измерения ширины годичных колец позволил использовать найденные образцы можжевельника для получения 677-летней древесно-кольцевой хронологии. Впервые получены самые длинные древесно-кольцевые хронологии по сосне Pinus sylvestris для горного массива Хибины (448 лет) и для всего Кольского пова (561 год). Выявлена хорошая корреляция интенсивности прироста ширины годичных колец можжевельника с климатическими вариациями в Европе и вариациями солнечной активности: отчетливо проявились эффекты Маундеровского, 12 Шпереровского и Дальтоновского минимумов солнечной активности в соответствующих депрессиях радиального прироста. В результате спектрального и вейвлет-анализа дендрохронологических серий выявлены периодичности, близкие к основным циклам солнечной активности (11 лет, 22 года, 80-100 лет). При исследовании обработанных древесно-кольцевых хронологий не обнаружено какоголибо значительного потепления климата в ХХ веке в данном регионе. Проведенный анализ палеоклиматических данных позволил выявить региональные особенности климатических вариаций на протяжении последнего тысячелетия, а также их связь с вариациями солнечной и вулканической активности. Полученные результаты позволяют оценить относительный вклад солнечной и антропогенной составляющей в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. Впервые выявлены особенности воздействия наиболее мощных (VEI≥5) вулканических извержений на региональный климат Мурманской области по дендрохронологическим данным Кольского п-ова за период, превышающий 560 лет. Показано, что наблюдается существенное понижение древесного прироста, в среднем, в течение 8 лет после извержений вулканов в экваториальных областях, после чего происходит его восстановление до нормального уровня. Полученный результат указывает на то, что при разработке механизмов воздействия солнечной активности на атмосферу и климат следует учитывать, что мощные вулканические извержения, приводящие к значительным и длительным изменениям аэрозольной концентрации в атмосфере, также могут оказывать значительное воздействие на характер солнечноатмосферных связей. Впервые обнаружены новые эффекты воздействия межпланетных факторов на окружающую среду. По данным дендрохронологического анализа впервые показано, что ускоренный рост деревьев, наблюдавшийся, как сообщалось ранее, после взрыва Тунгусского болида 30 июня 1908 г. в зоне катастрофы (около 2000 км2), на самом деле охватывает огромную территорию площадью около 2.5 млн.км.2 Данный результат свидетельствует о том, что экологические последствия падения на Землю небесных тел (комет и астероидов) могут быть гораздо более значительными, чем считалось ранее. Полученные результаты открывают новые возможности применения дендрохронологического метода для решения проблем палеоастрофизики, в частности, астероидно-кометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.), а также для изучения и оценки возможных побочных эффектов применения некоторых методов геоинженерии, связанных с эмиссией аэрозолей в атмосферу. 13 В целом, полученные результаты позволяют наметить новые направления и методы научных исследований, такие, например, как применение дендрохронологического метода для решения некоторых проблем климатологии, геоинженерии и палеоастрофизики. Научная и практическая ценность работы состоит в получении большого количества новых фактов и закономерностей, способствующих решению важной междисциплинарной проблемы воздействия космофизических агентов на атмосферу, озоновый слой и климат Земли, выявлении во многих случаях определяющей роли этих факторов, а также в разработке механизмов и количественных оценок такого воздействия. Особенности работы над решением данной научной проблемы состояли в необходимости учета нелинейного характера многих рассматриваемых физических процессов, а также в необходимости дополнения ряда имеющихся экспериментальных данных собственными (в ряде случаев полевыми) измерениями. Отметим ряд результатов, полученных в работе, которые представляет научную и практическую ценность, а также позволяют наметить новые направления и методы научных исследований. А именно: 1) Очевидную научную ценность представляет разработанная на основе механизма ионной нуклеации модель, адекватно эксперименту описывающая образование озоных «минидыр» в высокоширотной атмосфере во время событий СКЛ. В отличие от газофазных фотохимических теорий, применявшихся ранее, предлагаемая модель позволяет не только учитывать высокоэнергичную часть спектров солнечных протонов, но также является концептуально новым подходом к решению крупной научной проблемы количественного описания воздействия релятивистских солнечных протонов на озоновый слой в высоких широтах. Включение атмосферных эффектов СКЛ и ГКЛ позволит усовершенствовать и развить существующие численные модели глобальной атмосферы и климата. Созданная модель может также быть использована при прогнозе климатических изменений, а также в области геоинженерии при оценке побочных эффектов контролируемого воздествия на климат, например, образование аэрозолей и понижений ОСО. Данная модель, а также способность СКЛ приводить к увеличению сульфатных аэрозолей могут являться основанием для введения новой методики определения вариаций СКЛ и ГКЛ в прошлом по индексу кислотности полярного льда, который использовался ранее только для идентификации вулканических извержений в прошлом [Hammer et al., 1980]. Введение этой методики может явиться важным дополнением к уже существующему методу определения 14 характеристик различных астрофизических явлений в прошлом по содержанию нитратов в полярных льдах [Гладышева, Дрешхофф, 1997; McCracken et al., 2001]. 2) Обнаруженные закономерности в пространственном распрелелении понижений ОСО, связанных с событиями СКЛ позволят оценить вклад атмосферных высыпаний релятивистских солнечных протонов в современные и будущие изменения озонового слоя в полярных областях. В частности, возможно их использование для разделения естественных и антропогенных факторов при образовании резких понижений озона в высоких широтах, без чего невозможен никакой более или менее достоверный прогноз развития озонной «дыры» в Антарктиде, а также планирование хозяйственной деятельности человека в полярных областяхю 3) Применение интегрированных методов наблюдений может быть использовано для выделения и идентификации различных источников возмущения физических параметров атмосферы (атмосферное электрическое поле, электропроводность воздуха, атмосферные волны), как относящихся к экстремальным факторам «космической погоды» (солнечные вспышки, корональные выбросы массы, события СКЛ, Форбуш-понижения ГКЛ), так и носящих метеорологический характер. 4) Разработанный полуавтоматический измерительный комплекс с соответствующим программным обеспечением может быть использован для подсчета и измерения ширины годичных колец с целью получения палеоклиматической информации. 5) Полученные региональные палеоклиматические данные могут быть использованы для восстановления климатических вариаций в Евро-Арктическом регионе за последние 700 лет, а также для оценки относительного вклада солнечной и антропогенной составляющей в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. 6) Палеоклиматические хронологии Кольского п-ова могут быть использованы для каталогизации мощных вулканических извержений в прошлом, исследования региональных климатических и экологических последствий мощных вулканических извержений в этом стратегически важном для России в хозяйственно-экономическом отношении регионе, а также для оценки эффективности и возможных побочных эффектов контролируемого воздействия на климат за счет стратосферных эмиссий сульфатных аэрозолей. 7) Результат о последствиях Тунгусской катастрофы впервые показал, что зона воздействия на лесные экосистемы охватывает огромную территорию площадью около 2.5 млн. км.2 (в 1000 раз большую, чем считалось ранее). В связи с этим, полученный 15 результат открывает новые возможности применения дендрохронологического метода для изучения климатических и экологических последствий падения на Землю небесных тел (комет и метеоритов), а также для решения других проблем астероидно-кометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.). Реализация результатов. Полученные результаты использовались при выполнении работ по следующим темам НИР: ПГИ КНЦ РАН «Воздействие гелиогеофизичеких факторов на атмосферу и климат высоких широт» (№ ГР 01.200.2 12243); ИППЭС КНЦ РАН «Воздействие внешних гелиогеофизических и антропогенных факторов на климат и биосферу высоких и средних широт» (№ ГР 0120.050 1084). На защиту выносятся следующие положения: 1. Закономерности в образовании и пространственном распределении обнаруженных впервые озонных «минидыр», вызванных солнечными протонами релятивистских энергий: установлено, что озонные «минидыры», сопровождающие события СКЛ, образуются местной весной и сосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки. Обнаруженный эффект не связан с явлением североюжной асимметрии в проникновении солнечных протонов в полярные шапки двух полушарий и обусловлен метеорологическими факторами сезонного характера. Расчеты, выполненные с использованием фотохимической модели, показали, что образование озонных “минидыр” во время протонных событий типа GLE нельзя объяснить в рамках обычной гомогенной фотохимической теории. 2. Модель, позволяющая на основе процессов ионизации, ионной нуклеации и гетерогенной химии рассчитывать образование дополнительного количества сульфатных аэрозолей при вторжении в атмосферу релятивистских солнечных протонов, адекватно эксперименту описывающая образование открытых нами озонных «минидыр» во время событий СКЛ. Адекватность разработанной модели эксперименту показана на примере нескольких событий GLE. При сопоставлении модельных расчетов с результатами экспериментальных измерений показано, что только протонные события типа GLE средней мощности могут приводить к значительным увеличениям аэрозольной концентрации и, как следствие, образованию озонных «минидыр» в высоких широтах. 3. Создание банка палеоклиматических (дендрохронологических) данных по Кольскому п-ову для изучения цикличности климатических вариаций в Евро- 16 Арктическом регионе. Банк включает несколько самых длинных хронологий: 677летняя хронология по реликтовым (возрастом около 600 лет) образцам можжевельника сибирского (Juniperus sibirica), самая продолжительная (561 год) серия по сосне (Pinus sylvestris) для Кольского п-ова, самая длинная (448 лет) древесно-кольцевая хронология по сосне для Хибинских гор. Региональные палеоклиматические данные могут быть использованы для восстановления климатических вариаций в Евро-Арктическом регионе за последние 700 лет, а также для прогнозирования будущих глобальных и региональных изменений климата. 4. Обнаружение эффектов минимумов солнечной активности Шперера (14161534), Маундера (1645-1715) и Дальтона (1801-1816), которые вызвали похолодания и уменьшения радиального прироста. Выявленные при помощи спектрального и вейвлетанализа в древесно-кольцевых хронологиях Кольского п-ова периодичности 11.7, 2022, 30-33 и 80-90 лет, соответствующие основным циклам солнечной активности. Полученные результаты позволят оценить вклад вариаций солнечной активности в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. 5. Впервые выявленные особенности воздействия наиболее мощных (VEI≥5) вулканических извержений на региональный климат Евро-Арктической зоны по палеоклиматическим данным за период, превышающий 560 лет. Показано, что наблюдается существенное снижение древесного прироста, в среднем, в течение 8 лет после начала извержения. 6. Впервые обнаружены новые эффекты воздействия межпланетных факторов на окружающую среду. По дендрохронологическим данным обнаружено аномальное увеличение роста деревьев после взрыва Тунгусского болида 30 июня 1908 г., зафиксированное на значительном (более 1500 км) расстоянии от источника на территории (60-75с.ш.; 80-110в.д.) площадью около 2.5 млн. км2. Ранее сообщалось об аномальном росте деревьев лишь в зоне, подвергнутой непосредственному разрушению (около 2000 км2). Обоснование возможность применения дендрохронологического метода для решения актуальных проблем палеоастрофизики, в частности, астероидно-кометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.) 17 Личный вклад автора. Постановка задач, разработка моделей и методов решения, обработка и получение первичных экспериментальных данных, а также получение результатов по теме диссертации выполнены лично автором. Основные статьи, опубликованные по теме работы, написаны либо лично автором, либо при его определяющем вкладе. Апробация работы. Основные результаты диссертации докладывались на следующих семинарах и конференциях: 8-й Всесоюзный семинар «Генерация и распространение солнечных космических лучей», Нижний Архыз, Россия (1991); Annual European Meetings on Atmospheric studies by Optical Methods (XIX – Kiruna, Sweden (1992), XX – Apatity, Russia (1993), XXI – London, UK (1994), XXII – Nurmijarvi, Finland (1995), XXIV – Andenes, Norway (1997), XXV – Granada, Spain (1998), XXVIII – Oulu, Finland (2001); 43rd Arctic Science Conference, Valdeez, USA (1992); International Symposium on High Latitude Optics, Tromso, Norway (1993); 7th Scientific Assembly of IAGA, Buenos-Aires, Argentina (1993); VIII International Symposium STP/STEP, Sendai, Japan (1994); 14th International Congress of Biometeorology, Ljubljana, Slovenia (1996); IV Международный Пущинский симпозиум, Пущино, Россия (1996); Third NySMAC Meeting, Kjeller, Norway (1997); Fourth Ny-Alesund Seminar, Ravello, Italy (1998); International Symposium “Polar aspects of global changes”, Tromso, Norway (1998); First International BASIS Research Conference, St.-Petersburg, Russia (1999); 4th International Conference on Modeling of Global Climate Change and Variability, Hamburg, Germany (1999); International Conference on Dendrochronology for the Third Millenium, Mendoza, Argentina (2000); I SOLSPA Euroconference “The Solar Cycle and Terrestrial Climate”, Tenerife, Spain (2000); International Conference on the Future of Dendrochronology “Tree Rings and People”, Birmensdorf, Swissland (2001); Climate Conference 2001, Utrecht, The Netherlands (2001); 8th European Symposium on the Physico-Chemical behaviour of Air Pollutants “A Changing Atmosphere”, Torino, Italy (2001); International Workshop “Russian Science at Svalbard for the Third Millenium”, Barentsburg, Norway (2001); Annual International Seminar “Physics of Auroral Phenomena”, Apatity, Russia (23th – 2000, 24th – 2001, 25th – 2002, 26th – 2003); Научная сессия МИФИ, Москва, Россия (2002); EGS General Assembly, Nice, France (2003); 34th COSPAR Scientific Assembly, Houston, USA (2002); Infrasound Technology Workshop, Utrecht, Netherlands (2002); IAGA/ICMA 3rd Workshop “Solar forcing of the middle atmosphere”, Prague, Czech Republic (2003); Infrasound Technology Workshop, San-Diego, USA (2003); 1st International Symposium on Space 18 Climate “Direct and Indirect Observations of Long-Term Solar Activity”, Oulu, Finland (2004); EURODENDRO Conferences (Savonlinna, Finland (1997), Ljubljana, Slovenia (2001), Obergurgl, Austria (2003), Rendsburg, Germany (2004), Viterbo, Italy (2005), Hallstadt, Austria (2008), Calla Millor, Mallorca, Spain (2009)); International Conferences on Dendrochronology (Rovaniemi, Finland (2010), Melburne, Australia (2014)); Международная конференция «Современные экологические проблемы Севера (к 100летию со дня рождения О.И. Семенова-Тян-Шанского)», Апатиты, Россия (2006); European Planetary Science Congress, Berlin, Germany (2006); EMS Annual Meetings (Nice, France (2004), Ljubljana, Slovenia (2006)); III-я Всероссийская конференция с международным участием «Экологические проблемы северных регионов и пути их решения», Апатиты, Россия (2010); EGS General Assemblies (Nice, France (2002; 2003), Vienna, Austria (2007; 2008; 2010, 2011, 2013, 2015)). Публикации. По теме диссертации опубликована 151 работа, в том числе 40 работ в реферируемых отечественных и зарубежных журналах (из них 38 публикаций в докторском списке ВАК), 17 статей в сборниках и 94 тезиса докладов. Благодарности. Выражаю искреннюю благодарность своему научному руководителю и, в дальнейшем, научному консультанту д.ф.-м.н. О.И. Шумилову за неоценимую помощь и ценные советы при подготовке работы. Структура и объём работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы. В первой главе представлен анализ экспериментальных результатов воздействия СКЛ и ГКЛ на озоновый слой и газовый состав атмосферы в высоких широтах. Впервые показано, что мощные протонные события типа GLE могут приводить к кратковременным понижениям ОСО более 15% (озонным «минидырам»). Выявлено, что протонные озонные «минидыры» образуются в основном, вдоль границ полярных шапок местной весной. Представлены результаты расчетов высотных профилей ионизации, окислов азота для событий GLE. При сопоставлении расчетных значений с экспериментом впервые показано, что газофазная (или гомогенная) фотохимическая теория не в состоянии объяснить образование озонных «минидыр» солнечными протонами. Вторая глава диссертации посвящена описанию модели воздействия СКЛ на озоновый слой и аэрозоли, основанной на использовании процессов ионизации, ионной 19 нуклеации и гетерогенной химии. Показана адекватность созданной модели экспериментальным данным. Выявлены особенности спектральных характеристик релятивистских солнечных протонов, приводящих к образованию озонных «минидыр». В третьей главе приведено описание впервые созданного Высокоширотного измерительного комплекса, состоящего из трех пространственно-разнесенных микробарографов, установок для измерения электрического поля и электропроводности воздуха, телеметрии, а также системы сбора и программного обеспечения. Комплекс предназначен для измерения изменений атмосферных параметров интегрированными методами. Проанализированы первые результаты измерений вариаций вертикальной компоненты атмосферного электрического поля во время протонных событий типа GLE, при различных уровнях геомагнитной возмущенности, а также для различных условий нарушенной погоды (дождь, гроза, метель, туман). Впервые показано, что солнечные протонные вспышки, сопровождаемые корональными выбросами массы CME, могут привести к значительным (до 1 кВ/м) изменениям в атмосферном электрическом поле в глобальном масштабе. Четвёртая глава посвящена изучению свойств горных подветренных волн впервые обнаруженных в авроральных широтах вблизи Хибинских гор. Изучены характеристики акустико-гравитационного сигнала от взрыва Витимского болида 24 сентября 2002 г. впервые зафиксированного в России на расстоянии около 4000 км от источника. В пятой главе рассматривается роль солнечной активности и антропогенных факторов («парниковый эффект») в глобальных климатических изменениях, наблюдаемых во второй половине ХХ века. Приведено описание возможных механизмов воздействия космофизических факторов на климат. Показано, что воздействие солнечной активности на климат носит региональный характер и проявляется, в основном, в зонах температурных контрастов подстилающей поверхности, например, вблизи границы океан-материк. Впервые показано, что проявление циклов солнечной активности в изменениях температуры воздуха и годичного прироста деревьев ослабевает при удалении от береговой линии системы Северная Атлантика – Европа, которая, в свою очередь, является узловой линией, разделяющей этот регион на две зоны относительной стабильности, и простирается от Северной Финляндии и Кольского п-ова до Пиренейского п-ова. Полученные результаты имеют принципиальное значение при прогнозе климатических вариаций в этой зоне. Впервые выдвинута гипотеза, что 20-22–летняя периодичность, наблюдаемая в вариациях различных климатических параметров практически повсеместно, связана с 20 увеличением количества межзвездной пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов 11-летнего цикла. Шестая глава посвящена результатам анализа дендрохронологических серий, собранных на Кольском п-ове, в том числе и 677-летней древесно-кольцевой хронологии, созданной на основе реликтовых образцов можжевельника Juniperus sibirica Burgsd. Приведено описание полуавтоматического измерительного комплекса с соответствующим программным обеспечением, созданного для обработки древесных образцов (спилы, керны, снимки со сканеров, а также с цифровых или аналоговых камер) с целью создания древесно-кольцевых хронологий. В результате спектрального и вейвлет-анализа в дендрохронологических сериях Кольского п-ова выявлены периодичности 20-22, 30-33 и 80-90 лет, соответствующие циклам солнечной активности. При исследовании обработанных древесно-кольцевых хронологий не обнаружено какого-либо значительного увеличения радиального прироста в связи с потеплением климата в ХХ веке в данном регионе. Приводится описание полуавтоматического измерительного комплекса с соответствующим программным обеспечением, созданного для обработки древесных образцов с целью построения древесно-кольцевых хронологий. Проанализированы особенности воздействия наиболее мощных (VEI≥5) вулканических извержений на региональный климат Мурманской области по дендрохронологическим данным Кольского п-ова за период, превышающий 560 лет. Показано, что наблюдается существенное понижение температуры, в среднем, в течение 8 лет после извержений, затем происходит ее восстановление до нормального уровня. По дендрохронологическим данным впервые показано, что ускоренный рост деревьев, наблюдавшийся, как сообщалось ранее, после взрыва Тунгусского болида 30 июня 1908 г. в зоне катастрофы (около 2000 км2), на самом деле охватывает огромную территорию площадью около 2 млн.км.2 Данный результат свидетельствует о том, что экологические последствия падения на Землю небесных тел (комет и астероидов) могут быть гораздо более значительными, чем считалось ранее. 21 Глава 1 Феноменологические особенности изменений в газовом составе атмосферы высоких широт под действием космических лучей. В настоящее время изучение атмосферы приобретает все большую роль в фундаментальных исследованиях глобальных изменений окружающей среды. Именно в атмосфере происходят явления и процессы, влияющие на формирование и регулирующие изменения глобального климата Земли. Состав атмосферы менялся с начала ее образования, причем, за последние два столетия скорость этих изменений существенно возросла, в основном, как полагают, в связи с продуктами деятельности человека (кислотные дожди, выбросы парниковых газов, смог, истощение озонового слоя, и др.). При этом концентрация основных атмосферных газов (N2, O2), составляющих 99.9% от всей массы атмосферы, практически не менялась на протяжении всего времени существования человека [Graedel, Crutzen, 1989]. Речь поэтому идет об изменениях концентраций малых газовых составляющих атмосферы, к которым относятся озон (О3), семейства азота (NO, N2O, NO2, HNO3) и хлора (Cl, ClO, HCl), двуокись углерода (CO2), диоксид серы (SO2) и др. [Брасье, Соломон, 1987; Матвеев, 2000]. Именно способность некоторых из этих соединений поглощать и рассеивать солнечную энергию может привести к глобальным изменениям окружающей среды. Исследование вариаций параметров средней и нижней атмосферы в связи с различными проявлениями солнечной активности входит в число основных задач множества международных и российских программ и проектов. Существенной частью этих проектов является изучение поведения атмосферного озона под действием различных факторов. Важность этих работ связана, в первую очередь, с проблемой “озонной дыры” (аномального понижения общего содержания озона (ОСО)), впервые обнаруженной над Антарктидой в 1985 г. [Farman et al., 1985], а также с возможными последствиями понижений озона для среды обитания человека. Уменьшения озонового слоя, благодаря способности озона поглощать ультрафиолетовое (УФ) излучение Солнца в диапазоне длин волн 220-290 нм, приводят к изменениям термического режима средней атмосферы и могут, что чрезвычайно важно, оказывать достаточно сильное воздействие на биосферу Земли [Матвеев, 2000; Зуев, 2006; Garcia, 1994]. Например, в Восточной Сибири было зафиксировано увеличение УФ-Б излучения (280315 нм) на 25-30% в период аномалии ОСО [Михалев и др., 2000]. Существенное уменьшение общего содержания озона (ОСО) может приводить к замедлению роста 22 растений, повреждению водных экосистем за счет подавления фотосинтеза, нарушению пищевых цепей на суше и в океане, подавлению иммунной системы человека, увеличению случаев немеланомного рака кожи и катаракты [Перов, Крученицкий, 1996; Garcia, 1994; Зуев, 2006]. Проблема воздействия УФ излучения на человека также существует, и при этом важно учитывать также кратковременные (менее суток) изменения ОСО [Перов, Крученицкий, 1996]. Открытие озонной “дыры” над Антарктидой, а также почти повсеместного снижения ОСО в средних и полярных широтах в последние десятилетия ХХ века, явилось началом целой серии работ, посвященных исследованиям вариаций озона в Антарктиде, Арктике и в средних широтах [Данилов, Авдюшин, 1992; Зуев, 1998; 2006; Solomon, 1988; Evans, 1990; Larsen, Henriksen, 1990; Taalas, Kyro, 1992]. В разрушении озонового слоя напрямую обвинили техногенные фреоны [Farman, 1985], что впоследствии привело к свёртыванию их производства. При этом сторонники техногенной гипотезы совершенно не учитывали природные факторы. Например, в работе [Зуев, 1998] была выдвинута гипотеза, объясняющая наблюдаемые изменения озонового слоя как неполный цикл долгопериодных колебаний природного характера, который модулируется вековым циклом солнечной активности. Согласно современным представлениям, образованию озонной «дыры» в весенний период предшествует образование циркумполярного вихря, и, как следствие, приводит к аномально низким температурам (ниже -70С) и формированию полярных стратосферных облаков [Данилов, Авдюшин, 1992; Solomon, 1988]. На поверхности частиц этих облаков, в результате гетерогенных химических процессов, происходит высвобождение хлора, являющегося активным катализатором разрушения озона [Solomon, 1988; Prather, 1992]. В северном полушарии явления, подобного озонной «дыре», не зафиксировано. С другой стороны, сравнительно небольшие (до 30%) и кратковременные (несколько дней) аномальные уменьшения ОСО, или так называемые озонные «минидыры», достаточно часто наблюдаются в Арктике [Solomon, 1988; Evans, 1990; Larsen, Henriksen, 1990; Taalas, Kyro, 1992] или в среднеширотной зоне Сибири [Зуев, Смирнов, 1996; Зуев, 2006]. Основной причиной образования арктических озонных «минидыр» считается наличие полярных стратосферных облаков и (или) сульфатных аэрозолей [Solomon, 1988; Larsen, Henriksen, 1990]. Динамические процессы в стратосфере также рассматриваются в качестве одной из причин образования локальных озонных «минидыр» [Зуев, Смирнов, 1996; Зуев, 2006; Taalas, Kyro, 1992]. Однако помимо перечисленных, как это будет показано ниже, существуют и другие естественные агенты, воздействующие на озоновый слой в средней стратосфере 23 высоких широт. Это релятивистские (E>450 МэВ) протоны солнечных (СКЛ) и галактических (ГКЛ) космических лучей [Шумилов и др., 1991; Шумилов, Касаткина и др., 1996; 1998; Касаткина и др., 1998; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995; Kasatkina et al., 1992; 1993a,b; 1997; 1998; 1999; 2004]. Отметим, что во время обычных событий СКЛ большое количество высокоэнергичных протонов, в основном, проникает в верхнюю стратосферу, и лишь протоны релятивистских энергий могут вызывать события GLE (Ground Level Events), регистрируемые нейтронными мониторами на поверхности Земли [Shea, Smart, 2001]. При этом протоны теряют большую часть своей энергии в средней атмосфере, вызывая диссоциацию и ионизацию нейтральных составляющих, что приводит к образованию водородного HOx (H, OH, HO2) и азотного NOx (N, NO, NO2) ряда. Эта способность СКЛ делает возможным идентификацию этих событий, и, следовательно, вариаций солнечной активности в прошлом по содержанию нитратов в полярных льдах [Гладышева, Дрешхофф, 1997; Dreschhoff, Zeller, 1990; Zeller, Dreschhoff, 1995; Vitt et al., 2000; McCracken et al., 2001a,b]. Космогенные изотопы (14C, 10 Be), образованные при взаимодействии первичных космических лучей с ядрами атмосферных газов, откладываются в естественных архивах космических лучей (кольцах деревьев, полярном льду, донных отложениях), исследование которых позволяет изучать процессы на Земле и околоземном космическом пространстве на временной шкале в десятки тысяч лет [Дергачев, 1995; Гладышева, Кочаров, 1996; 1999; Константинов и др., 1997; Васильев, Дергачев, 1999]. Предполагается, например, что значительное увеличение притока космических лучей в атмосферу из-за инверсий геомагнитного поля могло стать причиной уничтожения озонного слоя, что имело катастрофические последствия для земного климата и биосферы в геологическом прошлом [Reid et al., 1976; Chamberlain, 1977]. О возможном воздействии вариаций космических лучей на биологические объекты сообщалось в ряде исследований, где были выявлены корреляционные зависимости с изменчивостью скорости роста семян [Shumilov, Kasatkina et al., 2004e] и жизнедеятельностью бактерий [Фараоне и др., 2005], а также со случаями сердечнососудистых и раковых заболеваний у человека с летальным исходом [Шумилов, Касаткина и др., 1998; Еникеев, Касаткина и др., 2008; Stoupel et al., 1997; Juckett, Rosenberg, 1997; Styra et al., 2005]. При этом следует иметь в виду, что космические лучи, являясь мутагенным агентом, вносят лишь 15% в суммарную дозу облучения организма в среде обитания [Фараоне и др., 2005]. 24 Понижения концентрации озона (не ОСО) на стратосферных высотах (выше максимума озонного слоя) были зарегистрированы в десятках событий СКЛ [Weeks et al., 1972; Heath et al., 1977; Jackman et al., 1980; 1990; 2000; 2001; 2005; Reagan et al., 1981; Thomas et al., 1983; Maeda et al., 1984; McPeters et al., 1981; 1985; Криволуцкий и др., 1999; 2001; Задорожный и др., 1992; Krivolutskiy, 2003]. Однако первые сообщения о том, что события СКЛ могут приводить к понижениям ОСО до 18% (образованию озонных «минидыр») в полярной шапке появилось в наших работах [Шумилов и др., 1991; Kasatkina et al., 1992; Shumilov et al., 1992]. Этот принципиальный результат, не укладывающийся в используемые ранее модели формирования и динамики озонового слоя, стимулировал большой цикл работ по экспериментальному выявлению эффектов воздействия космических лучей на протекание процессов в средней и нижней атмосфере [Задорожный и др., 1992; Касаткина и др., 1998; 1999; 2003; Шумилов, Касаткина и др., 1996; 1997; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1993a,b; 1994a,b; 1995; 1997a,b; 1998a,b; 1999a,b; 2001a,b; 2004a; 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995; 1996b; 2001; 2003a; Shumilov et al., 1993b; 2000], в том числе и на содержание аэрозолей в стратосфере [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1994b; 1995; 1998ab; 1999b; 2002b; Kasatkina, Shumilov, 2005; Shumilov et al., 1993; 1996; 2000]. Полученный результат заставил также пересмотреть существующие подходы к математическому моделированию процессов, связанных с малыми газовыми составляющими атмосферы, и, в первую очередь, с озоновым слоем, и послужил основанием для разработки новой модели воздействия солнечной активности на озоновый слой с учетом механизма ионной нуклеации и гетерогенных химических процессов [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1994b; 1995; 1998ab; 1999b; 2002b; Kasatkina, Shumilov, 2005; Shumilov et al., 1993; 1996; 2000]. В настоящее время считается, что способность космических лучей посредством ионизации изменять химический состав и нарушать температурный и электрический баланс атмосферы [Tinsley, Deen, 1991; Kodama et al., 1992; Tinsley, 2000], влиять на циклоническую активность и уровень выпадения осадков [Мустель, 1966; Стожков и др., 1995; Kniveton, Todd, 2001; Vereteneko, Thjell, 2005; Veretenenko et al., 2005], изменять атмосферную прозрачность [Веретененко, Пудовкин, 1998; Veretenenko, Pudovkin, 2000], а также способствовать образованию полярных стратосферных облаков и аэрозолей [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1994b; 1995; 1998ab; 1999b; 2002b; Kasatkina, Shumilov, 2005; Shumilov et al., 1993; 1996; 2000; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Butler, 2000; Carslaw et al., 2002], 25 позволяет рассматривать их в качестве наиболее важных агентов, связывающих солнечную активность и климат. В настоящей главе приведены основные экспериментальные результаты воздействия СКЛ и ГКЛ на ОСО и NO2 в высоких широтах, изложенные в работах [Задорожный и др., 1992; Касаткина и др., 1998; 1999; 2003; Шумилов, Касаткина и др., 1996; 1997; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1993a,b; 1994a,b; 1995; 1997a,b; 1998a,b; 1999a,b; 2001a,b; 2004a; 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995; 1996b; 2001; 2003a; Shumilov et al., 1993b; 2000]. 1.1 Фотохимия разрушения озона. Озон испытывает значительные вариации, вступая в химические реакции с другими нейтральными составляющими атмосферы, а также под действием метеорологических динамических процессов. В 1930 г. известный английский геофизик Чепмен предложил схему для описания поведения озона, которая впоследствии получила название цикла Чепмена. В основе реакций этого цикла лежат озонообразующее и озоноразрушающее действия ультрафиолетового излучения. Кванты УФ излучения проникают на соответствующие высоты в атмосфере, вызывая диссоциацию молекул кислорода: O2 + h O + O J<242 нм (1.1) Образовавшиеся атомы кислорода либо соединяются вновь между собой в присутствии третьей молекулы М: O + O + M O2 + M, (1.2) либо взаимодействует с молекулой O2, образуя молекулу озона: O + O2 + M O3 + M (1.3) Разрушение озона происходит по следующим реакциям: O3 + h O2 + O O3 + O O2 + O2 J2<310 нм (1.4) 26 При этом, озонообразующее излучение не проникает ниже высоты 16 км, а разрушение озона происходит во всей толще атмосферы - от земной поверхности до высоты 100 км. Если солнечное излучение отсутствует, или ослаблено (ночь, зима в высоких широтах и т.д.), всё разрушение молекул O3 определяется их взаимодействием с атомами кислорода. Помимо УФИ источником диссоциации могут быть и энергичные частицы, входящие в состав космических лучей. В связи с этим в [Стеблова, 1968; 1990; Осечкин и др., 1989] указывалось на озонообразующее действие галактических (ГКЛ) и солнечных (СКЛ) космических лучей. Но, как известно, максимальная плотность потока энергии СКЛ на границе атмосферы составляет 10 1 -10 0 эргсм 2 с 1 [Svestka, 1970], а ГКЛ - еще меньше [Стеблова, 1968]. С другой стороны, плотность потока энергии УФИ, участвующего в диссоциации кислорода и, следовательно, в образовании озона (J>242 нм) имеет среднее значение - 210 3 эргсм 2 с 1 и превышает аналогичную величину для космических лучей на несколько порядков [Frederick, 1976]. Таким образом, участие в образовании озона космического излучения незначительно по сравнению с УФ излучением с энергетической точки зрения. Одним из результатов дальнейшего интенсивного изучения озона явилось установление того факта, что механизм Чепмена не является достаточным для расчета равновесных концентраций озона на разных высотах, и разрушение озона вызвано взаимодействием с окислами водорода HOx [Hunt, 1966] и окислами азота NOx [Crutzen, 1970]. Водородный и азотный циклы состоят из следующих реакций: OH + O3 HO2 + O2 (1.5) HO2 + O OH + O2 O3 + NO NO2 +O2 (1.6) NO2 + O NO + O2 Впоследствии к этим реакциям были добавлены и каталитические циклы с участием атомов хлора Clx [Molina, Rowland, 1974]: Cl + O3 ClO + O2 (1.7) ClO + O Cl + O2 До открытия озонной дыры в Антарктиде приведенные гомогенные химические 27 реакции с участием газовых составляющих считались основным путем уничтожения озона. Позднее был открыт, так называемый, димерный механизм (от Cl2O2) разрушения озона: 2(Сl + O3 ClO + O2) (1.8) M + ClO + ClO Cl2O2 + M Cl2O2 + h Cl + ClO2 ClO2 + M Cl + O2 + M и хлорно-бромный механизм: Cl + O3 ClO + O2 (1.9) Br + O3 BrO + O2 ClO + BrO Br + ClO2 ClO2 + M Cl + O2 +M Расчеты [Solomon, 1990] показали, что с помощью циклов (1.8) и (1.9) как будто можно объяснить феномен антарктической озонной дыры. Однако, сами наблюдаемые относительно высокие концентрации ClO в стратосфере фотохимичесеая теория, основанная лишь на гомогенной (газофазной) химии, объяснить была не в состоянии [Solomon, 1990]. Поэтому объяснение наблюдаемых высоких концентраций ClO как результата гетерогенных реакций между молекулами газов и частицами полярных стратосферных облаков (PSC) было предложено Сьюзен Соломон в 1986 г. [Solomon et al., 1986]: ClONO2(г) + H2O(т) HOCl(г) + HNO3(т) (1.10) ClONO2(г) + HCl(т) Cl2(г) + HNO3(т) (1.11) N2O5(г) + H2O(т) 2HNO3(т) (1.12) N2O5(г) + HCl(т) ClNO2(г) + HNO3 (1.13) Здесь буквы “т” и “г” означают, в какой фазе, твердой или газообразной, находится данное соединение. Реакции (1.10) и (1.11) ведут к преобразованию двух пассивных (по отношению к О3) хлорных соединений в свободный хлор, активно разрушающий озон. Реакции (1.12) и (1.13) служат стоком для окислов азота и поэтому влияют на химические процессы, ответственные за образование озонной “дыры”. Как показали теоретические расчеты [Solomon et al., 1986], критически важное значение для 28 процесса каталитического разрушения озона радикалами галогенов имеет концентрация окислов азота, определяемая условием: [ClO]>[NO2]. Гетерогенные реакции (1.10-1.13) могут идти и на поверхности сульфатных аэрозолей. Причем, если реакция (1.12) не зависит от температуры, то скорость реакций (1.10) и (1.11) начинает расти с температурой (начиная с -63С) [Garcia, 1994], которая значительно выше температуры образования PSC и характерна для средних широт. В работах [Wolf, Mulwaney, 1991; Williams et al., 1993] было показано, что в полярной стратосфере гетерогенные реакции на сульфатных аэрозолях могут идти быстрее, чем в лабораторных условиях, и при падении температуры ниже -80С потери озона в хлорном цикле становятся сравнимыми с потерями во время образования Антарктической озонной “дыры” (1% в день), что соответствует значению скорости реакции (1.10) =0.01 [Prather, 1992]. Значение =1 соответствует катастрофическим потерям озона (25% в день) [Brasseur et al., 1990; Prather, 1992]. Аэрозольные частицы могут длительное время сохраняться в атмосфере (до нескольких лет на высоте 20 км) [Мизун, 1993], что позволяет им переноситься на большие расстояния. Резюмируя, можно сказать, что гетерогенные реакции на поверхности аэрозольных частиц являются важнейшим фактором в разрушении озона в полярных областях. 1.2 Солнечные космические лучи и озонные «минидыры». Релятивистские солнечные протоны могут приводить к образованию озонных «минидыр» в высоких широтах, что впервые было продемонстрировано результатами, проведенного нами по специальной программе эксперимента на арх. Шпицберген (обс. Баренцбург; 78.06N, 14.22E) и о. Хейса (80.6N, 58E), где во время событий GLE в мае 1990 г. было обнаружено понижение общего содержания озона на 18% [Шумилов и др., 1991; Шумилов, Касаткина и др., 1996; Касаткина и др., 1998; Shumilov et al., 1992; Kasatkina, 1993; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995]. Протонные события мая 1990 г. были обусловлены четырьмя мощными протонными вспышками на Солнце. Последняя из них произошла уже за западным лимбом Солнца в одной и той же активной области (см. Таблицу 1.1) [Вашенюк, 2000]. В Таблице 1.1 приведены основные характеристики протонных событий типа GLE, анализируемых в этой главе. В Таблице 1.1 указаны дата, время UT начала всплеска на нейтронном мониторе, гелиокоординаты вспышки, балл в H и в рентгеновском излучении, а также амплитуда возрастания в процентах на нейтронном мониторе в 29 Апатитах. Все четыре вспышки в мае 1990 г. вызвали возрастание интенсивности космических лучей на поверхности Земли, что свидетельствует об очень жестком энергетическом спектре солнечных протонов. Таблица 1.1 События СКЛ по данным нейтронного монитора в Апатитах N Дата Начало UT Гелиокоорд. Балл в H Балл в рент. изл. Интенс. (%) 1 4.08.72 13.15 N14 E08 4B >X5 10 2 16.02.84 09.10 W132 _ _ 13 3 29.09.89 11.50 W105 _ X9.8 202 4 19.10.89 13.20 S27 E10 4B X13 38 5 24.10.90 18.30 S30 W57 3B X5.7 95 6 21.05.90 22.32 N35 W36 2B X5.5 14 7 24.05.90 21.45 N33 W78 1B X9.3 8 8 26.05.90 21.23 W100 _ X1.4 7 9 28.05.90 05.35 W120 C1 5 10 2.05.98 14.10 S15 W15 3B X1.1 1 11 14.07.00 10.33 N22 W07 3B X5.7 38 _ На рис. 1.1 приведены данные измерений интегрального потока солнечных протонов в мае 1990 г. на ИСЗ ГОЕС-7 (рис. 1.1а), нейтронного монитора обс. Апатиты (67.6N, 33.3E) (рис. 1.1д), а также данные озонных измерений в полярной шапке – обс. Баренцбург (рис. 1.1б) и о Хейса (рис. 1.1в); и в авроральной зоне – обс. Мурманск (68.8N, 33E) (рис. 1.1г). Измерения (ОСО) в Баренцбурге и Мурманске проводились озонометрами типа М-124 по специальной программе с одним измерением в час [Шумилов и др., 1991; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a]. Ошибка при измерениях этим прибором составляет 5% [Гущин, 1981]. Для измерений ОСО на о-ве Хейса использовался спектрометр типа Брюер с погрешностью измерений не превышающей 1% за год [Dorokhov, 1990]. Отчетливо видно, что после начала развития протонного 30 Рис.1.1. Солнечные протонные события 24-27 мая 1990 г.: а – интегральные потоки протонов по данным ИСЗ ГОЕС-7, б – общее содержание озона (ед. Добс.) и атмосферное давление Р (мБ) (штриховая линия) над обс. Баренцбург (78.06N, 14.22E), в – общее содержание озона (ед. Добс.) над обс. О. Хейса (80.6N, 58E), г – общее содержание озона (ед. Добс.) над обс. Мурманск (68.8N, 33E), д – данные нейтронного монитора обс. Апатиты (67.6N, 33.3E) (отн. ед.). 31 события, которое обнаруживается по резкому увеличению потоков высокоэнергичных протонов в вечерние часы UT 24 мая 1990 г. (рис 1.1а) и всплеску на нейтронном мониторе обс. Апатиты (рис. 1.1д), в полярной шапке наблюдается заметное уменьшение (обс. Баренцбург – 18%, обс. Хейса – 15%) ОСО. При уровне геомагнитной возмущенности Kp3 в течение исследуемого периода обс. Баренцбург и о. Хейса находились в полярной шапке. В то же время в авроральной зоне (обс. Мурманск) понижений ОСО зафиксировано не было (рис. 1.1г). Для исключения воздействия метеорологических факторов и связанного с этим случайного совпадения событий был проведен анализ метеорологической ситуации в районе арх. Шпицберген. Анализ приземной синоптической карты и синоптических карт для уровней 500 и 50 ГПа показал, что метеорологическая обстановка в районе архипелага Шпицберген в течение последних десяти дней в мае 1990 г. была довольно стабильной [Шумилов и др., 1991]. Таким образом, динамика атмосферы не могла в рассматриваемом случае оказывать заметное влияние на изменение ОСО. Как отмечалось ранее, измерения озона в Баренцбурге и Мурманске проводились по специальной программе (одно измерение в час). Это является главной причиной, позволившей обнаружить GLE-эффект в изменении ОСО. Не так явно воздействие протонных событий типа GLE на ОСО может быть выделено при использовании данных наземных измерений ОСО при обычном режиме регистрации (одно измерение в день). На рис.1.2 приведены данные наземных измерений ОСО на пяти станциях: обс. Лонгиер (Ф’=74.5), обс.Тромсе (Ф’=66.3), обс. Мурманск (Ф’=64.5) и обс.Осло (Ф’=58.2). (Здесь и далее Ф’ – исправленная геомагнитная широта). По этим данным также можно заметить значительную депрессию ОСО в зоне полярной шапки (обс. Лонгиер и обс. Баренцбург). Уменьшение общего содержания озона в мае 1990 г., вызванное протонными событиями типа GLE, не является единственным. Аналогичные понижения ОСО были зафиксированы впоследствии по наземным данным и во время других событий GLE как в северном и южном полушарии [Касаткина и др., 1998]. На рис. 1.3 приведены данные аэрологических измерений над обс. Мирный (-66.5N, 93E) во время события GLE 29 сентября 1989 г., когда понижение озона достигло величины 20% [Shumilov et al., 1995]. Анализ пространственного распределения показал, что озонные «минидыры», связанные с СКЛ, сосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки и образуются местной весной [Касаткина и др., 1998]. Обнаруженная сезонная зависимость в распределении озонных «минидыр», инициированных 32 Рис. 1.2. Среднесуточные значения общего содержания озона в мае 1990 г. по данным пяти обсерваторий [Ozone Data for the World, 1990]. Штриховой линией в верхней части рисунка нанесено атмосферное давление над обс. Лонгиер в атмосферных единицах. Для каждой обсерватории приведена исправленная геомагнитная широта Ф’. 33 Рис. 1.3. Данные аэрологических измерений озона (мкБ) над обс. Мирный во время протонного события 29 сентября 1989 г. -2, 1 – фоновые значения. солнечными протонами, связана, как это будет показано ниже, с наличием, или отсутствием благоприятных метеорологических условий для образования стратосферных аэрозолей (достаточно низкие температуры, оптимальная влажность и т.д.). 1.3 Особенности широтного распределения и эффект северо-южной асимметрии в появлении озонных «минидыр», вызванных GLE. Солнечные протоны проникают в хвост магнитосферы вдоль силовых линий межпланетного поля, пересоединенных с силовыми линиями хвоста магнитосферы [Morfill, 1972]. Таким образом, зона полярной шапки открыта для доступа солнечных протонов практически всех энергий. Под полярной шапкой понимается область, ограниченная полярной кромкой аврорального овала, силовые линии которой проектируются в доли хвоста магнитосферы. Для определения области свободного доступа солнечных протонов во время GLE 22-28 мая 1990 г. использовались регрессионные соотношения, полученные в 34 [Микирова, Переяслова, 1983] для частиц с энергиями Ep>5 МэВ в главной фазе магнитной бури: L0=17.2exp(Dst/105.5) - для дневной магнитосферы (1.14), L0=12.0exp(Dst/209.7) - для ночной магнитосферы где: Dst - величина Dst-вариации; L0 - положение границы полярной шапки в системе координат геомагнитного диполя. Рассматриваемые солнечные протонные события сопровождались магнитной бурей средней величины. Наибольшей интенсивности она достигла во второй половине 26 мая и первой половине 27 мая 1990 г. (Kp=7) [Sol. Geophys. Data, 1990]. На рис.1.4 изображены среднесуточные значения границ свободного доступа протонов, рассчитанные по формулам (1.14) для ночной магнитосферы во время событий 22-28 мая 1990 г., которые одновременно являются границами полярной шапки [Микирова, Переяслова, 1983]. Как видно из рис.1.4, граница свободного доступа энергичных протонов, и, следовательно, полярной шапки, смещалась к экватору во время максимального развития геомагнитных бурь 22 мая и 27 мая на инвариантную геомагнитную широту =69. В другое время пограничная область располагалась севернее широты =71. 35 Рис. 1.4. Изменение инвариантной широты границы свободного доступа протонов с энергиями Ep>5 МэВ, рассчитанное для событий СКЛ 21-28 мая 1990 г. Таким образом, обс. Баренцбург (=75.1) и обс. Лонгиир (=74.8), где были зафиксированы понижения озона во время протонных событий в мае 1990 г. (см. рис.1.1), находились в зоне полярной шапки и были открыты для доступа частиц практически всех энергий. Вместе с тем, обс.Тромсе (=66.7), обс. Мурманск (=64.8) и обс.Апатиты (=63.2), находились вне полярной шапки в авроральной зоне, где действует геомагнитное обрезание. Жесткость геомагнитного обрезания R (ГВ) связана с инвариантной широтой следующим соотношением: R=14.7cos 4 (1.15) Жесткости обрезания для Мурманска, Апатит и Тромсе превышают величину R=0.35ГВ. Как следует из вышеизложенного, воздействие протонов на озоновый слой определяется не только величиной потока вторгающихся частиц, но и жесткостью спектра. Если понижения ОСО вызываются солнечными протонами, проникающими в атмосферу до высоты максимума озонового слоя, то, учитывая атмосферное и геомагнитное обрезание, частицы должны иметь энергии 150-300 МэВ. Очевидно, что озонные “минидыры” во время событий GLE в мае 1990 г. могли образоваться к северу от обс.Тромсе. Резюмируя вышеизложенное, следует сказать, что во время протонных событий типа GLE 22-28 мая 1990 г. озоновый слой испытывал изменения только в области полярной шапки, характеризующейся свободным доступом частиц практически всех энергий. Отсутствие понижений ОСО в авроральной зоне объясняется действием геомагнитного обрезания на этих широтах, отсекающим менее энергичную часть спектра. Вместе с тем, следует иметь в виду, что в так называемой зоне «квазизахвата», наряду с малоэнергичными протонами, могут находиться и более энергичные частицы с энергиями Ep>200МэВ [Shumilov et al., 1993]. Солнечные протонные события обладают эффектом северо-южной (N/S) асимметрии. В связи с этим, представляется интересным изучить их воздействие на стратосферный озон одновременно в северном и южном полушариях. В работе [Maeda et al., 1984] по результатам спутниковых наблюдений было показано на примере двух протонных событий (25.01.1971 г. и 4.08.1972 г.), что реакция озонового слоя на 36 вторгающиеся протоны различна в северном и южном полушариях, т.е. наблюдается эффект, так называемой, северо-южной (N/S) асимметрии. Позднее эффект N/S асимметрии в реакции озонового слоя был обнаружен для нескольких протонных событий типа GLE также и по спутниковым измерениям [Stephenson, Scourfield, 1992]. В настоящем разделе изложены результаты работ [Касаткина и др., 1998; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1993a; 1993b; 1994a; 1998a], где проанализированы условия возникновения озонных “минидыр” в полярных шапках обоих полушарий на примере нескольких протонных событий типа GLE. В работах [Касаткина и др., 1998; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina et al., 1993a; 1993b; 1994a; 1998a] на основе баллонных и наземных измерений озона в Арктике и Антарктике исследуется возможность взаимосвязи между сопряженными эффектами в вариациях озона и существующей N/S асимметрией в проникновении солнечных протонов в полярные шапки [Шумилов и др., 1989]. Результаты анализа приведены в Таблице 1.2, где буквами “Б” и “З” обозначены баллонные и наземные измерения озона соответственно. Для анализа были использованы данные измерений ОСО, приведенные в [Deshler et al., 1990] и в [Ozone Data, 1989]. Как видно из Таблицы 1.2, уменьшения ОСО более 15%, или, так называемые, озонные “минидыры” были обнаружены либо внутри полярных шапок, либо вблизи их границ. В северном полушарии озонные “минидыры” наиболее часто наблюдаются в Баренцбурге (L=16.4), Лонгиире (L=15.7) и на о.Хейса (L=15.1); и в южном полушарии - в Мирном (L=18.5). Эти области в северном и южном полушариях являются квазисопряженными и расположены вблизи от статистических границ полярных шапок. Что касается центральных частей полярных шапок, таких как обс. Резольют Бэй (L=88.5) на севере и обс. Мак-Мердо (L=38.3) - на юге, то здесь озонные “минидыры” образуются время от времени. Отметим, что на станции Восток (L>300) озонные “минидыры” вообще не наблюдались. пространственными Вероятно, неоднородностями наблюдаемые вторгающихся эффекты связаны солнечных с протонов: авроральные пики, касповые и полярные максимумы. Например, известны случаи квазизахвата солнечных протонов с энергиями до 200 МэВ, что может привести к формированию авроральных максимумов в распределении интенсивности высыпающихся солнечных протонов на границах полярных шапок [Shumilov et al., 1993]. 37 Таблица 1.2 Координаты обсерваторий, зафиксировавших озонные “минидыры” во время солнечных протонных событий N Станция Координаты шир. долг. L Метод/Пониж.ОСО(%) Май 1990 г. 29.09.89 г. 19.10.89 г. 1 Алерт (А) 82.5 Арктика 297.5 320 2 Резольют (R) 74.6 265.2 88.6 З/ 18% 3 Баренцбург (B) 78.05 14.2 16.4 З/ 18% 4 Лонгиир (L) 78.2 15.5 15.7 З/ 18% 5 о.Хейса (H) 80.6 58 15.1 З/ 15% 6 Тромсе (T) 69.7 18.9 6.7 З/ 0 7 Рейкьявик (Rk) 64.1 201.9 6.1 З/ 0 8 Мурманск (M) 68.8 33 5.9 З/ 0 9 Cоданкюля (S) 67.4 26.6 5.4 З/ 0 10 Архангельск 64.5 40.5 Б/ 0 З/ 0 З/ 0 З/ 0 З/ 0 З/ 0 З/ 0 (Ac) 11 Восток (V) 78.5 Антарктика 106.8 300 З/ 0 З/ 0 12 МакМердо (Mc) 77.9 166.6 38.3 Б/ 0 Б/ 40% 13 Мирный (Mi) 66.5 93 18.9 Б/ 16% Б/ 0 14 Сева (Sy) 69 39.5 7.1 Б/ 25% З/ 0 15 Новолазар. (N) 70.7 11.7 5.4 Б/ 0 З/ 0 Б/ 0 Б/ 0 1.3.1 События СКЛ 21-28 мая 1990 г. Протонные события в мае 1990 г. были вызваны четырьмя солнечными вспышками. Все эти вспышки привели к увеличению интенсивности космических лучей на земной поверхности. По данным нейтронного монитора в Апатитах это увеличение составляло 14% - 21 мая 1990 г.; 17% - 24 мая 1990 г.; 6% - 26 мая 1990 г.; 5% - 28 мая 1990 г. (см. Таблицу 1.1). На рис.1.5 приведены схематические карты Арктики и Антарктики, на которых указаны станции, где проводились измерения озона во время событий GLE. Сплошной и штриховой линиями обозначены положения аврорального овала, соответствующие уровню геомагнитной возмущенности в начале и в конце каждого протонного события [Feldstein, Starkov, 1967]. Видно, что все обсерватории, расположенные внутри 38 северной полярной шапки, исключая Алерт, зафиксировали понижения ОСО. Три из них (Баренцбург, о. Хейса, Лонгеир) находятся на границе, а обс. Резольют Бэй – глубоко внутри полярной шапки (см. рис. 1.5). Как видно из рисунка, аналогичных понижений озона в антарктической полярной шапке в исследуемый период не наблюдалось. На рис.1.6 приведены данные нейтронных мониторов двух квазисопряженных станций Инувик и Южный полюс для события GLE 24 мая 1990 г. Видно, что интенсивности вторгающихся солнечных протонов в обоих полушариях были практически одинаковыми, так что N/S асимметрия в появлении озонных «минидыр» в данном случае, вероятно, обусловлена другими факторами. 1.3.2 Событие СКЛ 29 сентября 1989 г. Всплеск солнечных протонов 29.09.1989 г. был самым мощным и интенсивным, начиная с 1956 г. По данным нейтронного монитора в Апатитах в этот день интенсивность СКЛ на поверхности Земли достигала 202% (см. Таблицу 1.1). В этот же день на антарктических обсерваториях Мирный и Сёва были зарегистрированы значительные понижения ОСО (15% и 25% соответственно) [Ozone data, 1989-1990]. На рис. 1.7 приведены высотные профили изменений озона и температуры над обс. Сёва, построенные по данным [Ozone data, 1989-1990]. Как видно, величина уменьшения стратосферного озона составляла 50% на высотах 15-20 км. В то же время характер температурных профилей указывает на то, что эти обсерватории находились внутри циркумполярного вихря во время GLE, и значительных температурных вариаций, соответствующих прохождению границы полярного вихря [Kyro et al., 1992] или распаду вихря над обсерваториями [Rosen et al., 1992] зафиксировано не было. На рис.1.8 показано расположение обсерваторий в Арктике и Антарктике, на которых проводились измерения озона во время протонного события 29 сентября 1989 г. Из рисунка видно, что данное событие не сопровождалось уменьшением ОСО внутри арктической полярной шапки. По данным обсерваторий Мирный и Сёва вблизи границы южной полярной шапки в этот день наблюдались значительные понижения ОСО (см. Таблицу 1.2). В то же время по данным некоторых обсерваторий, расположенных глубоко внутри антарктической полярной шапки (Восток, Мак-Мердо) и в авроральной зоне (Новолазаревская), уменьшений озона не было отмечено. 39 Рис. 1.5. Расположение обсерваторий, где во время солнечных протонных событий 2128 мая 1990 г. наблюдались (черные кружки) и не наблюдались (светлые кружки) понижения озона. Сплошная кривая – положение аврорального овала в 22 UT при Kp=6 и штриховая – при Кр=3. 40 Рис. 1.6. Показания нейтронных мониторов двух квазисопряженных обсерваторий для протонного события 24 мая 1990 г.: 1 – обс. Инувик; 2 – обс. Южный Полюс. Из рис. 1.9 видно, что существовал эффект северо-южной асимметрии СКЛ 29 сентября 1989 г., который проявился в разности показаний нейтронных мониторов двух квазисопряженных обсерваторий Туле и Мак-Мердо. Но в данном случае интенсивность СКЛ в северной полярной шапке значительно превышала величину потока солнечных протонов, вторгающихся в полярную шапку южного полушария. Таким образом, существование северо-южной асимметрии в проникновении солнечных протонов в данном случае не оказало влияния на распределение озонных «минидыр» в полярных шапках двух полушарий. 41 Рис. 1.7. Вариации с высотой озона (мкБ) и температуры (С) над обс. Сёва во время протонного события 29 сентября 1989 г. – (1) и фоновые значения за 26 сентября 1989 г. (2). 42 Рис. 1.8. Расположение обсерваторий, где во время солнечного протонного события 29 сентября 1989 г. наблюдались (черные кружки) и не наблюдались (светлые кружки) понижения озона. Сплошная кривая – положение аврорального овала в 12 UT при Кр=2 и штриховая – в 20 UT. 43 Рис. 1.9. Показания нейтронных мониторов двух квазисопряженных обсерваторий для протонного события 29 сентября 1989 г.: 1 – обс. Туле; 2 – обс. Мак-Мердо. 1.3.3 События СКЛ 19 и 24 октября 1989 г. Интенсивность СКЛ 19 октября по данным нейтронного монитора в Апатитах составила 38% (см. Таблицу 1.1). Это протонное событие не сопровождалось эффектом северо-южной асимметрии в проникновении протонов в полярные шапки. Анализ озонометрических наблюдений [Ozone data, 1989-1990] показал, что в рассматриваемый период понижения ОСО отсутствовали как в северном, так и в южном полушарии. Лишь по данным обс. Мак-Мердо 19 октября был зафиксирован отдельный случай понижения ОСО [Deshler et al., 1990], который авторы объяснили динамическими процессами в атмосфере (прохождением циркумполярного вихря). Во время события GLE 24 октября каких-либо значительных понижений ОСО в полярных шапках не наблюдалось. Следует сказать, что события СКЛ 19 и 24 октября 1989 г. сопровождались форбуш-понижениями ГКЛ, которые могли создать компенсирующий эффект в воздействии на озоновый слой [Шумилов, Касаткина и др., 1997]. Результаты исследований показали, что события СКЛ могут приводить к образованию озонных «минидыр» в полярных шапках обоих полушарий лишь местной 44 весной. Понижения озона сосредоточены, главным образом, вблизи границ полярных шапок. Внутри полярных шапок (обс. Резольют Бэй – на севере и Мак-Мердо – на юге) уменьшения озона наблюдаются лишь время от времени. Такое пространственное распределение озонных «минидыр», вероятно, связано с пространственными неоднородностями в распределении зон вторжения солнечных протонов (авроральные и касповые максимумы, полярные пики). Полученный результат имеет важное значение в свете того обстоятельства, что в течение последних ста лет происходит смещение границы аврорального овала к югу и расширение зоны свободного доступа высокоэнергичных солнечных протонов в атмосферу земли [Feynman, Ruzmaikin, 1999]. Аналогичный результат был получен в [Гневышев, Сазонов, 1964], где на основе статистического анализа высотных барических карт северного полушария было показано, что районы наибольшей повторяемости максимального и минимального давлений образуют кольцеобразные зоны, сходные с овалом полярных сияний. Их образование авторы [Гневышев, Сазонов, 1964] связывают с вторжением солнечных корпускулярных потоков. Об изменениях наземного атмосферного давления в полярных шапках под действием солнечной корпускулярной активности сообщалось также в работах [Мустель, 1966; Вовк и др., 1997]. Как уже отмечалось выше, во всех приведенных случаях эффект понижения озона, сопровождающий СКЛ, наблюдается в одной полярной шапке и отсутствует в другой. Результаты анализа показали, что обнаруженная зависимость не вызвана явлением северо-южной асимметрии в потоках солнечных протонов, высыпающихся в полярные шапки. Возможно, объяснение обнаруженного эффекта следует искать в механизме образования озонных «минидыр» во время протонных событий. В [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov et al., 1993b; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; 2001; Kasatkina, Shumilov, 2005] было показано, что увеличение ионизации во время событий СКЛ воздействует на скорость роста ядер конденсации и аэрозольных частиц в атмосфере. Образование аэрозолей и полярных стратосферных облаков, как известно, приводит к уменьшению стратосферного озона [Prather, 1992]. Из вышеизложенного следует, что обнаруженная сезонная зависимость в распределении озонных «минидыр», инициированных солнечными протонами, связана с наличием или отсутствием благоприятных метеорологических условий для образования стратосферных аэрозолей (достаточно низкие температуры, оптимальная влажность и т.д.). Небольшое количество анализируемых случаев не позволяет считать полученные результаты статистически достоверными. Основной причиной трудности 45 изучения понижений ОСО в полярных шапках во время СКЛ заключается в сравнительно малом числе самих событий СКЛ значительной мощности. Другим важным фактором является искажающее влияние метеорологических процессов, что в некоторой степени подтверждается обнаруженным эффектом северо-южной асимметрии в распределении озонных «минидыр». Названные проблемы являются общими для изучения воздействия солнечной корпускулярной активности на озоновый слой и атмосферу Земли. Поэтому представляется необходимым проводить дальнейшие исследования в данной области, что позволит накопить достаточный для статистической обработки материал. 1.4 Вопросы применимости фотохимической теории для оценки воздействия протонных вспышек на озон. Согласно газофазной (или гомогенной) фотохимической теории уменьшения стратосферного озона во время протонных событий вызываются увеличением концентрации азотных NОx и водородных HOx составляющих [Криволуцкий и др., 1999; 2001; Crutzen, 1970; Jackman et al., 1980; Krivolutsky, 1999; 2003]. Высокоширотные протоны, вторгающиеся в атмосферу во время солнечных протонных событий, образуют вторичные электроны с энергией в десятки и сотни электрон-вольт, которые ионизируют и диссоциируют N2 в следующих реакциях: N2 + e N2 + 2e N2 + e N + N + 2e (1.16) N2 + e 2N + e N + O2 N + O2 (1.17) N + O2 NO + O и приводят к образованию окиси азота NO. Эффективность ионизации определяется составом атмосферы и сечениями ионизации: N2+(64%), O2+(15%), N+(16%), O+(5%) [Криволуцкий и др., 1999; 2001]. Вслед за образованием первичных ионов происходит цепочка ионно-молекулярных реакций, приводящих к образованию активных соединений (NO, OH), разрушающих озон. Согласно работам [Swider, Keneshea, 1973; Solomon et al., 1983] уменьшение концентрации озона выше 55 км, в основном, обусловлено увеличением концентрации нечетного водорода HOx, а в верхней стратосфере – нечетного азота NOx. Впервые 46 разрушающее влияние солнечных протонов на озоновый слой через образование азотных составляющих было предсказано Крутценом [Crutzen, 1970] (см. п.1.1). В настоящем разделе приведены результаты численного моделирования воздействия релятивистских солнечных протонов на малые газовые составляющие высокоширотной атмосферы для нескольких событий GLE и их сравнение с экспериментом. Отметим, что время жизни NOx в средней атмосфере изменяется от нескольких дней до нескольких месяцев, а для HOx составляет всего лишь несколько часов [Shimazaki, 1984]. Поэтому влияние водородных составляющих, образующихся в процессе ионизации, не учитывалось. На рис.1.10 приведены профили скорости ионообразования, вычисленные во время максимальной интенсивности некоторых событий GLE (4 августа 1972 г., 16 февраля 1984 г., 19 октября 1989 г., 24 мая 1990 г. и 14 июля 2000 г.). Для вычисления скорости ионообразования Q(h) (см-3с-1) было использовано выражение [Jackman et al., 1980]: 1 qi(h)= Q 2 2 D (E )Ei(E ) sin d d dE 0 (1.18), 0 0 где: Ei(E) - функция энергетических потерь частиц в i-м слое (МэВ); D(E) - дифференциальный энергетический спектр вторгающихся протонов (см 2 с 1 стер 1 МэВ 1 ); Q=35 эВ - энергия, необходимая для образования одной ион-электронной пары; - азимутальный угол; - угол с вертикалью. Вкладом в ионизацию других частиц (-частиц, тяжелых ядер, электронов), который более, чем на порядок меньше создаваемого протонами [Jackman, McPeters, 1985; Reid, 1991], пренебрегаем. В расчетах использовались данные о потоках протонов ИСЗ ГОЕС в семи энергетических каналах (4.2-8.7; 8.7-14.5; 15-44; 39-82; 84-200; 110-500; 640-850 Мэв) (http://spidr.ngdc.noaa.gov/spidr), которые позволяют вычислять дифференциальные спектры в диапазоне от 1 до 850 МэВ. Ранее при аналогичных расчётах другими авторами использовались интегральные интенсивности СКЛ [Jackman et al., 1980; 1990; Jackman, McPeters, 1985; Reid, 1991], которые не позволяли должным образом учитывать вклад в ионизацию высокоэнергичных солнечных протонов с энергиями E>100 МэВ. При расчете спектров для двух событий (4 августа 1972 г. и 16 февраля 47 1984 г.) были использованы параметры потоков солнечных протонов из работ [Reagan et al., 1981; Hargreaves et al., 1987]. Использовались также параметры стандартной атмосферы CIRA-72, высотные профили NO и O3 [Wofsy, McElroy, 1974], и высотное распределение фотохимического времени жизни NO из [Shimazaki, 1984]. Вся атмосфера от 0 до 70 км была разделена на 70 слоев высотой в 1 км. Для определения Ei(E) использовалась методика, описанная в работе [Jackman et al., 1980], согласно которой энергетическая потеря в i-м слое для протона с питч-углом θ и энергией Е вычисляется по формуле: Ei(θ,E) = E – (-ΔZi/Asecθ + EB) (1.19) где ΔZi – атмосферная масса, содержащаяся в слое i (г·см-2); А = 2.71·10-3 и В = 1.72 [Jackman et al., 1980]. Для пересчета величины скорости ионообразования в концентрацию NO использовался коэффициент пропорциональности 1.25, который до высоты 60 км оставался постоянным и линейно уменьшался от 1.25 до 0.3 в интервале высот 60-70 км [Reagan et al., 1981]. На рис.1.11 приведены графики высотного распределения окиси азота, рассчитанные для наиболее мощных событий GLE (4 августа 1972 г., 21-27 мая 1990 г., 2 мая 1998 г., 14 июля 2000 г.). Как видно из рис. 1.11, три события вызвали значительное увеличение NO, превышающее по величине количество окислов азота, выделившееся во время событий GLE в мае 1990 г., когда было зафиксировано образование озонных «минидыр» в полярной шапке [Шумилов и др., 1991; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1995]. В то же время такое значительное увеличение NO во время этих трех событий GLE по данным наземных измерений не привело к заметному разрушению озона в высоких широтах [Reagan et al., 1981; Shumilov, Kasatkina, 2003; Касаткина и др., 2003] (см. рис. 1.12), за исключением единственного случая значительного понижения ОСО (до 25%), зафиксированного по данным наземных измерений лишь над Исландией после GLE 4.08.1972 г. [Bjarnason et al., 1993]. Следует также отметить, что событие GLE 4.08.1972г. не представляло собой GLE в чистом виде, поскольку сопровождалось значительным Форбуш-понижением галактических космических лучей (25%) [Reagan et al., 1981]. 48 Рис. 1.10. Высотные профили скорости ионообразования для событий GLE во время их максимума. Рис. 1.11. Высотные профили концентрации окиси азота NO, рассчитанные для некоторых событий GLE. 49 Приведённые результаты свидетельствуют о том, что образование озонных «минидыр» во время протонных событий нельзя объяснить в рамках обычной гомогенной фотохимии. Следует отметить, что использование гомогенной фотохимической теории другими авторами при оценке влияния протонных событий на озон привело к таким же результатам: теоретически предсказанные величины изменения ОСО оказались на порядок ниже экспериментальных [Reid et al., 1991; Krivolutsky, 1999; Jackman et al., 2000]. Тем не менее, гомогенная теория достаточно хорошо и адекватно эксперименту описывает вариации NOx и уменьшения озона, вызванные солнечными протонами на стратосферных высотах (выше 40км) [Задорожный и др., 1992; Криволуцкий, Базилевская, 2001; Jackman et al., 2001; Shumilov, Kasatkina, 2003; Касаткина и др., 2003]. На рис. 1.13 приведены вертикальные профили NO (ppb) по данным измерений спутника UARS при его пролетах над 68N во время протонного события типа GLE 14.07.2000 г. [Касаткина и др., 2003]. Сопоставление данных спутниковых измерений с модельными расчетами показало их соответствие в пределах ошибки измерений [Касаткина и др., 2003]. Например (см. рис. 1.12, 1.13), увеличение NO на высоте 50 км 14 июля по сравнению с предыдущим днем составило по спутниковым данным 6.3 раза, по расчетным – 6.6 раз, на высоте 60 км аналогичное увеличение согласно эксперименту и расчетам превысило фоновое значение более, чем на порядок [Касаткина и др., 2003]. Ниже 30 км погрешность спутниковых измерений возрастает значительно (до 60%) [Reburn et al., 1993; Gordley et al., 1996]. Результаты приведенных расчетов показывают, что образование озонных “минидыр” в полярной шапке во время протонных событий типа GLE нельзя объяснить в рамках существующей гомогенной фотохимической теории: теоретические значения понижений ОСО оказались на порядок ниже экспериментальных. Проблема, скорее всего, решается с привлечением гетерогенных химических процессов в присутствии увеличенной концентрации аэрозольных образований в стратосфере, которые, в свою очередь, могут быть также стимулированы вторжением солнечных протонов. События GLE являются аналогом ГКЛ, ограниченным во времени, что позволяет, рассматривая их, изучать также воздействие ГКЛ на атмосферу. Поэтому исследование атмосферных эффектов GLE позволяет изучать и моделировать эффекты, связанные с воздействием ГКЛ на климат Земли. 50 Рис. 1.12. Вариации общего содержания озона по данным озонометрических наблюдений [Ozone Data for the World, 1998-2000]: а) в Мурманске в апреле-мае 1998 г.; б) в Баренцбурге в апреле-мае 1998 г.; в) в Баренцбурге в июле 2000 г. 51 Рис. 1.13. Профили концентрации окиси азота NO (ppb) по данным ИСЗ UARS для невозмущенных условий: 1 – 13.07.2000 г. (22.38 UT; 67.33N, 40.2E) и усредненный за 14.07.2000 г. по трём распределениям (17.51 UT, 68N, 106.1E; 19.27 UT, 68.15N, 81.5E; 21.03 UT, 68.2N, 56.97E) – 2. 52 1.5 Вариации двуокиси азота, вызванные вторжением солнечных протонов в атмосферу высоких широт. Окислы азота (NOx: NO, NO2) играют существенную роль в атмосферной химии, т.к. учавствуют в процессах разрушения озона через циклические реакции (цикл Крутцена) [Crutzen, 1970]. С другой стороны, двуокись азота (NO2), связывая активный хлор (ClO), препятствует разрушению озона на высотах ниже 20 км, что может вызвать увеличение концентрации озона при определённом уровне концентрации ClO в стратосфере [Krivolutsky, 1999; Jackman et al., 2000; Yang, Brasseur, 2001]. Также известно, что NO2 активно поглощает солнечную радиацию в диапазоне видимого света (400-500 нм) и УФ радиации, посредством чего может воздействовать на климат и биосферу [Reid et al., 1976; Solomon et al., 1999; Чубарова, 2004]. Двуокись азота измеряется различными методами: наземные регистраторы [Еланский и др., 1986; Елохов, Груздев, 2000; Pommereau, Goutail, 1988; Van Roozendael et al., 1994; Slusser et al., 1998], измерение на баллонах [Shibasaki et al., 1986], спутниковые измерения [Reburn et al., 1993; Gordley et al., 1996; Danilin et al., 1999]. В 1991 г. был запущен спутник UARS, на борту которого установлен комплекс измерительной аппаратуры Halogen Occultation Experiment (HALOE), позволяющий получать вертикальное распределение температуры, аэрозолей, озона, окиси азота (NO), NO2 и других малых газовых составляющих (HCl, HF, CH4, H2O) [Reburn et al., 1993; Gordley et al., 1996]. В работе [Jackman et al., 1980] рассматривались различные источники NOx составляющих в средней атмосфере: галактические (ГКЛ) и солнечные (СКЛ) космические лучи, высыпание релятивистских электронов, метеоры, окисление N2O. Существуют экспериментальные подтверждения того, что мощные солнечные протонные события типа GLE приводят к значительным увеличениям окиси азота (NO) в средней атмосфере высоких широт [Задорожный и др., 1992; Jackman et al., 2000]. Солнечные протоны, проникая в земную атмосферу, вызывают ионизацию и диссоциацию азота и кислорода, что приводит к образованию NO. В измеренных солнечных протонных событиях частицы с относительно мягким энергетическим спектром (Е100МэВ) теряют большую часть своей энергии в средней атмосфере, выше 20 км. Влияние таких частиц (в основном, протонов) на озон и NOx изучалось и было детально описано в рамках существующей гомогенной фотохимической теории [Задорожный и др., 1992; Криволуцкий и др., 2001; Heath et al., 1977; Reagan et al., 1981; Jacman et al., 1980; 2000; 2005]. В последнее время появились также данные модельных экспериментов, свидетельствующие о том, что α-частицы также могут вносить 53 существенный вклад в образование окислов азота в атмосфере [Rahman et al., 2006]. Однако об измерениях общего содержания NO2 во время протонных событий не сообщалось. В настоящем разделе представлены результаты наземных измерений общего содержания NO2 в Мурманске и в обс. Соданкюля во время и после события GLE 2 мая 1998 года, а также приведены соответствующие модельные расчёты [Касаткина и др., 2003; Shumilov, Kasatkina et al., 2003]. Наблюдения общего содержания NO2 в наклонном столбе атмосферы начались в Мурманске в 1998 году с помощью автоматизированного спектрофотометра (на базе монохроматора МДР-41). Спектрофотометр настроен на запись рассеянного из зенита в сумеречных условиях солнечного излучения в диапазоне сканирования спектров 435453 нм. Время сканирования составляет 36 с. для прямого и обратного хода в интервале зенитных углов Солнца 80-96. Пакет программ, применяемый для обработки исходных данных, позволяет рассчитывать содержание NO2 в наклонном столбе атмосферы в зависимости от зенитного угла Солнца [Еланский и др., 1986; Елохов, Груздев, 2000]. Для перехода к общему содержанию NO2 в вертикальном столбе необходимо знать эффективную воздушную массу и геометрию сбора регистрируемого излучения, которая существенно зависит от вида вертикального распределения NO2 [Елохов, Груздев, 2000]. Мы для пересчёта использовали метод, предложенный в работе [Solomon et al., 1987]. На рис.1.14 приведено общее содержание NO2 по данным измерений в Мурманске и в обс. Соданкюля, температура на высоте 30Гпа (23 км.) над двумя пунктами, спектры солнечных протонов в двух энергетических каналах: 84-200 Мэв, 110-150Мэв. Модельные значения NO2, вычисленные по температурным вариациям и спектрам солнечных протонов, также показаны. Из рис.1.14 видно, что 2 мая, одновременно с увеличением потока протонов, произошло увеличение NO2 в Мурманске на 25%. Увеличение двуокиси азота по данным обс. Соданкюля не было столь значительным и достигло 20% 6 мая 1998 г. (рис. 1.14в). Известно, что вариации NO2 коррелируют с температурными изменениями на высоте 30Гпа [Pommereau, Goutail, 1988]: dNO 2 / dT 6 1013 мол.см. 2 с. 1 (1.20) 54 По этой формуле были рассчитаны предполагаемые изменения NO2 за исследуемый период (см.рис.1.14). Как видно из рис.1.14, расчётные величины NO2 совпадают с экспериментальными значениями 27 и 30 апреля 1998 года. С другой стороны измеренная величина возрастания NO2 2 мая 1998 г. превышает расчётные значения почти в 2 раза. Это позволяет нам предположить, что солнечные протоны ответственны за наблюдаемое 2 мая увеличение NO2. Протонное событие 2 мая 1998 г. относилось к классу GLE и было зарегистрировано нейтронными мониторами в высоких и средних широтах. На рис.1.15 приведены данные двух близкорасположенных нейтронных мониторов в Апатитах (Ф’=63) и Оулу (Ф’=61.5) за 2 мая 1998 г. [Danilova et al., 1999]. Видно, что в Оулу амплитуда увеличения составила 7%, тогда как по данным нейтронного монитора более высокоширотной станции Апатиты это увеличение не превышало 2% (см. рис.1.15). Такие особенности характерны для анизотропных событий и связанных с ними неоднородностей в пространственном распределении вторгающихся солнечных протонов [Danilova et al., 1999]. Известно, что нейтронные мониторы фиксируют вторичную (нейтронную) компоненту космических лучей, возникающую в атмосфере при ядерных взаимодействиях. Как правило, в ядерных взаимодействиях участвуют протоны с энергиями >500 Мэв [Дорман, 1963]. Солнечные протоны меньших энергий (10-30 Мэв) вызывают поглощение космического радиоизлучения на высотах 50-90 км (поглощение полярной шапки или ППШ), которое фиксируется на Земле риометрами [Дриацкий, 1974]. По данным риометров финской цепочки (не приводятся) 2 мая 1998 г. было зарегистрировано ППШ с максимумом величины поглощения 3 дБ на станциях Оулу и Соданкюля. Для того, чтобы вызвать изменения в общем содержании озона или двуокиси азота солнечные протоны должны обладать энергией >150 Мэв, что позволяет им проникать в среднюю атмосферу и вызывать ионизацию на высотах 20-30 км, т.е. вблизи максимума озонного слоя. Частицы таких энергий могут быть не «замечены» нейтронными мониторами и риометрами. Конечно, это справедливо для высоких широт >70 (полярная шапка, авроральная зона), где геомагнитное обрезание не действует, или оказывает незначительное влияние. Мурманск и Соданкюля, хотя и находятся в авроральной зоне, но жесткость геомагнитного обрезания там невелика, что позволяет солнечным протонам с энергиями 150-300 Мэв проникать в атмосферу этих широт и вызывать изменения в общем содержании озона или двуокиси азота. 55 56 Рис. 1.14. Солнечное протонное событие 2.05.1998 г.: а – общее содержание двуокиси азота NO2 по данным измерений обс. Мурманск – 1; рассчитанные с использованием уравнения (1.20) – 2; б – значения температуры над Мурманском; в – общее содержание двуокиси азота NO2 по данным измерений обс. Соданкюля; г – значения температуры ( 23 км) над обс. Соданкюля; д – общее содержание двуокиси азота по данным измерений обс. Мурманск – 1; рассчитанные с использованием уравнений (1.18, 1.19, 1.21-1.24) – 2; е – дифференциальные потоки протонов по данным ИСЗ GOES-9 в двух энергетических каналах. Рис. 1.15. Данные двух близкорасположенных нейтронных мониторов в Апатитах (Ф’=63) и Оулу (Ф’=61.5) для события GLE 2.05.1998 г. [Danilova, 1999]. Известно, что увеличение содержания NO в атмосфере приводит к уменьшению озона и увеличению NO2, HNO3 [Crutzen, 1970]: NO O 3 NO 2 O 2 (1.21) NO 2 O NO O 2 (1.22) NO 2 h NO O (1.23) Для состояния фотохимического равновесия справедливо соотношение [Chameides, 57 1978]: [ NO ] J [ NO 2 ] K [O 3 ] (1.24) где К=2.1 10-12 exp(1450/Т), J=3.8 10-3 [Chameides, 1978]. Используя (1.24) и численные значения скоростей реакций было рассчитано изменение общего содержания NO2 для события GLE 2 мая 1998 года (см. рис.1.14д). Видно, что расчётные значения NO2 достаточно хорошо совпадают с измеренными экспериментально величинами. Как видно из рис.1.11, событие GLE 2 мая 1998 г. вызвало значительное увеличение NO, превышающее по величине количество окиси азота, выделившееся во время протонных событий мая 1990 г., когда было зафиксировано образование озонных «минидыр» в полярной шапке [Шумилов, Касаткина и др., 1996б; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1995; 2003]. Ещё одна особенность данного события – жесткий спектр высыпающихся протонов (наибольшее количество NO образовалось на высоте между 15 и 25 км) (см. рис.1.11). По данным наземных измерений (см. рис. 1.12) такое значительное увеличение NO во время рассматриваемого протонного события не привело к заметному разрушению озона в высоких широтах [Касаткина и др., 2003; Shumilov, Kasatkina et al., 2003]. Возможно, этот результат объясняется способностью двуокиси азота связывать активный хлор (ClO), который относится к разрушителям озона [Криволуцкий и др., 2001; Yang, Brasseur, 2001]. Эта особенность двуокиси азота учитывается в модели реакции озоносферы на протонные вспышки, предложенной в [Криволуцкий и др., 2001], где было показано, что событие GLE в ноябре 1997 г. не могло привести к понижению ОСО. Впервые экспериментально обнаружено увеличение общего содержания NO2 в высоких широтах, вызванное солнечным протонным событием типа GLE 2 мая 1998 года. Результаты модельных расчётов увеличения NO2 показали достаточно хорошее совпадение с экспериментом. Полученные результаты указывают на необходимость проведения наземных измерений двуокиси азота NO2 в высоких широтах, которые могут быть использованы для корректировки спутниковых измерений. 58 1.6 О воздействии форбуш-понижений ГКЛ на озоновый слой. Солнечные протоны при прохождении через атмосферу Земли большую часть своей энергии теряют в мезосфере и стратосфере и, как правило, вызывают понижения озона на высотах 30-60 км [Криволуцкий, 2001; Frederick, 1976; Jackman et al., 1980; 2005; Solomon et al., 1983; Jackman, McPeters, 1985]. Солнечные космические лучи (СКЛ) GLE-типа могут вызывать понижения ОСО, что было зафиксировано как наземными [Шумилов и др., 1991; Шумилов, Касаткина и др., 1996; Касаткина и др., 1998; Шумилов, Касаткина, 2005; Bjarnason et al., 1993; Kasatkina et al., 1992; 1993a,b; 1994; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a,b; 2003], так и спутниковыми [Stephenson, Scourfield, 1992] измерениями. Более энергичные галактические космические лучи (ГКЛ) проникают глубже в атмосферу и оставляют свою энергию в стратосфере и тропосфере. В работах [Ruderman, Chamberlain, 1975; Bjarnason et al., 1993; Lu, Sanche, 2001] 11-летние циклические вариации ОСО (2.5-5%) объясняются контролем ГКЛ. Причем, амплитуды 11-летней гармоники существенно зависят от координат от широты и долготы места наблюдения [Бекорюков, 1985; Bojkov, 1986; Bjarnason et al., 1993]. В работе [Sych et al., 2005] также приведены данные о существовании периодичностей в вариациях ОСО, связанных с солнечной активностью (27 дней, 5 лет, 11 лет, 22 года). К кратковременным вариациям ГКЛ относятся форбуш-понижения, возникающие при модуляции ГКЛ межпланетным магнитным полем [Lockwood, 1971]. В работах [Веретененко, Пудовкин, 1994; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991] отмечается, что форбуш-эффект приводит к изменениям индекса завихренности, температуры и состояния облачности в тропосфере и нижней стратосфере. Однако, о воздействии форбуш-понижений на озоновый слой известно ещё меньше. Лишь в работах [Reiter, 1979; Lastovicka, 2003] сообщается, что форбуш-эффект может вызвать повышения ОСО на 8% и более, которые авторы объясняют стратосферными интрузиями воздушных масс в тропосферу и нарушениями циркуляционного режима. В настоящем разделе приводятся результаты сравнения экспериментальных данных и численных расчетов изменения концентрации озона для форбуш-понижений ГКЛ – 15 февраля 1978 г. и 4 августа 1972 г. [Шумилов, Касаткина и др., 1997; Shumilov, Kasatkina, 1993a]. На рис.1.16-1.18 приведены данные баллонных измерений содержания озона и температуры [Ozone data, 1978] во время форбуш-понижения 15.02.1978 г. над 59 обсерваториями, расположенными в трех геофизических зонах: обсерватория полярной шапки Резольют (Ф’=84.2), авроральная обсерватория Черчилль (Ф’=70.2) и среднеширотная обсерватория Эдмонтон (Ф’=54.5), где Ф’ – исправленная геомагнитная широта станции. форбуш-эффект 15.02.1978 г. вызвал понижение интенсивности ГКЛ по данным нейтронного монитора обс. Апатиты более, чем на 25% [Shumilov, Kasatkina et al., 1993a]. Как видно из рис.1.16-1.18, форбуш-понижение совпадает со значительными изменениями температуры и концентрации озона на высотах 7-17 км для первых двух обсерваторий. Над обс.Резольют амплитуда увеличения температуры достигала 10-15 C и озона 100 мкБ (см. рис.1.18). Отклонение температуры от среднего невозмущенного уровня, наблюдаемого до начала события, составляет 10-15С и озона - 150-200 мкБ на высотах 10-20 км над обс. Черчилль (см. рис.1.17). Тем не менее, в средних широтах, как это следует из рис. 1.18, форбуш-эффект не вызвал изменений в температуре и содержании озона, что, видимо, объясняется действием геомагнитного обрезания. 60 Рис. 1.16. Данные баллонных измерений над обс. Резольют (Ф’=84.2) во время форбуш-понижения галактических космических лучей 15.02.1978 г. (кривая 1); а – озона (мкБ); б – температуры (С). Кривая 2 – фоновые значения озона (а) и температуры (б) за 8.02.1978 г. Рис. 1.17. То же, что и на рис. 1.16, но для обс. Черчилль (Ф’=70.2). На рис.1.19 приведены данные наземных измерений ОСО во время форбушпонижения 15.02.1978 г. для шести станций [Ozone data, 1979]. Как видно, событие 15.02.1978 г. сопровождается значительным увеличениям ОСО (до 10%). Во время форбуш-эффекта 15.02.1978 г. наблюдалось очень сильное понижение интенсивности ГКЛ (более 25%) [Вашенюк, Пантелеева, 1993]. На рис.1.20а представлены данные нейтронного монитора обс. Апатиты во время рассматриваемого события. В качестве сравнения на рис. 1.20б приведены данные нейтронного монитора обс. Апатиты для 61 другого мощного события понижения ГКЛ – 4.08.1972 г. Отметим, что форбуш-эффект 4.08.1972 г. совпал по времени с протонным событием типа GLE, в то время как на фоне события 15.02.1978 г. не наблюдалось всплеска интенсивности ГКЛ и его можно отнести к «чистым» форбуш-понижениям [Вашенюк, Пантелеева, 1993]. Рис. 1.18. То же, что и на рис. 1.16, но для обс. Эдмонтон (Ф’=54.6) и фоновая кривая – за 14.02.1978 г. Приведенные экспериментальные данные свидетельствуют о том, что форбушпонижения ГКЛ, как и события СКЛ, могут привести к вариациям озона в полярных 62 областях. При этом СКЛ уменьшают количество ОСО, тогда как форбуш-эффекты увеличивают содержание озона. Рис. 1.19. Данные измерений общего содержания озона во время форбуш-понижения галактических космических лучей 15.02.1978 г. для шести станций: а – Печора (Ф’=60.5), б – Архангельск (Ф’=60), в – С.-Петербург (Ф’=55.7), г – Воронеж (Ф’=47), д – Цимлянск (Ф’=45), е – Феодосия (Ф’=42). Штриховыми линиями обозначены временные границы форбуш-понижения. В работе [Шумилов, Касаткина и др., 1997] предлагается «триггерный» механизм воздействия вариаций ГКЛ на температурный или электрический баланс в атмосфере, который приводит к изменению скорости ядрообразования аэрозольных частиц, и как следствие, изменению скорости разрушения озона через гетерогенные химические процессы. Известно, что даже во время незначительных форбуш- 63 понижений (5%) на высотах 10-20 км регистрируются повышения температуры (до 3х градусов) [Tinsley et al., 1989]. Увеличение температуры может замедлить процессы ядрообразования аэрозольных частиц, что приведет к снижению скорости гетерогенных химических процессов, ответственных за образование радикалов ClO и BrO, разрушающих озон. Конечно, значения температур на рис.1.16-1.18 выше критических значений, необходимых для образования полярных стратосферных облаков, но они достаточны для образования сульфатных аэрозолей, на поверхности частиц которых гетерогенные реакции проходят при температурах от -43С до -63С [Tolbert et al., 1988]. С другой стороны, воздействуя на электрические параметры атмосферы, как это будет показано в следующей главе, форбуш-понижения ГКЛ могут также изменять скорость ядрообразования частиц полярных стратосферных облаков [Tinsley, Deen, 1991]. Рис. 1.20. Данные нейтронного монитора обс. Апатиты (Ф’=63.3) для двух форбуш- понижений галактических космических лучей: а – 4.08.1972 г.; б – 15.02.1978 г. 64 В целом процесс влияния Форбуш-понижений ГКЛ на стратосферный озон может выглядеть следующим образом: Начало форбуш-понижения ГКЛ уменьшение скорости ионообразования увеличение температуры (или изменение электрических параметров) в нижней стратосфере понижение скорости ядрообразования замедление гетерогенных химических процессов увеличение озона. Первые экспериментальные доказательства воздействия форбуш-понижений на метеопараметры атмосферы (увеличение температуры, изменение индекса завихренности) приведены в работах [Reiter, 1979; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991]. Впоследствии эти результаты были подтверждены в работе [Веретенненко, Пудовкин, 1994], где было показано, что форбуш-понижения ГКЛ сопровождаются изменениями в величине облачного покрова в области высоких широт. О воздействии форбуш-понижений ГКЛ на озоносферу сообщалось, за исключением работ с участием автора [Шумилов, Касаткина и др., 1997; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a], лишь в работах [Reiter, 1979; Lastovicka, 2003]. Повышения ОСО после форбуш-понижений ГКЛ авторы [Reiter, 1979; Lastovicka, 2003] объясняют стратосферными интрузиями воздушных масс в тропосферу и изменениями циркуляционного режима. Во всяком случае, все эти экспериментальные результаты подтверждают приведенную выше последовательность событий, предлагаемую в качестве механизма воздействия форбуш-понижений ГКЛ на озоновый слой. Причем, в [Lastovicka, 2003] сообщается о двух зонах, где этот эффект наиболее ярко проявляется – Северная Атлантика-Европа и Восточная Сибирь-Алеутские о-ва. Эти выводы подтверждают наши результаты, изложенные в одной из следующих глав, о существовании определенных регионов или зон, где воздействие внешних факторов (включая солнечную активность) на атмосферу и климат проявляется максимальным образом [Касаткина и др., 2006]. 1.7 Выводы. 1. Впервые обнаружено образование озонных «минидыр» (понижений ОСО более 15%), вызываемых релятивистскими «минидыры», сопровождающие солнечными события СКЛ, возникают протонами. Озонные местной весной и сосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки. Обнаруженный эффект не связан с явлением северо-южной асимметрии в проникновении солнечных протонов в полярные шапки двух полушарий и обусловлен метеорологическими 65 факторами сезонного характера. Результат позволит оценить вклад атмосферных высыпаний релятивистских солнечных протонов в современные и будущие изменения озонового слоя в полярных областях. 2. Образование озонных “минидыр” во время GLE, равно как и увеличения ОСО после форбуш-понижений ГКЛ, нельзя объяснить в рамках обычной гомогенной фотохимической теории. 3. Впервые экспериментально обнаружено увеличение общего содержания NO2 в высоких широтах, вызванное солнечным протонным событием типа GLE 2 мая 1998 года. Результаты модельных расчётов увеличения NO2 показали достаточно хорошее совпадение с экспериментом. Показано, что не всегда значительные количества азотных составляющих в атмосфере приводят к разрушению общего содержания озона. 4. Полученные результаты указывают на необходимость учета воздействия СКЛ и ГКЛ на химический состав атмосферы при разработке радиационных моделей. 66 Глава 2 Воздействие солнечных и галактических космических лучей на содержание аэрозолей в высокоширотной атмосфере. 2.1 Воздействие СКЛ на аэрозольный слой высокоширотной атмосферы: данные экспериментальных наблюдений. Основными источниками сульфатных аэрозолей в атмосфере являются вулканические извержения, антропогенные эмиссии и биологическая активность (фитопланктон). Вклад каждого из перечисленных агентов в увеличение аэрозольной концентрации в стратосфере различен в двух полушариях и меняется с широтой. Антропогенные загрязнения являются главным источником серной кислоты в Арктической зоне, в то время как эмиссии фитопланктона являются доминирующим фактором в Антарктиде [Langner et al., 1992]. Вулканические извержения также играют немаловажную роль в качестве источника серных эмиссий в стратосфере. Например, извержение вулкана Пинатубо в 1991 г. увеличило содержание серной кислоты в стратосфере в 50 раз [Tolbert, 1994]. Помимо перечисленных выше существуют и другие естественные источники аэрозолей в стратосфере. Это корпускулярные потоки космического излучения. Впервые увеличение аэрозольной концентрации (более 50%) на высоте 15-25 км после протонного события типа GLE 16.02.1984 г. было обнаружено экспериментально по данным лидарных измерений в обс. Верхнетуломский Мурманской обл. (68.6N, 31.8E) [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov et al., 1993b; 2000; Kasatkina et al., 1994b; 1998a; 1998b; 1999b; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; 2001; Kasatkina, Shumilov, 2005]. Солнечное протонное событие 16.02.1984 г. было вызвано вспышкой, произошедшей за западным лимбом Солнца (см. Таблицу 1). Это протонное событие имеет жесткий энергетический спектр и относится к классу GLE. В максимуме поток протонов с энергиями 84-200 МэВ достиг величины 5 частицсм 2 с 1 стер 1 МэВ 1 [Hargreaves et al., 1987]. В феврале 1984 г. в обс. Верхнетуломский действовал стационарный лидар. Лидар используется как средство дистанционного мониторинга вертикальных профилей атмосферы и предназначен для исследования пространственно-временных характеристик стратосферного аэрозоля с целью выяснения загрязнения окружающей среды до высот 40 км [Байдалов, 1978]. В качестве приемных и передающих антенн 67 оптического излучения применяются телескопы с диаметрами 50 см и 20 см соответственно. В лидаре используются два типа твердотельных лазеров на рубине с длиной волны =694.3 нм и гранате (=532.0 нм). На рис.2.1 представлены высотные профили коэффициента обратного рассеяния R(H) лидарного сигнала на длине волны =694.3 нм для февраля 1984 г. Величина коэффициента обратного рассеяния R(H) определяется выражением: R(H)=(мол+аер)/мол (2.1), где мол и аер - полные сечения обратного рассеяния на молекулах и аэрозолях соответственно. Пропуск данных 16, 17 февраля объясняется отсутствием измерений из-за плохой погоды. Как видно из рис.2.1, на высоте 15-20 км 18 февраля, т.е. через два дня после события, наблюдается увеличение обратного рассеяния, что соответствует увеличению концентрации аэрозольных частиц с радиусом r 0.69 мкм. Для исключения воздействия метеорологических факторов и связанного с этим случайного совпадения событий был проведен анализ метеорологической ситуации в районе Кольского п-ва. В соответствии с данными синоптических карт для уровня 100 Гпа в период с 15 по 19 февраля 1984 г. Кольский п-в находился в наиболее холодной части циркумполярного вихря, близко к его границе, и за весь исследуемый динамических изменений в указанном районе не наблюдалось [Касаткина и др., 1999]. Принимая во внимание, что βm = nmσm и βa = naσa, где nm и na – молекулярная и аэрозольная концентрации соответственно; σa = 2.5·10-11см2ср-1 – сечение аэрозольного рассеяния и σm = 2·10-28см2ср-1 – сечение молекулярного рассеяния [DeLuisi et al., 1975], выражение (2.1) можно записать в виде: R – 1 = (naσa)/(nmσm) (2.2) Подставив значения σa и σm в (2.2) и полагая, что они не зависят от высоты, для λ=639.4 нм можно записать: na = 0.8·10-17(R – 1)nm (2.3) 68 Рис. 2.1. Высотные профили коэффициента обратного рассеяния R(H) лидарного сигнала на длине волны =694.3 нм по данным измерений обс. Верхнетуломский (68.6N, 32.8E): а) 13 (кривая 1) и 15 (кривая 2) февраля, б) 18 февраля, в) 19 февраля и г) 20 февраля 1984 г. Штриховыми линиями изображены фоновые значения R(H), усредненные за пять невозмущенных дней. Значеня погрешности измерений нанесены горизонтальными линиями. На рис. 2.2 приведены профили аэрозольной концентрации, рассчитанные по формуле (2.3) для спокойного дня (кривая 1) и для возмущенного дня 18 февраля 1984 г. (кривая 2). Как видно из рис. 2.2, увеличение аэрозольной концентрации по отношению к фоновым значениям составляет приблизительно 50% на высоте 15-25 км. Позднее наши результаты были подтверждены в ряде экспериментальных наблюдений увеличения количества аэрозолей в атмосфере после протонных событий 69 как по данным наземных лидарных измерений [Маричев и др., 2004; Миронова, Пудовкин, 2005], так и по спутниковым данным [Веретененко и др., 2007]. Самолетные измерения также зафиксировали образование аэрозольного слоя в верхней стратосфере под действием космических лучей [Eichkorn et al., 2002]. О наблюдениях необычных аэрозольных слоев в высокоширотной стратосфере во время солнечных протонных событий сообщалось также в работе [Gerding et al., 2003]. Рис.2.2. Высотные профили аэрозольной концентрации, рассчитанные по ф-ле (2.3) для спокойного дня (кривая 1) и для возмущенного дня 18 февраля 1984 г. (кривая 2); высотный профиль ядер конденсации CN, рассчитанный для события GLE 16 февраля 1984 г. по ф-ле (2.4) – кривая 3. 2.2 Моделирование воздействия СКЛ на концентрацию аэрозолей в высоких широтах и механизм ионной нуклеации. Для расчета изменений аэрозольной концентрации во время протонных событий был использован механизм ионной нуклеации [Arnold, 1982], согласно которому ионы, образующиеся в процессе ионизации в атмосфере, являются центрами ассоциации молекул серной кислоты и, разрастаясь до размеров кластеров, образуют ядра 70 конденсации CN, которые становятся центрами образования аэрозольных частиц. Скорость ионной нуклеации зависит от скорости ионообразования в атмосфере, а также от концентрации серной кислоты [H2SO4], температуры, влажности и атмосферного давления [Yu, Turco, 2001]. Для расчета скорости ионной нуклеации J (см-3с-1) было использовано выражение [Arnold, 1982]: J = Q (1 + (Q)1/2/K [H2SO4])-Nc (2.4) где =10-7см-3с-1 – коэффициент ионной рекомбинации; К=10-9см-2с-1 – коэффициент ассоциации молекул H2SO4; [H2SO4] – концентрация молекул серной кислоты; Nc – минимально необходимое для устойчивости кластера количество молекул H2SO4 (Nc=3 для высоты h27 км и Nc=10 для высоты h>27 км [Arnold, 1982]). На рис. 2.2 (кривая 3) приведен высотный профиль ядер конденсации CN, рассчитанный с использованием формулы (2.4) и распределения H2SO4 по высоте для зимних условий [Arnold, 1982]. Как видно из рис. 2.2, расчетные значения CN на порядок превышают экспериментальные значения концентрации аэрозолей (кривая 2), в то же время выше 27 км и ниже 16 км экспериментальные и теоретические кривые совпадают. Высота (h=27 км) приблизительно соответствует верхней границе, выше которой аэрозольные частицы становятся нестабильными [Arnold, 1982]; нижняя граница (h=16 км) соответствует резкому понижению скорости ионообразования (см. рис. 1.10). Следует отметить, что размеры аэрозольных частиц, регистрируемых лидаром, в основном, превышают r=0.69 мкм [Байдалов, 1987], в то время как ядра CN, образующиеся вследствие ионной нуклеации, имеют размеры r=0.01 мкм [Arnold, 1982] и достигают больших размеров лишь через некоторое время вследствие коагуляционных процессов. Согласно экспериментальным данным и модельным расчетам ядра CN достигают размеров аэрозольных частиц (r=0.69 мкм и выше) через процессы конденсации и коагуляции в пределах суток [Касаткина и др., 1999; Timmreck, Graf, 2000; Yu, 2002]. На рис.2.3 приведены высотные профили концентрации ядер конденсации CN для событий GLE (4 августа 1972 г., 16 февраля 1984 г., 19 октября 1989 г., 24 мая 1990 г. и 14 июля 2000 г.). Как видно из рис.2.3, расчетные значения CN для событий мая 1990 г. более, чем на два порядка превышают фоновые значения. Такие большие значения CN могут приводить к катастрофическим понижениям концентрации озона (более 10% в день) [Prather, 1992]. Рис. 2.3 дает возможное объяснение тому факту, что 71 из всех рассматриваемых событий озонные «минидыры» наблюдались только в мае 1990 г. [Shumilov, Kasatkina, 2003a; Kasatkina, Shumilov, 2005], хотя с энергетической точки зрения эти события являются «средними» (см. рис. 1.10). Дело в том, что для более мощных событий GLE (4 августа 1972 г., 19 октября 1989 г. и 14 июля 2000 г.), имеющих большие значения скорости ионообразования (>100 см-3с-1), скорость ионной рекомбинации являются доминирующей. Поэтому следует ожидать линейного роста J с увеличением Q только для событий GLE средней мощности. Во время событий GLE с более мощным спектром процессы ионной нуклеации будут эффективно подавляться. Поэтому поиски простой (линейной) корреляции и попытки установления какой-либо статистической зависимости между протонными событиями и наблюдением понижений ОСО не приведут к успеху, что и было продемонстрировано в работе [Ролдугин, 2000]. Рис. 2.3. Высотные профили концентрации ядер конденсации CN, рассчитанные для событий GLE. 72 В последнее время был опубликован целый ряд работ, посвященных роли галактических космических лучей (ГКЛ) в образовании новых аэрозольных частиц в атмосфере, а также экспериментальным фактам [Yu, 2002; Yu, Turco, 2001; Marsden, Lingenfelter, 2003], подтверждающим связь между интенсивностью ГКЛ и облачностью [Marsh, Svensmark, 2000; Palle, Butler, 2000]. Предлагаемая модель вовсе не исключает другие механизмы, например, дипольное взаимодействие хлорсодержащих молекул с неоднородностями ледяных кристаллов PSC [Беликов, Николайшвили, 2012]. В работе [Tinsley, Deen, 1991] предполагается, что в результате ионизации космическими лучами изменяются электрические параметры атмосферы, что также влияет на эффективность образования ядер конденсации в атмосфере. Согласно другой гипотезе космические лучи разрушают хлорфторуглероды в атмосфере, что способствует высвобождению активных радикалов и последующему разрушению озона [Lu, Sanche, 2001]. 2.3 Изучение вариаций космических лучей по данным о кислотности в полярных льдах. При вторжении в атмосферу протоны теряют большую часть своей энергии в средней атмосфере, вызывая диссоциацию и ионизацию нейтральных составляющих, что приводит к образованию водородного HOx (H, OH, HO2) и азотного NOx (N, NO, NO2) ряда. Эти свойства СКЛ явились основанием для введения нового метода по идентификации этих событий, и, следовательно, вариаций солнечной активности в прошлом по содержанию нитратов в полярных льдах [Гладышева, Дрешхофф, 1997; Zeller, Dreschhoff, 1995; Vitt et al., 2000; McCracken et al., 2001a,b]. С другой стороны, способность СКЛ вызывать увеличение концентрации сульфатных аэрозолей в высокоширотной атмосфере открывает возможность для идентификации событий СКЛ по данным о кислотности в полярных льдах [Шумилов, Касаткина и др., 2000; Shumilov et al., 2000]. На рис. 2.4 показаны записи нитратных и сульфатных составляющих в гренландском льду за более, чем 415-летний период [Zeller, Dreschoff, 1995]. В работе [Zeller, Dreschoff, 1995] показано, что нитратные аномалии, в целом, совпадают с протонными событиями типа GLE, в то время как пики в сульфатной составляющей соответствуют мощным вулканическим извержениям (Лаки, 1783; Тамбора, 1815; Кракатау, 1883; Пинатубо, 1991). Из рис.2.4 видно также, что некоторые сульфатные пики не соответствуют вулканическим извержениям и совпадают с нитратными пиками. 73 Рис. 2.4. Записи содержания нитратов (жирная линия) и проводимости (тонкая линия) по данным образцов гренландского льда [Dreschhoff, Zeller, 1990]. 74 Принимая во внимание сходство механизмов образования озонных «минидыр» во время событий GLE [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина и др., 2000; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1993b; 1996; Kasatkina, Shumilov, 2005] и нитратных аномалий в полярных льдах [Гладышева, Кочаров, 1996; Гладышева, Дрешхофф, 1997], следует ожидать также сходства и в условиях формирования. Действительно, в появлении нитратных пиков и озонных «минидыр», вызванных солнечными протонами, обнаружен эффект северо-южной асимметрии [Dreschhoff, Zeller, 1990; Касаткина и др., 1998]. Местной зимой и ранней весной, при благоприятных метеоусловиях (пониженная температура, влажность), вероятность этих явлений возрастает. Например, амплитуда нитратного пика, относящегося к событию GLE 4.08.1972 г., выше в нитратной записи антарктического льда. Другой общей особенностью является локализация озонных «минидыр» и «нитратного следа» в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки [Касаткина и др., 1998; Dreschhoff, Zeller, 1990; Shumilov, Kasatkina et al., 1996], что может быть связано с особенностями проникновения солнечных протонов в полярные шапки [Shumilov, Kasatkina et al. 1996]. В работе [Hammer et al., 1980] впервые был использован индекс кислотности, получаемый из ледяных кернов, для идентификации вулканических извержений в прошлом. В отличие от спорадических вулканических извержений, ГКЛ существуют постоянно и могут воздействовать на фоновое значение индекса кислотности через изменение аэрозольной концентрации в атмосфере. На рис. 2.5 изображены вариации чисел Вольфа и фоновых значений индекса кислотности (после удаления пиков) [Шумилов, Касаткина и др., 2000]. Отрицательная величина коэффициента корреляции между этими зависимостями (r=-0.8) отражает асимметричную зависимость между количеством солнечных пятен и вариациями ГКЛ. Таким образом, аэрозольная составляющая будет изменяться синфазно с ГКЛ и достигать максимального значения в периоды минимумов солнечной активности, что подтверждается существованием корреляции между вариациями облачности и ГКЛ [Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Butler, 2000]. Результаты проведенного исследования показывают, что по индексу кислотности в полярных льдах можно изучать вариации СКЛ и ГКЛ в прошлом. Этот вывод необходимо учитывать при изучении вулканической активности в прошлом по ледяным кернам. Исследование воздействия GLE, являющегося аналогом ГКЛ, на формирование аэрозолей в атмосфере очень важно для понимания природы воздействия солнечной активности на климат Земли (см. Главу 5). 75 Рис. 2.5. Двадцатилетние средние чисел Вольфа W (кривая 1) и индекс кислотности E (отн. ед.) [Hammer, 1980] (кривая 2). 2.4 Выводы. 1. Результаты экспериментальных измерений и модельных расчетов с использованием механизма ионной нуклеации показали, что только протонные события типа GLE средней мощности могут приводить к значительным увеличениям аэрозольной концентрации и, как следствие, образованию озонных «минидыр» (понижений ОСО более 15%) в высоких широтах. Показано, что солнечные релятивистские протоны могут приводить к образованию озонных «минидыр» лишь при выполнении некоторых необходимых условий: соответствующие значения атмосферных параметров ([H2SO4], температура, влажность, атмосферное давление); а также особенности спектров вторгающихся частиц. Учитывая, что в качестве одного из основных агентов солнечно-погодных связей рассматриваются вариации космических лучей, воздействующие на земную облачность, созданная модель, являясь наиболее разработанной с количественной точки зрения, может найти применение для прогноза будущих глобальных изменений атмосферы и климата, а также для оценки возможных 76 негативных последствий при контролируемых воздействиях на климат с помощью эмиссий сульфатных аэрозолей в атмосферу. 2. Впервые показано, что изменения кислотности и содержания сульфатов в ледяных кернах, наряду с вулканической активностью, отражают вариации солнечной активности и (или) в антифазе – интенсивности ГКЛ в прошлом. 77 Глава 3 Космофизическая обусловленность изменений электрических параметров атмосферы высоких широт. Настоящая глава, в отличие от предыдущей, где, в основном, рассматривались вопросы изменений химического состава атмосферы под действием внешних космофизических факторов, посвящена исследованию физических процессов в высокоширотной атмосфере, возникающих под действием этих факторов. Под атмосферными физическими процессами в данном случае мы подразумеваем изменение электрических параметров атмосферы. Известно, что изменения электромагнитного поля (ЭМП) оказывают значительное воздействие на техно- и биосистемы [Владимирский, Кисловский, 1982; Птицына и др., 1998; Гичев, Гичев, 1999; Шумилов и др., 1998; 2003в; Еникеев и др., 2002. 2007; Обридко и др., 2001; 2008; Новикова и др., 2013а,б; Касаткина и др., 2008, 2014а,б; Kasatkina et al., 2002d; Shumilov et al., 2012, 2014]. Вариации атмосферного электрического поля вряд ли могут оказывать существенное воздействие на человеческий организм: в отличие от ЭМП они не проникают в жилые помещения. Но для растительных сообществ вариации электрического поля, оказывая влияние на процессы фотосинтеза, могут иметь существенное экологическое значение [Владимирский, Кисловский, 1982]. Этот фактор, возможно, вносит свой вклад в изменение толщины годичного прироста колец деревьев и в вариации продуктивности растительных экосистем [Владимирский, Кисловский, 1982]. Но что ещё более важно, изменения именно электрических параметров атмосферы могут быть ответственными за механизмы воздействия солнечной активности на погоду и климат [Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000]. В Главе 1 было показано, что вариации СКЛ и ГКЛ оказывают существенное влияние на аэрозольный слой через механизм ионной нуклеации [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Yu, 2002; Kasatkina, Shumilov, 2005], а также на процесс образования облаков и уровень осадков [Стожков и др., 1995; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Kniveton, Todd, 2001; Palle, Butler, 2001; Carslaw et al., 2002; Marsden, Lingenfelter, 2003] и приводят к изменениям в циклонической активности и циркуляционном режиме [Tinsley, Deen, 1991; Veretenenko, Thjell, 2005; Veretenenko et al., 2005]. Отметим, что существует также другой механизм (“electrofreezing”), определяющий солнечно-погодное взаимодействие через изменение электрических параметров атмосферы [Markson, 1981; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000; Zadorozhny et al., 1994]. Перечисленные выше факты позволяют рассматривать космические лучи в 78 качестве одного из основных климатообразующих факторов. Известно также, что большие изменения в атмосферном электрическом поле вызывают различные метеорологические процессы: грозы, туманы, метели, выпадение осадков, движение циклонов. Поэтому решающее значение приобретает проблема разделения источников изменения атмосферных параметров, имеющих внеземное происхождение, от процессов метеорологического характера. Решение этого вопроса, а также других задач, связанных с изучением свойств атмосферы высоких широт (например, с разработкой механизма солнечно-земных взаимодействий), возможно только с применением интегрированных методов исследования. Для решения этих целей Кольском п-ове был создан Высокоширотный измерительный комплекс по исследованию атмосферы интегрированными методами (ВКИАВЭ) [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина, 2002а; Шумилов и др., 2003а; Kasatkina et al., 2002c; 2003b; Shumilov, Kasatkina, 2002a]. В настоящей главе приведены основные результаты исследования вариаций атмосферного электрического поля, полученные по данным измерений при помощи комплекса ВКИАВЭ, которые были опубликованы в работах [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина, 2002а; 2002б; 2003б; 2005; Шумилов и др., 2003а; Kasatkina et al., 2002c; 2003a; 2003b; 2003c; 2006; Shumilov, Kasatkina, 2002a; 2002b; 2003a; 2003d; 2003e; 2003f; 2004c]. 3.1 Высокоширотный автоматизированный комплекс для исследования атмосферных изменений интегрированными методами. В настоящем разделе приведено техническое описание высокоширотного измерительного комплекса, установленного нами в г. Апатиты и предназначенного для совместного исследования электрических параметров атмосферы и атмосферных волн (ВКИАВЭ) [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина, 2002а; Шумилов и др., 2003а; Kasatkina et al., 2002c; 2003b; Shumilov, Kasatkina, 2002a]. Измерительный комплекс состоит из трех микробарографов, датчиков электрического поля и установки для измерения электропроводности воздуха. Уникальность этого комплекса заключается в возможности проведения одновременных измерений инфразвука и вариаций электрических параметров атмосферы. Измерения вертикальной компоненты электрического поля проводились ранее в высоких широтах с целью изучения эффектов магнитосферных возмущений в атмосферном электричестве [Бандилет и др., 1982; 1986; Жданов и др., 1984; Клейменова и др., 1992; 79 1998; Птицына и др., 1995; Никифорова и др., 2003; Sao, 1967; Olson, 1971; Sheftel et al., 1994; Ptitsyna et al., 1995; Tinsley et al., 1998; Frank-Kamenetsky et al., 1999; 2001; Морозов, Трошичев, 2008]. Что же касается измерений ионного состава воздуха (или электропроводности), то их используют в основном для изучения атмосферных загрязнений [Смирнов, 1992; Guo et al., 1996], и в высоких широтах таких измерений, насколько известно авторам, не проводилось. Исследования инфразвуковых колебаний от естественных источников регулярно проводятся в США, Канаде, Швеции, Японии, Норвегии, Германии, а также в России. В 1990г. Кольским региональным сейсмологическим центром для проведения совместных измерений сейсмических сигналов и инфразвуковых колебаний в районе г.Апатиты был установлен сейсмоакустический комплекс [Грачев и др., 1997; Кузьмин и др., 1997]. В этих работах приведены предварительные результаты исследований микробаром (область периодов 5-7 с), возникающих во время штормовых волнений в океане [Грачев и др., 1997; Кузьмин и др., 1997]. ВКИАВЭ позволяет регистрировать инфразвуковые колебания, а также ВГВ в более широком диапазоне частот (до 10-4Гц). 3.1.1. Акустический комплекс. Для измерения колебаний давления низких самых низких инфразвуковых частот, от 1 Гц до нескольких десятитысячных, нами были использованы имеющиеся в наличии жидкостные микробарографы. Конструкция микробарографа описана в работе [Бовшеверов и др., 1979]. Для определения пространственных характеристик источников инфразвука (направление, угол места), использовались три однотипных датчика, расположенных в вершинах приблизительно равностороннего треугольника со стороной ~200 м. Понятно, что определение пространственных характеристик звуковых волн, при использовании такой незначительной базы, возможно для колебаний с частотами до десятых долей Гц. Резерв (возможность разноса датчиков на расстояние порядка четверти длины звуковой волны, как на наиболее оптимальное расстояние), заложен в мощности передающего и приемного устройств радиотелеметрии. Акустический комплекс состоит из разнесенных жидкостных микробарографов и каналов телеметрии, обеспечивающих доставку информации к АЦП. На функциональной схеме системы сбора изображены три микробарографа, с довольно подробным представлением о конструкции [Бовшеверов и др., 1979] (рис. 3.1). Датчик микробарографа расположены представляет пластины собой две измерительных сообщающиеся камеры, конденсаторов. Камеры в которых заполнены 80 диэлектрической жидкостью, в данном случае трансформаторным маслом, до половины расстояния между пластинами при одинаковом давлении в камерах. Разность давлений в измерительных камерах приводит к изменению уровней жидкости между пластинами конденсаторов, и, соответственно, к изменению значений емкостей измерительных конденсаторов. При соединении камер с двумя независимыми источниками давления микробарограф позволяет измерять разность давлений. При регистрации инфразвуковых колебаний одна из камер непосредственно соединяется с атмосферой, вторая – с некоторым объемом V, соединяющимся с атмосферой через капилляр. Конечность объема V приводит к уменьшению чувствительности микробарографа из-за упругости воздуха в камере сравнения при изменении уровня жидкости. Как показано в работе [Бовшеверов и др., 1979], если используется в качестве объема кислородный баллон, то чувствительность прибора снижается по сравнению со случаем V = не более, чем в 1,5 раз. В нашем случае путем подбора капилляра и использования кислородного баллона получен частотный диапазон датчика в интервале от 1 сек до 40 мин. Рис. 3.1. Функциональная схема системы сбора. Для микробарографов были специально разработаны и изготовлены электронные схемы. Емкости в камерах являются задающими для релаксационных 81 генераторов. С помощью петли фазовой автоподстройки подстраиваются по частоте и фазе друг под друга. Сигнал управления пропорционален изменению емкостей микробарографов, или, другими словами, разности давлений в камерах. В приборе установлены фильтры с полосами, пропускающие сигналы с периодами: 1 сек – 40 мин; 1 мин – 40 мин; 5 мин – 40 мин. Калибровка микробарографов осуществлялась по методике используемой в работе [Кузьмин и др., 1997]. С помощью медицинского щприца создавался перепад давления в камерах 25 дин/см2, что соответствовало инжекции 1 см3 воздуха. Датчики при калибровке изолировались от воздействия колебаний давления в атмосфере. Проверка чувствительности микробарографов производилась также с помощью инжекции воздуха с помощью шприца. Уровень собственных шумов прибора не превышал 1 дин/см2. Функциональная схема передачи информации по каналам телеметрии от микробарографов приведена на рис.3.2. Система телеметрии, как видно из рисунка, состоит из двух разнесённых независимых каналов, состоящих микробарографа, генератора, работающего в режиме частотной из датчика модуляции (модулятор), и передатчика, также работающего в режиме частотной модуляции. Модуляторы выполнены на прецизионных преобразователях напряжение – частота (КР1108 ПП1) с максимальной девиацией частоты 2 кГц. С выхода модуляторов частотно- модулированный сигнал подается на передатчики, первый из которых работает на частоте 27,465 МГц, а второй - на частоте 27,0085 МГц. Сигналы телеметрии принимаются на два удаленных независимых портативных трансивера “ПИЛОТ”, каждый из которых настроен на свою частоту. С выходов приемников усиленный сигнал дополнительно фильтруется и через согласующее устройство поступает на АЦП. Третий датчик микробарографа через согласующее устройство непосредственно подключен к АЦП. Применение двойной частотной демодуляции в каналах телеметрии позволило получить незначительный уровень помех в диапазоне 26-28 мГц. Радиопередатчики и приемные устройства трансиверов позволяют разнести микробарографы на значительно большие (до нескольких километров) расстояния, что планируется сделать в дальнейшем. 3.1.2. Электропроводность воздуха. Для измерения электропроводности воздуха использован стандартный сетевой прибор для обсерваторских наблюдений “Электропроводность-2”. В этом приборе использован аспирационный метод измерения. Сущность этого метода заключается в измерении тока ионов, осаждающихся из потока воздуха на одну из обкладок 82 конденсатора, когда между ними приложено напряжение. В данном приборе измеряется полярная электропроводность воздуха σp. Прибор позволяет измерять проводимость σр = 5-1010-15 сим/м, типичное значение у поверхности земли. Скорость потока воздуха порядка 20 л/ мин. Выход прибора адаптирован под АЦП L205. Постоянная времени - 100 сек. Рис. 3.2. Функциональная схема телеметрии для микробарографов. 3.1.3. Атмосферное электрическое поле. Для измерения напряженности электрического поля использован сетевой датчик ”Поле-2”, позволяющий непосредственно проводить измерение градиента потенциала электрического поля. Суть метода, используемого в приборе, состоит в преобразовании постоянного потока электростатической индукции измеряемого поля в переменный у поверхности воспринимающего элемента, причем энергию на преобразование расходует преобразователь. Изменение величины потока обуславливает изменение величины связанного с ним заряда на воспринимающем элементе. На нагрузке, связанной с воспринимающим элементом, течет переменный ток. Падение напряжения на нагрузке пропорционально напряженности электрического поля. Прибор имеет два предела измерения напряженности электрического поля 5000 В/м и 500 В/м. Оба предела выведены на АЦП. Точность измерения составляет 20%. 3.1.4. Программно-аппаратные средства системы сбора. 83 Система конструктивно состоит из двух компьютеров, объединенных местной локальной сетью. Основной компьютер, выполняющий функцию “хранения и просмотра данных”, имеет две сетевые карты, обеспечивающие подключение с одной стороны к сети института, с другой стороны – к компьютеру с системой сбора. На втором компьютере установлена дисковая операционная система DOS-6.22, с DOSклиентом, осуществляющим поддержку сетевого протокола IPX, для подключения к основному компьютеру. Аналого-цифровое установленной в преобразование DOS-компьютере и (АЦП) выполняется представляющей платой собой L-205, 16-канальный преобразователь аналогового сигнала в двоичный код с разрешением 12 бит и временем преобразования 2 мксек. Управление платой осуществляется специально разработанной программой, которая обеспечивает следующие возможности для работы: 1) работа с временным разрешением от 1 мин до 500 гц независимо для каждого из 16 каналов; 2) работа в режиме прямого доступа в память (ПДП) без участия процессора; 3) графическое представление результатов преобразования, с возможностью изменения масштаба отображения; 4) перемещение суточного файла данных на другой компьютер; 5) отложенное перемещение при невозможности передачи данных в текущий момент. В данной системе сбора используются 7 каналов. Первые три с частотой опроса 5 раз в секунду осуществляют преобразование данных от микробарографов. Следующие два канала (4 и 5), с частотой опроса раз в 10 секунд, преобразуют сигналы с датчиков напряженности электрического поля, и последние 6 и 7 каналы, с той же частотой опроса, цифруют сигналы с датчиков электропроводности воздуха. Результатом работы программы является суточный файл данных, который в полночь перемещается с компьютера сбора на компьютер хранения и просмотра данных. Перемещение выполняется благодаря использованию режима ПДП и посредством сетевого протокола IPX. Если в момент перемещения файла компьютер, получающий данные неработоспособен, или возникли проблемы с сетью, то перемещение откладывается до следующей полуночи, когда будет выполнено перемещение уже двух файлов. Компьютер, осуществляющий хранение данных, подключен к локальной сети института, посредством которой, возможен оперативный просмотр данных с любого компьютера в сети. Просмотр выполняется с помощью специальной программы ExtData, позволяющей преобразовать данные из двоичного вида (исходный суточный 84 файл) в текстовый или графический формат. На рис.3.3 приведен пример суточной записи в графической форме всех датчиков, входящих в данную сеть. Рис. 3.3. Пример суточной записи в графической форме всех датчиков, входящих в данную сеть. Высокоширотный измерительный комплекс создан впервые в России для проведения комплексных измерений различных атмосферных параметров в рамках интегрированного подхода для изучения воздействия различных внешних факторов (космофизических и антропогенных) на атмосферу и климат. Измерение всех этих параметров напрямую связано с механизмом воздействия космофизических агентов на атмосферу и климат (см. Главу 5). 3.2 Спектральные характеристики вариаций атмосферного давления и электрического поля при экстремальных погодных условиях в высоких широтах. В разделе приведены результаты спектрального анализа данных синхронных 85 измерений электрических параметров атмосферы (электрическое поле, положительная электропроводность, отрицательная электропроводность) и вариаций атмосферного давления, вызванных различными изменениями метеорологических условий (дождь, туман, метель, гроза), опубликованные в работах [Шумилов, Касаткина и др., 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 2004c; Kasatkina et al., 2006]. Измерения проводились при помощи Высокоширотного автоматизированного комплекса ВКИАВЭ, описание которого приведено в предыдущем разделе. Как известно, наиболее чувствительным индикатором предстоящего изменения погоды, на который реагирует организм человека, является атмосферное электричество [Владимирский, Кисловский, 1982; Гичев, Гичев, 1989]. Известно также, что короткопериодные вариации градиента потенциала атмосферного электричества и атмосферного давления связаны с различными метеорологическими явлениями локального характера (облака, туманы, промышленные аэрозоли, грозовая активность) [Чалмерс, 1974; Нетреба, Свиркунов, 1995; Анисимов, 2001; 2003а,б]. Вместе с тем, в высоких широтах появление пульсаций атмосферного электрического поля и атмосферного давления может быть связано также с магнитосферными возмущениями [Жулин и др., 1977; Клейменова и др., 1992; Никифорова и др., 2003]. В этой связи представляется интересным развитие новых интегрированных методов наблюдений для выявления метеорологических и магнитосферных источников возмущений полярной атмосферы. 3.2.1. Дождь. На рис. 3.4 приведен пример изменений Ez во время дождя 28 июня 2002 г. В первой половине дня погода была в основном ясной; дождь наблюдался лишь между 14 и 16 часами Единого времени (UT). После прекращения дождя отмечается резкий скачок напряженности поля Ez с изменением знака и амплитудой около 3 кВ/м (рис. 2.4). В период с 17.30 до 17.40 UT над пунктом наблюдений прошло большое грозовое облако. В этот период амплитуда напряженности поля Ez увеличилась до 1.5 кВ/м. Электропроводность при этом уменьшилась приблизительно в два раза. После начала дождя в 17.50 UT величина Ez уменьшилась до фонового значения. В данном случае дождь послужил причиной стока заряда, образовавшегося в нижней части грозового облака. На рис. 3.5 приведена спектрально-временная диаграмма (динамический спектр) изменений Ez во время процесса. Как видно, увеличение Ez сопровождалось появлением вариаций с Т > 1 мин. С началом дождя в 18 UT вариации Ez исчезают. 86 Рис. 3.4. Вариации электрических параметров атмосферы (1-минутные усреднения) во время дождя 28 июня 2002 г. по данным обсерватории г. Апатиты: а – вертикальная компонента электрического поля; б – положительная (1) и отрицательная (2) электропроводность. 3.2.2. Гроза. Случай сильной грозы, сопровождавшейся молниевыми разрядами, был отмечен 29 июня 2002 г. В этот день сильная гроза (с молниями) началась в период времени с 13.10 до 13.20 UT. В этот момент времени были зарегистрированы значительные изменения Ez с амплитудой около 10 кВ/м и со сменой знака (см. рис. 3.6б). Затем, после начала града, величина Ez оставалась высокой. Около 14.50 UT произошел второй молниевый разряд, во время которого также был отмечен скачок величины Ez. Скачки в вариациях давления наблюдались практически одновременно с изменениями Ez и совпадали с началом грозы (рис. 3.6б). Генерации инфразвука и внутренних гравитационных волн от молниевых разрядов посвящен ряд работ [Григорьев, Докучаев, 1981; Balashandran, 1979]. 87 Рис. 3.5. Динамический спектр вариаций вертикальной компоненты электрического поля во время дождя (разрешение 10 с). По оси Х отложено время в 10 с. от 0 до 22 UT; по оси У – частота в 1/10 с. На рис. 3.7а приведен динамический спектр вариаций Ez во время грозы. Видно, что флуктуации Ez c T > 1 мин совпадают с началом грозовой активности. Следует сказать, что высокочастотная компонента в вариациях атмосферного давления (2 мин < T < 6 мин) (см. рис. 3.7б), совпадающая по времени с началом и развитием грозовой активности, появляется на фоне уже существующих медленных вариаций (Т > 6 мин), предположительно связанных с генерацией и распространением горных подветренных волн [Шумилов, Касаткина, 2002а,б]. Полученный результат совпадает с данными, приведенными в работах [Григорьев, Докучаев, 1981; Balashandran, 1979], где рассматривалась возможность генерации инфразвука и ВГВ от молниевых разрядов. Следует отметить, что периоды высокочастотных вариаций обоих параметров совпадают. 88 Рис. 3.6. Вариации атмосферного давления (а) и вертикальной компоненты электрического поля (б) (каждое значение получено с 10-секундным усреднением) при молниевых разрядах в период 09.00 – 19.00 UT 29 июня 2002 г. по данным измерений обсерватории г. Апатиы. 3.2.3. Туман. В ряде работ, посвященных исследованию изменений в атмосферном электричестве при образовании тумана [Чалмерс, 1974; Анисимов, Мареев, 2001; Анисимов и др., 2003; Bott et al., 1990], отмечается, что туман приводит к радикальным изменениям атмосферных электрических параметров. На рис. 3.8 приведены данные измерений Ez, σ и вариаций атмосферного давления Р за 3-е декабря 2001 г. В этот день температура воздуха была стабильной – около -5С; осадки отсутствовали, дул слабый ветер. Приблизительно с 06.00 UT начал образовываться сильный туман (дальность видимости менее 50 м), который сохранялся почти весь день. Заметные изменения в электрическом поле начали проявляться с момента образования тумана (06.00 UT), когда происходило плавное увеличение Ez, продолжавшееся до полудня. 89 Рис. 3.7. Динамический спектр вариаций атмосферных параметров во время грозы 29 июня 2002 г. (разрешение 10 с): вариации вертикальной компоненты электрического поля – вверху; вариации атмосферного давления – внизу. По оси Х отложено время в 10 с. от 10.00 до 18.00 UT; по оси У – частота в 1/10 с. 90 Рис. 3.8. Вариации электрических параметров атмосферы и атмосферного давления при образовании тумана 3 декабря 2001 г.: а – вариации атмосферного давления; б – вертикальная компонента электрического поля; в – положительная (1) и отрицательная (2) электропроводность. Максимальные значения Ez достигали величин 1 кВ/м и почти на порядок превышали фоновое значение в соответствии с теорией и результатами других измерений [Анисимов и др., 2003]. К вечеру, когда туман рассеялся, величина напряженности электрического поля снизилась, но по-прежнему превышала фоновое значение в 2-3 раза. Электропроводность воздуха вблизи поверхности земли в это время уменьшилась (рис. 3.8в). 91 Падение проводимости во время тумана было отмечено в работе [Чалмерс, 1974]. Увеличение Ez и понижение при образовании тумана связаны с началом интенсивного процесса роста концентрации аэрозольных частиц в воздухе и с прилипанием к ним легких ионов. Следует отметить, что с началом значительных изменений в электрическом поле наблюдались изменения и в вариациях атмосферного давления, а именно – уменьшение амплитуды флуктуаций и появление высокочастотной компоненты (рис. 3.8а). В динамических спектрах вариаций Ez и атмосферного давления (рис. 3.9а,б) появляется шумовой всплеск в широком диапазоне частот в 08.00 UT, причем в вариациях Ez (рис. 3.9а) он не так ярко выражен. Шумовой всплеск прекращается после исчезновения тумана. Экспериментальные исследования короткопериодных пульсаций электрического поля в диапазоне 10-2-1 Гц), а также соответствующие теоретические оценки, указывают на их связь с турбулентным перемешиванием заряженных частиц и дрейфом объемных зарядов в приземном слое [Анисимов, Мареев, 2001]. Наблюдаемые флуктуации Ez связаны с формированием в условиях тумана протяженных аэроэлектрических структур, заполненных турбулентным газом [Анисимов, Мареев, 2001; Анисимов и др., 2003]. В результате спектрально-временного анализа вариаций давления атмосферного электрического поля при условиях нарушения погоды получены следующие выводы: 1) В экстремальных погодных условиях (дождь, туман, гроза) спектральные характеристики вариаций давления и атмосферного электрического поля меняются практически синхронно. 2) Полученные результаты указывают на необходимость исследования изменений атмосферных параметров в высокоширотной зоне при помощи интегрированных методов наблюдений. Этот подход позволит приблизиться к пониманию физических процессов в атмосфере. 92 Рис. 3.9. Динамический спектр вариаций атмосферных параметров во время тумана 3 декабря 2001 г. (разрешение 10 с): вариации вертикальной компоненты электрического поля – вверху: вариации атмосферного давления – внизу. По оси Х отложено время в 10 с. от 00.00 UT; по оси У – частота в 1/10 с. 93 3.3 Происхождение электрического поля Земли. В настоящее время при рассмотрении атмосферного электрического поля наиболее простой и широко используемой моделью является модель сферического конденсатора, ынутренней обкладкой которого служит отрицательно заряженная земная поверхность, а внешней – ионосфера. Разность потенциалов между поверхностью Земли и верхними слоями атмосферы имеет значения порядка 250 кВ [Матвеев, 2000; Bering et al., 1998]. По мнению ряда исследователей, генератором, который непрерывно подзаряжает систему Земля-ионосфера, являются грозы. Подтверждением грозовой теории, принятой в 20-х годах прошлого столетия, считается наблюдаемое подобие суточного хода градиента потенциала электрического поля атмосферы в ненарушенных условиях (над океанами и арктическими районами) – «кривая Carnegie» [Матвеев, 2000; Bering et al., 1998] (рис. 3.10б). Рис. 3.10. а) суточный ход градиента потенциала электрического поля атмосферы над океанами (кривая Carnegie); б) суточный ход суммарной площади, занятой грозами [Bering et al., 1998]. Напряженность электрического поля связана с потенциалом U соотношением: E gradU (3.1) 94 или Ex U U U ,Ey ,Ez x y z (3.2) Напряженность связана уравнением Пуассона с плотностью объемного заряда Q: div E Q ( 0 ) , (3.3) или E y Q E x E z y z x 0 (3.4) где 0 = 8,8510-12 Кл/(Вм) – электрическая постоянная, 1 – диэлектрическая проницаемость воздуха Поскольку при условии «хорошей погоды» эквипотенициальные поверхности электрического поля практически совпадают с уровневыми поверхностями, то горизонтальные составляющие Ex и Ey близки к нулю, а уравнение Пуассона приобретает вид: E z Q z 0 (3.5) Интегрируя это уравнение от земной поверхности до произвольной высоты z, получаем: Ez (z) Ez (0) 1 z 0 0 Qdz (3.6), где Ez (0) – вертикальная составляющая напряженности электрического поля при z = 0 Из уравнения (3.6) следует, что величина вертикальной составляющей напряженности с увеличением высоты убывает. Гипотеза подзарядки конденсатора земля-ионосфера грозовой активностью являлась основной и доминировала вплоть до начала освоения космического 95 пространства. Последующие исследования показали, что сама грозовая обстановка может зависеть от солнечной активности [Ермаков, 2000; Herman, Goldberg, 1978; Reiter, 1992; Bazilevskaya et al., 2000; Schlegel et al., 2001]. Например, вариации СКЛ и ГКЛ могут оказывать существенное влияние на аэрозольный слой [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Yu, Turco, 2000; Kasatkina, Shumilov, 2005] и электрические параметры атмосферы [Markson, 1981; Tinsley, Deen, 1991; Zadorozhny et al., 1994], а также на процесс образования облаков [Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Marsh, Svensmark, 2000; Palle, Butler, 2001; Carslaw et al., 2002; Marsden, Lingenfelter, 2003]. С другой стороны, в высоких широтах, как это было показано по данным измерений [Жданов и др., 1984; Ptitsyna et al., 1995; Tinsley et al., 1998; Tinsley, 2000], на фоне унитарной кривой с максимумом вблизи 18-20 UT наблюдаются вариации, вызванные солнечной и геомагнитной активностью. Рис. 3.11. Схематическое изображение действия различных агентов на электрические параметры атмосферы [Sheftel, 1994]. 96 Ряд работ посвящен проблеме влияния на атмосферное электричество солнечномагнитосферных процессов, как, например, плотность потока солнечного ветра [Sao, 1967], солнечные вспышки [Моисеев, 1993; Reiter, 1969; 1971], вариации космических лучей [Markson, 1981; Tinsley, Deen, 1991; Zadorozhny et al., 1994; Marcz, 1997], магнитная активность [Шефтель и др., 1992; Клейменова и др., 1998; Rao, 1970], интенсивность полярных сияний [Olson, 1971] и высыпаний авроральных электронов [Никифорова и др., 2003]. На рис. 3.11 схематически изображены различные агенты, вызывающие изменения в атмосферном электричестве [Sheftel et al., 1994]. Однако несмотря на то, что вклад солнечно-магнитносферной компоненты в атмосферное электричество наиболее ярко выражен в высоких широтах, измерения электрических параметров атмосферы в авроральной зоне проводились лишь эпизодически. В следующем разделе приведены результаты исследования взаимосвязи вариаций напряженности электрического поля в приземном слое атмосферы с солнечномагнитосферными процессами в полярных широтах [Шумилов, Касаткина и др., 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 2004]. 3.4 Суточные вариации атмосферного электрического поля и магнитосферные эффекты. На рис.3.12 приведены результаты измерений напряженности электрического поля Еz (рис. 2.11а) и электропроводности (рис. 3.12б), полученные в обсерватории Апатиты с 23 мая 2001 г. по 3 июля 2002 г. Для анализа выбирались дни, так называемой, «хорошей погоды». «Хорошей погодой» называют по традиции условия, при которых: 1) отсутствуют грозы, осадки, иней, изморозь, туман, метель, поземка, сильная и умеренная мгла и дымка; 2) отсутствует пыльный ветер и скорость ветра не превышает 6 м/с; 3) отсутствует нижняя облачность, а общая облачность не превышает трех баллов; 4) величина градиента потенциала-напряженности лежит в пределах 1-500 В/м; 5) в течение часа поле остается положительным (нет перехода через ноль). Во всяком случае, именно так в работе [Семенов, 1974] определены условия «хорошей погоды» для отбора данных по Еz. Из рис. 3.12а можно видеть, что наименьшее количество данных по Еz, соответствующих условиям «хорошей погоды», приходится на зимний период. 97 Рис. 3.12. Вариации электрических параметров атмосферы (среднесуточные значения) за период 01.05.2001 – 31.07.2002 гг. по данным измерений обсерватории г. апатиты: а – вариации вертикальной компоненты напряженности электрического поля; б – вариации положительной (кривая 1) и отрицательной (кривая 2) электропроводности. Как отмечалось выше, в высоких широтах на фоне унитарной вариации напряженности Еz с минимумом в интервале 03 – 06 UT и максимумом в 18 – 19 UT [Bering et al., 1998] наблюдаются флуктуации, связанные с солнечной и магнитной активностью. На рис. 3.13 приведены зависимости Еz (компоненты электрического поля, усредненные по сезонам и за год) от времени суток. Видно, что максимальные значения Еz наблюдаются зимой, минимальные – летом и осенью. Аналогичную 98 сезонную зависимость имеет Еz -компонента на высокоширотной норвежской станции Карасьок (широта 690 N) [Adlerman, Williams, 1996]. Рис. 3.13. Суточные вариации градиента потенциала атмосферного электрического поля по данным измерений обсерватории г. Апатиты (а) в зависимости от сезона: 1 – зима, 2 – весна, 3 – лето, 4 – осень; б – среднегодовые значения. Вертикальные штрихи на кривой показывают величину среднеквадратичного отклонения. 99 На рис. 3.14 приведены суточные зависимости нормированной Еz -компоненты (Еzn) по данным обсерватории Апатиты. Величины Еzn определены по следующей формуле: Рис. 3.14. Суточные вариации градиента потенциала атмосферного электрического поля по данным измерений обсерватории г. Апатиты для различных условий магнитной возмущенности. Вертикальные штрихи на кривой показывают величину среднеквадратического отклонения. 100 Еzn = Еzh / Еz0 (3.7), где Еzh и Еz0 -компоненты Еz усредненные, соответственно, за час и за день. Из рис. 3.14 видно, что Еz -компонента в утренние UT-часы увеличивается с ростом Кр индекса. Появление в суточном ходе Еz - компоненты дополнительного максимума, в ночные и утренние часы отмечалось для высоких широт в работах [Жданов и др., 1984; Ptitsyna et al., 1995; Tinsley et al., 1998], где это явление объяснялось возможным проявлением магнитосферной конвекции в Еz - компоненте. Наши результаты также говорят о том, что появление утреннего и ночного максимума в Еz -компоненте при увеличении магнитной активности может быть связано с увеличением магнитосферного электрического поля, возникающего при взаимодействии намагниченной плазмы солнечного ветра с магнитосферой Земли и направленного с утренней на вечернюю сторону магнитосферы [Акасофу, Чепмен, 1975; Исаев, Пудовкин, 1972; Pudovkin et al., 1968]. Усиление этого поля вызывает крупномасштабную магнитосферную конвекцию, представляющую собой движение плазмы от границы магнитосферы внутрь её и далее, по направлению к Земле [Исаев, Пудовкин, 1972]. Для поддержания магнитосферной конвекции необходимо наличие либо южной компоненты межпланетного магнитного поля (ММП) (магнитного поля, переносимого в межпланетном пространстве потоками солнечного ветра), либо эффекта вязкого трения, возникающего при обтекании магнитосферы солнечным ветром [Акасофу, Чепмен, 1975; Исаев, Пудовкин, 1972; Pudovkin et al., 1968]. Для оценки «магнитосферного» вклада в суточный ход Еz были выполнены расчеты проекций трех компонент ММП на реальный геомагнитный диполь в зависимости от Единого времени –UT по методике, взятой из работы [Шумилов и др., 1988]. Для роста магнитосферной конвекции важны положительные значения проекций компоненты на геомагнитный диполь, т.е., «отрицательные геоэффективные» значения ММП. На рис. 3.15 приведены расчеты «эффективной» компоненты ММП для разных сезонов в зависимости от UT. Как видно из рис. 3.15, наблюдается сходство UTзависимостей «эффективной» компоненты ММП и Еz -компоненты для осеннего и весеннего сезонов (см. рис. 3.12). 101 Рис. 3.15. Результаты применения методики [Шумилов, Вашенюк, Колосова, 1988] для расчета «эффективного» межпланетного магнитного поля в зависимости от времени (UT): а – весна, б – лето, в – осень, г – зима, д – за весь год. Наблюдаемая UT-вариация Еz - компоненты, могла бы быть объяснена также благоприятным расположением дневных полярных «каспов» магнитосферы, т.е. поворотом того или иного «каспа» в сторону Солнца. Напомним, что «касп» – это своеобразная «воронка», т.е., область, отделяющая замкнутые силовые линии на 102 дневной стороне магнитосферы от разомкнутых силовых линий, уходящих в «хвост». Через такую «воронку» солнечные космические лучи из межпланетного пространства и частицы солнечного ветра свободно проникают в нижние слои атмосферы и ионосферы [Акасофу, Чепмен, 1975]. На рис. 3.16 приведены UT-зависимости вариаций галактических космических лучей (ГКЛ) за исследуемый период для магнитоспокойных условий (Кр 5) по данным нейтронного монитора, установленного в г.Апатиты. Интересно отметить, что при малых Кр, когда вклад магнитосферной конвекции уменьшается, UT-зависимости Еz - компоненты и вариаций ГКЛ сходны между собой и подобны кривой Carnegie. Увеличение Еz с ростом интенсивности ГКЛ, является, скорее всего, следствием того, что и поток ГКЛ, и Еz зависят от магнитной активности в высоких широтах. Рис. 3.16. Суточная зависимость вариаций ГКЛ за исследуемый период по данным нейтронного монитора обсерватории г. Апатиты. Вертикальные штрихи на кривой показывают величину среднеквадратического отклонения. Одним из возможных объяснений этого факта может служить то обстоятельство, что в спокойной геомагнитной обстановке влияние магнитосферных процессов на атмосферное электрическое поле ослабевает и остается лишь поле, вызванное грозовыми облаками и локальными источниками. С другой стороны, известно, что один из источников грозовой активности, низкая облачность, также коррелирует с потоками ГКЛ в глобальном масштабе [Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Butler, 2001]. В этом случае UT-вариации ГКЛ могут быть определяющими и для грозовой активности, и для вариаций Еz. Унитарная (UT) зависимость ГКЛ может быть связана с 103 несколькими факторами, а именно с расположением «каспов» и с условиями проникновения и распространения космических лучей в магнитосфере, в частности, с «квазидрейфом» высокоэнергичных частиц [Shumilov et al., 1993]. Таким образом, результаты анализа измерений вариаций атмосферного электрического поля в высоких широтах свидетельствуют о том, что суточный ход Еz компоненты в авроральной зоне в значительной степени обусловлен влиянием магнитосферных электрических полей и вариациями галактических космических лучей. Эта связь осуществляется сложным образом и зависит от ориентации магнитного диполя относительно линии Солнце – Земля, уровня магнитной возмущенности, а также от сезона и времени суток. 3.5 Эффекты солнечных космических лучей в вариациях атмосферного электрического поля. Эффекты солнечных вспышек и космических лучей в атмосферном электрическом поле исследовались в ряде работ [Моисеев и др., 1985; 1993; Сobb, 1967; Reiter, 1969; 1971; Markson, 1971; 1978; Olson et al., 1978; Reagan et al., 1983; Goldberg, 1984; Sheftel et al., 1994; Zadorozhny et al., 1994; Rycroft et al., 2000; Farrel, Desch, 2002]. Отмечалось, что вторжение солнечных протонов релятивистских энергий (СКЛ) может привести к значительным изменениям электрических свойств атмосферы. Например, в работах [Holzworth, Mozer, 1979; Reagan et al., 1983] сообщалось о значительном понижении величины Ez (на 90%) и об увеличении проводимости на высоте 30 км во время GLE 4 августа 1972 г. Такая реакция атмосферы не противоречит концепции «глобальной электрической цепи», согласно которой в атмосфере течет ток, определяемый разностью потенциалов между ионосферой и поверхностью Земли (~ 250 кВ) и проводимостью атмосферы σ, которая, в свою очередь, в нижней атмосфере зависит от ионизации, вызываемой космическими лучами и эманацией радона из почвы. Генератором тока в такой «цепи» служит грозовая активность в тропической зоне (см. рис. 3.17) [Rycroft et al., 2000]. Предположительно, что некоторые планеты Солнечной Системы (Венера, Марс, Титан) имеют сходную с Землей атмосферную электрическую систему или «глобальную электрическую цепь» [Aplin, 2006]. Проводимость также зависит от степени загрязненности атмосферы, облачности, наличия аэрозолей и, в приземном слое, от метеорологических факторов. Соотношение между этими величинами в приближении «хорошей погоды» определяется законом Ома [Чалмерс, 1974; Reagan et al., 1983; Farrel, Desch, 2002]: 104 jz = σEz (3.8), где: jz – плотность тока. Рис. 3.17. Схема глобальной токовой цепи [Rycroft, 2000]. Согласно модельным оценкам, использующим соотношение (3.8), только высокоэнергичные частицы (E>450 МэВ), проникающие до тропосферных высот и ниже, как во время событий типа GLE, могут вызвать лишь незначительные (~5%) изменения величины Ez на поверхности Земли [Reagan et al., 1983; Farrel, Desch, 2002]. Однако существует ряд экспериментальных фактов, которые, на первый взгляд, противоречат классической концепции «глобальной электрической цепи». Например, согласно [Гапонов и др., 1988; Никифорова и др., 2003; 2005; Hale, Croscey, 1979] высыпания частиц с гораздо меньшими энергиями (сотни электрон-вольт) в авроральной зоне во время магнитосферных возмущений могут привести к вариациям Ez на поверхности Земли. С другой стороны, по данным ракетных и баллонных измерений в стратосфере и нижней мезосфере обнаружено одновременное увеличение Ez и σ во время двух событий GLE (16 февраля 1984 г. и 19 октября 1989 г.) [Holzworth et al., 1987; Zadorozhny et al., 1994]. Всё это можно объяснить, если вспомнить, что существование больших электрических полей в стратосфере и мезосфере может быть связано с аэрозольными слоями [Hale, Croscey, 1979; Holzworth et al., 1987; Zadorozhny et al., 1994]. Согласно оценкам авторов работы [Park, 1976] горизонтальные крупномасштабные электрические поля ионосферы эффективно проникают к земной 105 поверхности, вызывая вариации Ez. Известно, что сами СКЛ, проникая в атмосферу, могут через ионизацию воздействовать на процессы нуклеации и образования аэрозолей (см. Главу 2). Например, во время GLE 16 февраля 1984 г. по данным лидарных измерений было зафиксировано увеличение концентрации аэрозолей на 50% на высоте 20 км в авроральной зоне [Касаткина и др., 1999; Shumilov et al., 1993b; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; Kasatkina, Shumilov, 2005]. Кроме того, высыпающиеся энергичные частицы могут «закоротить» существующие в стратосфере и нижней мезосфере электрические поля, приводя таким образом к значительным изменениям величины Ez на поверхности Земли [Hale, Croscey, 1979; Zadorozhny et al., 1994]. В частности, в работах [Holzworth et al., 1987; Zadorozhny et al., 1994; Zadorozhny, Tyutin, 1998] было показано, что увеличение величины Ez во время GLE возможно, если увеличение аэрозольной концентрации в атмосфере в процессе ионизации происходит быстрее, чем рост проводимости. Существуют также теоретические обоснования, согласно которым высыпающиеся солнечные протоны могут привести к увеличению Ez в стратосфере вблизи соответствующей широты геомагнитного обрезания, или вблизи границы между теплым и холодным атмосферным фронтом в высоких широтах [Herman, Goldberg, 1978]. В настоящем разделе приводятся результаты измерений Ez-компоненты (обс. Апатиты) для трех событий GLE 2001 г.: 15 апреля, 18 апреля и 4 ноября [Kasatkina et al., 2003a, 2009; Шумилов, Касаткина и др., 2015]. Все эти события сопровождались корональными выбросами массы или Coronal Mass Ejections (CME) [Застенкер, Зеленый, 1999; Gosling, 1993] по данным коронографа LASCO, установленного на борту солнечной гелиосферной обсерватории SOHO. По определению CME – грандиозные выбросы вещества (до 10 млрд. т) из короны Солнца [Застенкер, Зеленый, 1999]. В Таблице 3.1 приведены сведения о вспышках и CME, приведенные на сайте NOAA [http://www.sec.noaa.gov]: (начало – Т1, интенсивность в рентгеновском диапазоне – I, начало CME – T2), о солнечных протонных событиях (начало GLE – T3, максимум события – Т4, интенсивность потока протонов с энергиями E>10 МэВ в максимуме события (см-2стер-1с-1МэВ-1) – F). Информация о событиях GLE приведена на сайте станции космических лучей в Оулу (Ф’=61.8º) [http://cosmicrays.oulu.fi/GLE.html]. Для события GLE 15.04.2001 г. были привлечены также данные измерений Ez в средних широтах (обс. Воейково, Ф’= 56.1º) и в полярной шапке (обс. Восток, Ф’= -89.4º), данные ИСЗ GOES-8 об интенсивности потоков рентгеновского излучения и солнечных протонов [http://rsd.gsfc.nasa.gov/goes] (рис. 3.18). 106 Таблица 3.1 Данные SOHO/LASCO о вспышках и выбросах корональной массы CME Дата T1 (UT) I Координаты T2 (UT) T3 (UT) T4 (UT) F 13.19 X14 S20 W85 13.38 14.10 19.20 951 15/04/2001 02.14 C2 S20 W-Limb 02.30 03.15 10.45 321 18/04/2001 16.03 X1 N06 W18 16.12 17.05 06/02.15 31700 4/11/2001 Из рис. 3.18 видно, что изменения в электрическом поле в обс. Апатиты, представляющие собой иррегулярные колебания с периодом ~ 10 мин и максимальной амплитудой ~ 1000 В/м, становятся заметными ~ за 2 часа до начала GLE (14.10 UT) и ~ за 1.5 часа до всплеска рентгеновского излучения мощностью Х14. Соответствующая вспышка на Солнце произошла в области с гелиокоординатами S20W85 в 13.19 UT [Nitta et al., 2003] (см. Табл. 3.1). Следует отметить, что за период 1976-1989 гг. наблюдалось только 16 вспышек с интенсивностью в рентгеновском диапазоне Х10 и выше [Poirier, D’Andrea, 2002]. Величина Ez в это время составляла ~ 1000 В/м (см. рис. 3.18а). По данным нейтронных мониторов Оулу и Неварк (Ф’=49.9º) увеличение интенсивности космических лучей для GLE 15.04.2001 г. составило 57% и 35% соответственно [Poirier, D’Andrea, 2002]. Данное событие GLE также являлось одним из самых мощных в 23-м солнечном цикле, энергия релятивистских протонов в этом событии достигала ~1 ГэВ [Bieber et al., 2004]. С началом события GLE резкие изменения в электрическом поле прекратились, и начались плавные изменения Ez. Следующий всплеск Ez с максимумом амплитуды ~ 1000 В/м в ~ 19.40 UT (см. рис. 3.18а) имел место в конце события GLE [Poirier, D’Andrea, 2002]. Приблизительно в это же время (~ 19.00 UT) началось еще одно увеличение потока протонов с энергиями E>1 МэВ и E>10 МэВ (см. рис. 3.18д). Похожие изменения в Ez наблюдались в это же время (~ за 2.5 часа до вспышки) в полярной шапке и в средних широтах (см. рис. 3.18б,в). Максимальная амплитуда изменений Ez за исследуемый период в обс. Воейково и Восток достигала значений ~450 В/м и ~750 В/м соответственно (см. рис. 3.18б,в). Следует отметить, что данные Ez обс. Восток представляют среднечасовые значения, поэтому максимальная амплитуда изменений могла превышать величину 750 В/м. 107 Ez (В/м) 400 а Апатиты, Ez б Восток, Ez в Воейково, Ez 0 -400 -800 Ez (В/м) 1000 800 600 400 200 Ez (В/м) 0 600 400 200 0 -200 220 I (отн.ед.) г 200 180 160 140 Част/(см^2стер с МэВ) Вт/м^2 1E-3 1E-4 1E-5 1E-6 1E-7 1E-8 1E-9 1E+4 1E+3 1E+2 1E+1 1E+0 1E-1 1E-2 д 1 2 1 2 е 3 4 0 2 4 6 8 10 12 UT 14 16 18 20 22 24 Рис. 3.18. Вариации Ez-компоненты атмосферного электрического поля во время события GLE 15.04.2001 г.: а) обс. Апатиты (Ф’=63.3º) (5-мин значения); б) обс. Восток (Ф’=-89.4º) (среднечасовые значения); в) обс. Воейково (Ф’=56.1º) (5-минутные значения); г) интенсивность космических лучей по данным нейтронного монитора обс. Апатиты (5-мин значения); д) вариации рентгеновского излучения по данным ИСЗ 108 GOES-10 (в диапазоне 0.1-0.8 нм – кривая 1, 0.05-0.4 нм – кривая 2); е) вариации интегральных потоков электронов с энергиями E>2 МэВ – кривая 1, протонов с энергиями E>1 МэВ – кривая 2; E>10 МэВ – кривая 3; E>100 МэВ – кривая 4. Вертикальной чертой обозначен момент вспышки в 13.19 UT. Известно, что метеорологические факторы (скорость ветра, температура) могут оказать существенное влияние на изменения Ez. Для исключения влияния метеорологических эффектов были привлечены данные о скорости ветра в обс. Апатиты и обс. Восток за исследуемый период (рис. 3.19). Рис. 3.19. Вариации электрического поля (а) и скорости ветра (б) в обс. Восток в апреле.2001 г. Видно, что в обс. Восток величина скорости ветра оставалась практически неизменной (5-6 м/с) с начала 14 апреля 2001 г. (рис. 3.19б). По данным метеостанций обс. Апатиты хотя и наблюдалось плавное увеличение величины скорости ветра с раннего утра 15.04.2001 г., но в интересующий нас период она не превышала 5 м/с. 109 Примерно с 12.00 UT наблюдалась также поземка. По нашему мнению, такие изменения в метеоусловиях не могут быть причиной наблюдаемых в данный период вариаций Ez (до 1000 В/м) в обс. Апатиты (см. рис. 18а). К сожалению, данные обс. Воейково о скорости ветра отсутствовали, но известно, что величина Ez в первой половине дня оставалась практически постоянной, и значительные изменения начались лишь после ~11 UT (см. рис. 3.18в). Сходство наблюдаемых изменений Ez в высоких и средних широтах (практически одновременное начало после ~11 UT, характер и значительная амплитуда изменений (более 1кВ), а также совпадение по времени с грандиозным по масштабам проявлением солнечной активности) позволяет считать это совпадение не случайным. Следует отметить, что данное событие GLE произошло на фоне мощного (более 35% по данным обс. Оулу) Форбуш-понижения ГКЛ, которое, без сомнения, оказало влияние на электрические параметры атмосферы. Очень важным является также то обстоятельство, что наблюдаемые изменения электрического поля начались на всех широтах приблизительно магнитометрических за данных 2 часа высоких до начала широт самой показал вспышки. отсутствие Анализ какой-либо авроральной активности перед вспышкой. На рис. 3.20 и 3.21 приведены данные измерений Ez в обс. Апатиты и ИСЗ GOES-8 для двух других событий GLE: 18.04.2001 г. и 4.11.2001 г. Оба эти события также были вызваны мощными вспышками и сопровождались корональными выбросами (см. Табл. 3.1). Что касается изменений Ez для этих двух событий, то они представляли собой иррегулярные колебания на фоне постепенного увеличения до ~ 900 В/м. В случае 18.04.2001 г. они также начались приблизительно за 1 час до момента вспышки (02.14 UT), а 4.11.2001 г. – практически одновременно с началом вспышки. Возможно, предвспышечное увеличение Ez 18.04.2001 г. было связано с высыпанием энергичных частиц во время внезапного начала SC, которое имело место в 00.40 UT и сопровождалось увеличением потока электронов в диапазоне энергий E>2 МэВ и протонов с энергиями E>1 МэВ (см. рис. 3.20в). Известно, что SC вызывают высыпания энергичных электронов, что приводит к заметному увеличению поглощения космического радиоизлучения в высоких широтах [Шумилов, Касаткина и др., 1991; Shumilov, Kasatkina et al., 1996]. Ранее об исследования изменений Ez во время событий GLE по данным наземных измерений в средних широтах сообщалось лишь в одной работе [Sheftel et al., 1994] (рис. 3.22). Как видно из рис. 3.22, событие GLE вызвало увеличение градиента потенциала электрического поля в средних широтах, что не противоречит нашим данным. В работе [Никифорова и др., 2005] также сообщалось о 110 единственном случае, когда во время мощной магнитной бури 30.10.2003 г. было зафиксировано отрицательное возмущение Ez по данным среднеширотной обс. Свидер (Ф’=48), которое авторы объясняют высыпанием электронов в субавроральные широты во время магнитосферной суббури. Рис. 3.20. а) вариации Ez-компоненты атмосферного электрического поля во время события GLE 18.04.2001 г. в обс. Апатиты (Ф’=63.3º); б) вариации рентгеновского излучения по данным ИСЗ GOES-10 (в диапазоне 0.1-0.8 нм – кривая 1, 0.05-0.4 нм – кривая 2); в) вариации интегральных потоков электронов с энергиями E>2 МэВ – кривая 1, протонов с энергиями E>1 МэВ – кривая 2; E>10 МэВ – кривая 3; E>100 МэВ – кривая 4. Вертикальной чертой обозначен момент вспышки в 13.19 UT. 111 Рис. 3.21. а) вариации Ez-компоненты атмосферного электрического поля во время события GLE 4.11.2001 г. в обс. Апатиты (Ф’=63.3º); б) вариации рентгеновского излучения по данным ИСЗ GOES-10 (в диапазоне 0.1-0.8 нм – кривая 1, 0.05-0.4 нм – кривая 2); в) вариации интегральных потоков электронов с энергиями E>2 МэВ – кривая 1, протонов с энергиями E>1 МэВ – кривая 2; E>10 МэВ – кривая 3; E>100 МэВ – кривая 4. Вертикальной чертой обозначен момент вспышки в 13.19 UT. 112 Рис. 3.22. Пример из работы [Sheftel, 1994]: вариации атмосферного электрического поля во время события GLE по данным среднеширотных станций – 1; данные нейтронного монитора обс. Апатиты – 2; интегральный поток солнечных протонов с энергиями E>90 МэВ и E>5 МэВ – 3 и 4. Как уже отмечалось выше, изменения электрического поля 15.04.2001 г. наблюдались на всех широтах приблизительно за 2 часа до начала самой вспышки и коронального выброса. В некоторых работах [Моисеев и др., 1985; 1993; Гошджанов и др., 1993; Reiter, 1969; Olson, 1978] было показано, что существуют предикторы солнечных вспышек, изменяющие некоторые геофизические и метеорологические параметры на Земле перед вспышкой на Солнце. В работе [Olson, 1978] на основе статистического анализа установлено, что увеличение Ez и индексов зональной циркуляции предшествует вспышкам на Солнце. О кратковременном увеличении Ez на 40-50% за 1-2 часа до вспышки сообщалось в работе [Моисеев и др., 1993], в которой авторы связывают его с усилением роста жесткого рентгеновского излучения и радиоизлучения Солнца. Анализ результатов зондирования ионосферы доплеровским 113 методом показал, что перед некоторыми рентгеновскими вспышками наблюдается специфическое волнообразное ионосферное возмущение, опережающее момент вспышки на ~ 30-80 мин [Гошджанов и др., 1993]. Если все эти явления возникают вследствие изменения проводимости в атмосфере, то на Солнце должны существовать соответствующие источники ионизирующего излучения. В качестве возможных источников ионизирующего излучения в предвспышечный период рассматривалось УФ-излучение в токовых слоях на Солнце [Сыроватский, 1977; Гошджанов и др., 1993], а также рентгеновское и радиоизлучение, связанное с началом формирования и движения CME-структур [Фридман и др., 2006; Aurass et al., 1999; Nitta et al., 2003; Raymond et al., 2003; Gopalswamy et al., 2006; Webb, Howard, 2012]. Как отмечалось выше, все рассматриваемые события сопровождались корональными выбросами (см. Табл. 3.1). Но есть некоторые особенности, отличающие событие 15.04.2001 г. Это событие относится к классу особых экстраординарных событий СКЛ, или rogue events [Gopalswamy et al., 2003]. Термин rogue events был недавно введен М.Б. Калленроде [Kallenrode, Cliver, 2001a,б] для событий СКЛ особого класса по аналогии с rogue ocean waves (океанические «блуждающие волны»). «Блуждающие волны» (или «волны-убийцы») – гигантские одиночные волны высотой 20-30 (а иногда и больше) метров, возникающие в океане и обладающие нехарактерным для морских волн поведением [Dyachenko, Zakharov, 2005]. В rogue events ускорение частиц происходит между фронтами двух сближающихся CME (соответствующего данному событию СКЛ и предшествующего ему), как это показано на рис. 3.23 из работы [Kallenrode, Cliver, 2001b]. В данном случае изображён один из возможных вариантов, когда предшествующий корональный выброс представляет собой магнитное облако – структуру с замкнутыми силовыми линиями [Kallenrode, Cliver, 2001b]. В последнее время достаточно большое внимание уделяется изучению конфигураций, соответствующим двум или более сближающимся СМЕ в межпланетном пространстве, как наиболее экстремальным явлениям «космической погоды» [Gopalswamy et al., 2001; Sharma et al., 2013]. Характерные особенности rogue events [Kallenrode, Cliver, 2001a]: наличие двух сближающихся CME (предшествующего данному событию СКЛ и соответствующего ему, причем второй движется с большей скоростью); мощная вспышка; достаточное количество энергичных частиц в солнечной короне, ускоренных предшествующим CME; наличие мощного и продолжительного флюенса (интегральная плотность потока высокоэнергичных частиц); поглощение полярной шапки (ППШ). 114 Рис. 3.23. Схематическое изображение двух последовательных корональных выбросов в межпланетном пространстве, соответствующих протонным событиям типа «rogue events» [Kallenrode, 2001b] Такие события наблюдаются достаточно редко (не более 1-2-х за солнечный цикл), например: 14.07.1959 г., 4.08.1972 г., 19.10.1989 г., 14.07.2001 г. [Kallenrode, Cliver, 2001a]. Это становится особенно актуальным в настоящее время, в период конца максимума очередного векового цикла солнечной активности (цикла Глэйсберга). По некоторым данным, при приближении к минимуму векового цикла вероятность подобного рода экстраординарных событий СКЛ значительно возрастает [McCracken, 2007; Barnard et al., 2011]. Хотя все перечисленные выше события относятся к классу GLE, но не все GLE можно отнести к rogue events, потому что, хотя многие из них и обладают значительной интенсивностью в максимуме потока, но из-за небольшой длительности такие кратковременные возрастания не вносят существенный вклад в интегральную плотность потока. Событие 15.04.2001 г. тоже относится к rogue events [Gopalswamy et al., 2003]. Примерно за 20 часов до него в 17.15 UT 14.04.2001 г. произошла другая мощная вспышка (М1.0) и корональный выброс СМЕ1, имевшие место в той же активной области и сопровождавшиеся протонным событием, причем скорость распространения CME1 (830 км/с) была меньше, чем у СМЕ2 15.04.2001г. (1200 км/с) [Gopalswamy et al., 2003]. На рис. 3.24 приведён снимок коронального 115 выброса 15.04.2001 г., полученный с помощью коронографа, установленного на спутнике SOHO [http://cdaw/gsfc/nasa/gov/CME_list]. Рис. 3.24. Фотография короны Солнца во время события CME 15.04.2001 г. , полученная с помощью коронографа, установленного на спутнике SOHO. Как известно, события СКЛ приводят к нарушениям радиосвязи в северных районах планеты, вызывают понижения в озоновом слое и в радиационном балансе атмосферы, приводят к созданию помех и выходу из строя датчиков космических аппаратов. Во время событий СКЛ экипажи космических кораблей могут подвергнуться большему риску облучения ионизирующей радиацией. События СКЛ, относящиеся к классу rogue events, в силу своих особенностей, могут привести к более катастрофическим последствиям в среде обитания человека. В то же время, именно наличие характерных особенностей дает возможность прогнозирования таких событий. Во всяком случае, проблема прогнозирования таких событий требует дальнейшего изучения. 116 3.6 Эффекты форбуш-понижений ГКЛ в вариациях атмосферного электрического поля высоких широт. Изучению кратковременных вариаций ГКЛ (форбуш-понижений) в атмосферном электрическом поле посвящено не так много работ [Асмаев, Чернышева, 1990; Makino, Ogawa, 1984; Sheftel et al., 1994; Marcz, 1997; Engfer, Tinsley, 1999]. Причем все эти исследования, за исключением работ [Асмаев, Чернышева, 1990; Sheftel et al., 1994] проводились в средних и низких широтах, а результаты, полученные для высоких широт, по-видимому, нельзя считать статистически значимыми [Sheftel et al., 1994]. В настоящем исследований влияния разделе представлены форбуш-понижений результаты ГКЛ на экспериментальных изменение атмосферного электрического поля в высокоширотной зоне (обс. Апатиты) [Kasatkina et al., 2003a,c]. Для анализа было отобрано 9 событий за период 2001-2002 гг., соответствующих условиям «хорошей погоды» и форбуш-понижениям ГКЛ с максимальной амплитудой, превышающей 5%. Форбуш-понижения ГКЛ отбирались по данным нейтронного монитора Оулу [http://cosmicrays.oulu.fi/GLE.html]. В качестве изменений Ez рассчитывались отклонения ΔEz среднесуточных значений от среднемесячных в процентном отношении. На рис. 3.25 приведен результирующий график, полученный методом наложения эпох для событий форбуш-понижений ГКЛ за исследуемый период. К исследуемой зависимости был применен критерий Стьюдента. В результате получено, что статистически значимые отклонения (P<0.05) наблюдаются за 1 день (уменьшение на 33%) и на 5-й день (увеличение на 31%) от начала форбуш-понижения ГКЛ. Наблюдаемое во время форбуш-понижения ГКЛ увеличение Ez в высоких широтах в целом соответствует полученным ранее результатам [Асмаев, Чернышева, 1990; Sheftel et al., 1994]. Следует сказать, что по данным [Engfer, Tinsley, 1999] в низких широтах также наблюдается небольшое увеличение Ez на 9% на 2-4 день с начала форбуш-понижения. Полученный результат не противоречит также модельным расчетам, согласно которым вариации ГКЛ формируют профиль электропроводности в нижней атмосфере, и поэтому уменьшение атмосферной проводимости во время форбуш-понижений ГКЛ должно приводить к увеличению Ez в высоких широтах [Makino, Ogawa, 1984]. Обнаруженное понижение Ez, скорее всего, связано со вспышечной активностью на Солнце, предшествующей событиям форбуш-понижений ГКЛ [Моисеев и др., 1993; Reiter, 1969; Olson, 1978]. Полученный результат о связи форбуш-понижений ГКЛ с атмосферным электрическим полем в высоких широтах может служить косвенным подтверждением 117 механизма воздействия вариаций ГКЛ на климат через образование облаков [Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Bago, 2000; Marsh, Svensmark, 2000; Marsden, Lingenfelter, 2001; Carslaw et al., 2003]. Существует также ряд экспериментальных подтверждений воздействий форбуш-понижений ГКЛ на атмосферные параметры (прозрачность [Pudovkin, Veretenenko, 1995], температуру и давление [Вовк и др., 1997; Pudovkin et al., 1997], количество осадков [Стожков и др., 1995]), а также на циклоническую активность и циркуляционный режим [Tinsley, Deen, 1991; Veretenenko et al., 2005]. 60 40 dEz(%) 20 0 -20 -40 -60 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Дни Рис. 3.24. Отклонения Ez от среднемесячных значений (нулевая линия) в (%), обработанные методом наложения эпох для 9 изолированных форбуш-понижений ГКЛ за 2001-2002 гг. Нулевым днем считается дата начала форбуш-понижения (обозначен треугольником). Вертикальной чертой нанесены 90%-ные доверительные интервалы. Статистически значимые отклонения от среднего (α=0.05) отмечены кружками. 118 3.7 Выводы. 1. В результате применения интегрированных методов наблюдений в высоких широтах впервые показано, что: а) в условиях нарушенной погоды (дождь, туман, гроза) спектральные характеристики вариаций давления и атмосферного электрического поля меняются практически синхронно; б) суточный ход Ez-компоненты в авроральной зоне в значительной степени обусловлен влиянием магнитосферных электрических полей и вариациями галактических космических лучей; 2. Впервые по данным наземных измерений показано, что мощные протонные события класса GLE, сопровождающиеся корональными выбросами массы, могут привести к значительным (до 1 кВ/м) изменениям в атмосферном электрическом поле в глобальном масштабе. Следует сказать, что данное событие GLE, помимо того, что сопровождалось корональным выбросом массы, также относилось к особому классу протонных событий, продолжительный так флюенс называемым rogue (интегральная events, имеющим плотность потока мощный и частиц). Предположительно, что зафиксированные перед моментом вспышки изменения в атмосферном электрическом поле связаны с развитием крупномасштабных процессов на Солнце, предшествующих солнечным вспышкам и корональным выбросам массы. Полученный результат может найти применение для решения проблемы прогноза мощных протонных событий класса rogue events, сопровождаемых выбросами корональной массы. 3. В результате анализа с помощью метода «наложения эпох» показано, что форбуш-понижения ГКЛ вызывают изменения в атмосферном электрическом поле высоких широт: уменьшение на 33% за один день до начала и увеличение на 31% на 5й день после начала события. 119 Глава 4 Инфразвуковые волны как один из каналов передачи энергии в полярной атмосфере. Данная глава, как и предыдущая, посвящена исследованию волновых процессов в высокоширотной атмосфере. Известно, что колебания атмосферного давления в инфразвуковом диапазоне (частота f < 15 Гц) оказывают влияние на биосистемы [Владимирский, Кисловский, 1982; Самойлов и др., 1994; Фролов и др., 1996; Delyukov, Didyk, 1999]. В то же время, именно атмосферные волны могут быть ответственными за передачу энергии солнечно-земных взаимодействий в нижние слои атмосферы, а также за перераспределение энергии между различными частями атмосферы [Госсард, Хук, 1978; Смирнов, 1984; Нетреба, 1996; Wilson, 1967]. К настоящему времени известно множество источников естественного (землетрясения, извержения вулканов, грозы, погодные фронты, штормы в океане) и искусственного (подземные ядерные взрывы, запуск ракет и космических аппаратов, энергетические ветряные установки) происхождения, генерирующих инфразвуковые колебания, которые способны распространяться на сотни и тысячи километров от источника без существенного затухания [Ерущенков и др., 1977; 1990; Госсард, Хук, 1978; Куличков, 1992; Нетреба, Свиркунов, 1995; Грачев и др., 1997; Pierce, 1971; Delclos, 1990; Drobzheva, Krasnov, 2006]. Существует также ряд свидетельств того, что некоторые факторы космофизической природы (пролет метеоров, вариации потоков солнечной радиации, магнитные бури, полярные сияния, солнечные вспышки рентгеновского излучения) сопровождаются генерацией инфразвука в широком частотном диапазоне [Голицын и др., 1977; Ерущенков и др., 1977; Госсард, Хук, 1978; Распопов и др., 1989; Иванов, Семенов, 1990; Нетреба, 1996; Шумилов, Касаткина и др., 2003; Wilson, 1967; ReVelle, 1976; 2004; Chimonas, 1977; Evers, Haak, 2001; Brown et al., 2002; Shumilov, Kasatkina et al., 2003e,f; Edvards et al., 2006]. В Главах 2 и 3 было показано, что вариации СКЛ и ГКЛ оказывают существенное влияние на аэрозольный слой [Касаткина и др., 1999; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; You, 2000; Kasatkina, Shumilov, 2005] и электрические параметры атмосферы [Markson, 1981; Tinsley, Deen, 1991; Zadorozhny et al., 1994], а также на процесс образования облаков и уровень осадков [Стожков и др., 1995; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Marsh, Svensmark, 2000; Kniveton, Todd, 2001; Palle, Butler, 2001; Carslaw et al., 2002; Marsden, Lingenfelter, 2003] и приводят к изменениям в циклонической активности и циркуляционном режиме [Tinsley, Deen, 1991; Veretenenko, Thjell, 2005; Veretenenko et al., 2005], что позволяет их рассматривать в качестве основных климатообразующих факторов. В то 120 же время известно, что интенсивные облачные образования сопровождаются появлением акустико-гравитационных волн, регистрируемых на значительных расстояниях от места их первоначального возбуждения [Госсард, Хук, 1978]. Способность инфразвука распространяться на большие расстояния можно использовать для получения информации об источнике, о динамическом и термическом состоянии областей атмосферы, в которых распространялся принятый сигнал. Помимо акустических колебаний в атмосфере, порожденных сжимаемостью воздуха (термин «инфразвук» чаще всего употребляется по отношению именно к этому виду атмосферных волн), существуют так называемые внутренние гравитационные волны (ВГВ), вызванные плотностным расслоением по вертикали [Госсард, Хук, 1978; Романова, Якушкин, 1995]. ВГВ могут распространяться на большие расстояния, а также до ионосферных высот, почти не меняя своего периода [Госсард, Хук, 1978; Голицын и др., 1982; Казимировский, 1982; Грачев и др., 1988; Романова, Якушкин, 1995; Friits, Alexander, 2003]. Свойство сверхдальнего распространения ВГВ связано с существованием волноводов в атмосфере и ионосфере, так называемым эффектом «сверхотражения» в них, и нелинейностью распространения [Савина, Ерухимов, 1981; Чунчузов, 1986; Романова, Якушкин, 1995; Некрасов, Шалимов, 2002; Lin, Goff, 1988; Ramamurthy et al., 1990; Rees et al., 2003]. Наблюдаемые вблизи земной поверхности ВГВ относятся к диапазону колебаний с периодами от одной минуты до нескольких часов. Одним из наиболее изучаемых видов ВГВ являются горные подветренные волны, возникающие в горной местности [Мусаелян, 1962; Госсард, Хук, 1978; Барри, 1984]. Наличие горного рельефа на значительной части территории Кольского п-ова также способствует образованию горных подветренных волн, приводящих к возникновению определенных особенностей в атмосфере и климате данного региона. К таким особенностям относятся: орографическая облачность, подветренные вихри и зоны интенсивной турбулентности [Мусаелян, 1962; Госсард, Хук, 1978; Барри, 1984]. Учет сложности и многообразия видов волн препятствий и связанной с ними турбулентности в атмосфере, особенно в высоких широтах, играет большую роль для обеспечения безопасности полетов и для улучшения эффективности метеопрогнозов в полярных областях. Вышеперечисленные свойства инфразвуковых волн позволяют им не только участвовать в процессах энергообмена между различными слоями атмосферы, но также переносить энергию на значительные расстояния от источника. При этом возникает проблема разделения источников инфразвуковых колебаний различной природы. Мониторинг инфразвуковых колебаний особенно важен в высоких широтах ввиду 121 большой изменчивости метеопараметров, а также вблизи горных систем. Сочетание же условий высоких широт и горного ландшафта, как, например, на территории Кольского п-ова, наличие здесь большого числа антропогенных источников инфразвука (взрывные работы) еще в большей степени усиливает актуальность таких исследований. Решение этой проблемы, а также других задач, связанных с изучением свойств атмосферы высоких широт, возможно только с применением интегрированных методов исследования. Для этих целей Кольском п-ове был создан Высокоширотный измерительный комплекс по исследованию атмосферы интегрированными методами (ВКИАВЭ) [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина, 2002а; Шумилов и др., 2003а; Kasatkina et al., 2002c; 2003b; Shumilov, Kasatkina, 2002a]. В настоящей главе приведены основные результаты, полученные при помощи комплекса ВКИАВЭ, которые были опубликованы в работах [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина и др., 2002а,б; 2003б; Kasatkina et al., 2002c; 2003b; Shumilov et al., 2002a; Shumilov, Kasatkina et al., 2003e,f]. 4.1 Два типа атмосферных волн (акустические и гравитационные). Cуществование в атмосфере двух типов волн (акустических и гравитационных) обусловлено свойствами атмосферы – сжимаемостью и плотностным расслоением по вертикали. Акустические волны представляют собой высокочастотную ветвь атмосферных волн (см. рис.4.1), существующую при частотах w>wa, где – частота акустического обрезания [Госсард, Хук, 1978]: wa=g/2C0 (4.1), где: - отношение теплоемкостей, g – ускорение свободного падения, С0 – адиабатическая скорость звука). Низкочастотная ветвь при w<wБВ относится к внутренним гравитационным волнам [Госсард, Хук, 1978]: wБВ=[(g/)/z]2 где: wБВ – частота Брента-Вяйсяля, (4.2), 122 - температура. Рис. 4.1. Акустическая и гравитационная ветви атмосферных волн: wa – частота акустического обрезания, wБВ – частота Брента-Вяйсяля. Более активное присутствие вблизи земной поверхности волн с периодами Т>10 мин [Finnigan et al., 1989] связано с тем, что этот период примерно соответствует частоте Брента-Вяйсяля (wБВ 2*10-3c-1) [Госсард, Хук, 1978; Романова, Якушкин, 1995]. Волны более высоких частот затухают, не достигая земной поверхности, если источник их образования расположен достаточно высоко в атмосфере. Наблюдаемые вблизи земной поверхности ВГВ относятся к диапазону колебаний с периодами от одной минуты до нескольких часов. К источникам генерации ВГВ относятся: неустойчивость вследствие вертикального сдвига скорости, усиленная конвекция, орография [Craik, Adam, 1979]. Как уже отмечалось выше, ВГВ могут распространяться на большие расстояния, а также до ионосферных высот, почти не меняя своего периода [Госсард, Хук, 1978; Голицын и др., 1982; Грачев и др., 1988; Романова, Якушкин, 1995; Friits, Alexander, 2003]. Этот факт впервые был установлен в эксперименте, когда одновременно работали микробарограф и четыре ионозонда, дающие распределение электронной концентрации до максимума слоя F [Schodel et al., 1973]. Одновременно с колебаниями атмосферного давления были обнаружены колебания электронной плотности с теми же периодами (65-85 мин), источником которых была область 123 мощного циклона [Schodel et al., 1973]. Свойство сверхдальнего распространения ВГВ связано с так называемым эффектом сверхотражения и существованием волновода в нижней тропосфере [McIntyre, Weissman, 1978; Smyth, Peltier, 1989]. Способность вызывать крупномасштабные возмущения на ионосферных высотах на значительных расстояниях от места генерации, усиливать атмосферную турбулентность [Госсард, Хук, 1978; Голицын и др., 1982; Грачев и др., 1988; Романова, Якушкин, 1995; Friits, Alexander, 2003] и даже приводить к изменениям циркуляционного режима в средней атмосфере [Belyaev, Moiseenko, 2006; Jacobi et al., 2006] позволяют считать ВГВ одним из важных климатообразующих факторов. Как и в случае более высокочастотных инфразвуковых колебаний, источники ВГВ имеют естественное (землетрясения, извержения вулканов, грозы, циклоны, штормы в океане, солнечные затмения) и искусственное (подземные ядерные взрывы, запуск ракет и космических аппаратов) происхождение [Госсард, Хук, 1978; Грачев и др., 1988; Романова, Якушкин, 1995; Афраймович и др., 2002; Дзюбенко и др., 2003; Friits, Alexander, 2003; Sauli et al., 2006]. К источникам ВГВ относятся также факторы, имеющие гелиофизическую природу: солнечные протонные события [Boska, Lastovicka, 1996], солнечные всплески рентгеновского излучения [Нетреба, 1996]. Существуют данные о связи вариаций ВГВ с 11-летним циклом солнечной активности [Lastovicka, 1999]. В работе [Cмирнов, 1984] показано, что инфразвуковые волны (в том числе и ВГВ) могут обеспечить основной канал передачи солнечной энергии из ионосферы в тропосферу. В предлагаемом механизме высыпание частиц приводит к формированию токовых систем и джоулевому нагреву в высокоширотной ионосфере, и как следствие, к генерации инфразвуковых волн [Cмирнов, 1984]. Регистрируются ВГВ при помощи микробарографов и радаров [Dornbrack et al., 1999; Rechou et al., 1999; Rees et al., 2000]. Наземные микробарографы регистрируют распространяющуюся волну, которая в общем случае может быть описана формулой [Романова, Якушкин, 1995]: P(r,t) = P (w,k)exp [iwt – ikr] dwdk (4.3), где: r – радиус-вектор в горизонтальной плоскости, k – горизонтальный волновой вектор. При интерпретации данных наблюдений предполагают, что каждой частоте w соответствует пространственная структура в виде суммы плоских волн, бегущих вдоль 124 земной поверхности: P(w,k) = P(k)(w – kcф) (4.4) Одним из наиболее изученных видов ВГВ являются горные подветренные волны, возникающие в горной местности при увеличении скорости ветра [Мусаелян, 1962; Госсард, Хук, 1978; Барри, 1984; Dornbrack et al., 1999; Rechou et al., 1999]. 4.2 Вариации атмосферного давления в области подветренных волн вблизи горного массива Хибины. Частотные характеристики, микробарографов, входящих в состав Высокоширотного измерительного комплекса позволяют регистрировать флуктуации атмосферного давления с периодами до 1 ч, т.е. диапазон ВГВ, без существенного ослабления (см. п. 3.1). На рис. 4.2 приведены характерные примеры периодических флуктуаций давления по данным трех микробарографов, разнесенных на 300 м. Рис. 4.2. Регистограммы вариаций давления в трех разнесенных пунктах наблюдения обс. Апатиты 8.08.2002 г. 125 Отчетливо видно, что колебания происходят практически синфазно (коэффициент взаимной корреляции r=0.8-0.9) с квазипериодом от 20 до 40 мин и амплитудой 60-80 мкб. Этот участок записи является характерным для всего периода наблюдений с августа 2001 г. На рис. 4.3 приведен типичный спектр флуктуаций давления, построенный по методу Фурье. На спектрограмме выделяются три пика: 22 мин, 40 мин и 100 мин (см. рис. 4.3). Рис. 4.3. Спектр флуктуаций давления. Для спектрального анализа отобраны более 4500 записей продолжительностью 3 ч. Они относятся к разным временам суток, разным сезонам для периода 2001-2003 гг. На рис. 4.4 приведена гистограмма распределения волн различного периода, наблюдавшихся вблизи горного массива Хибины. Видно, что в течение всего периода наблюдений преобладают колебания с периодами 20-40 мин. Эти значения характерны для ВГВ, регистрируемых на земной поверхности [Госсард, Хук, 1978; Грачев и др., 1988; Романова, Якушкин, 1995; Friits, Alexander, 2003]. Данная гистограмма в целом согласуется с распределением вариаций давления, полученных для средних широт 126 [Грачев и др., 1988]. Рис. 4.4. Гистограмма числа случаев наблюдения волн различных периодов по данным обс. Апатиты. Характер изменчивости периода вариаций указывает на то, что возможным источником наблюдаемых колебаний могут быть горные подветренные волны. Горные подветренные волны формируются при обтекании воздушным потоком горных препятствий, горизонтальные размеры которых соизмеримы с длиной волны [Госсард, Хук, 1978; Барри, 1984]. Хотя в этих работах рассматривались волны стационарного типа, но при обтекании горных хребтов возникают также нестационарные, или «бегущие» горные подветренные волны, генерируемые нестационарной компонентой скорости потока и распространяющиеся в вертикальном и горизонтальном направлениях [Чунчузов, 1986; Liziola, Balsley, 1997; Ralph et al., 1997; Georgelin, Lott, 2001]. В нашем случае пункт наблюдения (г. Апатиты) ограничен с северо-востока горным массивом Хибины протяженностью 30-40 км. В 20 км к северу находится наиболее высокая точка (г. Часначорр, 1191 м). Существующие орографические 127 эффекты в комплексе с соответствующими метеорологическими условиями могут привести к генерации и распространению горных подветренных волн в Хибинах. По данным наших измерений горные подветренные волны зафиксированы в Хибинах впервые [Куличков и др., 2002; Шумилов, Касаткина и др., 2002а; Шумилов и др., 2003а; Kаsatkina et al., 2002c; 2003b; Shumilov et al., 2002a]. В заключение можно сформулировать основные критерии отождествления наблюдаемых вариаций давления с горными подветренными волнами: 1) колебания наблюдаются практически постоянно в течение всего периода наблюдений; 2) параметры колебаний (амплитуда Рз=70-90 мкб, период Т=20-40 мин) соответствуют соответствует значениям, характерным для ВГВ данного типа. Известно, что подветренные волны играют определенную роль в развитии сильной турбулентности при ясном небе, создающей серьезную опасность для авиации [Госсард, Хук, 1978]. Кроме того, как и обычные ВГВ, эти волны могут оказывать локальное сопротивление тропосферным воздушным течениям, что может влиять на общую циркуляцию атмосферы в целом [Belyaev, Moiseenko, 2006]. Изучение условий генерации и распространения горных подветренных волн поможет решить проблему идентификации различных источников ВГВ. Конечно, для более подробного исследования проблемы ВГВ необходимо привлекать данные о распределении скорости ветра на различных высотах. 4.3 Вариации приземного озона, вызванные генерацией подветренных волн в арктических горах (арх. Шпицберген). В настоящее время считают, что в последние десятилетия в северном полушарии, особенно в Европейской его части, концентрация озона в приземном слое возрастает в среднем со скоростью 1% в год, а основной причиной роста являются антропогенные загрязнения атмосферы окислами азота [Кадышевич, Еланский, 1993; Еланский и др., 1995; Low et al., 1992]. Кратковременные изменения ПКО могут быть вызваны также региональными метеорологическими условиями изменчивости динамических процессов, особенностями циркуляции [Еланский и др., 1995]. С другой стороны, в работе [Звягинцев, Крученицкий, 1996] показано, что влияние солнечной активности на долговременные вариации приземной концентрации озона (ПКО) 128 является также значимым, что и обуславливает постановку приводимых ниже исследований вариации ПКО. Высокоширотные станции в наименьшей степени подвержены воздействию локальных источников загрязнения, поэтому измерения ПКО в Арктике позволяют изучать роль естественных факторов в изменениях концентрации ПКО. Измерения приземной концентрации озона в Арктике проводились в Барроу, Аляска (71.3N,156,6W), в Алерте, Канада (82.5N, 63,5W), в Туле, Гренландия (77.5N, 62.5W), на Кольском п-ове и на Шпицбергене [Ларин и др., 1996; Bottenheim et al., 1990; Theodorsen et al., 1996]. Летом 1992 года измерения концентрации приземного озона были проведены в Лонгиербюене (78N), на Шпицбергене [Theodorsen, 1994; Theodorsen et al., 1996]. Ранней весной (март, апрель) 1995 г. концентрация приземного озона измерялась немецкими учеными в Нью-Алесунде (78.9N, 11.8E) на западном берегу Шпицбергена [Platt, 1997]. Главным результатом перечисленных измерений было обнаружение эпизодических уменьшений концентрации приземного озона, сохранявшихся в течение нескольких дней [Platt, 1997]. Такие уменьшения концентрации приземного озона, по-видимому, обусловлены тем, что в принесенных с моря воздушных массах озон реагирует с бромом, освобожденным из морской соли или выработанным морским планктоном [Fan, Jacob, 1992]. Непериодические флуктуации концентрации приземного озона, обнаруженные в Антарктиде [Oltmans, Komhyr, 1976], авторы объясняли спорадическими опусканиями тропопаузы. Короткопериодические (от нескольких минут до нескольких часов) вариации малых газовых составляющих, в том числе и озона, изучены в гораздо меньшей степени. Обычно их связывают с генерацией внутренних гравитационных волн (ВГВ), частным случаем которых являются горные подветренные волны [Еланский и др., 1988]. Учитывая свойство сверхдальнего распространения ВГВ, а также их способность проникать до ионосферных высот, а следовательно, и до максимума озонового слоя, почти не изменяя своего периода (см. п. 4.1), можно объяснить воздействие ВГВ на общее содержание атмосферных составляющих. Короткопериодические колебания общего содержания озона и двуокиси азота NO2 были обнаружены по измерениям с самолета и по данным наземных измерений в горных районах Северного Кавказа [Еланский и др., 1988; 1995], Урала [Елохов и др., 1988] и Средней Азии [Зырянова, Сомсиков, 2003], вблизи озера Байкал [Данилин и др., 1990] и Иссык-Куль [Синяков, Спекторов, 1987]. 129 В настоящем разделе приведены результаты регистрации таких колебаний в приземной концентрации озона по данным наблюдений на арх. Шпицберген, в горной долине Адвентдален (пос. Лонгиер) [Шумилов, Касаткина и др., 2002б; Kasatkina et al., 2002c; 2003b]. Измерения концентрации приземного озона проводились нами на Шпицбергене, в долине Адвентдален в августе 1995 г. (Август был выбран нами с целью исследования возможного влияния метеорных потоков на вариации ПКО). Был использован хемилюминесцентный озонометр, изготовленный совместно Полярным геофизическим институтом и С.-Петербургским метеорологическим институтом. Время забора пробы у этого прибора равно 20 с., а принцип действия основан на хемилюминесцентном эффекте с использованием родамина-В [Theodorsen et al., 1996]. Концентрация приземного озона и метеорологические параметры измерялись на метеостанции в долине Адвентдален достаточно далеко от автомобильных дорог на расстоянии 4 км от Лонгиербюена и 4 км от моря (рис. 4.5). Рис. 4.5. Положение станции наблюдения (обозначено крестом на карте). 130 Воздух для пробы забирался на высоте 1 м над земной поверхностью. Метеорологические параметры в точке измерений (скорость ветра, его направление, влажность воздуха, атмосферное давление, температура) измерялись одновременно с частотой один раз в час. Как видно из карты, система ветров определяется расположением горных хребтов вдоль долины Адвентдален. Результаты анализа повторяемости ветров разных направлений, регистрируемых на станции, показали, что обычно наблюдается только два направления ветра: одно с моря (300-350 ), а другое – к морю (100-150 ). Данные о концентрации приземного озона в течение периода измерений изображены на рис. 4.6. Легко видеть, что суточный ход отсутствует, и обычный уровень концентрации озона около 30 ррb. Приведенные результаты, свидетельствующие об отсутствии суточного хода, подтверждают результаты измерений ПКО, которые проводились в данном месте аналогичным прибором в 1993 г. [Theodorsen et al., 1996]. Суточный ход ПКО на средних широтах обусловлен процессами фотохимического разрушения и образования озона при его взаимодействии с окислами азота (NOx) – основными загрязнителями атмосферы [Кадышевич, Еланский, 1993; Oltmans, Komhyr, 1976; Logan, 1985; Low et al., 1992], или специфическими условиями горно-долинной циркуляции для высокогорных станций [Еланский и др., 1995]. Таким образом, отсутствие суточного хода в приземной концентрации озона в Арктике [Theodorsen et al., 1996] и в Антарктике [Oltmans, Komhyr, 1976] является косвенным подтверждением отсутствия основных атмосферных загрязнителей антропогенного происхождения в высоких широтах. В августе 1995г. наблюдалось несколько резких падений концентрации приземного озона и одно большое повышение, имевшее место 14 августа. На рис. 4.7 приведены значения концентрации приземного озона и направления ветра за период с 12 по 17 августа 1995 г. Видно, что концентрация приземного озона 14 августа возрастает до 60 ррb (примерно на 100%), и это повышение наблюдается в течение 18 ч. Наш анализ показывает, что изменения концентрации озона коррелируют, главным образом, только с изменением направления ветра. Из рис. 4.7 видно, что изменение направления ветра, имевшее место в 21 ч. UT 17 августа, совпадает с резким падением концентрации приземного озона до 10 ppb, наблюдавшимся одновременно. Практически все аналогичные уменьшения ПКО, наблюдавшиеся в другие дни, связаны с изменениями направления ветра на северо-западное. С другой стороны, большое увеличение концентрации приземного озона, наблюдавшееся 14 августа, нельзя объяснить сменой направления ветра. 131 Рис. 4.6. Данные наблюдений приземной концентрации озона на арх. Шпицберген (д. Адвентдален) в августе 1995 г. 132 133 Рис. 4.7. Данные наблюдений направления ветра (п. Лонгиер) и приземной концентрации озона (д. Адвентдален) в период с 12 по 17 августа 1995 г. Это увеличение ПКО, согласно результатам [Theodorsen et al., 1996], вряд ли было вызвано также каким-либо антропогенным источником. В работе [Theodorsen et al., 1996] сделан вывод об отсутствии источников загрязнения антропогенного происхождения в окрестностях станции. Известно, что орографически обусловленная местная ветровая система может существенно влиять на концентрацию приземного озона [Еланский и др., 1988; 1995]. Предлагается следующее объяснение наблюдавшихся изменений концентрации приземного озона. Как было отмечено выше, на станции, расположенной в долине Адвентдален, могут наблюдаться в основном два направления ветра. Рис. 4.8 показывает процентное соотношение между двумя главными направлениями ветра в течение всего периода наблюдений: направление из глубины острова (жирная линия) и со стороны моря (тонкая линия). На рис. 4.8 также показаны изменения концентрации приземного озона. Рис. 4.8. Зависимость концентраций озона в приземном слое в долине Адвентдален (арх. Шпицберген) от направления ветра в августе 1995 г.: 1 – ветер направлен с суши; 2 – приземный озон; 3 – ветер направлен с моря. 134 Легко видеть, что когда с моря приносится воздух богатый бромом, наблюдаются пониженные значения концентрации приземного озона. Из-за температурной инверсии над Северным Ледовитым океаном это уменьшение не может быть скомпенсировано за счет вертикального переноса свободного тропосферного озона [Barrie et al., 1988]. Начиная с 12 августа, направление ветра стало меняться на юго-восточное (см. рис. 4.8). До этого преобладающим направлением ветра было северо-западное, т.е. ветер дул со стороны моря. Полностью ветер изменил свое направление (на направление со стороны суши) 15 и 16 августа. (Это отчетливо видно из рис. 4.8, где приведено процентное соотношение усредненных за день направлений ветра (со стороны моря, или суши) за весь период наблюдений.) В это время богатый озоном свободный тропосферный воздух приносился с суши в долину Адвентдален, и наблюдалось увеличение концентрации приземного озона до 60 ppb. Днем позже концентрация озона упала до нормального уровня. Очень трудно определить путь, по которому двигались воздушные массы, но принимая во внимание расстояние 200 км и среднюю скорость ветра 5 мс, можно сделать вывод, что потребуется около суток, чтобы воздушные массы пересекли остров с восточного берега к западному и достигли точки измерений, где и было зафиксированно понижение ПКО. Однако, существует и альтернативное объяснение наблюдавшегося 14 августа повышения концентрации озона. В работах [Oltmans, Komhyr, 1976; Reiter, 1976] показано, что стратосферные вторжения, или опускания тропопаузы, могут приводить к увеличению ПКО. В работе [Reiter, 1976] на основании результатов статистического анализа сделан вывод о связи стратосферных вторжений с солнечными вспышками. В качестве основного солнечного агента, воздействующего на стратосферно- тропосферный обмен, рассматриваются всплески рентгеновского излучения, связанные с солнечными вспышками [Reiter, 1976]. В нашем случае, в соответствии с данными измерений на ИСЗ “GOES-8”, каких-либо всплесков рентгеновского излучения, связанных с солнечными вспышками, в августе не было зарегистрировано. Хотя ночью 12 августа наблюдался усиленный метеорный поток Персеиды (до 160 метеоров в час). Так как вторжения метеоров могут привести к изменениям в атмосфере (увеличение ионизации, температурные изменения, генерация акустико-гравитационных волн [Голицын и др., 1977]), то не исключено, что поток метеоров мог привести к вторжению стратосферных воздушных масс в тропосферу, следствием чего явилось увеличение ПКО, наблюдавшееся 14 августа 1995 г. 135 Другая интересная особенность, обнаруженная при измерениях ПКО – колебания концентрации озона с периодами от 18 до 22 мин и амплитудой в единицы ppb (см. рис. 4.9). Эти колебания наблюдались в течение всего периода наблюдений. Рис. 4.9. Примеры короткопериодных колебаний приземной концентрации озона. На рис.4.10а приведен спектр мощности колебаний ПКО за 11 августа 1995 г., который является типичным для всего периода наблюдений. Отчетливо выделяются два пика с уровнем значимости, превышающим 99% - 20 и 22 мин (рис.4.10а). Интересно отметить, что такие же колебания ПКО были обнаружены норвежской группой во время измерения аналогичным прибором в данной точке [Theodorsen, 1994], что позволяет исключить инструментальные особенности в качестве возможной 136 причины наблюдаемых вариаций ПКО. Согласно данным норвежской группы, колебания отсутствовали при измерениях озона в Тромсе [Theodorsen, 1994]. Рис. 4.10. а) – спектр мощности изменений приземной концентрации озона в долине Адвентдален за 11 августа 1995 г.; б) – спектр мощности вариаций величины скорости ветра в долине Адвентдален (арх. Шпицберген). Тонкими линиями обозначены доверительные интервалы (снизу-вверх): 90, 95, и 99%. Цифрами обозначены значения периодов в минутах. 137 По нашему мнению, обнаруженные периодические колебания концентрации озона обусловлены колебаниями скорости ветра, которые возникают из-за образования горных подветренных волн в долине Адвентдален. Косвенным подтверждением этого предположения являются результаты [Rottger, 2001], где по данным мезосферностратосферно-тропосферного (МСТ) радара, установленного в 1998 г. в долине Адвентдален немецкими учеными, были обнаружены горные подветренные волны с периодом приблизительно 20 мин. Аналогичные колебания общего содержания озона и двуокиси азота были обнаружены в других горных районах [Синяков, Спекторов, 1987; Еланский и др., 1988; 1995; Елохов и др., 1988; Данилин и др., 1990; Зырянова, Сомсиков, 2003], где в качестве источника рассматриваются стационарные и нестационарные ВГВ, распространяющиеся до уровня главного максимума озона в стратосфере. Рассматриваются два возможных механизма воздействия горных подветренных волн на распределение содержания малых газовых примесей в атмосфере: деформация слоя примеси за счет вертикальных движений и фотохимические процессы [Груздев, Еланский, 1984; Груздев, 1989; Еланский и др., 2003; Danilin, Kouznetsov, 1991]. К сожалению, в нашем распоряжении не было одноминутных значений скорости ветра за исследуемый период, поэтому были проанализированы соответствующие данные за июль-август 1999-2000 гг. На рис. 4.10б приведен спектр вариаций величины скорости ветра в долине Адвентдален за 7 июля 1999 г., который является характерным для всего периода наблюдений. В спектре вариаций скорости ветра отчетливо видны пики на 99% уровне значимости: 18.5, 20 и 23.5 мин, которые наблюдались также в вариациях ПКО (см. рис.4.10 а). Приведенные результаты измерений ПКО на арх.Шпицберген можно сформулировать следующим образом: 1. Отсутствие суточного хода в ПКО свидетельствует о незначительном влиянии загрязнителей антропогенного происхождения на концентрацию приземного озона вблизи авроральной обсерватории, расположенной в долине Адвентдален (пос. Лонгиер). 2. Изменчивость ПКО в достаточной степени объясняется локальной системой ветров, обусловленной орографическими особенностями горной местности. Вместе с тем не исключено, что метеорный поток Персеиды мог привести к вторжению стратосферных воздушных масс в тропосферу, следствием чего явилось увеличение ПКО на 100%, наблюдавшееся в течение почти 18 часов 14 августа 1995 г. 138 3. Впервые обнаружены короткопериодические (20 мин) колебания ПКО в полярной шапке, связанные с генерацией подветренных волн в горной системе арх. Шпицберген. 4.4 Регистрация инфразвука от Витимского болида 24 сентября 2002 г. В ряде работ исследовались процессы генерации и распространения акустикогравитационных волн, возникающих при вторжении в атмосферу метеорных тел [Голицын и др., 1977; ReVelle, 1976; 2004; Brown et al., 2002; Evers, Haak, 2002; Edwards et al., 2006].Частота появления наиболее крупных из них размером 1-10м., образующих явление болида, не превышает, в среднем, 1 раза в год по данным ИСЗ [Brown et al., 2002]. Характер волнового излучения зависит от количества выделяемой в атмосферу энергии и от параметров атмосферы, что позволяет по изменениям атмосферного давления на записях микробарографов оценить массу метеорного тела [Голицын и др., 1977; ReVelle, 1976; Edwards et al., 2006] и сделать вывод о существовании волновода в атмосфере. Формирование атмосферных волноводов на различных высотах, определяемых градиентами температуры и скорости ветра [Куличков, 1992], а также эффект сверхотражения [Романова, Якушкин, 1995], позволяют инфразвуковому сигналу распространяться на расстояния в сотни и тысячи километров от источника практически без затухания. В настоящем разделе приводятся результаты работ [Шумилов, Касаткина и др., 2003б; Shumilov, Kasatkina et al., 2003e,f] о регистрации инфразвукового сигнала от вторжения Витимского болида 24 сентября 2002г., зарегистрированного микробарографами обс. Апатиты на расстоянии ~4000 км от источника. Согласно информации, предоставленной Институтом солнечно-земной физики Сибирского отделения РАН в районе р. Витим, в нескольких десятках километров от населенного пункта Бодайбо Иркутской области, упал крупный космический объект (предположительно, метеорит). Падению небесного тела предшествовал взрыв на высоте 30 км от поверхности Земли, зафиксированный американскими ИСЗ в 16:49 UT 24 сентября 2002 г. По свидетельствам очевидцев, ночное небо прочертила огромная падающая звезда, рухнувшая в сопки. Ослепительная вспышка на несколько мгновений осветила тайгу ярким, как будто электрическим светом, после чего прогремел взрыв такой силы, что на несколько десятков километров от места падения объекта ощущались колебания почвы, напоминающие землетрясение. 139 В Таблице 4.1 приведены некоторые данные ИСЗ США о болидах (координаты, энергия излучения) с 1991 г. [Brown et al., 2002]. Для большинства из них был зафиксирован приход инфразвукового сигнала по данным мировой сети инфразвукометрических станций [Brown et al., 2002]. Из Таблицы 4.1 видно, что Витимский болид относится к числу наиболее крупных, из зафиксированных в последнее время. Регистрация инфразвукового сигнала осуществлялась посредством трех пространственно разнесенных микробарографов, входящих в состав Высокоширотного измерительного комплекса [Шумилов, Касаткина и др., 2003б]. Измерительный комплекс состоит из трех пространственно разнесенных микробарографов для измерения колебаний атмосферного давления в диапазоне частот от 0.0001 до 1 Гц, датчиков электрического поля и установки для измерения электропроводности воздуха. Компьютерная система сбора данных позволяет получать информацию с частотой опроса 5 раз в секунду. Таблица 4.1 Энергия и координаты места вторжения в атмосферу некоторых болидов по данным ИСЗ США [Brown et al., 2002]. Дата Время, UT Координаты E (Дж.) 7.05.1991 15.06.1994 9.10.1997 16.08.1999 18.01.2000 18.02.2000 6.05.2000 25.08.2000 23.04.2001 9.03.2002 6.06.2002 25.07.2002 24.09.2002 23:04 00:03 18:47 05:18 16:43 09:26 11:54 01:12 06:12 01:20 04:28 15:58 16:49 50N, 15W 46N, 73W 32N, 106W 35N, 107W 60N, 135W 1S, 109E 50N, 18E 15N, 106W 28N, 134W 7N, 147W 34N, 21E 29S, 47E 57.91N, 112.9E 5·1010 1.3·1010 1.9·1011 3.8·1010 1.1·1012 3.6·1012 2.5·1010 1.4·1012 4.6·1012 2.2·1011 3.8·1012 2.5·1011 8.6·1011 На рис. 4.11 приведены записи трех микробарографов за 24 сентября 2002 г. Отчетливо видно, что в 22:20 UT на всех трех датчиках был зафиксирован приход инфразвукового сигнала с максимумом амплитуды P45 дн/см2. Этот сигнал отчетливо виден даже на фоне постоянно наблюдаемых в данном пункте подветренных 140 волн, регистрация которых обусловлена близостью горного массива Хибины [Шумилов, Касаткина и др., 2002а]. Зная время прихода сигнала (22:20 UT) и расстояние до источника (4000 км), можно оценить среднее значение горизонтальной проекции скорости распространения сигнала: V = R/T ≈180-200 м/с. Такие значения скорости характерны для термосферного (на высоте >85 км) распространения сигнала [Куличков, 1992], а также для стратосферно-тропосферного распространения уединенных волн (солитонов) [Романова, Якушкин, 1995]. Рис. 4.11. Регистограмма записей микробарографов в обсерватории Апатиты 24 сентября 2002 г.: (а) суточная запись; б) интервал времени 22:00 – 24:00 UT. 141 Для оценки массы болида были использованы соотношения, связывающие энергию импульсного источника Е0 и возмущение давления Р, регистрируемое на расстоянии R от источника излучения [Голицын и др., 1977; Reed, 1977]. Согласно работе [Голицын и др., 1977]: ( 1) E0 ( R ct ) exp( z / 2 H (ct R ) 2 /( R02 sin 2 L2 cos 2 )) P 2 3 / 2 R( R02 sin 2 L2 cos 2 )1 / 2 (4.5), где с – скорость звука, H – шкала высоты однородной атмосферы, L – длина метеорного следа, - отношение удельных теплоемкостей (=1.4), - угол между направлением инфразвукового сигнала и осью метеорного следа, R0 – средний радиус метеорного следа. R0 = M01/3V02/2(2gHQ0)1/201/3 (4.6), где M0 – масса метеора, V0 – скорость метеора (11.2 км/с< V0<73.2 км/с), Q0 – скрытая теплота испарения (Q0=8х1010эрг/г-1 [Голицын и др., 1977]) Предположив, что регистрируемый инфразвуковой сигнал распространяется в плоскости, перпендикулярной оси следа метеора (=/2) из (4.5) следует [Голицын и др., 1977]: P (-1)E0/23/2RR02 (4.7) Подставляя P=45 дн/см2 и среднюю скорость V0=30 км/c в (4.7), получаем M0=6 т. Эта величина является нижним пределом, т.к. соотношение (4.7) получено для сигнала, распространяющегося без отражений [Голицын и др., 1977]. В нашем случае, инфразвуковой сигнал при распространении испытал многократное отражение от стенок волновода [Куличков, 1992]. В [Reed, 1972] было предложено следующее эмпирическое соотношение, связывающее энергию взрыва Е0(кт тнт) и возмущение давления P(кПа) на расстоянии R(км): 142 P = 11.8 Е00.4R-1.2 (4.8), 1 кт тнт (килотонна тротилового эквивалента) = 4.185х1012Дж. Из (4.8) для предельных значений скоростей V0=11.2 км/c и V0=73.2 км/c получаем М0=38 т и М0=1 т соответственно. В Таблице 4.1 приведены значения энергии излучения болида, полученные по оптическим данным ИСЗ. Энергия, выделяемая на оптическое излучение, составляет от 5 до 10% от общей энергии болида [Brown et al., 2002]. В нашем случае оптическая энергия Е=8.6х1011Дж. Предполагая, что эта величина составляет 10% от общей энергии Е0, получаем значения массы болида для двух предельных значений скорости - М0=142 т и М0=3.5 т. Эти значения находятся в достаточном соответствии с оценками массы, полученными из амплитуды инфразвукового сигнала. На самом деле все приведенные оценки следует рассматривать как очень приближенные, для более точных решений следует использовать учитывать нелинейные эффекты при распространении данного сигнала, являющегося, скорее всего, уединенной ВГВ-волной [Романова, Якушкин, 1995; Некрасов, Шалимов, 2002; Ramamurthy et al., 1990; Rees et al., 2003; ReVelle, 2004]. Косвенным подтверждением полученного результата является сообщение о регистрации аналогичного АГВ сигнала, предположительно от Витимского болида, микробарографами на расстояниях 2012 и 4350 км, а также возмущений на ионосферных высотах и в магнитном поле [Адушкин и др., 2004; Черногор, 2011; Tereshchenko et al., 2004]. Оценки параметров болида, полученные в работах [Адушкин и др., 2004; Черногор, 2011], совпадают с приведенными выше. Анализ данного события подтверждает полученные ранее факты о том, что яркие болиды большой массы могут создать мощной импульсное излучение акустикогравитационных волн в атмосфере Земли, которое может быть зафиксировано микробарографами на расстоянии в несколько тысяч километров. Отметим, что акустико-гравитационный сигнал от взрыва болида в данном частотном диапазоне (от 0.0001 до 1 Гц) был зафиксирован нами впервые в мире, что было отмечено в работе [ReVelle, 2004; Edwards et al., 2006]. 143 4.5. Выводы. 1. По данным наших измерений впервые в Хибинах зафиксированы горные подветренные волны с периодом колебаний Т=20-40 мин и амплитудой Рз=70-90 мкб. 2. Впервые в полярной шапке обнаружены короткопериодические (20 мин) колебания ПКО, связанные с генерацией подветренных волн в горной системе арх. Шпицберген. 3. Впервые в России по данным наземных измерений зафиксирован акустикогравитационный сигнал с максимумом амплитуды P45 дн/см2 предположительно от взрыва в атмосфере Витимского болида 24 сентября 2002 г. на расстоянии 4000 км от источника. При этом были получены правдоподобные величины направления и скорости распространения сигнала. Анализ данного события подтверждает полученные ранее факты о том, что яркие болиды большой массы могут создать мощной импульсное излучение акустико-гравитационных волн в атмосфере Земли, которое может быть зафиксировано микробарографами на расстоянии в несколько тысяч километров. Отметим, что акустико-гравитационный сигнал от взрыва болида в данном частотном диапазоне (от 0.0001 до 1 Гц) был зафиксирован нами впервые в мире, что было отмечено в работах [ReVelle, 2004; Edwards et al., 2006]. 144 Глава 5 Космофизические аспекты климатических изменений. 5.1 Роль солнечной активности и антропогенных факторов в изменениях климата. Глобальный и региональный аспекты. Последние два десятилетия ХХ века развития науки в области геофизики и климатологии привели научное сообщество к осознанию ряда базовых, имеющих большое прикладное значение положений. 1. Антропогенное влияние на окружающую среду проходит на фоне воздействия мощных естественных факторов, влияющих на климат, атмосферу и биосферу Земли [Кондратьев, 1992; Будыко и др., 1993; Борисенков, Пасецкий, 2002; Вагнер, 2006; Priem, 1997; Singer, 1999; Soon, Baliunas, 2003]. Эта позиция была отражена также в третьем отчете Международной Группы Экспертов по Изменению Климата (МГЭИК) [IPCC, 2001]. Согласно данным МГЭИК, среднегодовая глобальная поверхностная температура в ХХ веке увеличилась приблизительно на 0.6ºС±0.2ºС [IPCC, 2001]. Однако возникает вопрос заключается об относительной роли антропогенных и естественных факторов в долговременных климатических изменениях, особенно в ХХ и начале XXI века. Палеоклиматические записи свидетельствуют о том, что глобальное потепление, наблюдающееся с конца прошлого века, не является чем-то экстраординарным, и климат нашей планеты уже испытывал даже более высокие температуры около 1000 лет назад во время так называемого «средневекового климатического оптимума» (900 – 1300 гг.) [Наурзбаев, Ваганов, 1999; Клименко и др., 2001; Борисенков, Пасецкий, 2002; Keigwin, 1996; Soon, Baliunas, 2003]. Например, на западе европейской части России в средневековый климатический оптимум около 1100 лет назад температура была выше современной примерно на 1ºС согласно палинологическим данным с привлечением радиоуглеродного датирования торфяных отложений [Клименко и др., 2001]. С этим выводом согласуются наши результаты, полученные на основе оценки изменчивости ширины годичных колец у можжевельника сибирского (Juniperus sibirica) [Шумилов, Касаткина и др., 2006; 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2006a, 2007b]. На рис. 5.1 приведена картина изменений климата, реконструированная по данным донных отложений в Саргассовом море [Keigwin, 1996]. Из рис. 5.1 видно, что поверхностная температура в современную эпоху не превышает среднее значение за последние 3000 лет. 2. В основе гипотезы антропогенного изменения климата лежит парниковый эффект углекислого (CO2) и некоторых других газов, обусловленный поглощением 145 излучения в видимой и инфракрасной областях спектра. Увеличение содержания парниковых газов в атмосфере должно привести к росту температуры воздуха. Тем не менее, с этой точки зрения нельзя объяснить наблюдавшееся в середине прошлого столетия относительное снижение глобальной температуры при продолжавшемся увеличении концентрации CO2, которое с 1940 года составляло 82% от всей величины за сто лет (см рис. 5.2) [Hansen et al., 1999; IPCC, 2001]. Рис. 5.1. Поверхностная температура воды в Саргассовом море по данным донных отложений за последние 3 тыс. лет (временное разрешение 50 лет) [Kegwin, 1996]. Горизонтальная прямая соответствует среднему значению температуры за этот же период. Кроме того, увеличение концентрации CO2 в атмосфере за счет обменных процессов между атмосферой и океаном, может значительно превышать антропогенные выбросы [Бышев и др., 2001; Шерстюков, 2006; Schimel, 1995; 2004]. Анализ воздуха, сохранившегося в ледниковых кернах из Антарктиды, показывает, что в прошлом наряду с колебаниями концентрации CO2 отмечались колебания других парниковых газов (СH4, N2O) [Борзенкова, 2003; Вагнер, 2006; Petit et al., 1999]. При этом, отмечается практически синхронное изменение температуры воздуха в высоких широтах и концентрации парниковых газов за последние 420 тысяч лет [Petit et al., 146 1999]. Согласно данным [Petit et al., 1999] наибольшую концентрацию парниковые газы имели в межледниковые периоды и достигли своей максимальной концентрации (360 ppm для СО2 и 1700 ppb для CH4) в современную эпоху. Рис. 5.2. Отклонения температуры dT (ºС) от величины в 1890 г. (11-летние усреднения) и концентрация двуокиси углерода CO2 (ppm) [Hansen, 1999]. 3. Роль солнечной активности в изменчивости климата и окружающей среды в настоящее время является предметом дискуссии представителей широкой научной общественности. Одним из первых и наиболее ярких экспериментальных подтверждений воздействия солнечной активности на климат является очень высокая корреляция между длиной 11-летнего солнечного цикла и поверхностной температурой северного полушария (см рис. 5.3) [Friis-Christensen, Lassen, 1991]. В работах К. Лабицке было показано, что отклик атмосферных параметров на изменения солнечной активности становится ярко выраженным в определенные фазы квази-двухлетних вариаций [Labitzke, 1987; Labitzke, van Loon, 1995]. 147 Рис. 5.3. Вариации отклонений глобальной поверхностной температуры dT (ºC) от среднего значения за период (1955-1980 гг.), 11-летние усреднения и длины солнечного цикла dL из работы [Friis-Christensen, Lassen, 1991]. В настоящее время в качестве основных гелиогеофизических факторов, влияющих на климат и состояние атмосферы, рассматривается солнечная радиация [Веретененко, Пудовкин, 1998; Reid, 1991; Lean et al., 1995; Haigh, 1996; Douglass, Clader, 2002] и интенсивность солнечных (СКЛ) и галактических (ГКЛ) космических лучей, изменяющих величину облачного покрова атмосферы [Веретененко, Пудовкин, 1994; Вовк и др., 1997; 1999; Касаткина и др., 1999; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Butler, 2000; Carslaw et al., 2002; Kasatkina, Shumilov, 2005; Veretenenko, Thjel, 2005]. В работах [Kasatkina et al., 2005; 2006b; 2007; Shumilov, Kasatkina, 2006b] была выдвинута гипотеза, что одним из факторов климатического воздействия, имеющим космофизическую природу, возможно, являются также вариации плотности космической пыли внутри Солнечной Системы. 4. Связь атмосферных параметров и климата с солнечной активностью имеет сложную пространственную структуру с хорошо выраженными региональными особенностями [Шулейкин, 1968; Мустель и др., 1977; Смирнов, 1984; Шумилов, Касаткина, 1996б; Касаткина и др., 1998; 2006; King et al., 1977; Labitzke, van Loon, 148 1995; Kasatkina et al., 1993d; 2004a; Shumilov, Kasatkina et al., 1995; Danilov, Lastovicka, 2000; Tourpali et al., 2003; Veretenenko, Thjell, 2005; Veretenenko et al., 2005]. В работах [Шулейкин, 1968; Смирнов, 1984; Касаткина и др., 2006; King et al., 1977; Veretenenko, Thjell, 2005] показано, что эта связь усиливается вблизи зон температурных контрастов подстилающей поверхности, в частности вблизи некоторых пограничных зон океанматерик. 5. Влияние гелиогеофизических факторов носит циклический характер, их интенсивность определяется как уровнем активности Солнца (СА), так и величиной и направлением главного геомагнитного поля. Как правило, проявления солнечной активности связывают с появлением солнечных циклов (11-, 22-, 33-, 50-60, 80-90, 210 лет) в климатических вариациях [Костин, 1968; Комин, 1969; Оль, 1969, 1984; Рубашев и др., 1977; Никулин, 1981; Авдюшин и др., 1982; Кочаров и др., 1986; Распопов и др., 1998; Авдюшин, Данилов, 2000; Дергачев, Распопов, 2000; Башкирцев, Машнич, 2003; Гудкович и др., 2005; Касаткина и др., 2004; 2006; Шумилов, Касаткина и др., 2006; Landscheidt, 1988; Scuderi, 1990; Currie, 1993; Stocker, 1994; Baliunas et al., 1997; Cook et al., 1997; Mendoza et al., 2001; Roig et al., 2001; Dean et al., 2002; Esper et al., 2002; Gusev et al., 2004; Veretenenko et al., 2005; Kasatkina et al., 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2007a,b]. По данным о содержании изотопов (14С в древесных кольцах, 10Be в ледяных кернах, δ18O в океанических отложениях), а также по историческим данным установлено, что эпохи экстремально низкой солнечной активности (минимумы Вольфа (1280-1380), Шпёрера (1416-1534), Маундера (1645-1715) и Дальтона (18011816)) совпадали с наиболее сильными похолоданиями в Северном полушарии [Вагнер, 2006; Eddy et al., 1982; Bond et al., 2001; Pang, Yau, 2002]. Этот вывод получен также по нашим данным об изменчивости ширины годичных колец у долгоживущих деревьев Кольского п-ова [Шумилов, Касаткина и др., 2006; 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2006a, 2007a,b]. Из рис. 5.4 [Дергачев, Распопов, 2000] видно, что солнечная активность в течение прошлого столетия находилась на ветви подъема 210-летнего цикла, и в настоящее время мы находимся вблизи его максимума. Именно этот цикл солнечной активности является одним из самых интенсивных [Дергачев, Распопов, 2000]. Следует отметить, что в первые десятилетия XXI века будет происходить нарастание активности 90-летнего цикла, из чего следует ожидать возможного увеличения температуры, а ближайший минимум 210-летнего цикла следует ожидать в окрестности 2100г. [Дергачев, Распопов, 2000]. По нашим расчетам уменьшение солнечной активности началось с 2000-2001 г. и минимум векового цикла следует ожидать уже в первом десятилетии XXI века [Касаткина и др., 2001]. К похожему выводу пришли 149 сотрудники Пулковской астрономической обсерватории РАН. По мнению д.ф.-м.н. Х.И. Абдусаматова вариации солнечной светимости, а, следовательно, и климатических изменений, связаны с изменениями солнечного радиуса. В настоящее время (с 2003 г.) происходит уменьшение светимости Солнца, которое достигнет минимума в 2035-2045 гг., что приведет к значительному похолоданию в 2055-2060 гг. [BusinessWeek, 2007]. По данным радиоуглеродного датирования за период 11000 лет солнечная активность в настоящее время имеет максимальную величину за последние 8000 лет [Solanki et al., 2004]. Рис. 5.4. Изменение во времени солнечной активности: Rz – числа солнечных пятен; сплошная линия – линейная комбинация 90- и 210-летних циклов солнечной активности; штриховая линия – 210-летняя волна солнечной активности [Дергачев, Распопов, 2000]. 6. Данные по отдельным метеорологическим станциям, а также региональные палеоклиматические данные свидетельствуют о том, что современное изменение климата имеет сложную региональную структуру. Наиболее значительные различия в региональных климатических вариациях наблюдались за последние 30-40 лет в Арктике, где среднегодовые аномалии температуры воздуха различались не только по величине, но и по знаку [Анисимов, Белолуцкая, 2003; Kahl et al., 1993; Overpeck et al., 1997]. Так, например, на северо-востоке Канады и в западной части Северной 150 Атлантики за последние три десятилетия наблюдалось небольшое понижение температуры [Анисимов, Белолуцкая, 2003; Overpeck et al., 1997], изменения в Скандинавии были невелики [Анисимов, Белолуцкая, 2003; Bradley, Jones, 1993], а в Сибири и на Аляске наблюдалось потепление [Наурзбаев, Ваганов, 1999; Jacoby, D’Arrigo, 1995; Jacoby et al., 2000]. При этом изменения средней температуры в Северной полярной области имеют ряд существенных отличий от хода средней температуры в Северном полушарии [Алексеев и др., 2000], в то же время существует ряд свидетельств о сопряженности атмосферных параметров в удаленных друг от друга областях (“teleconnections”), например, в полярных и средних широтах Северной Атлантики [Deser, 2000; Werner et al., 2000]. 7. Существует проблема реальности оценки величины глобального потепления в ХХ веке. В отчетах МГЭИК для оценки величины глобального потепления в прошлом столетии использовались данные глобальной сети метеорологических наблюдений с 1886 г. Из 2907 станций только 161 (5.5%) охватывает полный период наблюдений с 1900 по 1990 г., а с 1989 г. около 30% станций прекратили свое существование (135 из них находились на территории бывшего СССР) [Груза, Ранькова, 2003; Christy, Spencer, 2003; 2005]. Кроме того, пространственное распределение пунктов метеонаблюдений является неравномерным: большинство из них расположено на территории индустриально развитых стран и в урбанистических центрах. Согласно некоторым оценкам из-за так называемого эффекта «островов тепла» (heat islands), среднемесячная температура по данным измерений метеостанции, находящейся вблизи крупного города, может на несколько градусов превышать величину, полученную по данным измерений в сельской местности [Christy, Spencer, 2003; 2005]. Все эти проблемы могут внести существенную ошибку в оценку величины глобального потепления. На рис. 5.5 приведены данные спутниковых наблюдений вариаций среднемесячной тропосферной температуры воздуха за период 1979-2004 гг. [Christy, Spencer, 2003; 2005], из которых следует, что увеличение глобальной температуры за этот период составило лишь 0.08ºС за декаду, что значительно ниже величины температурного увеличения по данным наземных наблюдений [Christy, Spencer, 2003; 2005]. 8. Все палеоклиматические изменения имеет смысл рассматривать на шкале Голоцена в двух основных временных диапазонах: а) собственно палеоклиматические изменения во время Голоцена (100 – 10000 лет), информация о которых извлекается, в основном, из косвенных данных (дендрохронологические серии, керны льда, донные отложения в водоемах, лессовые отложения и т.д.); б) палеоклиматические данные за последние 100-150 лет, где наряду с перечисленными выше косвенными 151 палеоклиматическими данными, используются инструментальные измерения [Борисенков, Пасецкий, 2002; Вагнер, 2006]. Изучение последнего периода очень важно для человечества, поскольку позволяет ответить на вопрос (используя максимально возможный большой объем косвенных и прямых инструментальных данных), какова допустимая граница эксплуатации окружающей среды при сохранении тенденции устойчивого развития. Рис. 5.5. Отклонения глобальной тропосферной (от поверхности до высоты 8 км.) температуры dt (ºС) от среднего за период 1979-2004 гг. (среднемесячные значения) по данным спутниковых измерений [Spencer, 1998]. Использование региональных палеоклиматических данных в свете указанных выше проблем приобретает наибольшее значение, тем более, что в последнее время обнаружены значительные различия между экспериментальными данными и результатами расчетов с использованием различных динамических моделей общей циркуляции атмосферы и океана [Груза и др., 2006; Barnett et al., 2000]. В настоящей главе проанализированы особенности региональных и глобальных климатических изменений и их связь с вариабельностью солнечной активности и другими космофизическими агентами (кометное вещество). 152 5.2 Возможные механизмы воздействия космофизических агентов на климат. В предыдущем разделе показано, что в настоящее время вклад солнечной активности в изменчивость климата и окружающей среды не вызывает сомнений. Отметим однако, что до конца не решен вопрос о величине этого вклада, а также о механизмах такого воздействия. Как уже отмечалось выше, в качестве основных космофизических факторов, влияющих на климат и состояние атмосферы, рассматривается солнечная радиация [Веретененко, Пудовкин, 1998; Reid, 1991; Lean et al., 1995; Haigh, 1996; Douglass, Clader, 2002] и интенсивность солнечных (СКЛ) и галактических (ГКЛ) космических лучей, изменяющих величину облачного покрова атмосферы [Веретененко, Пудовкин, 1994; Вовк и др., 1997; 1999; Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Palle, Butler, 2000; Carslaw et al., 2002; Kasatkina, Shumilov, 2005; Veretenenko, Thjel, 2005]. Существуют также работы, в которых показано, что магнитные бури могут привести к изменениям в циркуляционном режиме атмосферы [Мустель и др., 1977; Roberts, Olson, 1973; King et al., 1977; Bucha, Bucha, 1998; Danilov, Lastovicka, 2000; Elsner, Kavlakov, 2001]. В работах [Kasatkina et al., 2006b; 2007] была выдвинута гипотеза, что одним из факторов климатического воздействия, имеющим космофизическую природу, возможно, являются также вариации плотности космической пыли внутри Солнечной Системы. По данным ИСЗ величина солнечной радиации («солнечной постоянной») за пределами атмосферы изменяется на 0.1-0.15% от максимума до минимума 11-летнего солнечного цикла [Wilson, Hudson, 1991; Frohlich, Lean, 1998]. Такие незначительные в энергетическом смысле изменения в течение 11-летнего цикла не могут значительно повлиять на процессы в тропосфере из-за существующей тепловой инерции океана [Шерстюков, 2006; Stocker, 1994]. Величина изменений солнечной радиации ΔI в прошлом столетии по данным о солнечных корональных полях составляет ΔI=1.65±0.23 Вт/м2 [Stamper, Lokwood, 1999], по другим оценкам (светимости Солнца в зависимости от площади, занимаемой солнечными пятнами и факелами) – ΔI =2 Вт/м2 [Lean et al., 1995]. В предшествующих циклах эти вариации могли достигать 10 Вт/м2 [Reid, 1991]. Приведенные оценки сопоставимы с величиной изменения солнечной радиации за этот же период, вызванного парниковым эффектом антропогенных выбросов СО2 в атмосферу, которая согласно оценкам МГЭИК составляет 1.56 Вт/м2 [IPCC, 2001]. Согласно результатам [Lean et al., 1995; Stamper, Lokwood, 1999; Krivova, 153 Solanki, 2004] такие вариации могут объяснить до 52% глобального потепления за период с 1910 г. по 1960 г. и 31% роста температуры с 1970 г. до настоящего времени. В работе [Crowley, Kim, 1996] показано, что в зависимости от выбора индексов солнечно-климатического взаимодействия коэффициенты корреляции изменяются в пределах от 0.57 до 0.74, соответственно вклад солнечной вариабельности в изменения климата составляет, согласно различным оценкам от 32% до 55% за период с 1600 г. по настоящее время. Таким образом, изменения солнечной радиации могли внести определенный вклад в увеличение глобальной температуры в ХХ веке. Следует отметить, что приведенные выше оценки требуют дальнейших экспериментальной подтверждений. С другой стороны известно, что циклические вариации солнечной радиации отличаются в различных спектральных интервалах, например, в ультрафиолетовой области спектра они могут на два порядка превышать интегральную величину [Unruh et al., 1999; Lean, 2000; Woodard, Libbrecht, 2003]. К настоящему времени не существует общепринятого механизма воздействия солнечной активности на климат, но главной особенностью всех предлагаемых механизмов является «триггерный» характер такого воздействия [Пудовкин, Распопов, 1992; Касаткина и др., 1999; Авдюшин, Данилов, 2000; Шумилов, Касаткина, 2005; Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Haigh, 1996; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Tinsley, 2000; Danilov, Lastovicka, 2000; Palle, Butler, 2000; Yu, 2002; Kasatkina, Shumilov, 2005]. В работе [Авдюшин, Данилов, 2000], например, выделяют три возможных механизма реализации солнечно-погодных связей: динамический [Смирнов, 1984; King et al., 1977; Haigh, 1996], электрический [Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000], оптический [Шумилов и др., 1991; Пудовкин, Распопов, 1992; Шумилов, Касаткина и др., 1996б; 1997; Shumilov et al., 1992; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995; 2003a]. В основе динамического механизма лежит способность внутренних атмосферных волн широкого спектра (от акустико-гравитационных до планетарных) осуществлять обмен энергией между различными слоями атмосферы и распространяться на значительные расстояния от источника (см. Главу 4) [Смирнов, 1984; Авдюшин, Данилов, 2000; King et al., 1977]. Условия генерации и распространения акустико-гравитационных волн подробно рассматривались в Главе 4. Планетарные волны связаны с распределением давления (или температуры) атмосферы вдоль круга широты [Авдюшин, Данилов, 2000]. Передача солнечной энергии из стратосферы в тропосферу в этом случае определяется взаимодействием планетарных волн с зональной циркуляцией в стратосфере [Авдюшин, Данилов, 2000; Ruzmaikin et al., 2004]. 154 Одним из источников генерации акустико-гравитационных волн, как это было показано в Главе 4, является джоулев нагрев ионосферы при высыпании частиц во время авроральных возмущений [Maeda, Young, 1966], сверхзвуковое движение на юг авроральных дуг [Wilson, 1967], солнечные протонные события [Boska, Lastovicka, 1996] и всплески рентгеновского излучения [Нетреба, 1996], вторжение в атмосферу метеорных тел [Голицын и др., 1977; Шумилов, Касаткина и др., 2003; ReVelle, 1976; 2004; Evers, Haak, 2002; Brown et al., 2002; Shumilov, Kasatkina et al., 2003e,f; Edwards et al., 2006]. В свою очередь, ультрафиолетовая радиация с длиной волны в интервале 220 – 290 нм (с максимумом поглощения при λ=254 нм) сильно поглощается озоном в стратосфере [Матвеев, 2000], за счет чего происходит разогрев стратосферы и, как следствие, генерация внутренних атмосферных волн и изменение циркуляционного режима в стратосфере [Авдюшин, Данилов, 2000; Haigh, 1996]. Стратосфернотропосферный обмен определяется состоянием атмосферы [Авдюшин, Данилов, 2000; Haigh, 1996; Perlwitz, Graf, 2001; Ruzmaikin et al., 2004; Baldwin, Dunkerton, 2005]. Оптический механизм основан на предположении, что под действием коротковолнового излучения Солнца и космических лучей происходит изменение химического состава и, как следствие, изменение прозрачности атмосферы [Шумилов и др., 1991; Пудовкин, Распопов, 1992; Шумилов, Касаткина и др., 1996б; 1997; Shumilov et al., 1992; Kasatkina et al., 1992; 1993a; 1994a; 1997a; 1999; 2001a,b,c; Shumilov, Kasatkina et al., 1993a; 1995; 2003a] (см. Главу 1). В Главе 1 было показано, что высокоэнергичные солнечные протоны могут приводить к образованию озонных «минидыр» и увеличению двуокиси азота NO2 в высоких широтах, что неминуемо должно сказываться на термобарическом режиме стратосферы и тропосферы. Существует ряд экспериментальных подтверждений связи солнечных протонных событий с изменениями режима циркуляции в высоких широтах [Мустель, 1966; Вовк и др., 1997; 1999; Veretenenko, Thjel, 2004]. Два других механизма связаны с образованием аэрозолей и увеличением облачности. Электрический механизм рассматривался в серии работ Б. Тинсли [Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000]. Этот механизм связан с проникновением ГКЛ в нижнюю атмосферу и изменением ионизации и проводимости воздуха в тропосфере. При этом усиливается поляризационное разделение зарядов, происходит электризация капель вблизи вершин облаков, что способствует образованию кристаллов льда («электрозамерзание») [Tinsley et al., 1989; Tinsley, Deen, 1991; Tinsley, 2000]. Происходящий процесс изменяет атмосферные характеристики, включая количество 155 осадков и выделение тепла, в результате чего изменяется индекс завихренности и динамика тропосферы. В Главе 3 (п. 3.5) показано, что события СКЛ могут привести к значительным изменениям атмосферного электрического поля, регистрируемым на земной поверхности. Существует ряд экспериментальных фактов, согласно которым высыпания частиц с гораздо меньшими энергиями (сотни электрон-вольт) в авроральной зоне во время магнитосферных возмущений могут привести к вариациям Ez на поверхности Земли [Гапонов и др., 1988; Никифорова и др., 2003; 2005; Hale, Croscey, 1979] (см. Главу 3). Это происходит за счет того, что высыпающиеся энергичные частицы могут «закоротить» существующие в стратосфере и нижней мезосфере электрические поля, приводя таким образом к значительным изменениям величины Ez на поверхности Земли [Hale, Croscey, 1979; Zadorozhny et al., 1994]. В Главе 2 (п. 2.3) приводится подробное описание еще одного механизма воздействия космических лучей на погоду и климат, связанного с процессом «ионной нуклеации» [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov et al., 1993b; 2000; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; 2001; Yu, 2002; 2004; Kasatkina, Shumilov, 2005]. Из всех предлагаемых механизмов этот механизм является наиболее разработанным количественно и подтвержденным экспериментально. В Главе 2 показано (количественно и экспериментально), что СКЛ, проникая в атмосферу, могут через ионизацию воздействовать на процессы ионной нуклеации и образования аэрозолей. Вновь образованные аэрозоли могут служить центрами конденсации для более крупных частиц, что приводит увеличению облачного покрова. Результаты экспериментальных измерений и модельных расчетов с использованием механизма ионной нуклеации показали, что только протонные события типа GLE средней мощности могут приводить к значительным увеличениям аэрозольной концентрации и, как следствие, образованию озонных «минидыр» (понижений ОСО более 15%) в высоких широтах [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Kasatkina, Shumilov, 2005]. (Ещё раз подчеркнём, что события GLE по своим физическим характеристикам, вообще говоря, являются аналогом ГКЛ). Существует ряд экспериментальных подтверждений связи вариаций космических лучей с изменениями концентрации аэрозолей и облачности [Касаткина и др., 1999; Shumilov et al., 1993b; Shumilov, Kasatkina et al., 1996b; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Marsh, Svensmark, 2000; Palle, Butler, 2000; Eichkorn et al., 2002; Gerding et al., 2003]. Изменения интенсивности космических лучей за 11-летний солнечный цикл составляют в среднем до 20% на границе атмосферы [Carslaw et al., 2003]. На такую же величину, по данным о концентрации Be10 в полярных льдах [Beer et al., 1988], 156 уменьшился поток космических лучей с начала прошлого столетия в связи с увеличением напряженности межпланетного магнитного поля [Lockwood, Stamper, 1999]. Изменения в главном магнитном поле Земли также оказывают модулирующее воздействие на потоки космических лучей [Васильев, Дергачев, 1995; Beer et al., 1988; Shea, Smart, 2004]. Вариации величины облачного покрова за 11-летний солнечный цикл составляют 3% (низкой облачности – 1%), что приводит к величине изменений потока солнечной радиации, достигающей поверхности Земли ΔI = 0.8 – 1.7 Вт/м2 [Raspopov et al., 1997; Svensmark, 2000; Carslaw, 2002], которая сопоставима с величиной «парникового» эффекта в ХХ столетии (ΔI =1.56 Вт/м2) [IPCC, 2001]. Т.е. общее воздействие солнечной активности на тепловой баланс в ХХ столетии составляет ~3-3.3 Вт/м2 [Raspopov et al., 1997]. Иными словами, собственно на «парниковый» эффект остается менее 1/3 общего потепления в ХХ столетии. В связи с вышеизложенным, вариации космических лучей следует рассматривать в качестве одного из основных климатообразующих факторов. Хотя в настоящее время не отдается предпочтения какому-либо из приведенных выше механизмов, последний из них (связанный с механизмом «ионной нуклеации»), где в качестве основного агента солнечно-погодных связей рассматриваются вариации космических лучей, является, как уже отмечалось выше, наиболее разработанным с количественной точки зрения. Однако следует отметить, что в работе [Jager, Usoskin, 2006] приведен сравнительный анализ воздействия на климат двух гелиофизических факторов – УФ-радиации и космических лучей. Показано, что вариации глобальной поверхностной температуры в последние 400 лет более тесно связаны с вариациями УФ-радиации, чем с космическими лучами [Jager, Usoskin, 2006]. Вместе с тем, вызывает определенные сомнения способ восстановления интенсивности УФизлучения за пределами инструментального периода наблюдений. Приведенные выше факты не исключают воздействия на климат парниковых газов, связанных с деятельностью человека, которые могли внести свой вклад в увеличение температуры в ХХ веке (до 50% в последние десятилетия [Krivova, Solanki, 2004]). Из природных факторов к наиболее значительным климатообразующим явлениям глобального масштаба следует отнести также вулканическую активность. Например, извержение вулкана Тамбора в 1815 г. и понижение уровня солнечной активности в начале XIX столетия (Дальтоновский минимум) привели к длительному (десятки лет похолоданию) [Ваганов и др., 2000; Шумилов, Касаткина и др., 2000; Scuderi, 1990; Briffa et al., 1998; Jacoby et al., 2000; Ogle et al., 2005]. Извержение 157 вулкана Тоба (в 13-15 раз более мощного, чем Тамбора) привело к катастрофическому похолоданию и началу нового ледникового периода 75000 лет назад [Rampino et al., 1979]. Явление Эль-Ниньо, представляющее собой длительную (более пяти месяцев) положительную температурную аномалию (>+0.5ºС) поверхностных вод Тихого океана в его центральной тропической части, также оказывает влияние на климат в глобальном масштабе [Матвеев, 2000]. Анализ явлений Эль-Ниньо с 1700 г. показал, что наиболее мощные из них наблюдались в периоды аномальной солнечной активности [Mendoza et al., 1991; Kuang et al., 1998]. Существует ряд исследований, согласно которым в недалеком будущем человечество могут ожидать катастрофические изменения климата [Карнаухов, 1994; Morner, 2004]. Продолжающееся увеличение температуры (за счет солнечной активности или антропогенных выбросов) может привести к опреснению поверхностных вод Северной Атлантики (за счет таяния льда в сибирских реках или увеличения количества осадков в средних широтах), что вызовет смену направления атлантического течения Гольфстрим к югу и существенное похолодание в Европе, сравнимое по величине с Малым ледниковым периодом [Карнаухов, 1994; Van Geel et al., 1998; Morner, 2004]. 5.3 Пространственно-частотные закономерности проявления солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы. Как уже отмечалось выше, связь атмосферных параметров и климата с солнечной активностью имеет сложную пространственную структуру, да и сами климатические вариации носят макро-региональный характер (см. п. 5.1). Для объяснения существующих неопределенностей в климатическом отклике на солнечное воздействие (пространственные неоднородности, слабость внешнего сигнала) в ряде работ разработан механизм возникновения в атмосфере энергоактивных областей («термобарические сейши», «солнечно-обусловленные центры действия», «климатические аттракторы»), связанных с зонами развития неустойчивостей, усиливающих атмосферный эффект солнечно-обусловленного сигнала за счет внутренних свойств самой системы [Шулейкин, 1968; Смирнов, Суржик, 1977; Авдюшин и др., 1982; Смирнов, 1984; Lorenz, 1963; King et al., 1977; Hurrel, 1995; Wallace et al., 1995; Christoforou Hameed, 1997; Lawrence, Ruzmaikin, 1998; Corti et al., 1999; Palmer, 1999; Khatiwala et al., 2001]. Свойство усиливать внешний сигнал характерно для нелинейных динамических систем [Хакен, 1985]. Для нелинейных динамических систем характерны такие процессы, как «захватывание» частоты, или, 158 например, «удвоение» периода внешнего сигнала [Хакен, 1985]. Одной из таких областей является зона Северной Атлантики, вариации температурного режима которой оказывают значительное воздействие на изменение климата Европы [Шулейкин, 1968; Смирнов, Суржик, 1977; Авдюшин и др., 1982; Смирнов, 1984; Hurrel, 1995; Corti et al., 1999; Wallace et al., 1995]. Настоящий раздел посвящен результатам исследования пространственночастотных закономерностей проявления солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы, изложенным в работах [Касаткина и др., 2004; 2006]. В работах [Шулейкин, 1968; King et al., 1977] для объяснения существующих региональных особенностей в климатических вариациях привлекалась концепция стоячих атмосферных волн или так называемых «термобарических сейш». В природе такие осцилляции, предположительно, формируются вблизи зон температурных контрастов подстилающей поверхности, где обостряется проявление солнечноатмосферных эффектов, например, в системе океан-материк [Шулейкин, 1968; Смирнов, Суржик, 1977; Авдюшин и др., 1982; Смирнов, 1984; King et al., 1977]. В работе [Шулейкин, 1968] для описания этих процессов использовалась двухслойная модель атмосферы, где в нижнем слое холодный воздух стекает с материка на океан с некоторой осредненной скоростью U. Над этим слоем располагается второй, в котором с океана на материк поступает подогретый океаном воздух, обладающий температурой на Θ выше, чем температура нижнего слоя. При этом использовалась система уравнений [Шулейкин, 1968]: u/t = -(1/)p/x - Uu/x + 2Ωv, v/t = -(1/)p/y - Uv/x - 2Ωu, (5.1), grad p = -Cgrad где: U – осредненная скорость переноса тепла; u, v – приращения скорости вдоль и перпендикулярно потоку соответственно; p, - возмущения давления и температуры; Ω – проекция угловой скорости вращения Земли на вертикаль в данной точке; δ – плотность воздуха, δ=1.29 кг/м3; С – коэффициент. 159 После некоторых преобразований получаем волновое уравнение в следующем виде [Шулейкин, 1968]: 2/t2 = mC/ [2/x2 + 2/y2] (5.2), или в полярных координатах (r,): d2/dr2 + (1/r)d/dr + (k2 - s2/r2) = 0 (5.3) Одним из решений этого уравнения являются стоячие волны [Шулейкин, 1968]: = 0J1(kr) cos(wt + ) (5.4) Графическое решение этого уравнения для соответствующих значений [Шулейкин, 1968] (r=2500 км, C=1.6x103, k=3.83/r, w=2/T, m=0.1, Θ=4ºC, θ0=6ºC, T=1.64r mC ) представлено на рис. 5.6, а также в виде проекции на карту в фазе, когда узловой диаметр проходит вдоль береговой линии системы Северная Атлантика – Европа (рис. 5.7). Конечно, хотя рис. 5.7 и отражает пространственную картину изменений метеопараметров в системе Северная Атлантика-Европа, уравнение (5.4) было получено при значительных допущениях [Шулейкин, 1968]. В действительности, под влиянием кориолисовой силы пучности температурных колебаний (зона Фарерских овов и г. Смоленск) и узловой диаметр непрерывно меняют свое положение: узловой диаметр как бы поворачивается вокруг одной точки, лежащей вблизи г. Осло [Шулейкин, 1968]. При повороте угловая скорость вращения не остается постоянной, температурные отклонения в пучностях значительно уменьшаются [Шулейкин, 1968]. Поэтому внешнее воздействие будет максимальным в области, находящейся, между пучностями, как это показано на рис.5.7. С целью исследования пространственных и частотных неоднородностей проявлений солнечной активности в климатических вариациях были проанализированы 45 температурных и дендрохронологических серий, относящихся к зоне Северная Атлантика – Европа. Массив данных включает 10 оригинальных серий, собранных на 160 Кольском п-ове и на севере Финляндии в 2000-2001 гг. Все серии обработаны в соответствии с общепринятыми международными стандартами на специальной установке при помощи пакета программ, разработанного в Колумбийском университете, США [Holmes, 1983; Cook, Kairiukstis, 1990]. Для анализа были также использованы данные Международного дендрохронологического банка [http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/treering.html]. Рис. 5.6. Графическое представление решения уравнения (5.4). Для выявления периодичностей в климатических записях был проведен спектральный анализ хронологий при помощи МТМ-метода (Multi-Taper Method) [Thomson, 1982] с использованием пакета программ SSA-MTM Toolkit [Dettinger et al., 1995, http://www.atmos.ucla.edu/tcd/ssa]. Данный метод позволяет более надежно, по сравнению с низкочастотной методом части Фурье, спектра определять для периодические записей, в частности, составляющие в климатических, продолжительность которых сравнима с оцениваемым периодом [Thomson, 1982]. Результаты спектрального анализа позволили выделить значимые (90% и выше) периодичности в климатических вариациях (4 – 7, 11-, 22-, 30-33-, 66-, 80-100 лет). 161 (Здесь и далее под термином «климатические вариации» подразумеваются вариации температуры и годичного прироста древесных колец). Рис. 5.7. Схематическое изображение проекции на плоскость решения уравнения (4.4) в фазе, узловой диаметр проходит вдоль береговой линии системы Северная Атлантика – Европа. Зоны, в климатических вариациях которых присутствует периодичность, связанная с солнечной цикличностью, отмечены квадратами. Зоны, где в климатических вариациях присутствует периодичность, обусловленная собственными колебаниями системы, отмечены кружками. Но эти циклы были выявлены не во всех записях и проявлялись с различной интенсивностью. Вариации с периодом 4-7 лет, скорее всего, связаны с североатлантическим колебанием [Мохов и др., 2000], остальные – с солнечной активностью. 162 В результате анализа все записи были разделены на две группы. Первая характеризуется наличием ярко выраженной солнечной цикличности (см. рис.5.8), вторая – отсутствием таковой (см. рис.5.9). Анализ пространственного распределения этих двух групп показал, что проявления солнечной цикличности ослабевают при удалении от береговой линии системы Северная Атлантика – Европа, которая простирается от Северной Скандинавии и Кольского п-ова до Пиренейского п-ова. Точки, относящиеся ко второй группе, сконцентрированы вблизи центров (зона Фарерских о-вов и г. Смоленска), где в климатических вариациях преобладают осцилляции, не связанные с солнечной активностью (см. рис. 5.7). В этих зонах внешний сигнал должен подавляться собственными колебаниями системы [Смирнов, Суржик, 1977; Смирнов, 1984; King et al., 1977; Hurrel, 1995; Wallace et al., 1995; Christoforou Hameed, 1997; Lawrence, Ruzmaikin, 1998; Corti et al., 1999; Palmer, 1999; Khatiwala et al., 2001] (в нашем случае – северо-атлантическим колебанием). Таким образом, в результате спектрального анализа 33-летняя периодичность и другие циклы солнечной активности были обнаружены по дендрохронологическим сериям Северной Финляндии, Кольского и Пиренейского п-овов (см. рис. 5.8). Все эти зоны расположены вдоль береговой линии (см. рис. 5.7), где, согласно полученным ранее результатам [Шулейкин, 1968; Смирнов, Суржик, 1977; Авдюшин и др., 1982; Смирнов, 1984; Kelly, 1977; King, 1977], солнечное воздействие должно быть максимальным. Точки, относящиеся ко второй группе, сконцентрированы вблизи центров, где внешний сигнал должен подавляться собственными колебаниями системы (в нашем случае – северо-атлантическое колебание). Полученные результаты согласуются с пространственным распределением температурных аномалий и аномалий давления, наблюдаемых в Северной Атлантике [Шулейкин, 1968; Смирнов, Суржик, 1977; Авдюшин и др., 1982; Смирнов, 1984; Kelly, 1977; King, 1977; Deser, 2000; Werner et al., 2000]. В работах [Распопов, Ловелиус, Шумилов, Касаткина, 2001; Огурцов и др., 2010; Гусев, 2011] основные климатические периодичности рассматриваются как отклик нелинейной колебательной системы на внешнюю вынуждающую силу в виде циклических вариаций солнечной активности. 163 164 Рис. 5.8. Примеры спектров дендрохронологических вариаций с ярко выраженной солнечной цикличностью. а) Кольский п-ов, Апатиты (67.5ºс.ш., 33.5ºв.д.), период 16012000 гг.; б) Северная Финляндия, Луосто (67ºс.ш., 27ºв.д.), 1635-1998 гг., в) Испания (36ºс.ш., 5ºз.д.), 1728-1982 гг. Здесь и на рис. 5.9 и 5.10 сплошная и штриховая линии – границы 90%-ного и 99%-ного доверительных интервалов соответственно. Рис. 5.9. Примеры спектров климатических вариаций, обусловленных собственными колебаниями системы океан-атмосфера-материк: а) Словения, 1751 – 1991 гг., вариации годичного прироста колец деревьев; б) Фарерские о-ва, Торсхавн (62ºс.ш., 6.8ºз.д.), 1867 – 2003 гг., температурные вариации. 165 Результаты исследований показали, что в рамках приближения стоячих атмосферных волн и нелинейных динамических систем можно объяснить пространственные и частотные закономерности проявлений солнечной активности в региональных прогностическую климатических ценность, вариациях. особенно Полученный для зон результат температурных имеет контрастов подстилающей поверхности, существующих, например, в системе океан-материк. 5.4 Космофизическая обусловленность 20-22-летней периодичности в климатических вариациях. Обычно низкочастотные вариации в климатических вариациях связывают с солнечной вариабельностью. Как правило, проявления солнечной активности связывают с появлением солнечных циклов (11-, 22-, 33-, 80-90, 180-200 лет) в климатических вариациях. Известно, что 22-летняя периодичность (цикл Хэйла) обнаружена в климатических записях во многих регионах земного шара, причем часто с амплитудой, превышающей амплитуду 11-летнего цикла [Оль, 1969; 1984; Пудовкин, Любчич, 1989; Пудовкин, Морозова, 1999; Вакуленко, Монин, 2000; Башкирцев, Машнич, 2003; Касаткина и др., 2006; Baliunas et al., 1997; Cook et al., 1997; Mendoza et al., 2001; Gusev et al., 2004; Echer et al., 2006]. В то же время проявление 11-летнего солнечного цикла (цикла Швабе) не является достаточно распространенным [Костин, 1968; Комин, 1969; Авдюшин и др., 1982; Кочаров и др., 1986; Башкирцев, Машнич, 2003; Касаткина и др., 2006; Currie, 1993; Briffa et al., 1992; Thejll, 2001]. Периодичность около 88-90 лет (цикл Глейсберга) проявляется в климатических характеристиках еще реже [Briffa et al., 1992; Stocker, 1994]. Что же касается 33-35летнего цикла (цикл Брюкнера), то его физическая природа до конца не изучена, хотя и существует ряд данных о том, что этот цикл связан с солнечной активностью [Касаткина и др., 2006; Landscheidt, 1999; Gonzalez et al., 1993]. Этот цикл был обнаружен в климатических вариациях лишь в отдельных регионах (Северная Финляндия [Касаткина и др., 2006; Stocker, 1994] (см. рис.5.8б), Кольский п-ов [Распопов и др., 1998; Касаткина и др., 2006] (см. рис. 5.8а), Пиренейский п-ов [Касаткина и др., 2006] (см. рис. 5.8в), Северная Америка [Scuderi, 1993; Dean et al., 2002], Мексика [Mendoza, Diaz-Sandoval, 2001], Чили [Roig et al., 2001], Тасмания [Cook et al., 1995]). На рис. 5.8 в качестве примеров проявления солнечной цикличности в климатических вариациях приведены спектры некоторых древесно-кольцевых 166 хронологий: Кольский п-ов, Апатиты (67.5ºс.ш., 33.5ºв.д.) (рис. 5.8.а); Северная Финляндия, Луосто (67ºс.ш., 27ºв.д.) (рис 5.8б) и Испании (36ºс.ш., 5ºз.д.) (рис. 5.8в). Следует отметить отсутствие в вариациях древесно-кольцевых хронологий Кольского п-ова и Северной Финляндии основного 11-летнего солнечного цикла, который представляет собой период колебаний числа солнечных пятен и проявляется также в вариациях солнечной радиации и галактических космических лучей [Lean et al., 1995; Svensmark, Friis-Christensen, 1997]. Вместе с тем, в этих хронологиях отчетливо выделяется 22-летний период (см. рис. 5.8а,б). На рис. 5.10 также приведены примеры спектров двух древесно-кольцевых хронологий, полученных по северной Сибири, п-ов Таймыр (72.5ºс.ш., 105.2ºв.д.) [Jacoby et al., 2000] (рис. 5.10а) и Фенноскандии, г. Стокгольм (59ºс.ш., 18ºв.д.) (рис. 5.10б). Следует сказать, что древесно-кольцевые хронологии по Кольскому п-ову и Северной Финляндии, приведенные на рис. 5.8, получены и обработаны при участии автора. Остальные хронологии были взяты из Международного дендрохронологического банка. Как видно из рис. 5.10, в этих вариациях из периодичностей, соответствующих солнечным циклам, присутствует только 20-22-летняя периодичность. Таким образом, приведенные результаты спектрального анализа подтверждают вывод о наибольшей распространенности 20-22летней периодичности в климатических вариациях. Как уже упоминалось выше, основными гелиогеофизическими факторами, влияющими на климат и состояние атмосферы, являются солнечная радиация [Reid, 1991; Lean et al., 1995; Haigh, 1996; Douglass, Clader, 2002] и интенсивность солнечных (СКЛ) и галактических (ГКЛ) космических лучей, влияющих на состояние облачного покрова атмосферы [Касаткина и др., 1999; Шумилов, Касаткина, 2005; Shumilov, Kasatkina et al., 1996; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; Kasatkina, Shumilov, 2006; Palle, Butler, 2000; Svensmark, 2000; Carslaw et al., 2002]. Циклы Швабе и Глэйсберга присутствуют как в вариациях солнечной радиации, так и галактических космических лучей [Tinsley et al., 1989; Lean et al., 1995; Svensmark, Friis-Christensen, 1997; McCracken et al., 2001a]. Что касается цикла Брюкнера, который достаточно редко наблюдается в климатических вариациях, то существует ряд свидетельств о его солнечном происхождении. Этот цикл присутствует в вариациях магнитного индекса Ар и числа солнечных пятен, хотя и является нестабильным [Gonzalez et al., 1993], а также в вариациях длины 11-летнего солнечного цикла [Landscheidt, 1999]. В работе [Landscheidt, 1999] в качестве основной причины 33-35-летней периодичности рассматриваются осцилляции Солнца относительно центра масс Солнечной Системы. Как известно, 22-летний цикл или цикл Хэйла, связанный с переполюсовкой 167 магнитного поля на Солнце, практически не заметен ни в вариациях числа солнечных пятен и солнечной радиации [Lean et al., 1995], ни в космическом излучении [Webber, Lockwood, 1988]. Рис. 5.10. Примеры спектров дендрохронологических вариаций с периодичностью 20- 22-летней периодичностью: а) Северная Сибирь, п-ов Таймыр (72.5ºс.ш., 105.2ºв.д.), 1561-1997 гг.; б) Швеция, г. Стокгольм (59ºс.ш., 18ºв.д.), 1660-1995 гг. 168 Существует три возможных объяснения 20-22-летней периодичности в климатических вариациях: 1. Одно из них связано с предположением о том, что этот цикл может быть связан с нелинейным откликом климатической системы, которая в данном случае рассматривается как нелинейная динамическая система, на солнечный сигнал (например, удвоение 11-летнего периода солнечного цикла) [Хакен, 1985]. Этот механизм уже рассматривался достаточно подробно в предыдущем разделе. Но в рамках этого механизма не всегда можно объяснить практически повсеместное присутствие 20-22-летнего цикла в климатических вариациях (см. п. 5.3). 2. Другое объяснение предлагается в работе [Ogurtsov et al., 2003]. В данном случае интерпретация основана на предположении о том, что интегральный поток ГКЛ как бы удваивается во время 11-летних циклов с положительной полярностью (т.е., когда магнитное поле направлено от Солнца) [Ogurtsov et al., 2003]. На рис. 5.11 из работы [Ogurtsov et al., 2003] приведено схематическое изображение чередующихся 11летних циклов солнечной активности. Действительно, интегральный поток ГКЛ будет немного ниже во время «отрицательных» 11-летних солнечных циклов, как об этом свидетельствуют экспериментальные данные [Webber, Lockwood, 1988; Bravo, Cruz- Abeyro, 1996] (см. рис. 5.12 [Webber, Lockwood, 1988]). Но, принимая во внимание, что амплитуда 11-летних вариаций ГКЛ на поверхности Земли не превышает, в среднем, 18% [Tinsley et al., 1989; Shea, Smart, 2004], вряд ли можно ожидать, что какая-либо часть от этой величины может вызвать значительные климатические изменения через вариации в облачном покрове, хотя и не исключена возможность преобладания 20-22летнего цикла в вариациях ГКЛ во время Маундеровского минимума солнечной активности [Кочаров, Перистых, 1991]. Кроме того, авторы [Ogurtsov et al., 2003] утверждают, что 20-22-летняя периодичность в климатических вариациях наблюдается, главным образом, в высоких широтах. Однако, экспериментальные данные свидетельствуют о более широкой распространенности 20-22-летней периодичности в климатических вариациях [Оль, 1969; 1984; Комин, 1969; Башкирцев, Машнич, 2003; Baliunas et al., 1997; Cook et al., 1997; Gusev et al., 2004; Kasatkina et al., 2007]. 3. Автором работы впервые было высказано предположение, что 20-22–летняя периодичность, наблюдаемая в вариациях различных климатических параметров, связана с увеличением количества космической пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов [Kasatkina et al., 2006b; 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2006b]. 169 Рис. 5.11. Схематическое представление вариаций ГКЛ в 11-летнем и 22-летнем циклах солнечной активности [Ogurtsov, 2003]. Рис. 5.12. Среднемесячные значения вариаций нейтронного монитора по данным станции Маунт Вашингтон [Webber, Lockwood, 1988]. Магнитное поле Солнца предохраняет Солнечную систему от проникновения межзвездной пыли, частицы которой могут быть сфокусированы в плоскости эклиптики или отклоняться от нее в зависимости от полярности магнитного поля Солнца, которая изменяется каждые 11 лет [Zank, Frisch, 1999; Frisch, 2000]. Результаты недавних экспериментов, проведенных в рамках проекта DUST на борту 170 космического аппарата Ulysses, показали, что экранировка магнитного поля Солнца была ослаблена во время недавнего 11-летнего солнечного максимума (2000 г.), и количество межзвездной пыли внутри Солнечной системы увеличилось втрое [Landgraf et al., 2003]. Согласно модельным расчетам во время следующего максимума солнечной активности при противоположной конфигурации магнитного поля количество межзвездной пыли внутри Солнечной системы может возрасти ещё больше [Altobelli et al., 2003; Landgraf et al., 2003]. Пока трудно сказать, насколько такое количество межзвездной пыли может увеличить приток космического вещества на Землю, который по различным оценкам может достигать 107-1010 т/год [Симоненко, Левин, 1972; Голенецкий и др., 1981]. Вероятно для этого, как отмечалось в работе [Огурцов, Распопов, 2011], должен существовать мощный усилительный механизм. Под космическим веществом понимают всё вещество, поступающее на Землю из космического пространства, начиная с мельчайших пылинок в доли микрона с массой порядка 10-14г. и до крупных объектов размерами в 30-40 м [Симоненко, Левин, 1972]. При этом очень мелкие частицы (от десятых долей до десятков микрон) теряют космическую скорость в верхних слоях атмосферы, не успевая сколько-нибудь значительно нагреться [Симоненко, Левин, 1972]. Эти пылинки, увлекаемые атмосферными течениями и вертикальным переносом воздушных масс (до 450 м/день) [Forkman et al., 2005], в течение какого-то времени могут находиться в различных слоях атмосферы и служить центрами конденсации для образования аэрозольных частиц, затем выпадают вместе с осадками на поверхность Земли [Симоненко, Левин, 1972]. По оценкам химического состава аэрозолей, существующих в атмосфере Земли, космическое вещество, поступающее на Землю, имеет преимущественно кометное происхождение [Голенецкий и др., 1981]. Этот вывод нашел свое подтверждение после открытия нового класса объектов Солнечной системы, так называемых мини-комет, имеющих размеры в несколько метров и массу ~100 т [Frank et al., 1986a,b; Бронштэн, 1998]. Согласно оценкам [Frank et al., 1986a,b], полученным по данным наблюдений верхней атмосферы Земли с ИСЗ Dynamics Explorer, приток мини-комет на Землю составляет до 3х106т/сут. Возможно, крупнейшим из них был Тунгусский метеорит [Бронштэн, 1998] (см. Главу 6). Увеличение количества межзвездной пыли может повысить вероятность столкновений малых тел Солнечной системы (мини-комет, комет и астероидов) друг с другом и с Землей. Взаимные столкновения тел и частиц в межпланетном пространстве приводят к их дроблению и эрозии и образованию ещё большего количества межпланетной пыли [Симоненко, Левин, 1972]. Учитывая состав кометного вещества 171 (сложные органические соединения, высокое содержание микроэлементов, таких, например, как Se, Br, Zn, Pb, Ag, S и др.), нельзя не согласиться с предположением, что кометное вещество играет важную роль в формировании микроэлементного состава внешних оболочек Земли, включая атмосферу, океанические воды и биосферу [Фесенков, 1965; Голенецкий и др., 1981; Яковлев, 1991; Hoyle, Wickramasinghe, 1978; Kobayashi et al., 2004]. В метеоритах также были обнаружены остатки некоторых видов бактерий и микроорганизмов [Жмур и др., 1997]. В работе [Яковлев, 1991] установлена связь атмосферных осадков с метеорными потоками и кометами. В июле 2001 г. в провинции Кераля в Индии после события увеличения метеорных потоков наблюдали странное явление – выпадение “красного дождя”, который по составу был богат органическими соединениями [Louis, Kumar, 2006]. В следующей главе приведены дополнительные экспериментальные свидетельства воздействия кометного вещества непосредственно на биосферу Земли. Следует также отметить, что в некоторых моделях климатические вариации в диапазоне от 11 до 90 лет интерпретируют исключительно внутренними процессами (взаимодействие между атмосферой и океаном, термохалинная циркуляция) без привлечения солнечной активности [Wohlleben, Weaverm, 1995; Latif, 1998]. Учитывая вышеизложенное, можно предположить, что космическая пыль, повидимому, может играть заметную роль в изменениях климата, в частности, в проявлении 20-22-летней периодичности в климатических вариациях. Хотя механизм формирования такой цикличности по-прежнему не ясен. 5.5 Выводы. 1. Вариации космических лучей следует рассматривать в качестве одного из основных климатообразующих факторов. Механизм, основанный на процессе ионной нуклеации, где в качестве основного агента солнечно-погодных связей рассматриваются вариации космических лучей, является наиболее разработанным с количественной точки зрения. 2. Установлено, что в рамках приближения стоячих атмосферных волн можно объяснить пространственные и частотные закономерности проявлений солнечной активности в региональных климатических вариациях. Впервые показано, что проявление циклов солнечной активности в изменениях температуры воздуха и годичного прироста деревьев ослабевает при удалении от береговой линии системы 172 Северная Атлантика – Европа, которая, в свою очередь, является узловой линией, разделяющей этот регион на две зоны относительной стабильности, и простирается от Северной Финляндии и Кольского п-ова до Пиренейского п-ова. Полученные результаты имеют принципиальное значение при прогнозе климатических вариаций в этой зоне. 3. Впервые выдвинута гипотеза, что 20-22–летняя периодичность, наблюдаемая во многих древесно-кольцевых хронологиях, полученных нами на территории Евразии, а также в вариациях других климатических параметров практически повсеместно, связана с увеличением количества космической пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов. 173 Глава 6 Применение дендрохронологического анализа для решения некоторых проблем палеоастрофизики. 6.1 Дендрохронологический метод и полуавтоматический измерительный комплекс для обработки древесно-кольцевых хронологий. Дендрохронология последовательностей занимается ежегодного прироста изучением колец хронологических деревьев. Применение дендрохронологического метода позволяет установить точную дату (год) образования каждого кольца на древесном спиле или керне. Толщина и плотность каждого годичного кольца зависят от преобладающих погодных условий во время периода роста (весна и лето), в основном осадков и температуры. Поэтому последовательность древесных колец содержит запись о погодных условиях в течение ряда лет, т.е. вариации климатического сигнала с годичным разрешением. При помощи анализа древесно-кольцевых хронологий можно производить реконструкцию многих важных климатических и гидрологических характеристик, основными из которых являются [Ваганов и др., 1996; Friits, 1991]: 1) температура воздуха в различные сезоны и за год; 2) количество осадков в различные сезоны и за год; 3) аномалии атмосферного давления; 4) повторяемость и интенсивность засух; 5) колебания уровня озер, сток рек; 6) повторяемость заморозков в течение вегетационного периода и сильных морозов в зимнее время. Наиболее сильный климатический сигнал содержится в древеснокольцевых хронологиях, полученных с деревьев, произрастающих в суровых климатических условиях или на пределе выживания, т.е. вблизи северной, южной (или аридной) и высотной границ леса [Ваганов и др., 1996; Friits, 1991]. Для таких районов и местообитаний характерна тесная связь между величиной прироста древесины и лимитирующими прирост климатическими факторами (коэффициент корреляции 0.4 – 0.6) [Ваганов и др., 1996]. Методы дендрохронологического анализа широко освещены в ряде работ [Битвинскас, 1974; Битвинскас и др., 1988; Ваганов и др., 1996; Вагнер, 2006; Holmes, 1983; Schweingruber, 1988; 1993; Cook, Kairiukstis, 1990; Friits, 1991]. Важно отметить, что дендрохрнологический метод позволяет провести датирование по годичным кольцам с точностью до одного года. В настоящее время широко используется рентгеновский метод анализа древесных колец, позволяющий анализировать визуально неотличимые друг от друга кольца, а также аппаратура, позволяющая анализировать плотность древесины в очень узких кольцах, менее 30 мкм [Schweingruber, 1993]. Для 174 дендрохронологического анализа используются деревья хвойных и ряда лиственных пород, в том числе и ископаемые образцы, имеющие четко выраженные кольца. Самыми долгоживущими деревьями на нашей планете являются остистые сосны, произрастающие в горных районах США и имеющие возраст свыше 4000 лет [Вагнер, 2006]. Наиболее длинная хронология (11900 лет) получена в Европе по деревьям сосны и дуба [Дергачев, 1999; Вагнер, 2006]. Для построения древесно-кольцевой хронологии необходимы образцы древесины (буровые керны или спилы) не менее, чем с 15-20 модельных деревьев различного возраста, произрастающих в пределах однородного по условиям местообитания участка [Ваганов и др., 1996]. Отобранные керны наклеиваются на специальную деревянную основу, затем их поверхность тщательно полируется. Перед измерениями качество поверхности образца должно быть таким, чтобы под микроскопом при увеличении в 30-60 раз была четко видна клеточная структура древесины [Ваганов и др., 1996]. Именно такое качество полировки и зачистки гарантирует обнаружение чрезвычайно узких колец. Вначале проводится предварительная датировка колец, которая заключается в просмотре их под микроскопом от периферии ствола к центру и определения даты образования каждого кольца методом обратного отсчета при известном календарном времени взятия образца [Ваганов и др., 1996; Friits, 1991]. Затем с помощью полуавтоматических измерительных комплексов измеряется ширина годичных колец с точностью до 0.01 мм. По полученным данным строятся кривые изменения абсолютного прироста для каждого образца. Обобщенная хронология получается из отдельных образцов методом перекрестной датировки [Ваганов и др., 1996; Вагнер, 2006; Holmes, 1983; Schweingruber, 1988; Cook, Kairiukstis, 1990; Friits, 1991]. Суть перекрестной датировки заключается в сопоставлении различных участков и совмещении перекрывающихся конфигураций годичных колец нескольких образцов (см. рис. 6.1 [Вагнер, 2006]). Для уменьшения влияния микроклиматических особенностей и неклиматических сигналов (влияние почвенно-грунтовых условий, конкурентные взаимоотношения и др.), зависящих от места произрастания, отдельные кривые древесных колец объединяются в мастер-хронологии. В результате полученная последовательность колец может быть сопоставлена с усредненной региональной мастер-хронологией и, таким образом, дендрохронологически точно датирована [Ваганов и др., 1996; Вагнер, 2006; Schweingruber, 1988; Cook, Kairiukstis, 1990; Friits, 1991]. При этом рассчитывается ряд статистических параметров (автокорреляция, взаимная корреляция между различными хронологиями, регрессия, синхронность, высокочастотные вариации и др.) при помощи 175 специального программного обеспечения, например COFECHA [Holmes, 1983]. Перекрестное датирование позволяет выявлять выпадающие и ложные кольца, и их точное местонахождение в пределах календарной шкалы [Ваганов и др., 1996; Вагнер, 2006; Schweingruber, 1988; Cook, Kairiukstis, 1990; Friits, 1991]. Рис. 6.1. Схема дендрохронологического наложения образцов дерева различного возраста на основе характерных сигнатур последовательностей древесных колец [Вагнер, 2006]. Для исключения возрастных трендов (биологическая «кривая роста») разработан целый ряд специальных методик стандартизации или индексирования, которые переводят абсолютные величины прироста в относительные. При этом исходная хронология аппроксимируется какой-либо усредненной кривой, на которую затем делятся все величины исходного ряда, в результате чего получается последовательность индексов роста [Briffa et al., 1988; Jacoby, D’Arrigo, 1989; Cook, Kairiukstis, 1990]. Использование тех или иных методик (сплайн-функция, например, отрицательная экспонента в пакете программ ARSTAN [Jacoby, D’Arrigo, 1989; Cook, Kairiukstis, 1990], низкочастотных фильтров [Briffa et al., 1988], метод «коридора» 176 [Шиятов, 1986; Ваганов и др., 1996]) диктуется различиями в постановке задачи и получении соответствующего конечного результата. Следует сказать, что в определенных случаях применение стандартизации не всегда оправдано, т.к. приводит к исключению долговременных климатических вариаций и низкочастотных сигналов из исследуемой хронологии [Esper et al., 2002]. Выше отмечалось, что измерение ширины годичных колец производится при помощи полуавтоматических измерительных комплексов. Существует два типа таких комплексов. К первому типу относятся установки, состоящие из микроскопа, специального измерительного устройства (микрометрический винт) и соответствующего программного обеспечения. К недостаткам установок данного типа относится трудность использования древесных спилов в процессе измерений. Ко второму типу относятся комплексы, состоящие из сканера с высоким оптическим разрешением, компьютера и соответствующего программного обеспечения. В настоящем разделе приведено описание полуавтоматического измерительного комплекса, созданного нами для проведения дендрохронологического анализа [Шумилов, Касаткина и др., 2008; Канатьев, Шумилов, Касаткина, 2014 а,б; Kanatjev et al., 2006]. Комплекс для измерения ширины годичных колец деревьев состоит из профессионального сканера с высоким оптическим разрешением Epson Perfection 4990, компьютерной системы и соответствующего программного обеспечения. Созданный комплекс позволяет проводить обработку, в частности, образцов можжевельника, имеющих, как известно, сложную структуру (большое количество пропущенных, морозобойных, светлых и ложных колец). Созданный комплекс во многих аспектах не уступает аналогичной системе WinDENDRO [www.regentinstruments.com], разработанной на западе, а по сравнению с системами, где применяется ручная обработка, имеет ряд преимуществ: увеличение производительности, комфорт для оператора, возможность архивации результатов измерений на любом этапе обработки. Впервые в России разработано новое программное обеспечение, позволяющее обрабатывать образцы различного типа (керны, спилы), в том числе трудно поддающиеся обработке, имеющие сложную древесную структуру (неоднородность роста в различных направлениях, пропущенные кольца и т.д.) образцы можжевельника (см. рис. 6.2). Программное обеспечение позволяет анализировать керны, спилы, снимки со сканеров, а также с цифровых или аналоговых камер. Программное обеспечение комплекса создавалось на языке С++, совместимо с современными операционными системами типа Windows XР. Интерфейс для удобства работы поделен на две части (см. рис. 6.3). В верхней части отображается фрагмент снимка древесного 177 образца. Измерение ширины колец производится вдоль выбранного направления построением перпендикуляра. В правом секторе верхней части при необходимости можно отобразить увеличенный фрагмент измеряемого образца. a) б) Рис. 6.2. Древесные образцы различного типа: а) спил можжевельника; б) керн сосны. Результаты измерений записываются в файл и отображаются в виде цифровой последовательности в левом секторе нижней части интерфейса (см. рис. 6.3). 178 Одновременно на экране (правый сектор нижней части) появляется графическое изображение (по осям - годы и ширина колец), которое также можно записать или одновременно сравнивать с другими сериями или с мастер-хронологией (см. рис. 6.3). Рис. 6.3. Интерфейс программного обеспечения полуавтоматического измерительного комплекса для проведения дендрохронологического анализа. Также в левой части интерфейса представлены кнопочные формы, с помощью которых предлагается выбор необходимых операций. Программное обеспечение позволяет конвертировать сохраняемые файлы из собственного формата в текстовый, а также в международный формат Tucson, который используется для сохранения хронологических записей в Международном дендрохронологическом банке данных. Созданный комплекс универсален в применении, что позволит использовать его для решения различных задач биологии и экологии, связанных с построением временных хронологий. 179 6.2 Региональные особенности климатических изменений на Кольском полуострове по дендрохронологическим данным. В последнее время особое внимание уделяется анализу отклика лесных экосистем на ожидаемые глобальные и региональные изменения климата в обозримом будущем. Особенно это касается экосистем Севера, поскольку климатическая обусловленность реакций экосистем проявляется здесь наиболее четко [Ваганов и др., 1996; Мазепа, 1999; Friits, 1991]. Для этой цели анализируется воздействие различных сценариев изменения климата в различных регионах с применением существующих моделей [Kramer, Mohren, 1996; Shugart, Smith, 1996]. Для выделения воздействий глобального характера, к которым наряду с глобальным потеплением, относят также солнечную вариабельность, большое значение приобретает исследование локальных факторов влияния (пожары, техногенные загрязнения и т.д.). Следует отметить, что проявления солнечной активности в климатических вариациях, как это было показано в Главе 5 (п. 5.3), носят региональный характер, и наиболее ярко выражены в зонах температурных контрастов подстилающей поверхности, например, вблизи границы океан-материк. Динамика древесного прироста в связи с солнечной активностью рассматривалась многими исследователями [Костин, 1968; Комин, 1969; Ловелиус, 1979; Распопов и др., 1998; Дергачев, 1999; Касаткина и др., 2006б; Шумилов, Касаткина и др., 2006; 2008; Taylor et al., 1992; Ogurtsov et al., 2002; Raspopov et al., 2004; Rigozo et al., 2004; 2007; Kasatkina et al., 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2007; Wang, Zhang, 2011]. Интерес к поискам такой связи вызван желанием найти в динамике прироста деревьев и древостоев такую же устойчивую цикличность, какая имеется в солнечной активности. Но поскольку прямая связь между солнечной активностью и динамикой прироста древесины отсутствует, а проявляется лишь через целый ряд промежуточных процессов, то совершенно ясно, что такой же надежной цикличности, какая присуща солнечной активности, в приросте деревьев ожидать нельзя. Считается, что если солнечная активность значительно влияет на динамику климата, а последняя регулирует ход древесного прироста, то отражение вариаций солнечной активности должно в какой-то мере иметь место и в приросте древостоев. Только такая постановка вопроса может считаться правильной и дает основание обнаружить, хотя бы в приближенном виде, в динамике прироста древесины цикличность, аналогичную солнечной. 180 Известно, что помимо факторов природного характера экосистемы подвержены также воздействию техногенных загрязнений. Экосистемы, примыкающие к крупным промышленным предприятиям, часто подвергаются интенсивному загрязнению из-за вредных выбросов этих предприятий в атмосферу. В свете указанных выше проблем большой интерес представляют дендрохронологические исследования на Кольском пове и в Скандинавии, где лесные экосистемы наиболее подвержены техногенным воздействиям со стороны крупнейших медно-никелевых комбинатов в гг. Мончегорске и Никеле. Именно эти данные очень удобны для анализа совместного влияния гелиогеофизических и антропогенных факторов на лесные экосистемы и климат, а также для исследования его (влияния) глобальных и региональных аспектов. Существует и другой немаловажный аспект, связанный с необходимостью изучения динамики развития лесов на Кольском п-ове. Леса являются одним из важнейших природных ресурсов Мурманской области. Несмотря на то, что экономический кризис 90-х гг. привел к резкому падению производства продукции в лесопромышленном секторе, можно с уверенностью прогнозировать возрастание роли лесных ресурсов в экономике области в ближайшем будущем. В первую очередь этот рост будет связан с определением реальной стоимости лесных ресурсов, учитывающей их средообразующие и средозащитные функции (поглощение промышленных загрязнителей, в том числе парниковых газов, формирование регионального климата, сохранение биоразнообразия и т.д.). Качество лесных ресурсов в Мурманской области не является стабильной величиной, а непрерывно изменяется под комбинированным воздействием антропогенных факторов («парниковый эффект», загрязнение атмосферы кислотообразующими соединениями и тяжелыми металлами от выбросов медноникелевых комбинатов гг. Мончегорска и Никеля и трансграничного переноса), а также естественных локальных и глобальных климатических изменений, действие которых можно проследить по дендрохронологическим данным за большой период времени. В данном разделе представлены результаты анализа воздействия гелиогеофизических и антропогенных факторов на лесные экосистемы высоких широт по дендрохронологическим данным Кольского п-ова [Распопов и др., 1998; Касаткина и др., 2004; 2006б; Kasatkina et al., 2004b,c; Shumilov, Kasatkina et al., 2002b; 2004a,b,e; 2007]. Кольский п-ов находится в зоне умеренного климата с преобладанием теплых воздушных потоков с Северной Атлантики и холодных – из Арктики. Для климата Кольского п-ова характерны относительно теплые зимы и холодное лето. Рельеф местности определяет пространственную неоднородность изменения климатических 181 параметров на территории Кольского п-ова. Среднегодовая температура изменяется от +1 на побережьях до -2С в центральных районах; суммарное выпадение осадков менее 500 мм в год, в горных районах – до 1200 мм [Докл. гос. ком., 2000]. В различных районах Кольского п-ова получено около 100 древесно-кольцевых хронологий (~1000 образцов сосны, ели и можжевельника). Для получения каждой хронологии использовалось в среднем 15-20 древесных образцов. Все серии обработаны в соответствии с общепринятыми международными стандартами на собственном измерительном комплексе [Шумилов, Касаткина и др., 2008; Kanatjev et al., 2006] (см. п. 6.1) и на специальной установке (микрометрический винт) с использованием пакета программ, разработанного в Колумбийском университете, США [Holmes, 1983; Cook, Kairiukstis, 1990]. В работе [Распопов, Ловелиус, Шумилов, Касаткина, 1998] был представлен анализ воздействия на годичный прирост деревьев Кольского п-ова работы медноникелевого комбината «Североникель» (г. Мончегорск). Этот комбинат, расположенный непосредственно в окрестностях г. Мончегорска, начал свою деятельность в 1939 г. Во второй половине 70-х годов для выплавки никеля стали использоваться руды с повышенным содержанием серы, привозимые из г. Норильска. Это привело к значительному увеличению опасности воздействия на экосистемы Кольского п-ова. В 90-е годы ежегодный выброс двуокиси серы с примесью частиц тяжелых металлов (никель, кобальт, медь) в атмосферу составлял 250-280 тыс.т. [Алексеев, Ярмишко, 1990]. По результатам прежних исследований изменений годичного прироста деревьев в зонах, находящихся на различном удалении от комбината «Североникель» (г. Мончегорск) выявлены следующие тенденции [Распопов, Ловелиус, Шумилов, Касаткина, 1998]: 1) на расстоянии 12 км от комбината с середины 70-х годов рост деревьев резко уменьшается, что к середине 80-х годов приводит к полной гибели леса в этой зоне; 2) на расстоянии 30-40 км с середины 70-х годов прирост сосны также начинает резко уменьшаться и к середине 90-х составляет примерно 30% от годичного прироста сосны в 1950 г.; 3) годичный прирост деревьев вблизи гг. Кировск и Апатиты (70-80 км от комбината) сохраняется на прежнем уровне до середины 90-х. Следует сказать, что нами впервые получены самая длинные древеснокольцевые хронологии по сосне в Хибинских горах (448 лет) и в р-не ст. Лопарская (561 год). Обработка проводилась с использованием современных методик, применяемых в дендрохронологии (перекрестное датирование, стандартизация) при 182 помощи программ COFECHA и ARSTAN [Holmes, 1983; Cook, Kairiukstis, 1990]. На рис. 6.4 приведена древесно-кольцевая хронология (1445-2005 гг.), полученная в результате такой обработки образцов сосны, собранных в р-не ст. Лопарская. Рис. 6.4. Индексы изменчивости ширины годичных колец сосны Pinus sylvestris с 1445 по2005 г., ст. Лопарская (68º37’N; 33º14’E), Кольский п-ов: а) высокочастотная составляющая; б) низкочастотная составляющая; в) количество образцов. Как видно из рис. 6.4, температура (или ширина колец) в интервалах 1480-1560 гг., 1730-1790 гг. и 1930-1960 гг. была выше, чем в конце ХХ столетия. Таким образом, наши результаты согласуются с выводом о том, что ранее (в доиндустриальную эру) значения температур были выше современных. Видно, что минимумы солнечной активности Шперера (1416-1534), сопровождались похолоданием Маундера (1645-1715) и Дальтона (1801-1816) на Кольском п-ове (понижения температуры, уменьшение радиального прироста). Наиболее значительное уменьшение годичного 183 прироста (на 25% по отношению к предыдущему году) имело место в 1601 г., что явилось следствием извержения вулкана Уайнапутина в Перу в феврале-марте 1600 г., самого мощного за последние 500 лет [de Silva et al., 1998]. Интересно отметить, что значительное уменьшение древесного прироста во временном интервале 1780 – 1830 гг. совпало по времени не только с Дальтоновским минимумом солнечной активности, но также и с двумя мощными извержениями вулканов Лаки в 1783 г. (о. Исландия) и Тамбора в 1815 г. (Индонезия), которые привели к значительным социальным и климатическим эффектам. Для сравнения приведены вариации глобальной поверхностной температуры за период 1860-2005 гг. (рис. 6.5) и региональной температуры на Кольском п-ове (6575ºс.ш.; 25-35ºв.д.) за период 1880-2002 гг. (рис. 6.6). Данные о вариациях температуры взяты с сайта Глобальной климатологической сети (Global Historical Climatology Network: http://www.ncdc.noaa.gov/cgi-bin/res40.pl и являются результатом усреднения спутниковых и наземных измерений. Рис. 6.5. Изменения аномалий глобальной температуры dT (ºC) относительно средней величины за период 1951-1980 гг. Жирной линией нанесены средние значения за 5 лет. 184 Рис. 6.6. Изменения среднегодовых значений температуры T (ºC) на Кольском п-ове (65-75ºс.ш.; 25-35ºв.д.) за период 1880-2002 гг. При сравнении рис. 6.4-6.6 можно выделить следующие климатические изменения, имевшие место в прошлом: а) понижение величины годичного прироста во время Шпереровского, Маундеровского и Дальтоновского минимумов солнечной активности в начале XIX века; б) понижения годичного прироста деревьев, совпадающие также с извержениями мощных вулканов: Уайнапутина (1601 г.), Тамбора (1815 г.); в) отчетливый отклик годичного прироста на температурный максимум в 19301960 гг.; г) не наблюдается такого отклика на глобальное потепление в течение последних 25 лет: после 1960-х годов наблюдается заметное расхождение между кривыми глобальной и региональной температур и кривыми радиального прироста деревьев для всех серий Кольского п-ова. Следует отметить, что аналогичный эффект потери климатического отклика в годичном приросте деревьев после 1960-х годов был получен также при анализе древесно-кольцевых хронологий п-ова Таймыр [Jacoby et al., 2000], а также для субарктической зоны северного полушария, причем для северных районов Сибири это 185 расхождение наибольшее [Ваганов и др., 1999а; Briffa et al., 1998]. Было указано на несколько причин таких расхождений: 1) возможное усиление водного стресса вследствие увеличения летней температуры [Briffa et al., 1998]; 2) увеличение количества осадков за зимний период, что обуславливает более поздний сход снежного покрова и, как результат, снижение продукции древесины в течение сезона [Ваганов и др., 1999а]; 3) повышение уровня УФ-радиации [Briffa et al., 1998], что приводит к замедлению процесса накопления биомассы вечнозеленых древесных растений [Зуев, Бондаренко, 2001; Зуев, 2006; Tevini, 1994]. По некоторым данным выявлено наличие положительного тренда в увеличении УФ-излучения в 1980-1990-х гг. вследствие сокращения количества озона в атмосфере [Черниговская и др., 2004; 2005; Зуев, 2006; Briffa et al., 1998]. Хотя, в работах [Черниговская и др., 2004; 2005] указывается на неоднозначность оценок долговременных трендов приземной УФ-радиации, которая, по мнению авторов, связана с непродолжительностью временного ряда и применением различных методов аппроксимации. Что касается климатических изменений на Кольском п-ове, то в отличие от районов Сибири и Аляски (см. п. 5.1), здесь во второй половине ХХ века если и наблюдалось некоторое потепление, то оно было незначительным (см. рис. 6.6). Этот факт в некоторой степени может объяснить потерю климатического отклика, наблюдаемую в древесно-кольцевых хронологиях Кольского п-ова с 1960-х годов [Shumilov, Kasatkina et al., 2002b]. Во всяком случае, этот вопрос требует дальнейшего изучения. Что касается проявлений солнечной активности в вариациях годичного прироста деревьев, то, как это уже отмечалось в п. 5.3, результаты спектрального и вейвлетанализа позволили выявить в древесно-кольцевых хронологиях Кольского п-ова значимые (90% и выше) периодичности (4 – 7, 22-, 30-33-, 66-, 80-100 лет) (см. рис. 5.8а). Вариации с периодом 4-7 лет, скорее всего, связаны с северо-атлантическим колебанием [Мохов и др., 2000], остальные – с солнечной активностью. На рис. 6.7 приведены результаты спектрального анализа древесно-кольцевой хронологии по сосне за период 1445-2005 гг. Оценка спектра мощности проводилась при помощи метода Томсона, который является непараметрическим методом и не требует соблюдения условия стационарности и исследуемых рядов [Thomson, 1982]. Этот метод, в отличие от преобразования Фурье, где в качестве базисных используются обычные синусоиды, основан на применении вытянутых сфероидальных функций конечной длительности, 186 которые обеспечивают максимальную концентрацию мощности в заданном частотном интервале [Thomson, 1982]. Видно, что в спектре присутствуют периодичности, близкие к основным циклам солнечной активности (11, 22 и 80-100 лет), а также период 5.4 года, который, скорее всего, связан с северо-атлантическим колебанием. Рис. 6.7. Спектр древесно-кольцевой хронологии по сосне (Лопарская, 1445-2005 гг.). Цифрами обозначены периодичности в годах, имеющие достоверность более 99% (жирная линия). 6.3 Палеоклиматический потенциал можжевельника Juniperus Sibirica на Кольском полуострове. Как известно, величина годичного прироста колец деревьев может быть использована как биоиндикатор солнечных и климатических воздействий. Научная информация, получаемая при изучении вариабельности прироста годичных колец деревьев, важна для реконструкции климата и, в частности, температурных вариаций в прошлом. Хронологии по приросту годичных колец деревьев, собранные в Арктике, представляют особую ценность, так как инструментальные записи вариаций температуры в этом регионе являются краткосрочными (менее 100 лет). 187 Если полярные области Урала и Сибири достаточно хорошо исследованы [Ваганов и др., 1999б; Наурзбаев, Ваганов, 1999; Хантемиров и др., 1999; 2000; Jacoby et al., 2000; Hantemirov et al., 2004], то Кольский п-ов практически не исследован в этом отношении (см. п. 6.2). Климатическая изменчивость Кольского п-ова из-за его территориальной расположенности отражает вариации климата в Северо- Атлантическом и Арктическом регионах. Кроме того, вблизи этого региона на шельфе Баренцева моря предполагается освоение крупнейшего газового месторождения (Штокмановское месторождение). Как уже отмечалось выше, проведение работ по сбору дендрохронологической информации на Кольском п-ове необходимо не только для оценки и прогнозирования региональных климатических вариаций, но и изменений, носящих глобальный характер (глобальное потепление климата). При построении длинных хронологий большое значение имеет обнаружение долгоживущих деревьев. Лиственница с наибольшим собственным возрастом для территории России (919 лет) была обнаружена на Северо-Востоке Сибири [Ваганов и др., 1999б]. По имеющимся данным самые долгоживущие образцы можжевельника были найдены в Китае [Brauning, 2001] и на Тянь-Шане [Мухамедшин, 1971; Esper et al., 2003]. На территории России наиболее старые из живущих хвойных деревьев (Juniperus Siberica Burgst.) с возрастом 840 лет обнаружены на Полярном Урале [Hantemirov et al., 2004]. Возраст некоторых образцов можжевельника, обнаруженных на Кольском п-ове, может достигать 700 лет. Результаты проведенных ранее исследований показали, что использование можжевельника для построения древеснокольцевых хронологий вполне обосновано [Мухамедшин, 1971; Хантемиров и др., 1999; 2000; Esper et al., 2003; Hantemirov et al., 2004]. В настоящем разделе приведены результаты анализа особенностей региональных климатических изменений и их связи с вариабельностью солнечной активности на основе изменчивости ширины годичных колец у можжевельника сибирского, произрастающего на Кольском п-ове [Шумилов, Касаткина и др., 2006; 2008; Shumilov, Kasatkina et al., 2006a; 2007a,b]. Для проведения дендроклиматического анализа в 2004 г. в наиболее труднодоступной центральной части Кольского п-ова (р-н Кейвы: 67.5-67.9 N; 36.7-38 E) (см. рис. 6.8) было отобрано несколько десятков образцов (в основном, спилы) с живых и усохших деревьев можжевельника. Найденные деревья представляют собой можжевельник сибирский (Juniperus siberica Burgsd.) толщиной до 40 см и возрастом до 700 лет (см. рис. 6.9). Область произрастания наиболее долголетних деревьев можжевельника сибирского на Кейвах находится в тундровой зоне с каменистыми, 188 очень пологими холмами (высотой до 300 м), и преобладанием редколесий из полярной березы с небольшим количеством отдельно стоящих невысоких сосен (см. рис. 6.10). Рис. 6.8. Карта района сбора некоторых образцов сосны и можжевельника. Пункты сбора обозначены крестиками. Для построения хронологии было обработано 15 образцов можжевельника. Большое число образцов имело возраст несколько сотен лет, возраст наиболее старого образца достигал 556 лет. Все образцы можжевельника имели сложную древесную структуру (неоднородность роста в различных направлениях, наличие большого количества ложных, пропущенных и нарушенных колец). Поэтому обычные методы анализа ширины годичных колец путем промера их в различных направлениях среза и последующего усреднения в данном случае не подходят [Мухамедшин, 1971; Хантемиров и др., 1999]. В связи с этим, на срезах можжевельника неправильной формы измерение годичных колец проводилось по максимальному радиусу [Мухамедшин, 1971; Хантемиров и др., 1999]. При этом вначале измерения проводились на вновь созданном измерительном комплексе (см. п. 6.1), затем результаты измерений проверялись на стандартной установке с микроскопом (микрометрический винт). 189 Рис. 6.9. Можжевельник Juniperus Sibirica (Кейвы, Кольский п-ов, 2004 г.). Рис. 6.10. Кольский п-ов (р-н Кейвы: 67.5-67.9 N; 36.7-38 E). 190 После этого измеренные индивидуальные древесно-кольцевые хронологии обрабатывались при помощи стандартного пакета программ для дендрохронологического и дендроклиматического анализа COFECHA и ARSTAN (перекрестное датирование, стандартизация) [Holmes, 1983; Cook, Kairiukstis, 1990]. При этом применялась методика обработки можжевельника с использованием в качестве мастер-хронологий образцов сосны, собранных в тех же районах, впервые примененная в работе [Хантемиров и др., 1999]. На рис. 6.11 приведена древесно-кольцевая хронология по можжевельнику сибирскому за период с 1328 по 2004 г. (677 лет). Мы провели сопоставление хронологии радиального прироста можжевельника Кольского п-ова с экстремальными климатическими событиями (глобальные похолодания, вызванные мощными вулканическими извержениями), имевшими место в прошлом. Рис. 6.11. а) Хронология изменчивости радиального прироста (средней ширины годичных колец) можжевельника Juniperus sibirica в районе Кейвы (1328-2004 гг.); б) количество образцов. 191 Следует сказать, что значительное уменьшение годичного прироста (30% по отношению к предыдущему году) имело место лишь в 1601 г. В этом году также отмечалась самая высокая доля образцов можжевельника с морозобойными кольцами на Полярном Урале [Хантемиров и др., 2000], что явилось следствием извержения вулкана Уайнапутина в Перу в феврале-марте 1600 г., самого мощного за последние 500 лет [Хантемиров и др., 2000; de Silva, Zielinski, 1998]. На рис. 6.12 приведена кривая, полученная 23-летним усреднением 677-летней хронологии, а также кривая изменчивости среднегодовой температуры в Европе с 900 г. по настоящее время [Landscheidt, 1990]. Рис. 6.12. Палеоклиматические вариации: а – вариации среднегодовой температуры в Европе за последнюю тысячу лет (С) [Landscheidt, 1990]; б – изменчивость радиального прироста можжевельника на Кольском п-ове r (мм) (1328-2004 гг., 23летнее усреднение). 192 Как видно из рис. 6.12, имеется достаточно хорошее соответствие между долговременными вариациями средней температуры в Европе и климатическими изменениями на Кольском п-ове: «Малый ледниковый период» отчетливо проявился в двух записях. Минимумы солнечной активности Шперера (1416-1534), Маундера (1645-1715) и Дальтона (1801-1816) сопровождались похолоданием на Кольском п-ове (понижения температуры, уменьшение радиального прироста) (рис. 6.12). По дендрохронологическим данным Кольского п-ова (в том числе и можжевельника) не наблюдается значительного потепления в конце ХХ столетия, что подтверждается данными измерений и палеоклиматическими данными для некоторых районов Арктики [Kahl et al., 1993; Briffa et al., 1998; Ваганов и др., 1999а; Анисимов, Белолуцкая, 2003], и, в частности, для Кольского п-ова (см. п. 6.2). Таким образом, древесно-кольцевая хронология по можжевельнику и изменчивость среднегодовой температуры в Европе свидетельствуют о том, что глобальное потепление, наблюдающееся с конца прошлого века, не является чем-то экстраординарным, и климат нашей планеты уже испытывал более высокие температуры около 1000 лет назад во время так называемого «средневекового потепления» (900 – 1300 гг.). Для выявления периодичностей в вариациях регионального климатического сигнала был проведен спектральный анализ полученной хронологии при помощи метода Томсона [Thomson, 1982], позволяющего более надежно, чем метод Фурье, определять периодические составляющие в низкочастотной части спектра для записей, в частности, климатических, продолжительность которых сравнима с оцениваемым периодом. Результаты спектрального анализа позволили выделить значимые (95% и выше) периодичности в полученной по можжевельнику хронологии: 22-25 лет, 60 лет и 100 лет (см. рис. 6.13). Вариации с периодом 4-7 лет, скорее всего, связаны с североатлантическим колебанием [Мохов и др., 2000]. Следует отметить отсутствие в вариациях радиального прироста основного 11-летнего солнечного цикла, который представляет собой период колебаний числа солнечных пятен и проявляется также в вариациях солнечной радиации и галактических космических лучей [Lean et al., 1995; Svensmark, Friis-Christensen, 1997]. Вместе с тем, 22-летний период отчетливо выделяется в древесной хронологии (см. рис. 6.13). Как известно уже отмечалось выше, 22-летний цикл или цикл Хэйла, связанный с переполюсовкой магнитного поля на Солнце, практически не заметен ни в вариациях числа солнечных пятен и солнечной радиации [Lean et al., 1995], ни в космическом излучении [Webber, Lockwood, 1988]. Поэтому было высказано предположение (см. п. 5.4), что 22–летняя периодичность, 193 наблюдаемая в вариациях различных климатических параметров, связана с увеличением количества межзвездной пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов. Рис. 6.13. Спектр древесно-кольцевой хронологии по можжевельнику Кольского п-ова (1328-2004 гг.): штриховая и прямая линиии – верхние границы 95 и 99% доверительных интервалов соответственно. Помимо спектрального анализа к полученной хронологии был применен вейвлет-анализ [Torrence, Compo, 1998] (рис. 6.14). Из рисунка видно, что 22-25 – летний цикл наиболее явно проявляется во временных интервалах 1328-1550 гг., 17101800 гг. и с 1985 г. до настоящего времени, в тоже время 80-100–летняя периодичность, также предположительно связанная с циклом солнечной активности (цикл Глейсберга) прослеживается на всем временном интервале с 1328 г. по 2004 г. В результате анализа 677-летней древесно-кольцевой хронологии, полученной по можжевельнику Кольского п-ова, сделаны следующие выводы, свидетельствующие 194 о том, что полученная хронология пригодна для реконструкции палеоклиматических изменений: Рис. 6.14. Вейвлет-спектр древесно-кольцевой хронологии по можжевельнику Кольского п-ова (1328-2004 гг.). 1. Имеется достаточно хорошее соответствие между долговременными вариациями средней температуры в Европе и климатическими изменениями на Кольском п-ове. 2. Минимумы солнечной активности Шперера (1416-1534), Маундера (16451715) и Дальтона (1801-1816) сопровождались похолоданием на Кольском п-ове (понижения температуры, уменьшение радиального прироста). 3. По дендрохронологическим данным Кольского п-ова (в том числе и можжевельника) не наблюдается значительного потепления в конце ХХ в., что подтверждается данными измерений и палеоклиматическими данными для некоторых районов Арктики. 4. В вариациях изменчивости радиального прироста можжевельника отчетливо проявляются 22-25 и 80-100-летняя периодичности, возможно, связанные с циклами солнечной активности. 5. Полученная хронология позволит сделать прогноз будущих климатических изменений с целью планирования хозяйственной деятельности на востоке Кольского полуострова и на шельфе Баренцева моря (например, в зоне предполагаемой разработки Штокмановского газового месторождения). 195 6.4 Климатические последствия вулканических извержений Известно, что на протяжении всей эпохи Голоцена глобальные климатические изменения происходили под воздействием мощных естественных факторов (солнечная активность и вулканические извержения) [Шумилов, Касаткина и др., 2000; Shindell et al., 2003; Soon, Baliunas, 2003]. Вопрос о том, какой из этих факторов играет доминирующую роль, в настоящее время остается предметом дискуссии [Shindell et al., 2003]. При разработке разработке механизмов воздействия солнечной активности на климат следует учитывать, что мощные вулканические извержения, приводящие к значительным и длительным изменениям аэрозольной концентрации в атмосфере, также могут оказывать значительное воздействие на характер солнечно-атмосферных связей. Например, повышенное содержание паров серной кислоты [H2SO4] в стратосфере, возникающее после мощных вулканических извержений, может ускорить процессы ионной нуклеации под действием солнечных космических лучей (см. Главу 2). Следует отметить, однако, что для последних десятилетий заметный вклад в происходящие климатические изменения обусловлен антропогенным воздействием [IPCC, 2007]. Кроме того, в настоящее время активно дискутируется вопрос о неэффективности использования методов Киотского протокола для сохранения климата на современном уровне [Израэль, 2005; Crutzen, 2006]. В связи с этим, в последние несколько лет заметно возрос интерес к контролируемому компенсирующему воздействию на климат за счет эмиссий сульфатных аэрозолей в стратосферу, получившему название геоинженерии [Crutzen, 2006; Eliseev, Mokhov, 2011]. Такое контролируемое воздействие на климат допустимо только в том случае, если его возможные побочные эффекты (например, изменения в продуктивности растительности, уменьшение озонового слоя) достаточно хорошо изучены. Природным аналогом такого воздействия могут рассматриваться вулканические извержения. Во время вулканических извержений выброс в стратосферу огромного количества вулканической пыли, диоксида серы и водяного пара снижает прозрачность атмосферы и препятствует проникновению солнечной радиации к земной поверхности. Все эти процессы, в свою очередь, приводят к нарушению радиационного баланса атмосферы и, как предполагают, в большинстве случаев к снижению поверхностной температуры. Наибольшее влияние на радиационный баланс оказывают сульфатный аэрозольный слой, возникающий в стратосфере в результате газофазных реакций после вулканического выброса в атмосферу серосодержащих газов. Время существования 196 сульфатного аэрозольного слоя в стратосфере после мощных вулканических извержений составляет не менее 1-2 лет [Oman et al., 2006]. Например, недавние мощные извержения таких вулканов, как Тамбора (1815 г.), Кракатау (1883 г.), Санта Мария (1902 г.), Катмай (1912 г.), Агунг (1963 г.), Эль-Чичон (1982 г.) и Пинатубо (1991 г.) привели к похолоданиям в северном полушарии на 0.2-0.8С, которые продолжались несколько лет [Елисеев, Мохов, 2008; Rampino, Self, 1982; Stothers, 1984; Lyons et al., 1990; Robock, 2000; Wigley, 2000; Brovkin et al., 2010]. Но не всегда и не везде вулканические извержения являются причиной похолоданий. Реакция климатической и экологической систем на вулканические извержения зависит от количества, химического состава и высоты атмосферных выбросов, широты, а также от особенностей атмосферной циркуляции. Результаты некоторых исследований показали, что вулканическая активность, воздействуя на радиационный баланс и изменяя циркуляционный режим атмосферы, может вызвать региональные потепления и даже засухи в некоторых регионах над континентами, как это происходило, например, после извержения исландского вулкана Лаки в 1783 г., когда на большей части европейской территории наблюдалось необычайно сухое и жаркое лето [Grattan, Charman, 1994; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007], и индонезийского вулкана Пинатубо в 1991 г. [Елисеев, Мохов, 2008; Robock, 2000; Lary et al., 1994; McCormick et al., 1995; Trenberth, Dai, 2007]. Период инструментальных наблюдений, в среднем, не превышает 100 лет и охватывает лишь небольшое количество мощных извержений такого типа, поэтому, в основном, вулканическую активность изучают по палеоклиматическим данным (содержание кислотности в ледяных кернах, ширина годичных колец). Целый ряд исследований посвящен изучению климатических последствий вулканических извержений по дендрохронологическим данным [Хантемиров и др., 2000; Ваганов, Шиятов, 2005; Касаткина и др., 2013; LaMarche, Hirschboeck, 1984; Scuderi, 1990; Briffa et al., 1998; Jacoby et al., 2000; Gervais, MacDonald, 2001; Krakauer, Randerson, 2003; Salzer, Hughes, 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2011]. Возможный эффект в радиальном приросте и даже образование так называемых «морозобойных колец» [LaMarche, Hirschboeck, 1984; Хантемиров и др., 2000; Ваганов, Шиятов, 2005] в этих работах связывают с понижениями температуры. Наиболее значительные понижения температуры происходят в тех случаях, когда вулканические извержения происходят в периоды минимумов солнечной активности [Касаткина и др., 2013; Jacoby et al., 2000; Shumilov, Kasatkina et al., 2007, 2011]. Тем не менее, известно, что во второй половине прошлого столетия наблюдалась потеря чувствительности прироста деревьев в 197 северном полушарии к колебаниям температуры [Ваганов и др., 2000; Briffa et al., 1998b]. Существует также и другой механизм, согласно которому большого количества вулканических газов в атмосферу приводит впоследствии к кислотным осадкам, которые также могут вызвать глубокие депрессии в радиальном приросте годичных колец [Grattan, Charman, 1994; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Другим возможным объяснением наблюдаемых депрессий радиального прироста древесных колец является снижение прозрачности атмосферы, которое может воздействовать на процесс фотосинтеза [Scuderi, 1990; Ogle et al., 2007; Salzer, Hughes, 2007]. В частности, один из рассматриваемых возможных побочных положительных эффектов геоинженерии связан с тем, что рост содержания аэрозолей в стратосфере, наблюдаемый после вулканических извержений, приводит к увеличению доли диффузного излучения в полном потоке фотосинтетически активной радиации, приходящей к поверхности Земли. По сравнению с прямыми солнечными лучами, диффузная радиация растительности, способна интенсифицируя проникать фотосинтез глубже внутрь затененных кроны листьев, древесной что может приводить к росту продуктивности лесных экосистем [Roderick et al., 2001]. Этот вывод, с одной стороны, косвенно был подтвержден результатами прямых измерений (eddy covariance) CO2 в лиственном лесу после извержения вулкана Пинатубо [Gu et al., 2003] и модельными расчетами [Володин и др., 2011; Mercado et al., 2009]. С другой стороны, он противоречит результатам работ [Ваганов, Шиятов, 2005; Касаткина и др., 2013; Scuderi, 1990; Jacoby et al., 2000; Gervais, MacDonald, 2001; Krakauer, Randerson, 2003; Salzer, Hughes, 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2011], где по дендрохронологическим данным северного полушария статистически показано, что мощные вулканические извержения сопровождаются депрессиями радиального прироста древесных колец. Следует отметить, что в [Roderick et al., 2001] измерения проводились в ясные солнечные дни, а облачность может привести к замедлению процессов фотосинтеза [Cohan et al., 2002]. Полученные результаты указывают на то, что древесно-кольцевые хронологии Арктики представляют наибольший интерес для оценки климатических изменений, поскольку, как известно, деревья, произрастающие вблизи северной границы леса, обладают повышенной чувствительностью к воздействию внешних факторов, в том числе и солнечной радиации. 198 6.5 Последствия мощных вулканических извержений по дендрохронологическим данным Кольского п-ова Известно, что климатический отклик на вулканические извержения не является однородным и имеет региональные особенности [Rampino, Self, 1982; Scuderi, 1990; Sadler, Grattan, 1999; Thordarson, Self, 2003]. Более того, не всякое вулканическое извержение и не везде приводит к понижению температуры [Sadler, Grattan, 1999; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Для изучения региональных особенностей климатического отклика на воздействие вулканической активности были сопоставлены изменения радиального прироста в полученной хронологии до и после наиболее мощных (VEI≥5, Volcanic Explosivity Index) [Newhall, Self, 1982] вулканических извержений [Siebert, Simkin, 2002]. Такой выбор обусловлен тем, что основная энергия всех вулканических извержений выделяется, главным образом, в самых крупных событиях [Голицын, 2003]. При этом для анализа использовались только те события, временной интервал между которыми составлял не менее семи лет. В результате за исследуемый период (1445 – 2005 гг.) было рассмотрено 19 событий (см. Таблицу 6.1). В список исследуемых событий включено также извержение вулкана Лаки (VEI=4+), которое продолжалось 8 месяцев с июня 1783 г. по январь 1784 г., за счет чего количество сернистых соединений в атмосфере в этот период превысило содержание таковых после самого мощного извержения вулкана Тамбора (VEI=7) в 1815 г. [Sadler, Grattan, 1999; Ogle et al., 2007]. На рис. 6.15 приведены кривые реакции древесного прироста на извержение вулкана Уайнапутина (VEI=6) в феврале 1600 г. на Кольском п-ове (б) и в горном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (а) (см. табл. 6.1). Согласно историческим данным в центральной Европе и на юге Скандинавии в 1601 г. наблюдалась устойчивая дымка и значительное ослабление интенсивности солнечного света [Scuderi, 1990]. В центральной России летом 1601 г. повсеместно отмечались сильные заморозки, которые привели к гибели урожая и сильному голоду в 1601 – 1603 гг. [Борисенков, Пасецкий, 2002]. Из рис. 6.15 видно, что значительное (более 25%) снижение древесного прироста наблюдается на следующий год после извержения, после чего продолжается в течение десяти лет. В 1605 г. отмечается еще более значительное, чем в 1601 г. снижение прироста (см. рис. 6.15), которое, вероятно, вызвано серией последовательных извержений вулкана Этна с 1603 по 1610 гг. [Scuderi, 1990]. Интересно отметить, что ход данной кривой практически полностью совпадает с кривой древесного прироста 199 хронологии, полученной на высотном пределе произрастания леса (более 2000 м.) в горном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (рис. 6.15а). Таблица 6.1 Наиболее мощные вулканические извержения (VEI≥5) с 1450 г. Вулканы Дата извержения Координаты VEI Сакура-Има, Япония 3 ноября 1471 31.6N, 130.7E 5 Агуа де Пау, Азорские о-ва 28 июня 1563 37.8N, 25.5W 5 Уайнапутина, Перу 19 февраля 1600 16.6S, 70.9W 6 Паркер, Филиппины 4 января 1641 6.1N, 124.9E 5 20 мая 1673 1.4N, 127.5E 5 1680 1.5N, 125.2E 5 Фуджи, Япония 16 декабря 1707 35.4N, 138.7E 5 Катла, Исландия 11 мая 1721 63.5N, 19W 5 Шикотсу, Япония 19 августа 1739 42.7N, 141.3E 5 Катла, Исландия 17 октября 1755 63.5N, 19W 5 Лаки, Исландия 8 июня 1783 64.4N, 17.3W 4+ Ст. Хелен, США 15 января 1800 46.2N, 122.2W 5 Тамбора, Индонезия 10 апреля 1815 8.3S, 118.0E 7 Галунгунг, Индонезия 8 октября 1822 7.3S, 108.1E 5 Косигуна, Никарагуа 20 января 1835 13.0N, 87.6W 5 Аскья, Исландия 29 марта 1875 65N, 17W 5 Азул, Чили 10 апреля 1932 35.7S, 70.8W 5 Агунг, Индонезия 17 марта 1963 8.3S, 115.5E 5 Пинатубо, Филиппины 15 июня 1991 15.1N, 120.4E 6 Гамконора, Индонезия Тонгкоко, Индонезия Как отмечалось выше, извержение вулкана Тамбора в 1815 г. (VEI≥7), самое мощное за исследуемый период, привело к значительному снижению температуры в северном полушарии (в среднем до 0.8°С) в период 1815 – 1816 гг. [Ogle et al., 2007]. Из-за извержения в атмосферу попало более 80 млн. тонн двуокиси серы [Sadler, Grattan, 1999; Oman et al., 2006]. В Северной Америке и центральной Европе 1816 год был назван «годом без лета». В тоже время в странах Северной Европы в этот год 200 климат был мягким, и каких-либо значительных понижений температуры не наблюдалось [Sadler, Grattan, 1999]. В России лето 1816 г. было холодным и неурожайным [Борисенков, Пасецкий, 2002]. На Кольском п-ове 1816 г. не отмечен снижением древесного прироста по отношению к предыдущему году, хотя сама величина достаточно мала и составляет 50% от среднего уровня (см. рис. 6.16). Рис.6.15. Реакция древесного прироста на извержение вулкана Уайнапутина (VEI=6) в феврале 1600 г.(Перу) в горном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (а) и на Кольском п-ове (б). Из рис.6.16 видно, что понижение началось значительно раньше в 1808 г. и продолжалось до 1822 г. И снова в данном случае реакции древесного прироста на Кольском п-ове и в горном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии совпадают [Scuderi, 1990] (рис. 6.16а). Автор [Scuderi, 1990] предполагает, что начало понижения древесного прироста в горах Калифорнии совпадает по времени с извержением неизвестного вулкана, которое произошло в низких широтах южного полушария в 1808 г., по мощности сравнимого с извержением вулкана Тамбора. Как отмечалось выше, 201 извержение вулкана Тамбора произошло во время Дальтоновскго минимума солнечной активности, что, вероятно, усилило наблюдаемый эффект. Рис. 6.16. Реакция древесного прироста на извержение вулкана Тамбора (VEI=7) в апреле 1815 г. (Индонезия) в горном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (а) и на Кольском п-ове (б). Мощные вулканические извержения могут привести к экологической катастрофе не только через климатические изменения, но и непосредственно воздействуя на окружающую среду. Вулканическое облако содержит большое количество вулканических газов, твердых и аэрозольных частиц (в основном, сульфатных), которые, выпадая в виде кислотных дождей, могут привести к значительным повреждениям растительности и катастрофическим последствиям для сельского хозяйства, как это было, например, во время извержения вулкана Лаки в 1783 г. [Grattan, Charman, 1994; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007] (рис. 6.17). По мнению некоторых исследователей, которое поддерживается далеко не всеми, извержение исландского вулкана Эйяфьятлайокудль (Eyjafjallajokull, VEI=4) в мартеапреле 2010 г. может быть спусковым механизмом для другого более мощного извержения исландского вулкана Катла, которое прогнозируют в ближайшие год-два 202 [Chenet et al., 2005; Donavan, Oppenheimer, 2011]. Исландские вулканы наиболее близко расположены в территориальном отношении к Кольскому п-ову. Поэтому имеет смысл исследовать экологические и климатические последствия наиболее мощных извержений исландских вулканов, в нашем регионе. Рис. 6.17. Кратер вулкана Лаки (Исландия) Рис. 6.18. Кривая реакции древесного прироста на Кольском п-ове на извержение вулкана Лаки (VEI=4+) в июне 1783 г. 203 На рис. 6.18 приведена кривая реакции древесного прироста на извержение вулкана Лаки (VEI=4+), которое началось в июне 1783 г. и продолжалось 8 месяцев, в результате чего в атмосферу попало около 122 млн. тонн двуокиси серы [Grattan, Charman, 1994; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Знаменитый сухой туман, покрывший летом и осенью 1783 г. всю территорию от Норвегии до Сирии и от Англии до Алтая, стал причиной необычайно жаркого лета и засухи в большей части Европы [Борисенков, Пасецкий, 2002; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Появление сухого тумана и увеличение концентрации сульфатных аэрозолей вблизи земной поверхности было вызвано формированием устойчивого антициклона над территорией центральной и северной Европы летом 1783 г., следствием чего явилось поглощение инфракрасного излучения и разогрев нижних слоев атмосферы [Grattan, Pyatt, 1999; Thordarson, Self, 2003]. Из рис. 6.18 видно, что в 1783 – 1785 гг. никаких отклонений в годичном приросте не наблюдалось. Значительное понижение (на 50% по отношению к предыдущему году) началось лишь в 1786 г. и продолжалось несколько лет, но вряд ли оно было связано с извержением вулкана Лаки. Уменьшение годичного прироста деревьев наблюдалось также и на территории Европы в 1785 – 1787 гг., но причина его остается неизвестной [Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Анализ реакции годичного прироста колец деревьев на извержения других исландских вулканов (см. табл. 1) также не выявил никаких изменений. Этот результат совпадает с выводом, полученным ранее по древесно-кольцевым хронологиям Кольского п-ова, но на более коротком временном интервале [Gervais, MacDonald, 2001]. На рис. 6.19 приведены суммарные кривые реакции древесного прироста на Кольском п-ове и в Северной Лапландии (68° - 70°N, 21°- 29°E), полученные методом наложения эпох по 19 событиям, приведенным в Таблице 6.1. Для построения кривой на рисунке 6.19 использовалась финская сверхдлинная хронология, охватывающая период около 7500 лет [Helama et al., 2008]. Видно, что существенное подавление радиального прироста наблюдается, в среднем, в течение 8 лет после извержений как на Кольском п-ове, так и в Северной Лапландии, после чего происходит его восстановление до нормального уровня. Данный результат не противоречит полученным ранее выводам по древесно-кольцевым хронологиям севера Евразии [Ваганов, Шиятов, 2005], западной части Северной Америки [Scuderi, 1990; Salzer, Hughes, 2007] и северного полушария [Krakauer, Randerson, 2003]. Как было показано в работе [Ваганов и др., 2000], на основе анализа суммарной более чем 2000-летней хронологии, составленной из древесно-кольцевых хронологий арктической зоны России (Ямал, северо-восток Таймыра и низовья Индигирки) с привлечением данных 204 скандинавской тысячелетней хронологии, радиальный прирост деревьев существенно подавляется, в среднем, на 5 лет после крупных вулканических извержений (VEI>4) в Северном полушарии. а 1.08 1.04 1.00 Индексы прироста 0.96 0.92 0.88 0.84 0.80 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 0.90 б 0.86 0.82 0.78 0.74 0.70 0.66 0.62 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Годы до и после извержения Рис. 6.19 Реакция прироста деревьев на вулканическую активность за период (1445- 2005гг.), установленная по методу наложения эпох на Кольском п-ове (68º37 N; 33º14 E) – а) и в Северной Лапландии (68º37 N; 33º14 E) – б). Стандартные отклонения нанесены вертикальными штрихами. Таким образом, наши данные подтверждают вывод о том, что выброс вулканической пыли во время мощных извержений низкоширотных вулканов приводит к депрессии прироста деревьев в высоких широтах [Касаткина и др., 2014; Shumilov, Kasatkina et al., 2011]. Гипотеза о возможном росте продуктивности лесных экосистем в связи с увеличением доли диффузного излучения после вулканических извержений 205 (или в результате реализации метода геоинженерии, связанного с эмиссией сульфатных аэрозолей в стратосферу) не подтверждается, во всяком случае, для данного региона. 6.6 Использование дендрохронологического метода для решения некоторых проблем палеоастрофизики. Столкновение с Землей относительно больших астероидов и комет рассматривается в качестве одной из основных опасностей, угрожающих человечеству [Боярчук, 1999; Аткинсон, 2001]. Степень воздействия на окружающую среду зависит от размера падающих небесных тел. Гигантский астероид диаметром 10 км упал на Землю 65 миллионов лет назад, что привело к глобальной катастрофе и, по-видимому, к массовой гибели динозавров [Аткинсон, 2001]. Падение на Землю космического объекта диаметром более 500м вызвало резкое похолодание и последовавший за этим голод в 536-540 гг. [Baillie, 1994; Rigby et al., 2004]. Столкновение с Землей небесного тела размером 50м в диаметре может привести к уничтожению практически всего живого на территории площадью до 2000 км2, как это произошло во время Тунгусской катастрофы 30 июня 1908 г. [Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Но не все столкновения носят катастрофический характер. Считается, что кометное вещество не только сыграло важную роль в формировании земной атмосферы [Голенецкий и др., 1981; Яковлев, 1991], но и сама жизнь на Земле могла возникнуть в результате столкновения с одной из кометой [Фесенков, 1965; Hoyle, Wickramasinghe, 2000]. В последнее время появляется все больше фактов, подтверждающих данную гипотезу. Данные спектрального анализа, полученные с космических зондов, подтвердили наличие органических соединений в составе космической пыли и кометного вещества [Kissel, Krueger, 1987; Krueger, Kissel, 2000]. Результаты некоторых лабораторных исследований указывают на то, что в метеоритном веществе содержатся элементы, способствующие росту некоторых растений и размножению бактерий [Mautner et al., 1997; Mautner, 2002]. Об ускоренном росте деревьев, наблюдавшемся непосредственно в зоне Тунгусской катастрофы, ограниченной размерами 2000 км2 сообщалось в работах [Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Несмотря на то, что этому событию посвящено более тысячи работ, многие вопросы остались не решенными до сих пор [Vasilyev, 1998]. В настоящей дендрохронологических работе приводятся данных, а результаты также анализа данных собственных Международного дендрохронологического банка, собранных на территории России, свидетельствующие 206 об ускоренном росте деревьев на значительных расстояниях (более 1000 км) от эпицентра взрыва в атмосфере Земли двух болидов – Тунгусского и Чулымского [Касаткина, Шумилов, 2007; Kasatkina et al., 2006c; 2007a]. О применении дендрохронологического метода для изучения последствий экологических катастроф и регулярности событий, вызванных столкновениями с астероидами и кометами, сообщалось в ряде работ [Аткинсон, 2001; Baillie, 1994; Rigby et al., 2004]. Но все эти исследования посвящены климатическим изменениям глобального масштаба, которые проявились в резком похолодании климата и были вызваны столкновениями с космическими объектами больших размеров (более 500м) [Baillie, 1994; Rigby et al., 2004]. Наши результаты впервые указывают на возможность применения дендрохронологического анализа для исследования последствий столкновений с гораздо более малыми небесными телами размером от нескольких до 100м. Именно эти космические объекты наиболее трудны для обнаружения обычными оптическими методами [Боярчук, 1997; Asher et al., 2005]. 30 июня 1908 г. в районе бассейна реки Подкаменная Тунгуска (61с.ш.; 102в.д.) на высоте 5-10 км. произошел взрыв космического тела [Vasilyev, 1998]. По разным оценкам мощность взрыва составила от 10 до 40 Мт тротилового эквивалента, при этом зона разрушений составила более 2000 км2 [Vasilyev, 1998]. Помимо разрушений в районе Тунгусской катастрофы наблюдался ускоренный рост деревьев [Боярчук, 1999; Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Наиболее общепринятая интерпретация этого явления связана с уменьшением плотности лесных насаждений в зоне катастрофы вследствие пожаров [Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Другим возможным объяснением является предположение о том, что вещество Тунгусского космического тела (ТКТ) могло стимулировать рост растений в зоне катастрофы [Vasilyev, 1998]. В пользу последнего предположения свидетельствуют результаты микроэлементного и изотопного анализа, показавшего наличие в образцах почвы и торфа повышенной концентрации некоторых редкоземельных элементов, которые могли бы способствовать ускоренному росту деревьев в этом районе [Vasilyev, 1998]. Однако ничего, или почти ничего неизвестно об ускоренном росте деревьев далеко за пределами зоны непосредственного разрушения. Для проверки этого эффекта были обработаны все имеющиеся данные из Международного дендрохронологического банка, а также собственные хронологии, собранные на п-ове Таймыр [Jacoby et al., 2000] (всего 68 древесно-кольцевых хронологий). Анализ дендрохронологических данных, приведенных на рис. 6.20, свидетельствует о значительном (112%; P<10-8) увеличении древесного прироста в 1908 г. по отношению к среднему значению за 207 предыдущие 10 лет. Для каждого усредненного значения годичного прироста ширины колец рассчитывались 99% доверительные интервалы при помощи критерия Стьюдента [Нименья, 2004]. I, отн.ед. 2.0 а 1.5 1.0 0.5 1898 1902 1906 1910 1914 2.0 1918 б 1.5 1.0 0.5 0.0 1898 1902 1906 1910 1914 1918 Годы Рис. 6.20. (а) Усредненная хронология изменчивости радиального прироста (индекса ширины годичных колец I (отн. ед.) на территории (60-75ºс.ш., 90-110ºв.д.) (1898-1918 гг.); (б) древесно-кольцевые хронологии, по которым производилось усреднение. 99%ные доверительные интервалы нанесены вертикальными линиями. Увеличение годичного прироста деревьев зафиксировано далеко за пределами зоны разрушения и охватывает огромную территорию (60-75с.ш.; 90-110в.д.). В зоне, расположенной на 10 западнее, увеличение годичного прироста деревьев снижается до 70% (P<10-4) относительно средней величины (см. рис. 6.21). За пределами этой зоны эффект исчезает. Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о том, что в 1908 г. наблюдался ускоренный прирост деревьев на громадной территории Сибири (60-75с.ш.; 80-110) по площади превышающей на три порядка зону Тунгусской 208 катастрофы (см. рис. 6.22). Ранее сообщалось об аномальном росте деревьев лишь в зоне, подвергнутой непосредственному разрушению. 2.0 а 1.5 1.0 0.5 0.0 2.0 б 1.5 I (отн.ед.) 1.0 0.5 0.0 2.0 в 1.5 1.0 0.5 0.0 2.0 г 1.5 1.0 0.5 0.0 1898 1902 1906 1910 1914 1918 Годы Рис. 6.21. Усредненные хронологии изменчивости радиального прироста (индекса ширины годичных колец I (отн. ед.)) за период (1898-1918 гг.) на территории: а) (6075ºс.ш., 90-110ºв.д.); б) (60-75ºс.ш., 80-90ºв.д.); в) (60-75ºс.ш., 70-80ºв.д.); г) (60-75ºс.ш., 60-70ºв.д.). 99%-ные доверительные интервалы нанесены вертикальными линиями. 209 Рис. 6.22. Зона наблюдения ускоренного роста деревьев после падения Тунгусского космического тела (ТКТ): территория, где величина прироста по отношению к среднему за предыдущие 10 лет значению составила 112% и 70%, соответственно, - 1, 2; эпицентр взрыва – 3; предполагаемые траектории полета и зона наблюдения оптических явлений, сопровождающих полет ТКТ [Vasilyev, 1998]. Аналогичный эффект, но в меньших масштабах впервые был обнаружен после взрыва Чулымского болида, который наблюдался 26 февраля 1984 г. в Красноярском крае (57.7с.ш.; 85.1в.д.) [Овчинников, Пасечник, 1988]. Мощность взрыва составила 11 кт в тротиловом эквиваленте, что несоизмеримо по величине с энергией взрыва Тунгусского болида [Овчинников, Пасечник, 1988]. Анализ имеющихся дендрохронологических данных (38 древесно-кольцевых хронологий) показал, что значительный прирост (50-63%) наблюдался в 1984 г. на больших расстояниях (более 1000 км) от зоны катастрофы (55-75с.ш.; 80-100в.д.) (см. рис.6.23 и 6.24). В качестве одной из основных причин радиального годичного прироста деревьев рассматривается увеличение летней температуры воздуха [Jacoby et al., 2000]. Для исключения этого эффекта были проанализированы имеющиеся данные о летних температурах воздуха для двух исследуемых событий. Выяснилось, что летом 1908 г., хотя и наблюдалось незначительное (до 9%) повышение летней температуры воздуха по данным метеостанции г. Киренска (57.8с.ш.; 108.1в.д.) в районе исследований, но 210 это вряд ли могло стать причиной аномального (более 100%) годичного древесного прироста (см. рис. 6.25). 2.0 а 1.5 1.0 0.5 I (отн.ед). 2.0 б 1.5 1.0 0.5 2.0 в 1.5 1.0 0.5 1974 1978 1982 1986 1990 1994 Годы Рис. 6.23. Усредненные хронологии изменчивости радиального прироста I (отн.ед.) (1974-1994 гг.) на территории: а) 55-75ºс.ш., 80-90ºв.д.; б) 55-75ºс.ш., 90-100ºв.д.; в) 5575ºс.ш., 100-110ºв.д.. 99%-ные доверительные интервалы нанесены вертикальными линиями. Летом 1984 г. было зафиксировано даже некоторое снижение температуры воздуха по сравнению с предыдущим годом (см. рис. 6.26). Таким образом, климатические вариации, которые могли бы стать причиной наблюдаемого увеличения радиального прироста деревьев в 1908 г. и в 1984 г., можно исключить. В качестве основных причин ускоренного роста деревьев после Тунгусского взрыва рассматривались уменьшение плотности лесных насаждений и озоление почвы вследствие пожаров в зоне катастрофы [Nesvetailo, 1998; Vasilyev, 1998]. Но этими 211 причинами нельзя объяснить распространение этого эффекта далеко за пределы зоны разрушений. Рис. 6.24. Зона наблюдения ускоренного роста деревьев после пролета Чулымского болида (ЧБ): территория, где величина прироста по отношению к среднему за предыдущие 10 лет значению составила 63% и 50%, соответственно, - 1, 2; эпицентр взрыва – 3; предполагаемые траектории полета и зона наблюдения оптических явлений, сопровождающих полет ЧБ [Овчинников, 1988]. Обнаруженный эффект можно было бы связать с распылением кометного вещества на больших площадях. Именно действием ионизированного пылевого хвоста кометы на верхние слои атмосферы Земли, или прохождением Земли через облако космической пыли, объясняются аномальные оптические явления, наблюдавшиеся в атмосфере над обширной территорией России и северо-западной Европы за несколько дней до и после Тунгусской катастрофы [Бронштэн, 1979; Vasilyev, 1998]. Поиски распыленного вещества Тунгусского тела привели к открытию двух зон, обогащенных космической пылью, одна из которых находится непосредственно в эпицентре катастрофы, а другая расположена в 80 км к северо-западу от него [Васильев, Разин, 1978]. Физико-химический анализ образцов, взятых из района Тунгусской катастрофы, позволил обнаружить повышенное содержание некоторых редкоземельных элементов в 212 смоле и кольцах деревьев, соответствующих 1908 году, которые могли бы стимулировать рост растений [Nesvetailo, 1998; Longo et al., 1994]. Рис.6.25. Вариации летней температуры воздуха (1898-1918 гг.) по данным метеостанций: а) Киренск (57.8ºс.ш., 108.1ºв.д.); б) Вилюйск (63.8ºс.ш., 121.6ºв.д.); в) Иркутск (52ºс.ш., 104ºв.д.); г) Улан-Удэ (52ºс.ш., 108ºв.д.); Чита (52.1ºс.ш., 113.5ºв.д.). Радиоуглеродный анализ указывает на повышенное содержание изотопа радиоуглерода 14 С в древесных кольцах, соответствующих 1908 году в образцах, 213 отобранных непосредственно из зоны катастрофы и на расстоянии более 700 км к югозападу от нее [Nesvetailo, 1998]. t, гр.C. 20 а 18 16 14 12 20 б 18 16 14 12 20 в 18 16 14 12 1974 1978 1982 1986 1990 1994 Годы Рис. 6.26. Вариации летней температуры воздуха (1974-1994 гг.) по данным метеостанций: а) Томск (56.5ºс.ш., 84.9ºв.д.); б) Колпасево (58.3ºс.ш., 83ºв.д.); в) Барнаул (53.4ºс.ш., 83.5ºв.д.). Правда, автор [Nesvetailo, 1998] связывает обнаруженную в 1908 г. аномалию с минимумом 11-летнего цикла солнечной активности. Наши результаты показывают, что область усиленного роста деревьев охватывает огромную территорию и в обоих случаях почти на три порядка превышает зону катастрофы. Возможно, обнаруженное увеличение древесного прироста было вызвано выпадением на землю соединений азота, сыгравших роль удобрений [Боярчук, 1998]. Окислы азота образуются в атмосфере при пролете болида в результате сжатия воздуха за фронтом ударной волны [Боярчук, 1998]: 214 N2 + O2 2NO Количество NO, образующееся в (6.1) атмосфере при пролете болида, пропорционально величине энергии, передаваемой атмосфере, и составляет примерно 7г на 106Дж [Боярчук, 1998]. Затем NO превращается в NO2, который реагирует с водой с образованием соединений HNO2 и HNO3, выпадающих на Землю в виде кислотных дождей [Kolesnikov et al., 1998]. По некоторым оценкам при падении Тунгусского метеорита образовалось 30 млн.т. окисла азота [Turco et al., 1981]. По оценкам образцов торфа из зоны Тунгусской катастрофы [Kolesnikov et al., 1998] на площади вывала леса выпало примерно 200000 тонн азота, остатки азота распространились на обширной территории вместе с воздушными массами. Преимущественное распространение зоны ускоренного роста деревьев на запад от эпицентра Тунгусской катастрофы вполне можно объяснить тем, что летом над всем северным полушарием с высоты около 20 км господствует восточный ветер [Матвеев, 2000]. Если использовать соотношение (6.1) для случая Чулымского болида, то при мощности взрыва 11.2 кт тнт [Овчинников, Пасечник, 1988] (1 кт тнт (килотонна тротилового эквивалента) = 4.185х1012Дж), могло выделиться до 300 т NO, что на пять порядков ниже количества окисла азота, выделившегося при взрыве Тунгусского болида. Вместе с тем, зона ускоренного роста деревьев после вторжения Чулымского болида всего в три раза меньше по площади аналогичной зоны, связанной с падением Тунгусского объекта (см. рис 6.24). Данное несоответствие было бы довольно трудно интерпретировать в рамках традиционных классических представлений, не принимая во внимание эффект воздействия «сверхмалых» доз или концентраций на биологические системы. Эффективность воздействия микродоз физических факторов и химических агентов на открытые динамические системы различного рода, в том числе и биологические, находящиеся в неравновесном состоянии, уже доказана [Николис, Пригожин, 1990; Хакен, 1985; Бурлакова и др., 2003]. Еще одним возможным объяснением обнаруженного ускоренного роста деревьев может служить увеличение потока ультрафиолетовой радиации из-за разрушения озонового слоя, вызванного пролетом болида в атмосфере Земли [Turco et al., 1981; Бронштэн, 2003]. Результаты проведенных исследований свидетельствует о том, что экологические последствия падения на Землю небесных тел (комет и астероидов) могут быть гораздо более значительными, чем считалось ранее. Полученные результаты открывают также новые возможности применения дендрохронологического метода для 215 решения актуальных проблем астероидно-кометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.). 6.7 Выводы. 1. Впервые в России создан измерительный комплекс и разработано новое программное обеспечение для, позволяющее обрабатывать образцы различного типа (керны, спилы, снимки со сканеров, а также с цифровых или аналоговых камер) с целью создания древесно-кольцевых хронологий. 2. Создан банк палеоклиматических (дендрохронологических) данных по Кольскому п-ову для изучения цикличности климатических вариаций в ЕвроАрктическом регионе. Банк включает несколько самых длинных хронологий: 677летняя хронология по реликтовым (возрастом около 600 лет) образцам можжевельника сибирского (Juniperus sibirica), самая продолжительная (561 год) серия по сосне (Pinus sylvestris) для Кольского п-ова, самая длинная (448 лет) древесно-кольцевая хронология по сосне для Хибинских гор. Региональные палеоклиматические данные могут быть использованы для восстановления климатических вариаций в Евро-Арктическом регионе за последние 700 лет, а также для прогнозирования будущих глобальных и региональных изменений климата. 3. В результате спектрального анализа выявлены периодичности 11.7, 20-22, 3033 и 80-90 лет, соответствующие основным циклам солнечной активности. Выявлена хорошая корреляция интенсивности прироста ширины годичных колец можжевельника с климатическими вариациями в Европе и вариациями солнечной активности: отчетливо проявились Маундеровский, Шпереровский, и Дальтоновский минимумы солнечной активности с соответствующими похолоданиями климата. При исследовании обработанных древесно-кольцевых хронологий не обнаружено какоголибо значительного потепления климата в ХХ веке в данном регионе. Полученный результат может быть использован для оценки вклада вариаций солнечной активности в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. 4. Впервые выявлены особенности воздействия наиболее мощных (VEI≥5) вулканических извержений на региональный климат Мурманской области по дендрохронологическим данным Кольского п-ова за период, превышающий 560 лет. Показано, что наблюдается существенное понижение древесного прироста, в среднем, в течение 8 лет после извержений, затем происходит ее восстановление до нормального уровня. Высокоширотные исландские вулканы не оказывают существенного 216 воздействия на климат Кольского п-ова. Древесно-кольцевые хронологии Кольского пова могут быть использованы для каталогизации мощных вулканических извержений в прошлом и исследования их региональных климатических и экологических последствий. Полученные результаты могут также найти применение для оценки эффективности и возможных побочных эффектов контролируемого воздействия на климат за счет стратосферных эмиссий сульфатных аэрозолей в этом стратегически важном для России в хозяйственно-экономическом отношении регионе. 6. Впервые по дендрохронологическим данным показано, что увеличение годичного прироста деревьев, наблюдавшееся после взрыва Тунгусского болида 30 июня 1908 г. (61с.ш.; 102в.д.), зафиксировано на значительном расстоянии (более 1500 км) от места взрыва и охватывает огромную территорию (60 - 75с.ш.; 80 110в.д.) площадью около 2 млн. км.2 Ранее сообщалось об аномальном росте деревьев лишь в зоне, подвергнутой непосредственному разрушению (около 2000 км2). Полученный результат открывает новые возможности применения дендрохронологического метода для решения актуальных проблем астероиднокометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.). 217 Заключение Результаты, полученные в этой работе, могут быть кратко суммированы следующим образом: 1. Впервые обнаружено образование озонных «минидыр» (понижений ОСО более 15%), вызываемых релятивистскими солнечными протонами. Установлено, что озонные «минидыры», сопровождающие события СКЛ, образуются местной весной и сосредоточены в кольцевых зонах, окружающих полярные шапки. Обнаруженный эффект не связан с явлением северо-южной асимметрии в проникновении солнечных протонов в полярные шапки двух полушарий и обусловлен метеорологическими факторами сезонного характера. Расчеты, выполненные с использованием фотохимической модели, показали, что образование озонных “минидыр” во время протонных событий типа GLE нельзя объяснить в рамках обычной гомогенной фотохимической теории. Результат позволит оценить вклад атмосферных высыпаний релятивистских солнечных протонов в современные и будущие изменения озонового слоя в полярных областях. 2. Впервые экспериментально обнаружено увеличение общего содержания NO2 в высоких широтах, вызванное солнечным протонным событием типа GLE 2 мая 1998 года. Результаты модельных расчётов увеличения NO2 показали достаточно хорошее совпадение с экспериментом. Показано, что не всегда значительные количества азотных составляющих в атмосфере приводят к разрушению общего содержания озона. 3. Предложен концептуально новый физический механизм образования озонных «минидыр», вызываемых релятивистскими солнечными протонами. В основе предлагаемого механизма лежат процессы ионной нуклеации и гетерогенной химии в атмосфере. В рамках данного механизма разработана модель, позволяющая на основе процессов ионной нуклеации рассчитывать образование дополнительного количества аэрозолей при вторжении в атмосферу релятивистских солнечных протонов. Адекватность разработанной модели эксперименту показана на примере нескольких событий GLE. При сопоставлении модельных расчетов с результатами экспериментальных измерений показано, что только протонные события типа GLE средней мощности могут приводить к значительным увеличениям аэрозольной концентрации и, как следствие, образованию озонных «минидыр» в высоких широтах. События GLE являются аналогом галактических космических лучей. Учитывая, что в качестве одного из основных агентов солнечно-погодных связей рассматриваются вариации космических лучей, воздействующие на земную облачность, созданная 218 модель, являясь наиболее разработанной с количественной точки зрения, может найти применение для прогноза будущих глобальных изменений атмосферы и климата, а также для оценки возможных негативных последствий при контролируемых воздействиях на климат с помощью эмиссий сульфатных аэрозолей в атмосферу. 4. В результате применения интегрированных методов наблюдений в высоких широтах впервые показано, что: а) в условиях нарушенной погоды (дождь, туман, гроза) спектральные характеристики вариаций давления и атмосферного электрического поля меняются практически синхронно; б) суточный ход Ez-компоненты в авроральной зоне в значительной степени обусловлен влиянием магнитосферных электрических полей и вариациями галактических космических лучей; в) впервые по данным наземных измерений показано, что мощные протонные события класса GLE, сопровождающиеся корональными выбросами массы, могут привести к значительным (до 1 кВ/м) изменениям в атмосферном электрическом поле в глобальном масштабе. г) впервые в горном массиве Хибинах зафиксированы горные подветренные волны с периодом колебаний Т=20-40 мин и амплитудой Рз=70-90 мкб; Полученные результаты указывают на необходимость исследования изменений атмосферных параметров в высокоширотной зоне при помощи интегрированных методов наблюдений. Создание такого комплекса поможет решить проблему механизма солнечного воздействия на климат. 5. Впервые в России по данным наземных измерений зафиксирован акустикогравитационный сигнал с максимумом амплитуды P45 дн/см2 от взрыва в атмосфере Витимского болида 24 сентября 2002 г. на расстоянии 4000 км от источника. При этом были получены правдоподобные значения скорости распространения сигнала и массы болида. Анализ данного события подтверждает полученные ранее факты о том, что яркие болиды большой массы могут создать мощной импульсное излучение акустикогравитационных волн в атмосфере Земли, которое может быть зафиксировано микробарографами на расстоянии в несколько тысяч километров. Отметим, что акустико-гравитационный сигнал от взрыва болида в данном частотном диапазоне (от 0.0001 до 1 Гц) был зафиксирован нами впервые в мире. 6. В результате спектрального и вейвлет-анализа региональных климатических записей (вариации температур, древесно-кольцевые хронологии) установлено, что проявления солнечной активности в климатических вариациях носят макро- 219 региональный характер, и наиболее ярко выражены в зонах температурных контрастов подстилающей поверхности, например, вблизи границы океан-материк. Впервые показано, что проявление циклов солнечной активности в изменениях температуры воздуха и годичного прироста деревьев ослабевает при удалении от береговой линии системы Северная Атлантика – Европа, которая, в свою очередь, является узловой линией, разделяющей этот регион на две зоны относительной стабильности, и простирается от Северной Финляндии и Кольского п-ова до Пиренейского п-ова. Полученные результаты имеют принципиальное значение для прогноза будущих глобальных и региональных изменений климата. 7. Впервые выдвинута гипотеза, что 20-22–летняя периодичность, наблюдаемая в вариациях различных климатических параметров практически повсеместно, связана с увеличением количества космической пыли внутри солнечной системы вследствие ослабления величины магнитного поля Солнца при смене знака во время солнечных максимумов 11-летнего цикла. 8. Впервые в России создан измерительный комплекс и разработано новое программное обеспечение, позволяющее обрабатывать образцы различного типа (керны, спилы, снимки со сканеров, а также с цифровых или аналоговых камер) с целью создания древесно-кольцевых хронологий. 9. Создан банк палеоклиматических (дендрохронологических) данных по Кольскому п-ову для изучения цикличности климатических вариаций в ЕвроАрктическом регионе. Банк включает несколько самых длинных хронологий: 677летняя хронология по реликтовым (возрастом около 600 лет) образцам можжевельника сибирского (Juniperus sibirica), самая продолжительная (561 год) серия по сосне (Pinus sylvestris) для Кольского п-ова, самая длинная (448 лет) древесно-кольцевая хронология по сосне для Хибинских гор. Региональные палеоклиматические данные могут быть использованы для восстановления климатических вариаций в Евро-Арктическом регионе за последние 700 лет, а также для прогнозирования будущих глобальных и региональных изменений климата. 10. При обработке палеоклиматических хронологий Кольского п-ова получен ряд новых результатов. В результате спектрального анализа выявлены периодичности 11.7, 20-22, 30-33 и 80-90 лет, соответствующие основным циклам солнечной активности. Выявлена хорошая корреляция интенсивности прироста ширины годичных колец можжевельника с климатическими вариациями в Европе и вариациями солнечной активности: отчетливо проявились Маундеровский, Шпереровский, и Дальтоновский минимумы солнечной активности с соответствующими похолоданиями 220 климата. При исследовании обработанных древесно-кольцевых хронологий не обнаружено какого-либо значительного потепления климата в ХХ веке в данном регионе. Полученный результат может быть использован для оценки вклада вариаций солнечной активности в современные и будущие изменения глобального и регионального климата. 11. Впервые выявлены особенности воздействия наиболее мощных (VEI≥5) вулканических извержений на региональный климат Мурманской области по дендрохронологическим данным Кольского п-ова за период, превышающий 560 лет. Показано, что наблюдается существенное понижение древесного прироста, в среднем, в течение 8 лет после извержений, затем происходит ее восстановление до нормального уровня. Высокоширотные исландские вулканы не оказывают существенного воздействия на климат Кольского п-ова. Древесно-кольцевые хронологии Кольского пова могут быть использованы для каталогизации мощных вулканических извержений в прошлом и исследования их региональных климатических и экологических последствий. Полученные результаты могут также найти применение для оценки эффективности и возможных побочных эффектов контролируемого воздействия на климат за счет стратосферных эмиссий сульфатных аэрозолей в этом стратегически важном для России в хозяйственно-экономическом отношении регионе. 12. Впервые по дендрохронологическим данным показано, что увеличение годичного прироста деревьев, наблюдавшееся после взрыва Тунгусского болида 30 июня 1908 г. (61с.ш.; 102в.д.), зафиксировано на значительном расстоянии (более 1500 км) от места взрыва и охватывает огромную территорию (60 - 75с.ш.; 80 110в.д.) площадью около 2 млн. км.2 Ранее сообщалось об аномальном росте деревьев лишь в зоне, подвергнутой непосредственному разрушению в момент взрыва (около 2000 км2). Полученный результат открывает новые возможности применения дендрохронологического метода для решения актуальных проблем палеоастрофизики, в частности, астероидно-кометной опасности (каталогизация событий, оценка траектории и зоны воздействия и др.). 221 Литература 1. Абдусаматов Х.И. Агония потепления. – BusinessWeek, 2007. 2. Авдюшин С.И., Михневич В.В., Смирнов Р.В. Формирование многолетних температурных аномалий в Северной Атлантике в связи с геомагнитной цикличностью. – Солнечные данные, 1982, №9, С. 103-108. 3. Авдюшин С.И., Данилов А.Д. Солнце, погода и климат: сегодняшний взгляд на проблему (обзор). – Геомагнетизм и аэрономия, 2000, Т. 40, С. 3-14. 4. Адушкин В.В., Попова О.П., Рыбнов Ю.С., Кудрявцев В.И., Мальцев А.Л., Харламов В.А. Геофизические эффекты Витимского болида 24.09.2002 г. – Доклады АН, 2004, Т. 397, С. 685-688. 5. Акасофу С.И., Чепмен С. Солнечно-земная физика. Ч. 2. – М.: Мир, 1975. – 512 с. 6. Алексеев В.А., Ярмишко В.Т. Воздействие атмосферного загрязнения двуокисью серы на северные леса. – В кн.: «Лесные экосистемы и атмосферное загрязнение» (ред. Алексеев В.А.). Л.: Наука, 1990, С. 105-154. 7. Алексеев Г.В., Александров Е.И., Священников П.Н., Харланенкова Н.Е. О взаимосвязи колебаний климата в Арктике и в средних и низких широтах. – Метеорология и гидрология, 2000, №6, С. 5-17. 8. Андриенко Д.А., Ващенко В.Н. Кометы и корпускулярное излучение Солнца. – М.: Наука, 1981. – 167 с. 9. Анисимов О.А., Белолуцкая М.А. Современное потепление как аналог климата будущего. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003, Т. 39, С. 211-221. 10. Анисимов С.В., Мареев Е.А. Спектры пульсаций электрического поля приземной атмосферы. – Доклады АН, 2001, Т. 381, С. 107-112. 11. Анисимов С.В., Мареев Е.А., Сорокин А.Е., Шихова Н.М., Дмитриев Э.М. Электродинамические свойства тумана. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003а, Т. 39, С. 58-73. 12. Анисимов С.В., Шихова Н.М., Мареев Е.А., Шаталина М.В. Структуры и спектры турбулентных пульсаций аэроэлектрического поля – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003б, Т. 39, С. 766-781. 13. Асмаев О.Т., Чернышева С.П. Эффекты галактических космических лучей в вариациях атмосферного электрического поля. – Магнитосферные исследования, 1990, № 15, С. 24-27. 14. Аткинсон О. Столкновение с Землей. – С.-Петербург: Амфора, 2001. – 399 с. 15. Афраймович Э.Л., Перевалова Н.П., Плотников А.В. Регистрация ионосферных 222 откликов на ударно-акустические волны, генерируемые при запусках ракетносителей. – Геомагнетизм и аэрономия, 2002, Т. 42, С. 790-797. 16. Байдалов С.И. Применение лазеров для исследования верхней атмосферы. – Ионосферные исследования, 1978, № 26, С. 5-19. 17. Бандилет О.И., Чернышова С.П., Шефтель В.М. Вертикальная компонента геоэлектрического поля в высоких широтах и процессы в магнитосфере. – Геомагнетизм и аэрономия, 1982, Т. 22, С. 252-256. 18. Бандилет О.И., Канониди Х.Д., Чернышова С.П., Шефтель В.М. Эффекты магнитосферных суббурь в атмосферном электрическом поле. – Геомагнетизм и аэрономия, 1986, Т. 26, С. 159-160. 19. Барри Р.Г. Погода и климат в горах. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. – 311 с. 20. Башкирцев В.С., Машнич Г.П. Ожидает ли нас глобальное потепление в ближайшие годы? – Геомагнетизм и аэрономия, 2003, Т. 43, С. 132-134. 21. Беликов Ю.Е., Николайшвили С.Ш. Возможный механизм разрушения озона на ледяных кристаллах в полярной стратосфере. – Метеорология и гидрология, 2012, № 10, С. 33-43. 22. Бекорюков В.И. Некоторые периодичности общего содержания и плотности озона. – Метеорология и гидрология, 1985, №2, С. 59-68. 23. Битвинскас Т.Т. Дендроклиматические исследования. – Л.: Гидрометеоиздат, 1974. – 172 с. 24. Битвинскас Т.Т., Дергачев В.А., Колищук В.Г., Кочаров Г.Е., Чесноков В.И. Анализ годичных слоев древесины для исследования астрофизических и геофизических процессов. – Сб. научн. тр. «Экспериментальные методы исследования астрофизических и геофизических явлений». Л.: ФТИ им. А.Ф. Иоффе АН СССР, 1988, С. 9-55. 25. Бовшеверов Б.В., Грачев А.И., Ломадзе С.О., Матвеев А.К. Жидкостный микробарограф – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1979, Т. 15, С. 12151218. 26. Борзенкова И.И. Определение чувствительности глобального климата к газовому составу атмосферы по палеоклиматическим данным. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003, Т. 39, С. 222-228. 27. Борисенков Е.П., Пасецкий В.М. Летопись необычайных явлений природы за 2,5 тысячелетия. – СПб.: Гидрометеоиздат, 2002. – 535 с. 28. Боярчук А.А. Угроза с неба: рок или случайность? – М.: Космосинформ, 1999. – 220 с. 223 29. Брасье Г., Соломон С. Аэрономия средней атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 30. Бронштэн В.А. Тунгусский метеорит – осколок кометы Энке? – Земля и вселенная, 1979, Т. 4, С. 49. 31. Бронштэн В.А. Озоновая дыра и рост деревьев на Тунгуске. – Земля и вселенная, 2003, Т. 5, С. 77-78. 32. Будыко М.И., Ефимова Н.А., Лугина К.М. Современное потепление. – Метеорология и гидрология, 1993, №7, С. 29-34. 33. Бышев В.И., Нейман В.Г., Позднякова Т.Г., Романов Ю.А. Новые данные о термодинамическом режиме климатической системы в северном полушарии. – ДАН. Океанология, 2001, Т. 381, С. 539-544. 34. Ваганов Е.А., Шиятов С.Г., Мазепа В.С. Дендроклиматические исследования в Урало-Сибирской Субарктике. – Новосибирск: Наука, 1996. – 246 с. 35. Ваганов Е.А., Шиятов С.Г. Дендроклиматические и дендроэкологические исследования в Северной Евразии. – Лесоведение, 2005, № 4. С. 18 – 27. 36. Ваганов Е.А., Кирдянов А.В., Силкин П.П. Значение раннелетней температуры и сроков схода снежного покрова для роста деревьев в субарктической зоне Сибири. – Лесоведение, 1999а, №6, С. 3-13. 37. Ваганов Е.А., Наурзбаев М.М., Егерь И.В. Предельный возраст лиственницы в Сибири. – Лесоведение, 1999б, №6, С. 65-75. 38. Ваганов Е.А., Бриффа К.А., Наурзбаев М.М., Швейнгрубер Ф.Г., Шиятов С.Г., Шишов В.В. Длительные климатические изменения в Арктической области северного полушария. – ДАН. География, 2000, Т. 375, С. 103-106. 39. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и истории. – М.: Техносфера, 2006. – 576 с. 40. Вакуленко Н.В., Монин А.С. О двойном солнечном цикле в колебаниях климата. – ДАН. Геофизика, 2000, Т. 374, С. 385-388. 41. Васильев Н.В., Разин С.А. Что известно о Тунгусском метеорите. – Земля и вселенная, 1978, Т. 6, С. 37-41. 42. Васильев С.С., Дергачев В.А. Изменение естественного уровня радиоуглерода в атмосфере Земли и геомагнитное поле. – Геомагнетизм и аэрономия, 1995, Т. 35, С. 147-151. 43. Васильев С.С., Дергачев В.А. Крупномасштабные циклы в атмосферной концентрации радиоуглерода. – Изв. АН. Сер. физ., 1999, Т. 63, С. 1619-1624. 44. Вашенюк Э.В. Релятивистские протоны в солнечных космических лучах. – Автореферат диссерт. на соиск. уч. степ. д.ф.-м.н. М.: МГУ, 2000, 31 с. 224 45. Вашенюк Э.В., Пантелеева Н.И. Графики часовых значений скорости счета нейтронного монитора в Апатитах (1969-1992 гг.). – Препринт № 93—02-94, Апатиы, КНЦ РАН, 1993. 46. Веретененко С.В., Пудовкин М.И. Эффекты форбуш-понижений галактических космических лучей в вариациях общей облачности. – Геомагнетизм и аэрономия, 1994, Т. 34, С. 38-44. 47. Веретененко С.В., Пудовкин М.И. Вариации прихода суммарной радиации в 11летнем цикле солнечной активности. – Геомагнетизм и аэрономия, 1998, Т. 38, С. 33- 42. 48. Веретененко С.В., Софиева В.Ф., Ивлев Л.С. Вариации концентрации стратосферного аэрозоля в ходе солнечных протонных событий января 2005 года по данным GOMOS. – Тр. XI Пулковской конференции по физике Солнца. С. – Петербург, 2007, С. 85-88. 49. Владимирский Б.М., Кисловский Л.Д. Солнечная активность и биосфера. – М.: Знание, 1982. – 64 с. 50. Вовк В.Я., Егорова Л.В., Москвин И.В., Ульев В.А. Эффекты вариаций космического излучения в характеристиках атмосферного давления в районе южного геомагнитного полюса. – Геомагнетизм и аэрономия, 1997, Т. 37, С. 163-167. 51. Вовк В.Я., Егорова Л.В., Москвин И.В. Влияние наземного возрастания космических лучей на характеристики атмосферы в Антарктиде. – Геомагнетизм и аэрономия, 1999, Т. 39, С. 111-114. 52. Володин Е.М., Кострыкин С.В., Рябошапко А.Г. Моделирование изменения климата вследствие введения серосодержащих веществ в стратосферу. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2011, Т. 47, С. 467-476. 53. Гапонов М.Л., Моисеев В.Г., Иванов О.П., Васильев Н.И., Ярыгин Л.С. Быстрые колебания напряженности электрического поля атмосферы на предварительной фазе суббури. – Сб.: «Эффекты высыпаний заряженных частиц в верхней атмосфере». Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1988, С. 83-90. 54. Гичев Ю.П., Гичев Ю.Ю. Влияние электромагнитных полей на здоровье человека. – Новосибирск: СО РАН, 1999. – 91 с. 55. Гладышева О.Г., Кочаров Г.Е. Возможность изучения солнечной активности в прошлом. Изв. АН. Сер. физ., 1996, Т. 60, С. 121-124. 56. Гладышева О.Г., Дрешхофф Г.А.М. Солнечные космические лучи и содержание нитратов в гренландских льдах. – Изв. АН. Сер. физ., 1997, Т. 61, С. 1062-1066. 57. Гневышев М.Н., Сазонов Б.И. О влиянии солнечной активности на процессы в 225 нижней атмосфере Земли. – Астрономический журнал, 1964, Т. 41, С. 937-945. 58. Голдбергер Э.Л., Ригни Д.Р., Уэст Б.Д. Хаос и фракталы в физиологии человека. – В мире науки, 1990, №4, С. 25-32. 59. Голенецкий С.П., Малахов С.Г., Степанок В.В. К вопросу о природе глобальных атмосферных аэрозолей. – Астрономический вестник, 1981, Т. 15, С. 226-232. 60. Голицын Г.С., Григорьев Г.И., Докучаев В.П. Излучение акустико-гравитационных волн при движении метеоров в атмосфере. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1977, Т. 13, С. 926-935. 61. Голицын Г.С., Островский Л.А., Чунчузов Е.П. Внутренние волны в океане и атмосфере – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1982, Т. 18, С. 351-368. 62. Голицын Г.С. Объяснение зависимости частота – объем извержений вулканов. – ДАН, 2003, Т. 390, № 3, С. 394 – 396. 63. Госсард Э., Хук У. Волны в атмосфере. – М.: Мир, 1978. – 529 с. 64. Гошджанов М., Мурадов А., Болтаев Д. Волнообразные ионосферные возмущения, предшествующие солнечным вспышкам. – Геомагнетизм и аэрономия, 1993, Т. 33, С. 174-177. 65. Грачев А.И., Куличков С.Н., Матвеев А.К. Квазипериодические флуктуации атмосферного давления с периодами 20 – 180 мин – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1988, Т. 24, С. 152-158. 66. Грачев А.И., Куличков С.Н., Кременецкая Е.О., Кузьмин И.А., Федоренко Ю.В., Распопов О.М. Об опыте сейсмоакустических исследований в полярном регионе. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1997, Т. 33, С. 804-811. 67. Григорьев Г.И., Докучаев В.П. Инфразвук и внутренние гравитационные волны при грозовых разрядах в атмосфере – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1981, Т. 17, С. 690-697. 68. Груза Г.В., Ранькова Э.Я. Колебания и изменения климата на территории России. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003, Т. 39, С. 166-185. 69. Груза Г.В., Ранькова Э.Я., Аристова Л.Н., Клещенко Л.К. О неопределенности некоторых сценарных климатических прогнозов температуры воздуха и осадков на территории России. – Метеорология и гидрология, 2006, №10, С. 5-23. 70. Груздев А.Н., Еланский Н.Ф. Оценка воздействия горных подветренных волн на распределение содержания малых газовых примесей в тропосфере. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1984, Т. 20, С. 558-565. 71. Груздев А.Н. Механизмы вариаций общего содержания примесей под действием внутренних гравитационных волн. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 226 1989, Т. 25, С. 485-492. 72. Гудкович З.М., Карклин В.П., Фролов И.Е. Внутривековые изменения климата, площади ледяного покрова Евразийских арктических морей и их возможные причины. – Метеорология и гидрология, 2005, №6, С. 5-14. 73. Гусев А.А. Собственные климатические осцилляции, управляемые солнечной активностью. – Геомагнетизм и аэрономия, 2011, Т. 51, С. 133-140. 74. Данилин М.Ю., Кузнецов Г.И., Бибикова Т.Н. Опыт наблюдения вариаций озона в области горных подветренных волн. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1990, Т. 26, С. 693-701. 75. Данилов А.Д., Авдюшин С.И. Стратосферный озон в Арктике и Антарктике (обзор). – Геомагнетизм и аэрономия, 1992, Т. 32, С.1-11. 76. Дергачев В.А. О крупномасштабной солнечной модуляции скорости образования космогенного радиоуглерода в прошлом. – Изв. АН. Сер. физ., 1995, Т. 59, С. 53-62. 77. Дергачев В.А. Точные временные шкалы протяженностью в 10000 лет для исследования изменений интенсивности космических лучей и геомагнитного поля в прошлом. – Изв. АН. Сер. физ., 1999, Т. 63, С. 2122-2129. 78. Дергачев В.А., Распопов О.М. Долговременные процессы на Солнце, определяющие тенденцию изменения солнечного излучения и поверхностной земной температуры. – Геомагнетизм и аэрономия, 2000, Т. 40, С. 9-14. 79. Дзюбенко Н.И., Ивченко В.Н., Козак Л.В. Изменения температуры в термосфере над очагами землетрясений по спутниковым измерениям. – Геомагнетизм и аэрономия, 2003, Т. 43, С. 126-131. 80. Дорман Л.И. Вариации космических лучей и исследование космоса. М.: Изд. АН СССР, 1963, 1027 с. 81. Дриацкий В.М. Природа аномального поглощения космического ралиоизлучения в нижней ионосфере высоких широт. Л.: Гидрометеоиздат, 1974, 224 с. 82. Еланский Н.Ф., Арабов А.Я., Сеник И.А. О временной изменчивости общего содержания NO2 в атмосфере по наблюдениям на Северном Кавказе. – Изв. АН СССР. ФАО, 1986, Т. 22, С. 363-372. 83. Еланский Н.Ф., Сеник И.А., Хргиан А.Х. Вариации общего содержания озона в области горных подветренных волн – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана,1988, Т. 24, С. 959-966. 84. Еланский Н.Ф., Арабов А.Я., Елохов А.С. и др. Наблюдения малых атмосферных примесей и УФ радиации на высокогорной научной станции Кисловодск // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1995. Т. 31. С. 10-19. 227 85. Еланский Н.Ф., Кожевников В.Н., Кузнецов Г.И., Волков Б.И. Влияние орографических возмущений на перераспределение озона в атмосфере при обтекании Антарктического полуострова. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2003, Т. 39, С. 105-120. 86. Елисеев А.В., Мохов И.И. Влияние вулканической активности на изменение климата последних нескольких веков: оценки с климатической моделью промежуточной сложности. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2008, Т. 44, С. 671-683. 87. Елохов А.С., Груздев А.Н., Еланский Н.Ф. Вариации общего содержания NO2 над Приполярным Уралом по наблюдениям с самолета. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1988, Т. 24, С. 687-694. 88. Елохов А.С., Груздев А.Н. Измерения общего содержания и вертикального распределения NO2 на Звенигородской научной станции. – Изв. АН. ФАО, 2000, Т. 36, С. 831-846. 89. Еникеев А.В., Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Храмов А.В. Влияние некоторых природных факторов в высоких широтах на внутриутробное состояние плода. – Российский вестник перинатологии и педиатрии, 2002, Т. 47, С. 19. 90. Еникеев А.В., Касаткина Е.А., Храмов А.В., Шумилов О.И. Исследование воздействия гелиогеофизической активности на практически здоровых людей, работающих в полярной шапке (арх. Шпицберген). – Вестник новых медицинских технологий, 2007, Т. 15, С. 63-65. 91. Еникеев А.В., Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Карелин А.О., Никанов А.Н. Сезонные изменения функционального состояния организма детей Кольского Заполярья. – Экология человека, 2007, № 5, С. 23-28. 92. Ермаков В.И. Роль грозовых облаков в механизме связи погоды с солнечной активностью. – Геомагнетизм и аэрономия, 2000, Т. 40, С. 129-132. 93. Ерущенков А.И., Довбня Б.В., Вершинин Е.Ф. Динамические спектры аврорального инфразвука в диапазоне 0.1-10 Гц. – Исследования по геомагнетизму, аэрономии и физике Солнца, 1977, № 43, С. 147-152. 94. Ерущенков А.И., Ярошевич М.И., Павлов О.В., Сорокин А.Г., Табулевич В.Н. Инфразвуковые и штормовые микросейсмические колебания, возникающие при движении циклонов (тайфунов) над океанами. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1990, Т. 26, С. 644-651. 95. Жданов Р.Ф., Моисеев В.Г., Новиков А.М., Соколов В.Д., Франк-Каменецкий А.В., Чернышева С.П., Шефтель В.М., Ярошенко А.Н. Влияние электрических полей 228 магнитосферной конвекции на вариации атмосферного электрического поля в высокоширотной зоне – Геомагнетизм и аэрономия, 1984, Т. 24, С.844-847. 96. Жмур С.И., Розанов А.Ю., Горленко В.М. Литифицированные остатки микроорганизмов в углистых хондритах. – Геохимия, 1997, №1, С. 58-60. 97. Жулин И.А., Землянкин Г.А., Канониди Х.Д., Моргунов В.А., Осипов Н.К., Турбин Р.И., Федоренко Ю.В., Чернышева С.П., Четаев Д.Н., Шефтель В.М. Авроральные эффекты в медленных вариациях и короткопериодических колебаниях градиента потенциала атмосферного электричества магнитосферного происхождения – Геомагнетизм и аэрономия, 1977, Т. 17, С. 879-884. 98. Задорожный A.M., Кихтенко В.Н., Кокин Г.А., Распопов О.М., Шумилов О.И., Тучков Г.А., Тясто М.И., Чижов А.Ф., Штырков О.В., Касаткина Е.А., Вашенюк Э.В. Реакция средней атмосферы на солнечные протонные события в октябре 1989г. – Геомагнетизм и аэрономия, 1992, Т. 32, С. 32-40. 99. Застенкер Г.Н., Зеленый Л.М. Солнечные магнитные облака атакуют Землю. – Земля и вселенная, 1999, № 5, С. 46-55. 100. Звягинцев А.М., Крученицкий Г.М. Тренды приземной концентрации озона и их связь с солнечной активностью – Геомагнетизм и аэрономия, 1996, Т. 36, С. 163166. 101.Зуев В.В. Поведение озонового слоя Земли: возможный вариант развития. – Оптика атмосферы и океана, 1998, Т. 11, С. 1356-1357. 102.Зуев В.В. Биоиндикация стратосферного озона. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2006. – 228 с. 103.Зуев В.В., Смирнов С.В. Наблюдения за общим содержанием озона над Томском. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 1996, Т. 32, С. 573-575. 104.Зуев В.В., Бондаренко С.Л. Взаимосвязь долгопериодной изменчивости озонового слоя атмосферы с обусловленной УФ-В воздействием изменчивостью плотности древесины. – Оптика атмосферы и океана, 2001, Т. 14, С. 1-4. 105. Зырянова О.А., Сомсиков В.М. Исследование структуры спектра колебаний озона в области акустико-гравитационных волн по данным Алматинского спектрофотометра-озонометра. – Геомагнетизм и аэрономия, 2003, Т. 43, С. 708-712. 106. Иванов К.Г., Семенов И.Х. Внезапные возрастания атмосферного давления на поверхности Земли во время геомагнитных возмущений. – Геомагнетизм и аэрономия, 1990, Т. 30, С. 329-332. 229 107.Израэль Ю.А. Эффективный путь сохранения климата на современном уровне – основная цель решения климатической проблемы. – Метеорология и гидрология, 2005, №10. С. 5-9. 108.Исаев С.И., Пудовкин М.И. Полярные сияния и процессы в магнитосфере Земли. – Л: Наука, 1972. – 244 с. 109. Кадышевич Е.А., Еланский Н.Ф. Измерение приземной концентрации озона и окислов азота в г. Москве. – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 1993, Т. 29, С. 346-352. 110. Казимировский Э.С. Метеорологические эффекты в ионосферных процессах. – Ионосферные исследования, 1982, №32, С. 5-27. 111.Канатьев А.Г., Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Программное обеспечение для дендрохронологических измерений // Приборы и техника эксперимента, 2014а. – №2. – С. 127-130. 112.Канатьев А.Г., Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Компьютерная программа для измерения ширины колец деревьев // Экология и промышленность России. – 2014б. - № 6. – С. 48 -50. 113.Карнаухов А.В. Динамика оледенений в Северном полушарии как автоколебательный релаксационный процесс. – Биофизика, 1994, Т. 39, С. 10941098. 114. Kасаткина E.A., Шумилов O.И., Распопов O.М., Хенриксен К. Озоновые «минидыры», вызываемые солнечными протонами в северной и южной полярных шапках. – Геомагнетизм и аэрономия, 1998, Т. 38, С. 30-36. 115. Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Вашенюк Э.В. Корпускулярная активность Солнца как источник аэрозолей в стратосфере. – Космические исследования, 1999, Т. 37, С. 163-167. 116. Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Распопов О.М., Турунен Е. Предсказание температурных изменений, вызванных солнечной активностью до 2040г. – Геомагнетизм и аэрономия, 2001, т. 41, с. 263-266. 117. Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Кюро Е., Фадель Х, Турянский В.А., Киви Р. Вариации двуокиси азота, вызванные вторжением солнечных протонов в атмосферу высоких широт. – Космические исследования, 2003, Т. 41, С. 1-6. 118.Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Костев А.В., Канатьев А.Г. Пространственные и частотные закономерности проявления солнечной активности в климатических вариациях в системе Северная Атлантика – Европа. – Сб. научн. тр. «Север 2003: проблемы и решения». Изд. КНЦ РАН, 2004. – С. 147-152. 230 119. Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Канатьев А.Г. Проявление циклов солнечной активности в атмосфере Северной Атлантики и Европы. – Метеорология и гидрология, 2006, №1, С. 55-59. 120.Касаткина Е.А., Шумилов О.И. Еще одна загадка Тунгусской катастрофы? – Письма в ЖЭТФ, 2007, Т. 85, С. 255-259. 121.Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Еникеев А.В., Храмов А.В. Сравнительный анализ гелиогеофизических и социально-экономических факторов в их воздействии на уровень суицидов и смертности от сердечно-сосудистых заболеваний. – Экология человека, 2008, № 5, С. 52-56. 122.Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Тимонен М., Канатьев А.Г. Последствия мощных вулканических извержений по дендрохронологическим данным. – Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2013,Т. 49 (№4), С. 469-476. 123.Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Новикова Т.Б., Храмов А.В. Воздействие гелиогеофизических, социально-экономических и антропогенных факторов на динамику суицидов на Кольском Севере. – Безопасность жизнедеятельности, 2014а, №9, С. 66-72. 124.Касаткина Е.А., Шумилов О.И., Новикова Т.Б., Храмов А.В. Особенности динамики и цикличности смертности от самоубийств и гелиогеофизические и антропогенные факторы на Кольском Севере. – Экология человека, 2014б, №2, С. 45-50. 125.Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Михновски С., Шимански А., Ермоленко Д.Ю. Высокоширотные длиннопериодные пульсации в геомагнитном поле и атмосферном электричестве по наблюдениям на арх. Шпицберген. – Геомагнетизм и аэрономия, 1992, Т. 32, С. 41-48. 126.Клейменова Н.Г.,Михновски С., Никифорова Н.Н., Козыпева О.В. Вариации вертикальной составляющей атмосферного электрического поля в вечернем секторе полярных широт (обс. Хорзунд). – Геомагнетизм и аэрономия, 1998, Т. 38, С. 149156. 127.Клименко В.В., Климанов В.А., Сирин А.А., Слепцов А.М. Изменение климата на западе европейской части России в позднем Голоцене. – ДАН. География, 2001, Т. 376, С. 679-683. 128.Кондратьев К.Я. Глобальный климат. – СПб.: Наука, 1992. – 359 с. 129. Константинов А.Н., Красильщиков А.М., Лазарев В.Е., Михеева И.Б. О вариациях содержания 14С в атмосфере Земли за последние 400 лет. – Изв. АН. Сер. физ., 1997, Т. 61, С. 1242-1248. 231 130.Комин Г.Е. Динамика прироста сосны в Казахстане в связи с солнечной активностью. – Солнечные данные, 1969, №8, С. 113-117. 131.Костин С.И. Влияние 11-летних и вековых солнечных циклов на рост деревьев. – Солнечные данные, 1968, №4, С. 108-112. 132.Кочаров Г.Е., Константинов А.Н., Остряков В.М., Ступнева А.В. Солнечная активность и радиальный прирост деревьев. – Солнечные данные, 1986, №2, С. 8489. 133.Кочаров Г.Е., Перистых А.Н. Скользящий периодограмм-анализ характеристик солнечной активности и солнечно-земных связей за последние 400 лет. – Солнечные данные, 1991, №3, С. 107-115. 134. Криволуцкий А.А., Куминов А.А., Репнев А.И. Влияние космических лучей на озоносферу Земли (обзор). – Геомагнетизм и аэрономия, 1999, Т. 39, С. 3-15. 135. Криволуцкий А.А., Куминов А.А., Репнев А.И., Вьюшкова Т.Ю., Переяслова Н.К., Назарова М.Н., Базилевская Г.А. Моделирование реакции озоносферы на солнечную протонную вспышку в ноябре 1997 г. – Геомагнетизм и аэрономия, 2001, Т. 41, С. 243-252. 136.Кузьмин И.А., Федоренко Ю.В., Грачев А.И., Куличков С.Н., Распопов О.М. Сейсмоакустический комплекс для регистрации инфразвука в полярном регионе. – Препринт КНЦ РАН. Кольский сейсмический центр, 1995. – 26 с. 137. Куличков С.Н. Дальнее распространение инфразвука в атмосфере (обзор). – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 1992, Т. 28, С. 339-360. 138. Куличков С.Н., Шумилов О.И., Терещенко Е.Д., Касаткина Е.А., Васильев А.Н., Распопов О.М. Квазипериодические вариации атмосферного давления в системе подветренных волн горного массива Хибины – Сб. научных трудов «Научная сессия МИФИ 2002», Т. 5: «Медицинская физика, биофизика. Геофизика. Экология. Теоретическая физика». Москва, 2002, С. 96-99. 139. Лапшин В.Б., Паньшин Е.А., Сыроешкин А.В. Гелиогеофизические процессы и климат. – Мир измерений, 2013, № 2, 7-10. 140. Ларин В.Ф., Белоглазов М.И., Васильев А.Н., Румянцев С.А. Суточная динамика приземного озона на Кольском полуострове – Геомагнетизм и аэрономия, 1996, Т. 36, С. 173-174. 141.Левицкий Л.С. Каталог вспышек с космическими лучами, поглощение в полярной шапке и всплески солнечного радиоизлучения в сантиметровом диапазоне. – Изв. Крымской астрофизической обсерватории, 1970, Т. 41-42, С. 203-229. 232 142.Ловелиус Н.В. Изменчивость прироста деревьев. Дендроиндикация природных процессов и антропогенных воздействий. – Л.: Наука, 1979. – 230 с. 143.Мазепа В.С. Влияние осадков на динамику радиального прироста хвойных в субарктических районах Евразии. – Лесоведение, 1999, №6, С. 14-21. 144.Маричев В.Н., Богданов В.В., Живетьев И.В., Шевцов Б.М. Влияние геомагнитных возмущений на образование аэрозольных слоев в стратосфере. Геомагнетизм и аэрономия, 2004, Т. 44, С. 841-848. 145. Матвеев Л.Т. Физика атмосферы. С-Петербург: Гидрометеоиздат, 2000. 146. Методические указания по производству и обработке наблюдений за общим содержанием атмосферного озона. – Под ред. Гущина Г. П. Л.: Гидрометеоиздат, 1981, 44 с. 147. Мизун Ю. Г. Озонные дыры: мифы и реальность. М.: Мир, 1993, 285 с. 148. Микирова Н. А., Переяслова Н. К. Границы проникновения потоков протонов с энергиями 5-90 МэВ в полярные шапки во время геомагнитных возмущений. – Геомагнетизм и аэрономия, 1983, Т. 23, С. 481-483. 149. Миронова И.А., Пудовкин М.И. Увеличение содержания аэрозоля в нижней атмосфере после протонных вспышек на Солнце в январе и августе 2002 г. по данным лидарных наблюдений в Европе. – Геомагнетизм и аэрономия, 2005, Т. 45, С. 234-240. 150. Михалев А.В., Черниговская М.А., Шалин А.Ю., Белецкий А.Б. Спектральные измерения ультрафиолетовой радиации в Восточной Сибири в период аномалии общего содержания озона. – Метеорология и гидрология, 2000, №3, С. 29-35. 151.Моисеев В.Г., Скрябин Н.Г., Самсонов С.Н., Калинина О.Я. Изменения циркуляции и электрического поля атмосферы, предшествующие солнечным вспышкам. – Сб.: «Физические процессы в полярной ионосфере». Якутск: ЯФ СО РАН СССР, 1985, С. 52-57. 152.Моисеев В.Г., Мурзаева Н.Н., Скрябин Н.Г., Иванов О.П. Воздействие солнечных вспышек на электрические параметры атмосферы – Геомагнетизм и аэрономия, 1993, Т. 33, С. 113-119. 153.Морозов В.Н., Трошичев О.А. Моделирование вариаций полярного атмосферного электрического поля в полярной атмосфере, связанного с магнитосферными продольными токами. – Геомагнетизм и аэрономия, 2008, Т. 48, С. 759-769. 154.Мохов И.И., Елисеев А.В., Хандорф Д., Петухов В.К., Детлофф К., Вайсхаймер А., Хворостьянов Д.В. Северо-атлантическое колебание: диагноз и моделирование 233 десятилетней изменчивости и ее долгопериодной эволюции. - Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2000, Т. 36, С. 605-616. 155. Мусаелян Ш.А. Волны препятствий в атмосфере. – Л.: Гидрометеоиздат, 1962. – 143 с. 156. Мустель Э.Р. О воздействии солнечной активности на тропосферу в области полярных шапок Земли. – Астрономический журнал, 1966, Т. 43, С. 365-373. 157.Мустель Э.Р. О реальности воздействия солнечных корпускулярных потоков на нижний слой земной атмосферы. – М.: Изд. Астросовета АН СССР и Гидрометеоцентра, 1970. 158.Мустель Э.З., Чертопруд В.Е., Коведелиани В.А. Сравнение изменения полей давления приповерхностного воздуха в периоды высокой и низкой геомагнитной активности. – Астрономический журнал, 1977, Т. 54, С. 682-689. 159.Мухамедшин К.Д. Современное состояние и задачи дендрохронологических и дендроклиматических исследований в Средней Азии. – Материалы Всесоюзн. сов. по проблеме "Вариации содержания углерода в атмосфере Земли и радиоуглеродное датирование". Вильнюс, 1971, С. 79-83. 160.Наурзбаев М.М., Ваганов Е.А. Изменчивость температуры воздуха на востоке Таймыра и на Путоране за последние 2000 лет по данным радиального прироста лиственницы. – Лесоведение, 1999, №5, С. 24-34. 161. Некрасов А.К., Шалимов С.Л. Нелинейные структуры внутренних гравитационных волн и их влияние на ионосферу. – Космические исследования, 2002, Т. 40, С. 555558. 162. Нетреба С.Н., Свиркунов П.Н. О возможности прогноза интенсивности циклонов по изменчивости амплитуды инфразвуковых пульсаций атмосферного давления. – Метеорология и гидрология, 1995, № 3, С. 28-36. 163. Нетреба С.Н. О связи короткопериодных термодинамических пульсаций пограничного слоя атмосферы с рентгеновским излучением Солнца. – Метеорология и гидрология, 1996, № 4, С. 95-101. 164.Никифорова Н.Н., Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Кубицки М., Михновски С. Влияние авроральных высыпаний энергичных электронов на вариации атмосферного электрического поля в полярных широтах (арх. Шпицберген). – Геомагнетизм и аэрономия, 2003, Т. 43, С. 32-39. 165. Никифорова Н.Н., Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Кубицки М., Михновски С. Необычные вариации атмосферного электрического поля во время главной фазы сильной магнитной бури 30 октября 2003 г. на польской среднеширотной 234 обсерватории Свидер. – Геомагнетизм и аэрономия, 2005, Т. 45, С. 148-152. 166.Николис Г., Пригожин И. Познание сложного. – Москва: Мир, 1990. – 344 с. 167.Никулин И.Ф. Солнечная активность и экстремальные температуры в Москве. – Солнечные данные, 1981, №11, С. 115-119. 168.Нименья И.Н. Статистика. – С.-Петербург: Нева, 2004. – 192 с. 169.Новикова Т.Б., Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Храмов А.В. Уровень тяжелых производственных травм (по данным ОАО «Апатит», Мурманская область) и природные факторы Кольского Севера // Вестник новых медицинских технологий. Электронный журнал. – 2013а. – №1 (публ. N2-104) http://www.medtsu.tula.ru/VNMT/Bulletin/E2013-1/4270.pdf 170.Новикова Т.Б., Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Храмов А.В. Взаимосвязь производственного травматизма в зоне авроральной активности с космофизическими факторами. – Вестник Северного (Арктического) Федерального университета. Медико-биологические науки, 2013б, №3, С. 67-74. 171.Обридко В.Н., Рагульская М.В., Хабарова О.В., Дмитриева И.В., Резников А.Е. Реакция человеческого организма на факторы, связанные с изменениями солнечной активности. – Биофизика, 2001, Т. 46 (№5), С.940-945. 172.Обридко В.Н., Рагульская М.В., Стрелков Д.Г., Чибисов С.М., Подладчикова Т.Н. Оценка функциональных резервов сердечно-сосудистой системы человека при воздействии различных внешних факторов. – Технологии живых систем, 2008, № 23, С. 38-46. 173.Овчинников В.М., Пасечник И.П. Землетрясение, вызванное взрывом Чулымского болида. – Метеоритика, 1988, Т. 47, С. 10-20. 174.Огурцов М.Г., Распопов О.М., Ойнонен М., Юнгнер Х., Линдхольм М. Возможное проявление нелинейных эффектов при воздействии солнечной активности на климатические изменения. – Геомагнетизм и аэрономия, 2010, Т. 50, С. 17-22. 175.Огурцов М.Г., Распопов О.М. О возможном влиянии на климат Земли потоков межпланетной и межзвездной пыли. – Геомагнетизм и аэрономия, 2011, Т. 51, С. 278-286. 176. Огурцов М. Г. Связь концентрации аэрозоля в стратосфере с ионизацией по данным о проводимости и содержании нитратов в гренландском льду. – Геомагнетизм и аэрономия, 2011, Т. 51, С. 270-277. 177.Оль А.И. Проявление 22-летнего цикла солнечной активности в климате Земли. – Труды ААНИИ, 1969, Т. 289, С. 116-131. 235 178.Оль А.И. 22-летний цикл в температуре воздуха Северного полушария и в древесных кольцах (Северный Казахстан). – Солнечные данные, 1984, №12, С. 6972. 179. Осечкин В.В., Гниловской Е.В., Кондратович К.В. О воздействии галактических космических лучей на формирование весеннего максимума общего содержания озона в полярных и субполярных районах. – Докл. АН СССР. Геофизика, 1989, Т. 305, С. 825-828. 180.Осовец С.М., Гинзбург Д.А., Гурфинкель И. Электрическая активность мозга: механизмы и интерпретация. – Успехи физических наук, 1983, Т. 141, С. 103-149. 181.Пановский Г.А., Брайер Г.В. Статистические методы в метеорологии. – Л.: Гидрометеоиздат, 1972. – 212 с. 182. Перов С.П., Крученицкий Г.М. Короткопериодные колебания озонового слоя в тропиках и солнечная активность. – Оптика атмосферы и океана, 1996, Т. 9, С. 12501254. 183.Птицына Н.Г., Тясто М.И., Левитин А.Е., Громова Л.А., Туоми Т. Эффекты в суточной вариации атмосферного электричества, контролируемые солнечным ветром. – Биофизика, 1995, Т. 40, С. 1086-1090. 184. Птицына Н.Г., Виллорези Дж., Дорман Л.И., Юччи Н., Тясто М.И. Естественные и техногенные низкочастотные магнитные поля как факторы, потенциально опасные для здоровья. – Успехи физических наук, 1998, Т. 168, С. 767-791. 185.Пудовкин М.И., Распопов О.М., Клейменова Н.Г. Возмущения электромагнитного поля Земли. Ч. II: Короткопериодические колебания геомагнитного поля. – Л., 1976. – 271 с. 186.Пудовкин М.И., Любчич А.А. Проявление циклов солнечной и магнитной активности в вариациях температуры воздуха в Ленинграде. – Геомагнетизм и аэрономия, 1989, Т. 29, С. 359-363. 187.Пудовкин М.И., Морозова А.Л. Проявление 22-летнего цикла солнечной активности в вариациях индексов температуры и увлажненности в Швейцарии с 1700 по 1989 г. – Геомагнетизм и аэрономия, 1999, Т. 39, С. 34-39. 188. Распопов О.М., Волков Н.Н., Матвеев А.Д. Особенности развития геомагнитного возмущения 26 июня 1988 года – анализ конкретного события. – Геомагнетизм и аэрономия, 1989, Т. 29, С. 563-570. 189. Распопов О.М., Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Космические лучи как главный фактор влияния солнечной вариабельности на климатические и атмосферные параметры. – Биофизика, 1998, Т. 43, С. 902-908. 236 190.Распопов О.М., Ловелиус Н.В., Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Экспериментальные подтверждения нелинейного характера воздействия солнечной активности на земную атмосферу и окружающую среду. – Биофизика, 1998, Т. 43, С. 863-867. 191.Распопов О.М., Ловелиус Н.В., Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Нелинейный характер воздействия солнечной активности на атмосферу и окружающую среду. – Геомагнетизм и аэрономия, 2001, Т. 41, С. 58-63. 192. Ролдугин В.К. Постоянство общего содержания озона при вторжении релятивистских протонов. – Метеорология и гидрология, 2000, №10, С. 53-58. 193. Романова Н.Н., Якушкин И.Г. Внутренние гравитационные волны в нижней атмосфере и источники их генерации – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 1995, Т. 31, С. 163-186. 194. Рубашев Б.М., Фионова В.С., Цветикова М.В. О распределении частоты аномальных по температуре сезонов в Ленинграде по годам 11-летнего цикла солнечной активности. – Солнечные данные, 1977, №10, С. 98-103. 195.Савельев А.П., Карнаухов В.Н. Ритмика зонообразования стрептомицета и состояние околоземного космического пространства. – Биофизика, 1999, Т. 44, С. 318-324. 196. Савина О.Н., Ерухимов Л.М. О возможности существования уединенной внутренней гравитационной волны в безграничной изотермической атмосфере. – Геомагнетизм и аэрономия, 1981, Т. 21, С. 679-682. 197.Семенов К.А. Влияние локальных условий на элементы атмосферного электричества – Труды ГГО, 1974, Вып. 323, С. 109-118. 198.Симоненко А.Н., Левин Б.Ю. Приток космического вещества на Землю. – Метеоритика, 1972, Вып. 31, С. 45-57. 199. Синяков В.П., Спекторов Л.А. Вариации общего содержания NO2 в различных воздушных массах – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1987, Т. 23, С. 3138. 200.Смирнов В.В. Изменения ионного, аэрозольного и газового состава среды при ее радиоактивном загрязнении – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1992, Т. 28, С. 958-966. 201.Смирнов Р.В., Суржик Т.Х. Многолетние изменения температурного поля Северной Атлантики в связи с геомагнитной активностью. – Солнечные данные, 1977, №3, С. 100-105. 202.Смирнов Р.В. Пространственные закономерности проявления солнечной активности в тропосфере. – Астрономический журнал, 1984, Т. 61, С. 1168-1178. 203. Стеблова Р. С. Нестационарный режим атмосферного озона. – Геомагнетизм и 237 аэрономия, 1968, Т. 8, С. 708-711. 204. Стеблова Р. С. Озонные дыры - результат взаимодействия Солнца и космоса с геомагнитным полем в земной атмосфере. – Докл. АН СССР. Геофизика, 1990, Т. 315, С. 1097-1102. 205. Стожков Ю.И., Жулло Ж., Мартин И.М., Пелегринно Ж.К., Пинто Х.С., Базилевская Г.А., Безера П.С., Махмутов В.С., Свиржевский Н.С., Туртелли А. Влияние потоков космических лучей на образование дождей. – Изв. АН. Серия физическая, 1995, Т. 59, С. 129-134. 206. Сыроватский С.И. О возможностях наблюдения предвспышечных токовых слоев на Солнце. – Письма в АЖ, 1977, Т. 3, С. 133-137. 207. Фараоне П., Конрадов А.А., Зенченко Т.А., Владимирский Б.М. Гелиогеофизические эффекты в ежедневных показателях жизнедеятельности бактерий. – Геофизические процессы и биосфера, 2005, Т. 4, С. 89-97. 208.Фесенков В.Г. Успехи метеоритики. – Метеоритика, 1965, Вып. 26, С. 3-16. 209.Фридман В.М., Шейнер О.А., Тихомиров Ю.В. Спектрально-временная динамика микроволновых предвестников корональных выбросов массы типа «Гало». – Известия РАН. Серия физическая, 2006, Т. 70, С. 1487-1489. 210.Хакен Г. Синергетика. – Москва: Мир, 1985. – 243 с. 211.Хантемиров Р.М., Шиятов С.Г., Горланова Л.А. Дендроклиматический потенциал можжевельника сибирского. – Лесоведение, 1999, №6, С. 33-38. 212.Хантемиров Р.М., Горланова Л.А., Шиятов С.Г. Патологические структуры в годичных кольцах можжевельника сибирского (Juniperus sibirica Burgsd.) и их использование для реконструкции экстремальных климатических событий. – Экология, 2000, №3, С. 185-192. 213.Чалмерс Дж. Атмосферное электричество. – Л.: Гидрометеоиздат, 1974 . – 420 с. 214.Черниговская М.А., Михалев А.В., Тащилин М.А. Пространственные и временные неоднородности полей эритемной ультрафиолетовой радиации над территорией России. – Оптика атмосферы и океана, 2004, Т. 17, С. 81-85. 215.Черниговская М.А., Михалев А.В., Тащилин М.А. Многолетние вариации эритемной ультрафиолетовой радиации в Иркутске по данным спутниковых измерений. – Оптика атмосферы и океана, 2005, Т. 18, С. 160-166. 216.Черногор Л.Ф. Колебания геомагнитного поля, вызванные пролетом Витимского болида 24 сентябра 2002 г. – Гемагнетизм и аэрономия, 2011, С. 119-132. 217.Чижевский А.Л. Земное эхо солнечных бурь. – М: Мысль, 1976. – 349 с. 218. Чубарова Н.Е. Влияние аэрозоля и атмосферных газов на ультрафиолетовую 238 радиацию в различных оптических условиях, включая условия дымной мглы. – Докл. АН. Геофизика, 2004, Т. 394, С. 105-111. 219. Чунчузов И.П. Оценка нелинейных эффектов при распространении акустического импульса в приземном слое атмосферы в инверсионных условиях. – Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1986, Т. 22, С. 151-159. 220.Шерстюков Б.Г. Тепловая инерция океана и парниковый эффект в современных изменениях климата. – Метеорология и гидрология, 2006, №7, С. 66-72. 221.Шефтель В.М., Бандилет О.И., Чернышев А.К. Эффекты планетарных магнитных бурь в атмосферном электрическом поле вблизи поверхности Земли Геомагнетизм и аэрономия, 1992, Т. 32, С. 186-188. 222.Шиятов С.Г. Дендрохронология верхней границы леса на Урале. – М.: Наука, 1986. – 136 с. 223.Шулейкин В.В. Физика моря. – М.: Наука, 1968. – 1083 с. 224.Шумилов О.И., Вашенюк Э.В., Колосова Т.Н. Связь эффективности формирования DR-токов с ориентацией геомагнитного диполя относительно направления солнечного ветра – Сб. "Электродинамические процессы в высоких широтах. Материалы международного симпозиума "Полярные геомагнитные явления", 25-31 мая 1986 г., г. Суздаль". Апатиты: КНЦ РАН, 1988, С. 25-31. 225. Шумилов О. И., Широчков А. В., Вашенюк Э. В. Северо-южная асимметрия при вторжении солнечных протонов по риометрическим данным квазисопряженных областей (Мирный-Шпицберген). – Геомагнетизм и аэрономия, 1989, Т. 29, С. 364370. 226. Шумилов О. И., Распопов О. М., Касаткина Е. А., Кокин Г. А., Чижов А. Ф., Вашенюк Э. В., Трушкин А. Г., Щербин С. Ю., Арефьева Р. Г. Уменьшение общего содержания озона внутри полярной шапки после протонных вспышек на Солнце. – Докл. АН СССР. Геофизика, 1991а, Т. 318, С. 576-580. 227. Шумилов О.И., Распопов О.М., Касаткина Е.А., Элфинстон Р.Д., Креутцберг Ф. Динамика высыпания частиц в полярной шапке во время SC: исследование конкретного события. – Геомагнетизм и аэрономия, 1991б, Т. 31, С. 591-600. 228. Шумилов O.K., Касаткина Е.А., Распопов О.М., Хенриксен К. Высокоширотные озонные "минидыры" и солнечные протоны. – Геомагнетизм и аэрономия, 1996б, Т. 36, С. 15-21. 229. Шумилов O.И., Касаткина Е.А., Распопов O.М., Хенриксен К. Воздействие Форбуш-понижений галактических космических лучей на озоновый слой. – Геомагнетизм и аэрономия, 1997, Т.37, С. 24-31. 239 230. Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Распопов О.М. Гелиомагнитная активность и уровень экстремальных ситуаций в полярной шапке. – Биофизика, 1998, Т. 43, С. 721-726. 231. Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Распопов О.М., Турунен Е., Якоби Г. Оценка климатического отклика на вариации солнечной и вулканической активности. – Геомагнетизм и аэрономия, 2000, Т. 40, С. 9-13. 232. Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Терещенко Е.Д., Васильев А.Н., Распопов О.М. Вариации атмосферного давления в области подветренных волн вблизи горного массива Хибины – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2002а, Т. 38, C. 471-475. 233. Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Распопов О.М., Мингалев И.В. Вариации приземного озона в арктических горах (арх. Шпицберген) – Геомагнетизм и аэрономия, 2002б, Т. 42, С. 751-756. 234. Шумилов О.И., Васильев А.Н., Касаткина Е.А., Воронин А.И., Носков С.П., Куличков С.Н., Распопов О.М., Струев А.Г. Высокоширотный комплекс по измерению атмосферных волн и электричества (ВКИАВЭ) – Сб.: «Техника и методика геофизического эксперимента». Апатиты: Полярный геофизический институт КНЦ РАН, 2003а, С. 6-18. 235. Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Терещенко Е.Д., Куличков С.Н., Васильев А.Н. Регистрация инфразвука от Витимского болида 24 сентября 2002 г. – Письма в ЖЭТФ, 2003б, Т. 77, С. 121-123. 236.Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Еникеев А.В., Храмов А.В. Исследование воздействия геомагнитных возмущений в высоких широтах на внутриутробное состояние плода при помощи кардиотокографии. – Биофизика, 2003в, Т. 48, С. 355360. 237. Шумилов О.И., Касаткина Е.А. Увеличение аэрозольной концентрации в высокоширотной атмосфере при вторжении солнечных протонов релятивистских энергий. – Сб. научных трудов КНЦ РАН. Изд. КНЦ РАН, г. Апатиты, 2005, С. 7278. 238.Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Куличков С.Н., Каллистратова М.А., Васильев А.Н. Метеорологические эффекты в атмосферном электрическом поле высоких широт – Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, 2005, Т. 41, С. 613-621. 239.Шумилов О.И., Кашулин П.А., Касаткина Е.А. Изучение реакции растительных объектов на воздействие слабых гелиогеофизических агентов в полярной шапке и в авроральной зоне. – Сб. научн. тр. «Север 2003: проблемы и решения». Изд. КНЦ РАН, 2004, С. 153-158. 240 240.Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Лукина Н.В., Кирцидели И.Ю., Канатьев А.Г. Реликтовый можжевельник Кольского п-ова как биоиндикатор глобальных климатических изменений. – Мат. межд. конф. «Современные экологические проблемы Севера (к 100-летию со дня рождения О.И. Семенова-Тян-Шанского)», Апатиты (под ред. проф. Г.А. Евдокимовой и О.И. Вандыш). Ч. 1, 2006, С. 133-135. 241.Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Кирцидели И.Ю., Канатьев А.Г. Палеоклиматический потенциал можжевельника Juniperus sibirica на Кольском полуострове. – Лесоведение, 2008, №1, С. 52-59. 242.Шумилов О.И., Касаткина Е.А., Фрак-Каменецкий А.В. Эффекты влияния экстраординарных событий солнечных космических лучей на вариации атмосферного электрического поля в высоких широтах. – Геомагнетизм и аэрономия, 2015, Т. 55, № 5, С. 1-9. 243.Яковлев Б.А. Атмосферные осадки в связи с метеорными потоками и кометами. – Изв. Всесоюзн. Геогр. Общ., 1991, Вып. 5, С. 419-424. 244.Adlerman E.J., Williams E.R. Seasonal variations of the global electrical circuit – J. Geophys. Res., 1996, V. 101, P. 29679-29688. 245.Altobelli N., Kempf S., Landgraf M., Srama R., Dikarev V., Kruger Y., Moragas- Klostermeyer G., Grun E. Cassini between Venus and Earth: Detection of interstellar dust. – J. Geophys. Res., 2003, V. 108, 8032, doi:10.1029/2003JA009874, 2003. 246.Aplin K.L. Atmospheric electrification in the solar system. – Surveys in Geophysics, 2006, V. 27, P. 63-108. 247. Arnold A. Ion nucleation – a potential source for stratospheric aerosols. – Nature, 1982, V. 299, P. 134-137. 248.Asher D.J., Bailey M., Emelyanenko V., Napier B. Earth in the cosmic shooting gallery. – Observatory, 2005, V. 125, P. 319-322. 249. Aurass H., Vourlidas A., Andrews M.D., Thompson B.J., Howard R.H., Mann G. Nonthermal radio signatures of coronal disturbances with and without coronal mass ejections. – Astrophys. J., 1999, V. 511, P. 451-465. 250.Baillie M.G.L. Dendrochronology raises questions about the nature of the AD 536 dustveil event. – The Holocene, 1994, V. 4, P. 212-217. 251.Balashandran N.K. Infrasonic signals from thunder – J. Geophys. Res, 1979, V. 84, P. 1135-1145. 252.Baldwin M.P., Dunkerton T.J. The solar cycle and stratosphere-troposphere dynamic coupling. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2005, V. 67, P. 71-79. 241 253.Baliunas S., Frick P., Sokoloff D., Soon W. Time scales and trends in the Central England temperature data (1659-1990): A wavelet analysis. – Geophys. Res. Lett., 1997, V. 24, P. 1351-1354. 254.Barnard L., Lockwood M., Hapgood M.A., Owens M.J., Davis C.J., Steinhilber F. Predicting space climate change. – Geophys. Res. Lett., 2011, V. 38. L16103. doi: 1029/2011GL048489. 255.Barnett T.P., Hegerl G., Knudson T. et al. Uncertainty levels in prediciting patterns of anthropogenic climate change. – J. Geophys. Res., 2000, V. 105, P. 15525-15542. 256.Barr R., Jones D.L., Rodger C.J. ELF and VLF radio waves. – J. Atmos. Sol.-Terr. Phys., 2000, V. 62, P. 1689-1718. 257. Barrie L.A., Bottenheim J.W., Schnell R.C. Ozone destruction and photochemical reactions at polar sunrise in the lower Arctic atmosphere. – Nature, 1988, V. 334, P. 138140. 258.Bazilevskaya G.A., Krainev M.B., Makhmutov V.S. Effects of cosmic rays on the Earth’s environment. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2000, V. 62, P. 1577-1586. 259.Beer J., Siegenthaler U., Bonani G., Finkel R.C., Suter O.H.M., Wolfli W. Information on past solar activity and geomagnetism from 10Be in the Camp Cantury ice core. – Nature, 1988, V. 331, P. 675-679. 260. Belyaev A.N., Moiseenko K.B. Modeling the impact of the gravity wave source strength on the thermal structure of the middle atmosphere. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 2026-2041. 261.Bering III E.A., Few A.A., Benbrook J.A. The global electric circuit – J. Physics Today, 1998, № 10, P. 24-26. 262. Bieber J.W., Evenson P., Droge W., Pyle R., Ruffolo D., Rujiwarodom M., Tooprakai P., Khumlumlert T. Spaceship Earth observations of the Easter 2001 Solar Particle Event. – Astrophys. J., 2004, V. 601, P. L103-L106. 263. Bjarnason G.G., Rognvaldsson O.E., Sigfusson T.I., Jakobsson T., Thorkelsson B. Total ozone variations at Reykjavik since 1957. – J. Geophys. Res., 1993, V. 98, P. 2305923077. 264. Bojkov R.D. The 1979-1985 ozone decline in the Antarctic as reflected in ground based observations. – Geophys. Res. Lett., 1986, V. 13, P. 1236-1239. 265.Bond G., Kromer B., Beer J., Muscheler R., Evans M.N., Showers W., Hoffmann S., Lotti- Bond R., Hajdas I., Bonani G. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene. – Science, 2001, V. 294, P. 2130-2136. 266. Boska J., Lastovicka J. Gravity wave activity in the lower ionosphere in the F2 region – 242 similarities and differences. – Adv. Space Res., 1996, V. 18, P. 127-130. 267.Bott A., Sievers U., Zdunkovski W. A radiation fog model with detailed treatment of the interaction between radiate transfer and fog microphysics. – J. Atmos. Sci., 1990, V. 47, P. 2153-2166. 268. Bottenheim J.W., Barrie L.A., Atlas E. Depletion of lower tropospheric ozone during Arctic spring: the polar sunrise experiment 1988 – J. Geophys. Res., 1990, V. 95, P. 18555-18551. 269.Bradley R.S., Jones P.D. “Little Ice Age” summer temperature variations: their nature and relevance to recent global warming trends. – The Holocene, 1993, V. 3, P. 367-376. 270. Brasseur G. P., Granier C., Walters S. Future changes in stratospheric ozone and the role of heterogeneous chemistry – Nature, 1990, V. 348, P. 626-628. 271.Brauning A. Climate history of the Tibetian Plateau during the last 1000 years derived from a network of juniper chronologies. – Dendrochronologia, 2001, V. 19, P. 127-137. 272.Bravo S., Cruz-Abeyro J.A.L. The 22-yr modulation of galactic cosmic rays and its relation to coronal holes. – Geophys. Res. Lett., 1996, V. 23, P. 613-616. 273.Briffa K.R., Jones P.D., Pilcher J.R., Hughes M.K. Reconstructing summer temperatures in Northern Fennoscandinavia back to A.D. 1700 using tree-ring data from scots pine. – Arctic Alpine Res., 1988, V. 20, P. 385-394. 274.Briffa K.R., Jones P.D., Schweingruber F.H., Osborn T.J. Influence of volcanic eruptions on Northern Hemisphere summer temperature over the past 600 years. – Nature, 1998a, V. 393, P. 450-452. 275.Briffa K.R., Schweingruber F.H., Jones P.D. Reduced sensitivity of recent tree-growth to temperature at high northern latitudes. – Nature, 1998b, V. 391, P. 678-682. 276.Brovkin V., Lorenz S.J., Jungclaus J., Raddatz T., Timmreck C., Reick C.H., Segschneider J., Six K. Sensitivity of a coupled climate-carbon cycle model to large volcanic eruptions during the last millennium. – Tellus, 2010, V. 62B, P. 674-681. 277. Brown P., Spalding R.E., ReVelle D.O., Tagliaferri E., Worden S.P. The flux of small near-Earth objects colliding with the Earth. – Nature, 2002, V. 420, P. 314-316. 278.Bucha V., Bucha V.Jr. Geomagnetic forcing of changes in climate and in the atmospheric circulation. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 1998, V. 60, P. 145-149. 279.Buffet B.A. Earth’s core and geodinamo. – Science, 2000, V. 288, P. 2007-212. 280. Carslaw K.S., Harrison R.G., Kirkby J. Cosmic rays, clouds, and climate. – Science, 2002, V. 298, P. 1732-1737. 281. Chamberlain J.W. A mechanism for inducing climatic variations through the stratosphere: screening of cosmic rays by solar and terrestrial magnetic fields. – J. Atmos. 243 Terr. Phys., 1977, V. 34, P. 737-743. 282. Chameides W.I. The photochemical role of tropospheric nitrogen oxides. – Geophys. Res. Lett., 1978, V. 5, P. 17-20. 283.Chenet A.-L., Fluteau F., Courtillot V. Modelling massive sulphate aerosol pollution, following the large 1783 Laki basaltic eruption. – Earth Planet. Sci. Lett., 2005, V. 236, P. 721-731. 284. Chimonas G. Infrasonic waves from auroral arcs. – J. Geophys. Res., 1977, V. 82, P. 3573-3576. 285.Christoforou P., Hameed S. Solar cycle and the Pacific ‘centers of action’. – Geophys. Res. Lett., 1997, V. 24, P. 293-296. 286.Christy J.R., Spencer R..W. Reliability of satellite data sets. – Science, 2003, V. 301, P. 1046-1047. 287.Christy J.R., Spencer R..W. Correcting temperature data sets. – Science, 2005, V. 310, P. 972. 288.Cobb W.E. Evidence of a solar influence on the atmospheric electric elements at Mauna Loa Observatory – Monthly Weather Rev., 1967, V. 95, P. 905-911. 289.Cohan D.S., Xu J., Greenwald R., Bergin M.H., Chameides W.L. Impact of atmospheric aerosol light scattering and absorption on terrestrial net primary productivity. – Global Biogeochem., Cycles, 2002, V. 16, P. 1090. 290.Cook E.R., Kairiukstis L. Methods of Dendrochronology. – Dordrecht: Kluwer Academic Publishing, 1990. 291.Cook E.R., Buckley B.M, D'Arrigo R.D. Interdecadal temperature oscillations in the Southern hemisphere: evidence from Tasmanian tree rings since 300 B.C. – Natural Climate Variability on Decade-to Century Time Scales. National Research Council, 1995, P. 523-532. 292.Cook E.R., Meko D.M., Stockton C.W. A new assessment of possible solar and lunar forcing of the bidecadal drought rhythm in the Western United States. – J. Climate, 1997, V. 10, P. 1343-1356. 293.Corti S., Molteni F., Palmer T.N. Signature of recent climate change in frequencies of natural atmospheric circulation regimes. – Nature, 1999, V. 398, P. 799-802. 294. Craik A.D.D., Adam J.A. Explosive resonant wave interactions in a three layer fluid flow. – J. Fluid Mech., 1979, V. 92, P. 15-33. 295.Crowley T.J., Kim K-Y. Comparison of proxy records of climate change and solar forcing. – Geophys. Res. Lett., 1996, V. 23, P. 359-362. 296. Crutzen P. J. The influence of nitrogen oxides on the atmospheric ozone content. – Q. J. 244 R. Meteorol. Soc., 1970, V. 96, P. 320-325. 297.Crutzen P.J. Albedo enhancement by stratospheric sulfur injections: A contribution to resolve a policy dilemma? – Climatic Change, 2006, V. 77, P. 211-219. 298.Currie R.G. Luni-solar 18.6- and solar cycle 10-11-year signals in USA air temperature records. – Int. J. Climatology, 1993, V. 13, P. 31-50. 299. Danilin M.Y., Kouznetsov G.I. Internal gravity waves’ influence on the terrestrial stratosphere. – Ann. Geophys., 1991, V. 9, P. 387-392. 300. Danilin M.Y., Rodriguez J.M., Hu W., Ko M.K.W., Weisenstein D.K., Kumer J.B., Mergenthaler J.L., Russel III J.M., Koike M., Yue G.K., Jones N.B., Johnston P.V. Nitrogen species in the post-Pinatubo stratosphere: Model analysis utilizing UARS measurements. – J. Geophys. Res., 1999, V. 104, P. 8247-8262. 301.Danilov A.D., Lastovicka J. Effects of geomagnetic storms on the atmosphere and ionosphere. – Intern. J. Geomag. Aeron., 2000, V. 2, P. 275-281. 302. Danilova O.A., Tyasto M.I., Vashenyuk E.V., Gvozdevsky B.B., Kananen H., Tanskanen P. The GLE of May 2, 1998: an effect of disturbed magnetosphere on solar cosmic rays. – Proc. 26 ICRC, 1999, V. 6, P. 399-402. 303.Dean W., Anderson R., Bradbury J.P, Anderson D. A 1500-year record of climatic and environmental change in Elk Lake, Minnesota I: Varve thickness and gray-scale density. – J. Paleolimnology, 2002, V. 27, P. 287-299. 304. Delclos C., Blanc E., Broche P., Glangeaud F., Lacoume J.L. Processing and interpretation of microbarograph signals generated by the explosion of Mount St. Helens. – J. Geophys. Res., 1990, V. 95, P. 5485-5494. 305. DeLuisi J.J., Schuster B.G., Sato R.K. Separation of dust and molecular scattering contributions to the lidar observation: a method. – J. Appl. Opt., 1975, V. 14, P.19171923. 306. Delyukov A.A., Didyk L. The effects of extra-low-frequency atmospheric pressure oscillations on human mental activity. – International Journal of Biometeorology, 1999, V. 43, P. 31-37. 307.Deser C. On the teleconnectivity of the “Arctic Oscillation”. – Geophys. Res. Lett., 2000, V. 27, P. 779-782. 308. Deshler T., Hofman D. J., Hereford J. V., Sutter C. B. Ozone and temperature profiles over McMurdo station Antarctica in the spring of 1989. – Geophys. Res. Lett., 1990, V. 17, P. 151-154. 309.Dettinger M.D., Ghil M., Strong C.M., Weibel W., Yiou P. Software expedites singularspectrum analysis of noisy time series. EOS Trans. AGU, 1995, V. 76, P. 12, 14, 21. 245 310.Donovan A.R., Oppenheimer A.C. The 2010 Eyjafjallajokull eruption and the reconstruction of geography. – The Geographical J., 2011, V. 177, P. 4-11. 311. Dornbrack A., Leutbecher M., Kivi R., Kyro E. Mountain-wave-induced record low stratospheric temperatures above northern Scandinavia. – Tellus, 1999, V. 51A, P. 951963. 312. Dorokhov V.M. Observations of total ozone in the Arctic at Heiss Island in winter 1989. – Atmos. Opt., 1990, V. 3, P. 132-137. 313.Douglass D.H., Clader B.D. Climate sensitivity of the Earth to solar irradiance. – Geophys. Res. Lett., 2002, V. 29, P. 1029-1032. 314. Dreschhoff G., Zeller E. Evidence of individual solar proton events in Antarctic snow. – Solar Physics, 1990, V. 127, P. 333-346. 315. Drobzheva Ya.V., Krasnov V.M. Acoustic energy transfer to the upper atmosphere from surface chemical and underground nuclear explosions. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 578-585. 316. Dyachenko A.I., Zakharov V.E. Modulation instability of stokes wave – freak wave. – Письма в ЖЭТФ, 2005, Т. 81, С. 318-322. 317.Echer M.P.S., Echer E., Rigozo N.R., Nordemann D.J.R. On the dependence of global surface air temperature on solar and geomagnetic activity. – Geophys. Res. Abstr., 2006, V. 8, P. 00318. 318.Eddy J.A., Gilliland R.L., Hoyt D.V. Changes in the solar constant and climatic effects. – Nature, 1982, V. 300, P. 689-691. 319. Edwards W.N., Brown P.G., ReVelle D.O. Estimates of meteoroid kinetic energies from observations of infrasonic airwaves. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 11361160. 320. Eichkorn S., Wilhelm S., Aufmhoff H., Wohlfrom K.-H., Arnold F. Cosmic ray – induced aerosol formation: First observational evidence from aircraft-based ion mass spectrometer measurements in the upper troposphere. – Geophys. Res. Lett., 2002, V. 29, P.43-46. 321.Eliseev A.V., Mokhov I.I. Uncertainty of climate response to natural and antropogenic forcings due to different land use scenarios. – Adv. Atmos. Sci., 2011, V. 28, P. 12151232. 322.Elsner J.B., Kavlakov S.P. Hurricane intensity changes associated with geomagnetic variation. – Atm. Science Lett., 2001, doi:10.1006/asle.2001.0040. 323. Engfer D.W., Tinsley B.A. An investigation of short-term solar wind modulation of atmospheric electricity at Mauna Loa Observatory. – J. Atmos. Sol.-Terr. Phys., 1999, V. 61, P. 943-953. 246 324.Esper J., Cook E.D., Schweingruber F.H. Low-frequency signals in long tree-ring chronologies for reconstructing past temperature variability. – Science, 2002, V. 295, P. 2250-2253. 325.Esper J., Shiyatov S.G., Mazepa V.S., Wilson R.J.S., Graybill D.A., Funkhouzer G. Temperature-sensitive Tien Shan tree ring chronologies show multi-centennial growth trends. – Climate Dynamics, 2003, V. 21, P. 699-706. 326. Evans W.F.J. Ozone depletion in the Arctic vortex at Alert during February 1989. Geophys. Res. Lett., 1990, V. 17, P.167-170. 327. Evers L.G., Haak H.W. Listening to sounds from an exploding meteor and oceanic waves. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P. 41-44. 328. Fan S-M., Jacob D.J. Surface ozone depletion in Arctic spring sustained by bromine reactions on aerosols. – Nature, 1992, V. 359, P. 522-524. 329. Farman J. C., Gardiner B. G., Shanklin J. D. Large losses of total ozone in Antarctica reveal seasonal ClOx/NOx interaction. - Nature, 1985, V. 315, P. 207-210. 330.Farrel W.M., Desch M.D. Solar proton events and the fair weather electric field at ground. – Geophys. Res. Lett., 2002, V. 29, P. 37-1 – 37-4. 331. Feldstein Y.I., Starkov G.V. Dynamics of auroral belt and polar geomagnetic disturbances. – Planet. Space Sci., 1967, V. 15, P. 209-229. 332. Feynman J., Ruzmaikin A. Modulation of cosmic ray precipitation related to climate. – Geophys. Res. Lett., 1999, V. 26, P. 2057-2060. 333. Finnigan J.J., Einaudi F., Fua D. The interaction between an internal gravity wave and turbulence in the stably-stratified nocturnal boundary layer. – J. Atmos. Sci., 1989, V. 41, P. 2409-2436. 334.Forkman P., Eriksson P., Murtagh D., Espy P. Observing the vertical branch of the mesospheric circulation at latitude 60ºN using ground-based measurements of CO and H2O. – J. Geophys. Res., 2005, V. 110, D05107, doi: 10.1029/2004JD004916. 335.Frank L.A., Sigwarth J.B., Craven J.D. On the influx of small comets into the Earth/s upper atmosphere I. Observations. – Geophys. Res. Lett., 1986, V. 13, P. 303-306. 336.Frank L.A., Sigwarth J.B., Craven J.D. On the influx of small comets into the Earth/s upper atmosphere II. Interpretation. – Geophys. Res. Lett., 1986, V. 13, P. 307-310. 337.Frank-Kamenetsky A.V., Burns G.V., Troshichev O.A., Papitashvili V.O., Bering E.A., French W.J.R. The geoelectric field at Vostok, Antarctica: its relation to the interplanetary magnetic field and the cross polar cap potential difference. – J. Atmos. Terr. Phys., 1999, V. 61, P. 1347-1356. 247 338.Frank-Kamenetsky A.V., Troshichev O.A., Burns G.V., Papitashvili V.O. Variations of the atmospheric electric field in the near-pole region related to the interplanetary magnetic field. – J. Geophys. Res., 2001, V. 106, P. 179-190. 339. Frederick J. E. Solar corpuscular emission and neutral chemistry in the Earth’s middle atmosphere. – J. Geophys. Res., 1976, V. 81, P. 3179-3186. 340.Friits H.S. Reconstructing large-scale climatic patterns from tree-ring data. A diagnostic analysis. – Tucson: Arizona University Press, 1991. – 286 p. 341.Friis-Christensen E., Lassen K. Length of the solar cycle: an indicator of solar activity closely associated with climate. – Science, 1991, V. 254, P. 698-700. 342. Friits D.C., Alexander M.J. Gravity wave dynamics and effects in the middle atmosphere. – Reviews of Geophysics, 2003, V. 41, P. 1-64. 343.Frisch P.C. The galactic environment of the Sun. – Am. Sci., 2000, V. 88, P. 52-65. 344.Frohlich C., Lean J. The Sun’s total irradiance: cycles, trends and related climate change uncertainties since 1776. – Geophys. Res. Lett., 1998, V. 25, P. 4377-4380. 345. Garcia R. Causes of ozone depletion. – Physics World, 1994, N 4, P. 49-55. 346.van Geel B., van der Plicht J., Kilian M.R., Klaver E.R., Kouwenberg J.H.M., Renssen H., Reynaud-Farrera I., Waterbolk H.T. The sharp rise of Δ14C ca. 800 cal BC: Possible causes, related climatic teleconnections and the impact on human environments. – Radiocarbon, 1998, V. 40, P. 535-550. 347. Georgelin M., Lott F. On the transfer of momentum by trapped lee waves: Case of the IOP 3 of PYREX. – J. Atmos. Sci., 2001, V. 58, P. 3563-3580. 348. Gerding M., Baumgarten G., Blum U., Thayer J.P., Fricke K.-H., Neuber R., Fiedler J. Observation of an unusual mid-stratospheric aerosol layer in the Arctic: possible sources and implications for polar vortex dynamics. – Ann. Geophys., 2003, V. 21, P.1057-1069. 349.Goldberg R.A. Middle atmospheric electrodynamics: status and future. – J. Atmos. Terr. Phys., 1984, V. 46, P. 1083-1101. 350.Gonzalez A.L.C., Gonzalez W.D., Dutra S.L.G., Tsurutani B.T. Periodic variation in the geomagnetic activity: A study based on the Ap index – J. Geophys. Res., 1993, V. 98, P. 9215-9231. 351.Gopalswamy N., Yashiro S., Kaiser M.L., Howard R.A., Bougeret J.-L. Radio signatures of coronal mass ejection interaction: Coronal mass ejection cannibalism? – Astrophys. J., 2001, V. 548, P. L91-L94. 352. Gopalswamy N., Yashiro S., Lara A., Kaiser M.L., Howard R.A. Coronal Mass Ejection interaction and particle acceleration during the 2001 April 14-15 events. – Adv. Space Res., 2003, V. 32, P. 2613-2618. 248 353. Gopalswamy N., Mikic Z., Maia D., Alexander D., Cremades H., Kaufmann P., Tripathi D., Wang Y.-M. The pre-CME Sun. – Space Sci. Rev., 2006, V. 123, P. 303-339. 354. Gordley L.L., Russel III J.M., Mickley L.J., Frederick J.E., Park J.H., Stone K.A., Beaver G.M., McInemey J.M., Deaver L.E., Toon G.C., Murcray F.J., Blatherwick R.D., Gunson M.R., Abbatt J.P.D., Mauldin III R.L., Mount G.H., Sen B., Blavier J.-F. Validation of nitric oxide and nitrogen dioxide measurements made by the Halogen Occultation Experiment for UARS platform. – J. Geophys. Res., 1996, V. 101, P. 10241-10266. 355. Gosling J.T. The solar flare myth. – J. Geophys. Res., 1993, V. 98, P. 18937-18949. 356. Graedel T.E., Crutzen P.J. The changing atmosphere. – Scientific American, 1989, N 9, P. 28-36. 357.Grattan J.P., Charman D.J. Non-climatic factors and the environmental impact of volcanic volatiles: Implications of the Laki fissure eruption of AD 1783. – The Holocene, 1994, V.4, P. 101-106. 358.Grattan J.P., Pyatt F.B. Volcanic eruptions dry fogs and the European palaeoenvironmental record: localized phenomena or hemispheric impacts? – Global Planet. Change, 1999, V. 21, P. 173-179. 359.Gu L., Baldocchi D.D., Wofsy S.C., Munger J.W., Michalsky J.J., Urbanski S.P., Boden T.A. response of a deciduous forest to the Mount Pinatubo eruption: Enhanced photosynthesis. – Science, 2003, V. 299, P. 2035-2038. 360.Guo Y., Barthakur N.N., Bhartendi S. The spectral relationships between atmospheric electrical conductivity and air pollution in urban conditions – J. Geophys. Res., 1996, V. 101, P. 6971-6977. 361.Gusev A.A., Martin I.M., Mello M.G.S., Pankov V., Pugacheva G., Schuch N.G., Spjeldvik W.N. Bidecadal cycles in liquid precipitations in Brazil. – Adv. Space Res., 2004, V. 34, P. 370-375. 362.Haigh J.D. The impact of solar variability on climate. – Science, 1996, V. 272, P. 981984. 363.Hale L.C., Croskey C.L. An auroral effect on the fair weather electric field. – Nature, 1979, V. 278, P. 239-241. 364. Hammer, C.U., Clausen, H.B., Dansgaard, W. Greenland ice sheet evidence of postglacial volcanism and its climatic impact. – Nature, 1980, V. 288, P. 230-235. 365.Hansen J., Ruedy R., Glascoe J., Sato M. GISS analysis of surface temperature change. – J. Geophys. Res., 1999, V. 104, P. 30997-31022. 249 366.Hantemirov R.M., Gorlanova L.A., Shiyatov S.G. Extreme temperature events in summer in northwest Siberia since AD 742 inferred from tree rings. – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2004, V. 209, P. 155-164. 367. Hargreaves J. K., Ranta H., Ranta A., Turunen E., Turunen T. Observations of the polar cap absorption event of February 1984 by the EISCAT incoherent scatter radar. – Planet. Space Sci., 1987, V. 35, P. 947-958. 368. Heath D. F., Krueger A. J., Crutzen P. J. Solar proton event: influence on stratospheric ozone. – Science, 1977, V. 197, P. 886-889. 369.Helama S., Mielikainen K., Timonen M., Eronen M. Finnish supra-long chronology extended to 5634 BC. – Norwegian Journal of Geography, 2008, V. 62, P. 271-277. 370.Herman J.R., Goldberg R.A. Initiation of non-tropical thunderstorms by solar activity. – J. Atmos. Terr. Phys., 1978, V. 40, P. 121-134. 371.Holmes R.L. Computer-assisted quality control in tree-ring dating and measurement. – Tree-Ring Bulletin, 1983, V. 44, P. 69-75. 372.Holzworth R., Mozer F.S. Direct evidence of solar flare modification of stratospheric electric fields. – J. Geophys. Res., 1979, V. 84, P. 2559-2566. 373. Holzworth R., Norville K.W., Williamson P.R. Solar flare perturbations in stratospheric current systems. – Geophys. Res. Lett., 1987, V. 14, P. 852-855. 374.Hoyle F., Wickramasinghe C. Comets, ice ages and ecological catastrophes. – Atm. Space Sci., 1978, V. 53, P. 523-526. 375.Hoyle F., Wickramasinghe N.C. Astronomical origins of life: Steps towards panspermia. – Kluwer Academic Publishers, 2000. – 324 p. 376. Hunt B. G. Photochemistry of ozone in a moist atmosphere. – J. Geophys. Res., 1966, V. 71, P. 1385-1398. 377.Hurrel J.W. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: regional temperatures and precipitation. – Science, 1995, V. 269, P. 676-679. 378.IPCC 2001: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. (J.T. Houghton et al. Eds.). – Cambridge, England: Cambridge University Press, 2001. – 881 p. 379. Jackman C. H., Frederick J. E., Stolarski R. S. Production of odd nitrogen in the stratosphere and mesosphere: an intercomparison of source strengths. – J. Geophys. Res., 1980, V. 85, P. 7495-7505. 380. Jackman C. H., McPeters R. D. The response of ozone to solar proton events during solar cycle 21: A theoretical interpretation. – J. Geophys. Res., 1985, V. 90, P. 7955-7966. 381. Jackman C.H., Douglass A.R., Rood R.B., McPeters R.D., Meade P.E. Effect of solar 250 proton events on the middle atmosphere during the past two solar cycles as computed using a two-dimensional model. – J. Geophys. Res., 1990, V. 95, P. 7417-7428. 382. Jackman C.H., Fleming E.L., Vitt F.M. Influence of extremely large solar proton events in a changing stratosphere. – J. Geophys. Res., 2000, V. 105, P. 11659-11670. 383. Jackman C.H., McPeters R.D., Labow G.J., Fleming E.L., Praderas C.J., Russel J.M. Northern hemisphere atmospheric effects due to the July 2000 solar proton event. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P.2883-2886. 384. Jackman C.H., DeLand M.T., Labow G.J., Fleming E.L., Weisenstein D.K., Ko M.K.W., Sinnhuber M., Anderson J., Russel J.M. The influence of the several very large solar proton events in years 2000-2003 on the neutral middle atmosphere. – Adv. Space. Res., 2005, V. 35, P. 445-450. 385. Jacobi C., Gavrilov N.M., Kurschner D., Frohlich K. Gravity wave climatology and trends in the mesosphere/lower thermosphere region deduced from low-frequency drift measurements 1984-2003 (52.1ºN, 13.2ºE). – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 1913-1923. 386. Jacoby G.C., D’Arrigo R. Reconstructed Northern hemisphere annual temperature since 1671 based on high-latitude tree-ring data from North America. – Clim. Change, 1989, V. 14, P. 39-59. 387. Jacoby G.C., D’Arrigo R.D. Tree-ring width and density evidence of climatic and potential forest change in Alaska. – Global Biogeochemical Cycles, 1995, V. 9, P. 227234. 388. Jacoby G., Lovelius N.V., Shumilov O.I., Raspopov O.M., Karbainov J.M., Frank D.C. Long-term temperature trends and tree growth in the Taymir region of Northern Siberia. – Quaternary Research, 2000, V. 53, P. 312-318. 389. Jager C., Usoskin I. On possible drivers of Sun-induced climate changes. – J. Atm. Solar-Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 2053-2060. 390. Juckett D.A., Rosenberg B. Time series analysis supporting the hypothesis that enhanced cosmic radiation during germ cell formation can increase breast cancer mortality in germ cell cohorts. – Int. J. Biometeorol., 1997, V. 40, P. 206-222. 391. IPCC, Climate Change 2007: The Physical Science Basis (eds Solomon, S. et al.) (Cambridge Univ. Press, Cambridge, UK, 2007). 392. Kahl J.D., Charlevoix D.J., Zaitseva N.A., Schnell R.C., Serreze M.C. Absence of evidence for greenhouse warming over the Arctic Ocean in the past 40 years. – Nature, 1993, V. 361, P. 335-337. 393. Kallenrode M.-B., Cliver E.W. Rogue SEP events: Observational aspects. – Proc. 27th 251 ICRC, 2001a, P. 3314-3317. 394. Kallenrode M.-B., Cliver E.W. Rogue SEP events: Modeling. – Proc. 27th ICRC, 2001b, P. 3318-3321. 395. Kasatkina E. A., Shumilov O. I., Raspopov O. M., Henriksen K. - Polar ozone “miniholes” caused by Ground Level Solar Proton events. – Abstr. 43rd Arctic Science Conference “Environmental change: natural and man-made”, Valdeez, Alaska, USA, 812 September 1992, P. 64. 396. Kasatkina E. A., Shumilov O. I., Raspopov O. M., Henriksen K. Possible nature of ozone “miniholes” and location of the polar cap. – Proc. of the 19th Annual Europ. Meeting on Atmospheric Studies by Optical Methods, Kiruna, Sweden, 1992 August 10-14. IRF Scientific Report 209. ISSN 0284-1703, Kiruna, Sweden, 1993a, P. 11-16. 397. Kasatkina E. A., Shumilov O. I., Raspopov O. M., Henriksen K., Fisher S. Comparison of stratospheric ozone variations in Arctic and Antarctic during solar proton events. – Atmospheric ozone. Proc. SPIE, 1993b, V. 2047, P. 70-82. 398. Kasatkina E.A Shumilov O.I., Henriksen K., Raspopov O.M., Fisher S. N/S Asymmetry of ozone "miniholes" during solar proton events. – Abstr. of the VIII Intern. Symp. STP/STEP, Sendai, Japan, 5-10 June 1994a, P.207. 399. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Henriksen K., Vashenyuk E.V. Enhancement of stratospheric aerosols after a solar proton event on the 16/02/84. – Abstr. 2lst Annual Europ. Meet. on Atmospheric Studies by Optical Methods, London, England, 12-16 September 1994b, P. 16. 400. Kasatkina E.A Shumilov O.I., Vashenyuk E.V., Henriksen K. Modelling of stratospheric aerosol enhancement after solar profon events. – Abstr.of the 22nd Annual Europ. Meet. on Atmospheric Studies by Optical Methods. Nurmijarvi, Finland, 28 August-I September 1995, P.B-5. 401. Kasatkina Е.А., Shumilov O.I., Raspopov O.М. Ozone miniholes above Svalbard initiated by energetic solar protons. – Proc. the Third NySMAC Meeting, Kjeller, Norway, 9-11 April 1997a, P. 167. 402. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Raspopov O.M. Numerical simulation of stratospheric ozone enhancement caused by solar protons. – Proc. of the 24th Annual European Meeting on Atmospheric Studies by Optical Methods, Andenes, Norway, 18-22 September, 1997b, P. 39. 403. Kasatkina E.A, Shumilov O.I., Raspopov O.M. Solar protons create ozone "miniholes" and aerosol enhancements at polar latitudes. – Abstr. of the Internarional Symposium "Polar aspects of global changes", Tromso, Norway, 24-28 August 1998a, P.158. 252 404. Kasatkina E.A, Shumilov O.I., Vashenyuk E.V. Solar and galactiс cosmic rays as a source of aerosols in the atmosphere. – Abstr. of the 25th Annual European Meeting on Atmospheric Studies by Optical Methods, Granada, Spain, 21-23 September 1998b, P.110. 405. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Vashenyuk E.V., Raspopov O.M. Solar proton influence on ozone layer and aerosols in Arctic. – Abstr. 4th Intern. Conf. on Modelling of Global Climate Change and Variability, Hamburg, Germany, 13-17 September 1999, P. 43. 406. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Kyro E., Turyansky A.V., Kivi R. NO2 column variations measured at high latitudes during solar proton events. – Proc. of 8th European Symposium on the Physico-Chemical Behaviour of Atmospheric Pollutants (eds: J. Hjorth, F. Raes and G. Angeletti), Torino, Italy, 17-20 September 2001a, P. AP62. 407. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Raspopov O.M., Kyro E., Kivi R. NOx production in the polar atmosphere after recent powerful solar cosmic rays. – Abstr. 28th Annual European Meeting on Atmospheric Studies by Optical Methods, Oulu, Finland, 19-24 August 2001b, P.34. 408. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Kyro E., Kivi R., Turyansky V.A. NO2 column variations during May 1998 solar proton event measured at high latitudes. – Abstr. Climate Conference 2001, Utrecht, The Netherlands, 20-24 August 2001c, P.83. 409. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Jacoby G., Raspopov O.M., Maevsky O.A. Regional features of climate variability in connection with solar forcing. – Abstr. Climate Conference 2001, Utrecht, The Netherlands, 20-24 August 2001d, P.94. 410. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Jacoby G., Raspopov O.M., Struev A.G. Regional features of climate variability and solar forcing on tree-ring data. – Abstr. International Conference on the Future of Dendrochronology “Tree Rings and People”, Davos, Switzerland, 22-26 September 2001e, P. 77. 411. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Jacoby G., Raspopov O.M., Struev A.G. Regional climate variability on tree-ring data in connection of solar forcing. – Abstr. International Scientific Conference of Dendrochronology “EURODENDRO 2001”, Gozd Martuljek, Slovenia, 610 June 2001f, P.11. 412. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Kyro E., Kivi R., Turyansky V.A., Fadel K. Response of polar atmosphere on recent solar proton events. – Abstr. 24th Annual Seminar on Physics of auroral phenomena, Apatity, 26 February-1 March, 2002a, Preprint PGI 02-01-111, P. 88. 413. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Kyro E., Kivi R. Solar proton impact on polar ozone and aerosols. – Abstr. of the 34th COSPAR Scientific Assembly, Houston, USA, 10-19 253 October 2002b, P. 00239. 414. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Vasilyev A.N., Raspopov O.M., Sidelnikov D.V. Measurements of atmospheric lee waves in Arctic mountain systems – Abstr. of the 34th COSPAR Scientific Assembly, Houston, USA, 10-19 October 2002c, P. 00244. 415. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Enykeev A.V., Chramov A.V. Fetal heart rate variability depending on geomagnetic activity in Arctic. – Proc. of the VIII International Congress of Ecology (INTECOL), Seoul, Korea, 11-18 August 2002d, P. 113. 416.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Frank-Kamenetsky A.V. Cosmic ray effects in the global atmospheric electric circuit – Geophysical Research Abstracts, 2003a, V. 5, P. 00895. 417. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Vasiljev A.N., Raspopov O.M., Struev A.G. Ground-based measurements of acoustic-gravity waves in Arctic mountain regions (Svalbard, Kola Peninsula) – Geophysical Research Abstracts, 2003b, V. 5, P. 01000. 418. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Osepian A.P., Kanatjev A.G. Ground Level Event effects in polar ozone total content: North/South asymmetry and seasonal aspects. – EMS Annual Meeting Abstracts, 2004a, V. 1, P. 00115. 419.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Turunen E., Jacoby G. Solar cycles in Arctic tree-ring climatic records. – Abstr. 1st Int. Symp. on Space Climate “Direct and Indirect Observations of Long-Term Solar Activity”, 20-23 June 2004b, Oulu, Finland, P. 46. 420.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Kanatjev A.G. Nature of 33-year climatic variation on tree-ring data. – Abstr. EURODENDRO Conference, 15-19 September 2004c, Rendsburg, Germany, P. 24-25. 421. Kasatkina E.A., Shumilov O.I. Cosmic ray-induced stratospheric aerosols: A possible connection to polar ozone depletions. – Annales Geophysicae, 2005, V. 23, P. 675-679. 422. Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Krapiec M., Jacoby G. Stardust component in tree growth variation. – Abstr. EURODENDRO Conference, Viterbo, Italy, 28 September-2 October 2005, P. 22. 423.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Vinogradov Y.A., Vasilyev A.N. Spectral characteristics of atmospheric pressure and electric field variations under severe weather conditions at high latitudes – Atmospheric Chemistry & Physics Discussions, 2006a, V. 6, P. 6613-6626. 424.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Krapiec M. Bidecadal cycle and stardust component in climatic variations. – EMS Annual Meeting Abstracts, 2006b, V. 3, P. 00148. 425.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Lukina N.V. A new proxy of comet impacts? – Abstr. European Planetary Science Congress, Berlin, Germany, 18 - 22 September 2006c, P. 00178. 254 426.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Aspholm P.E., Lukina N.V. Once more mystery of the Tunguska event? – Geophysical Research Abstracts., 2007a, V. 9, P. 04089. 427.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Lukina N.V., Krapiec M., Jacoby G. Stardust component in tree rings. – Dendrochronologia, 2007b, V. 24, P. 131-135. 428.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Krapiec M. On periodicities in long term climatic variations near 68 N, 30 E. – Advances in Geosciences, 2007c, V. 13, P. 25-29. 429.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Krapiec M., Lukina N.V. Possible reflection of extraterrestrial body impacts in tree-ring chronologies. – News of Forest History, 2008, V. 39, P. 55-56. 430.Kasatkina E.A., Shumilov O.I., Rycroft M.J., Marcz F., Frank-Kamenetsky A.V. Atmospheric electric field anomalies associated with solar flare/coronal mass ejection events and solar energetic charged particle “Ground Level Events”. – Atmospheric Chemistry & Physics Discussions, 2009, V. 9, P. 1-18. 431.Keigwin L.D. The little ice age and medieval warm period in the Sargasso Sea. – Science, 1996, V. 274, P. 1504-1508. 432.Kelly P.M. Solar influence on North Atlantic mean sea level pressure. – Nature, 1977, V. 269, P. 320-322. 433.Khatiwala S., Shaw B.E., Cane M.A. Enhanced sensitivity of persistent events to weak forcing in dynamical and stochastic systems: Implications for climate change. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P. 2633-2636. 434.King J.W., Slater A.J., Stevens A.D., Smith P.A., Willis D.M. Large-amplitude standing planetary waves induced in the troposphere by the Sun. - J. Atmos. Terr. Phys., 1977, V. 39, P. 1357-1367. 435.Kissel J., Krueger F.R. The organic component from comet Halley as measured by the PUMA mass spectrometer on board Vega 1. – Nature, 1987, V. 326, P. 755-760. 436. Kniveton D.R., Todd M.C. On the relationship of cosmic ray flux and precipitation. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P. 1527-1530. 437.Kobayashi K., Takano Y., Masuda H., Tonoshi H., Kaneko T., Hashimoto H., Saito T. Possible cometary organic compounds as sources of planetary biospheres. – Adv. Space Res., 2004, V. 33, P. 1277-1281. 438. Kodama M., Kohno T., Kanzawa H. Stratospheric sudden cooling after solar proton event over Syowa station, Antarctica. – J. Geomagn. Geoelectr., 1992, V. 44, P. 361-366. 439.Kolesnikov E.M., Kolesnikova N.V., Boettger T. Isotopic anomaly in peat nitrogen is a probable trace of acid rains caused by 1908 Tunguska bolide. – Planet. Space Sci., 1998, V. 46, P. 163-167. 255 440.Kramer K., Mohren G.M.J. Sensitivity of forgo to climatic change scenarios: A case study on Betula pubescens, Fagus sylvatica and Quercus robur in the Netherlands. – Climate Change, 1996, V. 34, P. 231-237. 441.Krivolutsky A.A. Global structure of ozone response to solar and galactic cosmic ray influence (ground based and satellite data analysis). – Adv. Space Res., 1999, V. 24, P. 641-648. 442. Krivolutsky A.A. History of cosmic ray influence on ozone layer – key steps. – Adv. Space Res., 2003, V. 31, P. 2127-2138. 443.Krivova N.A., Solanki S.K. Solar variability and global warming: a statistical comparison since 1850. – Adv. Space Res., 2004, V. 34, P. 361-364. 444.Krueger F.R., Kissel J. First direct chemical analysis of interstellar dust. – Sterne and Weltraum, 2000, V. 39, P. 326-329. 445.Kuang Z., Jiang Y., Yung Y.L. Cloud optical thickness variations during 1983-1991: Solar cycle or ENSO? – Geophys. Res. Lett., 1998, V. 25, P. 1415-1417. 446. Kyro E., Taalas P., Jorgensen T. S., Knudsen B., Stordahl F., Braathen G., Dahlback A., Neuber R., Kruger B. C., Dorokhov V., Yuskov V. A., Torres A. Analysis of the ozone soundings made during the first quarter of 1989 in the Arctic. – J. Geophys. Res., 1992, V. 97, P. 8083-8091. 447.Labitzke K. Sunspots, the QBO, and stratosphere temperature in the north polar region. – Geophys. Res. Lett., 1987, V. 14, P. 535-538. 448.Labitzke K., van Loon H. Connection between the troposphere and stratosphere on a decadal scale. – Tellus, 1995, V. 47A, P. 275-279. 449.Landgraf, M., Kruger H., Altobelli N., Grun E. Penetration of the heliosphere by the interstellar dust stream during solar maximum. – J. Geophys. Res., 2003, V. 108, 8030, doi: 10.1029 2003JA009872, 2003. 450.Landscheidt T. Solar rotation, impulses of the torque in the sun’s motion, and climatic variation. – Climatic Change, 1988, V. 12, P. 270-278. 451.Landscheidt T. Relationship between rainfall in the northern hemisphere and impulses of the torque in the Sun’s motion. – In: “Climate impact of solar variability” (Eds.: K.H. Schatten & A.Arking). Greenbelt: NASA, 1990, P. 260-265. 452.Landscheidt T. Extrema in sunspot cycle linked to Sun’s motion. – Sol. Phys., 1999, V. 189, P. 415-426. 453. Langner J., Rodhe H., Crutzen P.J., Zimmermenn P. Anthropogenic influence on the distribution of tropospheric sulphate aerosol. – Nature, 1992, V. 359, P. 712-715. 454. Larsen S.H.H., Henriksen T. Persistent Arctic ozone layer. – Nature, 1990, V. 343, 256 P.124-126. Shumilov O. I., Henriksen K., Raspopov O. M., Kasatkina E. A. Arctic ozone abundance and solar proton events. – Geophys. Res. Lett., 1992, V. 19, P. 1647-1650. 455. Lary D.J., Balluch M., Bekki S. Solar heating rates after a volcanic eruption: The importance of SO2 absorption. – Quart. J. R. Met. Soc., 1994, V. 120, P. 1683-1688. 456. Lastovicka J. Solar activity effects on gravity wave activity inferred from radio wave absorption in the lower ionosphere. – Studia Geophys. et Geod., 1999, V. 43, P. 107-128. 457. Lastovicka J. Non-zonality of ozone response to geomagnetic storms and Forbush decreases of cosmic rays. – Adv. Space Res., 2003, V. 32, P. 1793-1802. 458.Latif M. Dynamics of interdecadal variability in coupled ocean-atmosphere models. – Journal of Climate, 1998, V. 11, P. 602-624. 459.Lawrence J.K., Ruzmaikin A.A. Transient solar influence on terrestrial temperature fluctuations. – Geophys. Res. Lett., 1998, V. 25, P. 159-162. 460.Lean J.L., Beer J., Bradley R. Reconstruction of solar irradiance since 1610: Implications for climate change. – Geophys. Res. Lett., 1995, V. 22, P. 3195-3198. 461.Lean J.L. Short term, direct indices of solar variability. – Space Sci. Rev., 2000, V. 94, P. 39-46. 462. Lin Y.L., Goff R.C. A study of a mesoscale solitary wave in the atmosphere originating near a region of deep convection. – J. Atmos. Terr. Phys., 1988, V. 45, P. 194-206. 463. Liziola L.E., Balsley B.B. Horizontally propagating quasi-sinusoidal tropospheric waves observed in the lee of the Andes. – Geophys. Res. Lett., 1997, V. 24, P. 1075-1078. 464. Lockwood J. A. Forbush decreases in the cosmic radiation. – Space Sci. Rev., 1971, V. 12, P. 658-715. 465.Lockwood M., Stamper R., Wild M.N. A doubling of the Sun’s coronal magnetic field during the past 100 years. – Nature, 1999, V. 399, P. 437-439. 466. Logan J.A. Tropospheric ozone: seasonal behaviour, trends, and anthropogenic influences – J. Geophys. Res., 1985, V. 90, P. 10463-10482. 467.Longo G., Serra R., Cecchini S., Galli M. Search for microremnants of the Tunguska cosmic body. – Planet. Space Sci., 1994, V. 42, P. 163-177. 468.Lorenz E.N. Deterministic nonperiodic flow. – J. Atmos. Sci., 1963, V. 20, P. 130-141. 469.Louis G., Kumar A.S. The red rain phenomenon of Kerala and its possible extraterrestrial origin. Astrophysics and Space Science, 2006 (in press). 470. Low P.S., Kelly P.M., Davies T.D. Variations in surface ozone trends over Europe. – Geophys. Res. Lett., 1992, V. 19, P. 1117-1120. 471. Lu Q.-B., Sanche L. Effects of cosmic rays on atmospheric chlorofluorocarbon dissociation and ozone depletion. – Phys. Rev. Lett., 2001, V. 87, P. 0785011-078504. 257 472.Lubin D., Mitchell B.G., Frederick J.E., Alberts A.D., Booth C.R., Lucas T., Neuschuller D. A contribution toward understanding the biospherical significance of Antarctic ozone depletion. – J. Geophys. Res., 1992, V. 97, P. 7817-7828. 473.Lyons W.B., Mayewski P.A., Spencer M., Twickler M.S. A Northern Hemisphere volcanic chemistry record (1869-1984) and climatic implication using a south Greenland ice core. – Annals of Glaciology, 1990, V. 14, P. 176-182. 474. Maeda K., Heath D. F., Aruga T. North-south asymmetries of solar particle events in upper stratospheric ozone. – Planet. Space Sci., 1984, V. 32, P. 857-870. 475.Maeda K., Young J. Propagation of the pressure waves produced by auroras. – J. Geomagn. and Geoelectr., 1966, V. 18, P. 275-300. 476. Makino M., Ogawa T. Responses of atmospheric electric field and air-earth current to variations of conductivity profiles. – J. Atmos. Terr. Phys., 1984, V. 46, P. 431-445. 477.Marcz F. Short-term changes in atmospheric electricity associated with Forbush decreases – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 1997, V. 59, P. 975-982. 478.Markson R. Solar and lunar modulation of geophysical parameters, atmospheric electricity and thunderstorms. – Pure Appl. Geophys., 1971, V. 84, P. 161-200. 479.Markson R. Solar modulation of atmospheric electrification and possible implications for the Sun-weather relationship – Nature, 1978, V. 273, P. 103-109. 480. Markson R. Modulation of the Earth’s electric field by cosmic radiation. – Nature, 1981, V. 291, P. 304-308. 481. Marsden D., Lingenfelter R.E. Solar activity and cloud opacity variations: A modulated cosmic ray ionization model. – J. Atmos. Sci., 2003, V. 60, P. 626-636. 482. Marsh N., Svensmark H. Low cloud properties influenced by cosmic rays. – Phys. Rev. Lett., 2000, V. 85, P. 5004-5007. 483.Mautner M.N., Conner A.J., Killham K., Deamer D.W. Biological potential of extraterrestrial materials 2. Microbial and plant responses to nutrients in the Murchison carbonaceous meteorite. – Icarus, 1997, V. 129, P. 245-253. 484.Mautner M.N. Planetary resources and astroecology. Planetary microcosm models of asteroid and meteorite interiors: Electrolyte solutions and microbial growth – implications for space populations and panspermia. – Astrobiology, 2002, V. 2, P. 59-76. 485.McCormick M.P., Thomason, L.W., Trepte C.R. Atmospheric effects of the Mt Pinatubo eruption. – Nature, 1995, V. 373, P. 399-404. 486. McCracken K.G., Dreschhoff G.A.M., Smart D.F., Shea M.A. Solar cosmic ray events for the period 1561-1994 2. The Gleissberg periodicity, 2001a, V. 106, P. 21599-21609. 487. McCracken K.G., Dreschhoff G.A.M., Zeller E.J., Smart D.F., Shea M.A. Solar cosmic 258 ray events for the period 1561-1994 1. Identification in polar ice, 1561-1950. – J. Geophys. Res., 2001b, V. 106, P. 21585-21598. 488. McCracken K.G. High frequency of occurrence of large solar energetic particle events prior to 1958 and a possible repetition in the near future. – Space Weather, 2007, V. 5. S07004. doi: 10.1029/2006SW000205. 489. McIntyre M.E., Weissman M.A. On radiating instabilities and resonant overreflection. – J. Atmos. Sci., 1978, V. 35, P. 1190-1196. 490. McPeters R. D., Jackman C. H., Stassinopoulos E. G. Observations of ozone depletion associated with solar proton events. – J. Geophys. Res., 1981, V. 86, P. 12071-12081. 491. McPeters R. D., Jackman C. H. The response of ozone to solar proton events during solar cycle 21: The observations. – J. Geophys. Res., 1985, V. 90, P. 7945-7954. 492.Mendoza B., Perez-Enriques R., Alvarez-Madrigal M. Amalysis of solar activity conditions during periods of El Nino events. – Ann. Geophys., 1991, V. 9, P. 59-64. 493.Mendoza B., Lara A., Maravilla D., Jauregui E. Temperature variability in central Mexico and its possible association to solar activity. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2001, V. 63, P. 1891-1900. 494. Mironova I.A., Desorgher L., Usoskin I.G., Fluckiger E.O., Butikofer R. Variations of aerosol optical properties during the extreme solar event in January 2005. – Geophys. Res. Lett., 2008, V. 35: L18610. doi: 10.1029/2008GL035120. 495. Molina M. J., Rowland F. S. Startospheric sink for chlorofluoromethanes: chlorine atomcatalysed destruction of ozone. – Nature, 1974, V. 249, P. 810-812. 496.Mercado L.M., Bellouin N., Sitch S., Boucher O., Huntingford C., Wild M., Cox P.M. Impact of changes in diffuse radiation on the global land carbon sink. – Nature, 2009, V. 457, P. 1014-1017. 497. Morfill G. Coordinate system for use with high-latitude energetic particle phenomena. – J. Geophys. Res., 1972, V. 77, P. 4010-4020. 498.Morken G., Linaker O.M. Seasonal variation of violence in Norway. – The American Journal of Psychiatry, 2000, V. 157, P. 1674-1678. 499.Morner N.-A. Estimating future sea level changes from past records. – Global and Planetary Change, 2004, V. 40, P. 49-54. 500.Nesvetajlo V.D. Consequences of the Tunguska catastrophe: dendrochronoindication inferences. – Planet. Space Sci., 1998, V. 46, P. 155-161. 501.Newhall C.G., Self S. The Volcanic Explosivety Index (VEI): An estimate of explosive magnitude for historical volcanism. – J. Geophys. Res., 1982, V. 87, P. 1231-1238. 502. Nitta N.V., Cliver E.W., Tylka A.J. Low coronal signatures of large solar energetic 259 particle events. – Astrophys. J., 2003, V. 586, P. L103-L106. 503.Ogle N., Turney C.S.M., Kalin R.M., O’Donnell, Butler C.J. Palaeovolcanic forcing of short-term dendroisotopic depletion: The effect of decreased solar intensity on Irish oak. – Geophys. Res. Lett., 2007, V. 32, L04708, doi: 10.1029/2004GL0121623. 504.Ogurtsov M.G., Kocharov G.E., Lindholm M., Merilainen J., Eronen M., Nagovitsyn Y.A. Evidence of solar variation in tree-ring-based climate reconstructions/ - Solar Physics, 2002, V. 205, P. 403-417. 505.Ogurtsov, M.G., Jungner, H., Kocharov, G.E., Lindholm, M., Eronen, M., and Nagovitsyn, Yu.A On the link between Northern Fennoscandian climate and length of the quasi-eleven-year cycle in galactic cosmic ray flux. – Solar Physics, 2003, V. 218, P. 345357. 506.Olson D.E. The evidence for auroral effects on atmospheric electricity. – Pure Appl. Geophys. – 1971, V. 84, P. 113-138. 507.Olson R.H., Roberts W.O., Prince H.D., Hedeman E.R. Solar plages and the vorticity of the Earth's atmosphere. – Nature, 1978, V. 274, P. 140-142. 508. Oltmans S.J., Komhyr W.D. Surface ozone in Antarctica. – J. Geophys. Res., 1976, V. 81, P. 5359-5364. 509.Oman L., Robock A., Stenchikov G.L., Thordarson T., Koch D., Shindell D., Gao C. Modeling the distribution of the volcanic aerosol cloud from the 1783 – 1784 Laki eruption. – J. Geophys. Res., 2006, V. 111, P. D12209. 510.Overpeck J., Hughen K., Hardy D., Bradley R., Case R., Douglas M., Finney B., Gajewski K., Jacoby G., Jennings A., Lamoreux S., Lasca A., MacDonald G., Moore J., Retelle M., Smith S., Wolfe A., Zelinski G. Arctic environmental change of the last four centuries. – Science, 1997, V. 278, P. 1251-1256. 511. Ozone Data for the World. Ontario, 1978-2000, V. 19-41. 512. Palle E., Butler C.J. The influence of cosmic rays on terrestrial clouds and global warming. – Astronomy & Geophysics, 2000, V. 41, P.18-22. 513.Palmer T.N. A nonlinear dynamical perspective on climate prediction. – J. Climate, 1999, V. 12, P. 575-591. 514.Pang K.D., Yau K.K. Ancient observations link changes in sun’s brightness and earth’s climate. – EOS Trans., AGU, 2002, V. 83, P. 481, 489-490. 515. Park C.G. Downward mapping of high-latitude ionospheric electric field to the ground. – J. Geophys. Res., 1976, V. 81, P. 168-174. 516.Perlwitz J., Graf H.-F. Troposphere-stratosphere dynamic coupling under strong and weak polar vortex conditions. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P. 271-274. 260 517.Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.-M., Basile I., Bender M., Chappellaz J., Davis M., Delaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M., Lipenkov V.Y., Lorius C., Popin L., Ritz C., Saltzman E., Stievenard M. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. – Nature, 1999, V. 399, P. 429-436. 518. Pierce A. D., Posey J.W., Iliff E.F. Variation of nuclear explosion generated acousticgravity wave forms with burst height and with energy yield. – J. Geophys. Res., 1971, V. 76, P. 5025-5042. 519. Platt U. Rapid surface ozone loss – the role halogen species. – Proced. Third NySMAC meeting, Kjeller, Norway, 1997, P. 113. 520. Poirier J., D’Andrea C. Ground level muons in coincidence with the solar flare of 15 April 2001. – J. Geophys. Res., 2002, V. 107, P. 14-1 – 14-9. 521. Pommereau J.P., Goutail F. O3 and NO2 ground-based measurements by visible spectrometry during arctic winter and spring 1988. – Geophys. Res. Lett., 1988, V. 15, P. 891-894. 522. Prather M. Catastrophic loss of stratospheric ozone in dense volcanic clouds. – J. Geophys. Res., 1992, V. 97, P.10187-10191. 523.Priem H.N.A. CO2 and climate: a geologist’s view. – Space Sci. Rev., 1997, V. 81, P. 193-197. 524.Ptitsyna N., Tuomi T.J., Levitin A., Gromova I. Magnetospheric-ionospheric effect on the ground-level atmospheric electric field at Helsinki – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 1995, V. 59, P. 99-105. 525.Pudovkin M.I., Shumilov O.I., Zaitzeva S.A. Dynamics of the zone of corpuscular precipitations – Planet. Space. Sci., 1968, V. 16, P. 881-890. 526. Pudovkin M.I., Veretenenko S.V. Cloudiness decreases associated with Forbushdecreases of galactic cosmic rays. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 1995, V. 57, P. 13491355. 527. Pudovkin M.I., Veretenenko S.V., Pellinen R., Kyro E. Meteorological characteristic changes in the high-latitudinal atmosphere associated with Forbush-Decreases of the galactic cosmic rays. – Adv. Space Res., 1997, V. 20, P. 1169-1177. 528. Rahman M., Cooray V., Possnert G., Nyberg J. An experimental quantification of the NOx production efficiency of energetic alpha particles in air. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 1215-1218. 529. Ralph F.M., Neiman P.J., Keller T.L., Levinson D., Fedor L. Observations, simulations, and analysis of nonstationary trapped lee waves. – J. Atmos. Sci., 1997, V. 54, P. 1308- 261 1333. 530. Ramamurthy M.K., Collins B.P., Rauber R.M., Kennedy P.C. Evidence of very-largeamplitude solitary waves in the atmosphere. – Nature, 1990, V. 348, P. 314-317. 531.Rampino M.R., Self S., Fairbridge R.W. Can rapid climatic change cause volcanic eruptions. – Science, 1979, V. 206, P. 826-828. 532.Rampino M.R., Self S. Historic eruptions of Tambora (1815), Krakatau (1883), and Agung (1963), their stratospheric aerosols and climatic impact. – Quater. Res., 1982, V. 18, P. 127-143. 533.Rao M. On the possible influence of the magnetic activity on the atmosphere electric parameters – J. Atmos. Terr. Phys., 1970, V. 32, P. 1437-1437. 534.Raspopov O.M., Dergachev V.A., Kolstrom T. Periodicity of climate conditions and solar variability derived from dendrochronological and other palaeoclimatic data in high latitudes. – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2004, V. 209, P. 127139. 535. Raymond J.C., Ciaravella A., Dobrzycka D., Strachan L., Ko Y.-K., Uzzo M., Raouafi N.-E. Far-Ultraviolet spectra of fast coronal mass ejections associated with X-class flares. – Astrophys. J., 2003, V. 597, P. 1106-1117. 536. Reagan J. B., Meyerott R. E., Nightingale R. W., Gunton R. C., Johnson R. G., Evans J. E., Imholf W. L., Heath D. F., Krueger A. J. Effects of the August 1972 solar particle events on stratospheric ozone. – J. Geophys. Res., 1981, V. 86, P. 1473-1494. 537.Reagan J.B., Meyerott R.E., Evans J.E., Imhof W.L., Joiner R.G. The effects of energetic particle precipitation on the atmospheric electric circuit. – J. Geophys. Res., 1983, V. 88, P. 3869-3878. 538. Reburn W.J., Remedios J.J., Ballard J., Lawrence B.N., Taylor F.W. Measurements of stratospheric NO2 by the improved stratospheric and mesospheric sounder. – Geophys. Res. Lett., 1993, V. 20, P. 1231-1234. 539. Rechou A., Barabash V., Chilson P., Kirkwood S., Savitskaya T., Stebel K. Mountain wave motions determined by the Esrange MST radar. – Ann. Geophys., 1999, N 17, P. 857-970. 540. Reed J.W. Attenuation of explosion waves. – Journal of the Acoustic Society of America, 1977, V. 61, P. 39-47. 541. Rees J.M., Denholm-Price J.C.W., King J.C., Anderson P.S. A climatological study of internal gravity waves in the atmospheric boundary layer overlying the Brunt Ice Shelf, Antarctica. – J. Atmos. Scie., 2000, V. 57, P. 511-526. 542. Rees J.M., Koprov B., Koprov V., Zimmerman W.B. On solitary wave mediated heat 262 exchange in the Antarctic boundary layer. – Atmospheric Science Letters, 2003, V. 4, P. 1-14. 543. Reid G.C., Isaksen I.S.A., Holzer T.E., Crutzen P.J. Influence of ancient solar-proton events on the evolution of life. – Nature, 1976, V. 259, P. 177-179. 544.Reid G.C. Solar total irradiance variations and the global sea surface temperature record. – J. Geophys. Res., 1991, V. 96, P. 2835-2844. 545. Reid G. C., Solomon S., Garcia R. R. Response of the middle atmosphere to the solar proton events of august-december 1989. – Geophys. Res. Lett., 1991, V. 16, P. 10191022. 546.Reiter R. Solar flares and their impact on potential gradient and air-earth current characteristics at high mountain stations – Pure Appl. Geophys, 1969, V. 72, P. 259-267. 547.Reiter R. Further evidence for impact of solar flare on potential gradient and air-earth current characteristics of high mountains stations – Pure Appl. Geophys., 1971, V. 71, P. 142-158. 548. Reiter R. Increased frequency of stratospheric injections into the tropopause as triggered by solar events. – J. Atmos. Terr. Phys., 1976, V. 38, P. 503-510. 549. Reiter R. Influences of solar activity on the exchange in tensity between stratosphere and troposphere. – Solar-Terrestrial Influences on Weather and Climate, eds. McCormac B. M., Seligia T. A. Reidel Publishing Company, Dordrecht, Holland, 1979, P. 289-296. 550.Reiter R. Phenomena in atmospheric and environmental electricity. – Amsterdam: Elsevier, 1992. – 541 p. 551. Revelle D.O. On meteor-generated infrasound. – J. Geophys. Res., 1976, V. 81, P. 12171230. 552. Revelle D.O. Recent advances in bolide rntry modeling: A bolide potpourri. – Earth, Moon, and Planets, 2004, V. 95, P. 441-476. 553.Rigby E., Symonds M., Ward-Thompson D. A comet impact in AD 536? – Astronomy and Geophysics, 2004, V. 45, P. 123-126. 554.Rigozo N.R., Nordemann D.J.R., Echer E., Viera L.E.A. Search for solar periodicities in tree-ring widths from Concordia (S.C., Brazil). – Pure Appl. Geophys., 2004, V. 161, P. 221-233. 555.Rigozo N.R., Nordemann D.J.R., da Silva H.E., Echer M.P.S., Echer E. Solar and climate signal records in tree ring width from Chile (AD 1587 – 1994). Planet. Space Sci., 2007, V. 55, P. 158-164. 263 556.Roberts W.O., Olson R.H. Geomagnetic storms and winter-time 300 mb trough development in the North Pacific-North America area. – J. Atmos. Sci., 1973, V. 30, P. 135-141. 557.Robock A. Volcanic eruptions and climate. – Rev. Geophys., 2000, V. 38, P. 191-219. 558.Roderick M.L., Farquhar G.D., Berry S.L., Noble I.R. On the direct effect of clouds and atmospheric particles on the productivity and structure of vegetation. – Oecologia, 2001, V. 129, P. 21-30. 559.Roig F.A., Le-Quesne C., Boninsegna J.A., Briffa K.R., Lara A., Grudd H., Jones P.D., Villagran C. Climate variability 50,000 years ago in mid-latitude Chile as reconstructed from tree rings. – Nature, 2001, V. 410, P. 567-570. 560.Roldugin V.C., Maltsev Y.P., Petrova G.A., Vasiljev A.N. Decrease in the first Schumann resonance frequency during solar proton events. – J. Geophys. Res., 2001, V. 106, P. 18555-18562. 561. Rosen J. M., Kjome N. T., Khattatov V. U., Rudakov V. V., Yushkov V. A. Observations of ozone and polar stratospheric clouds at Heiss Island during winter 1988-1989. – J. Geophys. Res., 1992, V. 97, P. 8099-8104. 562. Rottger J. Observations of the Arctic troposphere and lower stratosphere with the SOUSY Svalbard radar. – Memoirs of NIPR. Spec. Issue, 2001, N 54, P. 1-8. 563.Rottman G. Solar ultraviolet irradiance and its temporal variation. – J. Atm. Sol-Terr. Phys., 1999, V. 61, P. 37-44. 564. Ruderman M. A., Chamberlain J. W. Origin of the sunspot modulation of ozone: its implications for stratospheric NO injection. – Planet. Space Sci., 1975, V. 23, P. 247-269. 565.Ruzmaikin A., Lawrence J.K., Cadavid A.C. A simple model of solar variability influence on climate. – Adv. Space Res., 2004, V. 34, P. 349-354. 566.Rycroft M.J., Israelsson S., Price C. The global atmospheric electric circuit, solar activity and climate change. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2000, V. 62, P. 1563-1576. 567.Sadler J.P., Grattan J.P. Volcanoes as agents of past environmental change. – Global Planet. Change, 1999, V. 21, P. 181-196. 568.Salzer M.W., Hughes M.K. Bristlecone pine tree rings and volcanic eruptions over the last 5000 yr. – Quater. Res., 2007, V. 67, P. 57-68. 569.Sao K. Correlation between solar activity and the atmospheric potential gradient at the Earth’s surface in the polar regions. – J. Atmos. Terr. Phys., 1967, V. 29, P. 213-215. 570. Sauli P., Abry P., Boska J., Duchayne L. Wavelet characterization of ionospheric acoustic gravity waves occurring during the solar eclipse of August 11, 1999. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2006, V. 68, P. 586-598. 264 571.Schimel D.S. Terrestrial ecosystems and carbon cycle. – Global Change Biology, 1995, V. 1, P. 77-91. 572.Schimel D.S. Cycles of life. – Nature, 2004, V. 431, P. 630-631. 573.Schlegel K., Fullekrug M. Schumann resonance parameter changes during high energy particle precipitation. – J. Geophys. Res., 1999, V. 104, P. 10111-10117. 574.Schlegel K., Diendorfer G., Thern S., Schmidt M. Thunderstorms, lightning and solar activity – Middle Europe. – J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 2001, V. 63, P. 1705-1713. 575. Schodel I.P., Klostermeyer I., Rottger I., Stilke G. Evidence for tropospheric-ionospheric coupling by atmospheric gravity waves. – J. Geophys., 1973, V. 39, P. 1063-1066. 576.Schweingruber F.H. Tree rings: basics and applications of dendrochronology. – Dordrecht: Kluwer Academic Publishing, 1988. – 276 p. 577.Schweingruber F.H. Trees and wood in dendrochronology. – Berlin: Springer-Verlag, 1993. – 402 p. 578.Scuderi L.A. Tree-ring evidence for climatically effective volcanic eruptions. – Quaternary Research, 1990, V. 34, P. 67-85. 579.Scuderi L.A. A 2000-year tree ring record of annual temperatures in the Sierra Nevada mountains. – Science, 1993, V. 259, P. 1433-1436. 580.Sharma R., Srivastava N., Chakrabarty D., Mostl C., Hu Q. Interplanetary and geomagnetic consequences of 5 January 2005 CMEs associated with eruptive filaments. – J. Geophys. Res., 2013, V. 118, P. 3954-3967. 581. Shea, M.A., Smart, D.F. Solar proton and GLE event frequency: 1955-2000 – Proc. 27th International Cosmic Ray Conference, 3401-3404, 2001. 582.Shea M.A., Smart D.F. Preliminary study of cosmic rays, geomagnetic field changes and possible climate changes. – Adv. Space Res., 2004, V. 34, P. 420-425. 583.Sheftel V.M., Bandilet O.I., Yaroshenko A.N., Chernyshev A.K. Space-time structure and reasons of global, regional, and local variations of atmospheric electricity. – J. Geophys. Res., 1994, V. 99, P. 10797-10806. 584. Shibasaki K., Twagami N., Ogawa T. Stratospheric nitrogen dioxide observed by ground-based and balloon-borne techniques at Syowa station (69.0S, 39.6E). – Geophys. Res. Lett., 1986, V. 13, P. 1268-1271. 585. Shimazaki T. The photochemical time constants of minor constituents and their families in the middle atmosphere. – J. Atmos. Terr. Phys., 1984, V. 46, P.173-191. 586.Shindell D.T., Schmidt G.A., Miller, R.L., Mann M.E. Volcanic and solar forcing of climate change during the Preindustrial Era. – J. Climate, 2003, V. 16, P. 4094-4107. 265 587.Shugart H.H., Smith T.M. A review of forest patch models and their application to global change research. – Climate Change, 1996, V. 34, P. 131-153. 588.Shumilov O.I., Vashenyuk E.V., Henriksen K.. Quasi-drift effects of high-energy solar cosmic rays in the magnetosphere – J. Geophys. Res., 1993, V. 98, P. 17423-17427. 589.Shumilov O.I., Henriksen K., Raspopov О.M., Kasatkina E.A. Arctic ozone abundance and solar proton events. – Geophys.Res.Lett., 1992, V.19, P.1647-1650. 590. Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Raspopov O.M., Henriksen К. Influence of solar and galactic cosmic rays on polar ozone abundance. – Prос. of the 19th Annual Europ. Meet, on Atmospheric Studies by Optical Methods, Kiruna, Sweden, 1992 August 10-14. IRF Scientific Report 209, ISSN 0284-1703, Kiruna, Sweden, 1993a, P. 23-28. 591. Shumilov O. I., Vashenyuk E. V., Kasatkina E. A., Baidalov S. I., Henriksen K. Increase of stratospheric aerosols after solar proton events. – Atmospheric ozone. Proceed. SPIE, 1993b, V. 2049, P. 223-230. 592. Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Henriksen K., Raspopov О.M. Ozone "miniholes" initiated by energetic solar protons. – J. Atmos. Terr. Phys., 1995, V.57, P. 665-671. 593. Shumilov O.I., Kasatkina Е.А., Raspopov O.М., Hansen Т., Frank-Kamenetsky A.V. SCtriggered pulsations at high latitudes and their sources in the magnetosphere. – J. Geophys. Res., 1996a, V. 101, P.17355-17363. 594. Shumilov O. I., Kasatkina E. A., Henriksen K., Vashenyuk E. V. Enhancement of stratospheric aerosols after solar proton event. – Annal. Geophys., 1996b, V. 14, P. 11191123. 595. Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Raspopov O.M., Struev A.G. Solar proton influence on ozone chemistry and aerosols in polar atmosphere. – Proc. of 8th European Symposium on the Physico-Chemical Behaviour of Atmospheric Pollutants (eds: J. Hjorth, F. Raes and G. Angeletti), Torino, Italy, 17-20 September, 2001, P. AP63. 596. Shumilov O.I., Tereshchenko E.D., Kasatkina E.A., Vasilyev A.N., Raspopov O.M., Kulichkov S.N. Research of the acoustic-gravity waves in the polar atmosphere by integrated methods – Abstr. of the 11th International Symposium on Acoustic Remote Sensing (ISARS). Rome. Italy, 2002a, P. 37. 597. Shumilov O.I., E.A. Kasatkina, V.A. Turyansky, E. Kyro, R. Kivi. Solar cosmic ray effects in atmospheric chemistry evidenced from ground-based measurements. – Advances in Space Research, 2003a, V. 31, P. 2157-2162. 598.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Frank-Kamenetsky A.V., Raspopov O.M., Vasiljev A.N., Struev A.G. Magnetospheric effects in atmospheric electricity at high latitudes – Geophysical Research Abstracts, 2003d, V. 5, P. 00886. 266 599. Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Tereshchenko E.D., Kulichkov S.N., Raspopov O.M., Vasilyev A.N., Struev A.G. Infrasound from the September 24 2002 Vitim (Siberian) fireball. – Geophysical Research Abstracts, 2003e, V. 5, P. 00885. 600.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Kulichkov S.N., Tereshchenko E.D., Vasilyev A.N., Raspopov O.M., Kanatjev A.G. Infrasound from the September 24, 2002 Vitim (Siberian) bolide detected at Kola Peninsula – Abstr. Infrasound Technology Workshop. San-Diego, USA, 26-29 October 2003f, P. 68. 601.Shumilov O.I., Kuzmin A.V., Kasatkina E.A., Morner N.-A., Poloskova E.Yu. Climatic sensitivity of tree-ring data selected in polluted area: the 4th timberline in dendroclimatology. – Abstr. EURODENDRO Conference, 15-19 September 2004b, Rendsburg, Germany, P. 45-46. 602.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Golitsyn G.S., Kulichkov S.N., Kallistratova M.A. Magnetospheric and meteorological effects in atmospheric pressure and electricity at high latitudes – EMS Annual Meeting Abstracts, 2004c, V. 1, P. 00099. 603.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Jacoby G., Morner N.-A., Kanatjev A.G. Natural and manmade effects in Arctic climate evidenced from tree-rings. – EMS Annual Meeting Abstracts, 2004d, V. 1, P. 00088. 604.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Kashulin P.A. A possible effect of cosmic ray variations on the plant growth in Arctic. – EMS Annual Meeting Abstracts, 2004e, V. 1, P. 00137. 605.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Lukina N.V., Kirtsideli I.Yu., Kanatjev A.G. Dendroclimatic potential of juniper trees from Kola Peninsula (North West Russia). – EMS Annual Meeting Abstracts, 2006a, V. 3, P. 00149. 606.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Krapiec M. Interstellar dust as apossible cause of the 22year climatic variation. – Abstr. European Planetary Science Congress, 18 - 22 September 2006b, Berlin, Germany, P. 00144. 607.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Aspholm P.E., Lukina N.V., Kirtsideli I.Yu. Solar cycles in polar tree-ring records. – Geophysical Research Abstracts, 2007a, V. 9, P. 04156. 608.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Lukina N.V., Kirtsideli I.Yu., Kanatjev A.G. Paleoclimatic potential of the northernmost juniper trees in Europe. – Dendrochronologia, 2007b, V. 24, P. 123-130. 609.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Krapiec M., Lukina N.V., Kanatjev A.G., Kirtsideli I.Yu. Palaeoclimatic variations on the tree-ring data at Kola Peninsula (North-western Russia) for 1455-2005// News of Forest History. – 2008. – V. 39. – P. 64. 610.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Mielikainen K., Timonen M., Kanatjev A.G. Palaeovolcanos, Solar activity and tree-rings from Kola Peninsula (northwestern Russia) 267 over the last 560 years // International Journal of Environmental Research. – 2011. – V. 5 (4). P. 855-864. 611.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Novikova T.B., Sutinen M-L., Chramov A.V. On the relationship between geomagnetic disturbances and suicide in Northwest of Russia and Finnish Lapland // European Journal of Human Health, 2012, V. 22, P. 277-277. 612.Shumilov O.I., Kasatkina E.A., Novikova T.B., Sutinen M.-L., Chramov A.V., Enykeev A.V. Natural and man-made influences on suicides in northwestern Russia // Natural Hazards. – 2014. – V. 73 (2) – P. 439-448. 613.Siebert L., Simkin T. Volcanoes of the world: An illustrated catalogue of Holocene volcanoes and their eruptions. Smithsonian Institution, Global Volcanism Program Digital Information Series, GVP-3, 2002. http://www.volcano.si.edu/world/largeeruptions.cfm. 614.de Silva S.L., Zielinski G.A. Global influence of the AD 1600 eruption of Huaynaputina, Peru. – Nature, 1998, V. 393, P. 455-458. 615.Singer S.F. Human contribution to climate change remains questionable. – EOS Trans. AGU, 1999, V. 80, P. 183-187. 616. Slusser J., Liu X., Shaw G., Smith R., Storvold R., Murcray F., Lee A., Good P. Highlatitude stratospheric NO2 and HNO3 over Fairbanks (65N) 1992-1994. – J. Geophys. Res., 1998, V. 103, P. 1549-1554. 617.Smith R.C. Ozone, middle ultraviolet radiation and the aquatic environment. – Photchem Photobiol., 1989, V. 50, P. 459-468. 618. Smyth W.D., Peltier W.R. The transition between Kelvin-Helmholtz and Holmboe Instability: an investigation of the overreflection hypothesis. – J. Atmos. Sci., 1989, V. 46, P. 3698-3720. 619.Solanki S.K., Usoskin I.G., Kromer B., Schussler M., Beer J. Unusual activity of the Sun during recent decades compared to the previous 11,000 years. – Nature, 2004, V. 431, P. 1084-1087. 620. Solar Geophysical Data. Part I. Boulder. NOAA, 1990, No 551. 621. Solomon S. Overview of the polar ozone issue. – Geophys. Res. Lett., 1988, V. 15, P.845-846. 622. Solomon S. Progress towards a quantitative understanding of Antarctic ozone depletion. – Nature, 1990, V. 347, P. 344-354. 623. Solomon S., Reid G. C., Rush D. W., Thomas R. J. Mesospheric ozone depletion during the solar proton event of July 13, 1982, 2, Comparison between theory and measurements. – Geophys. Res. Lett., 1983, V. 10, P. 257-260. 624. Solomon S., Garcia R. R., Rowland F. S., Wuebbles D. J. On the depletion of antarctic 268 ozone. – Nature, 1986, V. 321, P. 755-758. 625. Solomon S., Schmeltekopf A.L., Sanders R.W. On the interpretation of zenith sky absorption measurements. – J. Geophys. Res., 1987, V. 92, P. 8311-8319. 626. Solomon S., Portmann R.W., Sanders R.W., Daniel J.S., Madsen W., Bartram B., Dutton E.G. On the role of nitrogen dioxide in the absorption of solar radiation. – J. Geophys. Res., 1999, V. 104, P. 12047-12058. 627.Soon W., Baliunas S. Proxy climatic and environmental changes of the past 1000 years. – Climate Research, 2003, V. 23, P. 89-100. 628.Stamper R., Lockwood M., Wild M.N., Clark T.D.G. Solar causes of the long-term increase in geomagnetic activity. – J. Geophys. Res., 1999, V. 104, P. 325-328. 629. Stephenson J. A. E., Scourfield M. W. J. Ozone depletion over the polar caps caused by solar protons. – Geophys. Res. Lett., 1992, V. 12, P. 2425-2428. 630.Stocker T.F. The variable ocean. – Nature, 1994, V. 367, P. 221-222. 631.Stothers R.B. The great Tambora eruption in 1815 and its aftermath. – Science, 1984, V. 224, P. 1191-1198. 632. Stoupel E., Abramson J., Domarkiene S., Shimsoni M., Sulkes J. Space proton flux and the temporal ditribution of cardiovascular deaths. – Int. J. Biometeorol., 1997, V. 40, P. 113-116. 633. Styra D., Gaspariunas J., Usovaite A., Juozulynas A. On the connection between hard cosmic ray flux variations and changes in cardiovascular disease in Vilnus city. – Int. J. Biometeorol., 2005, V. 49, P. 267-272. 634. Svensmark H., Friis-Christensen E. Variation of cosmic ray flux and global cloud coverage – a missing link in Solar-climate relationships. – J. Atmos. Terr. Phys., 1997, V. 59, P. 1225-1232. 635. Svensmark H. Cosmic rays and Earth’s climate. – Space Sci. Rev., 2000, V. 93, P. 155166. 636. Svestka Z. Solar particle events. – Space Res., 1970, V. 10, P. 797-816. 637. Swider W., Keneshea T. J. Decrease of ozone and atomic oxygen in the lower mesosphere during a PCA event. – Planet. Space Sci., 1973, V. 21, P. 1969-1976. 638. Sych R.A., Matafonov G.K., Belinskaya A.Ju., Ferreira N.J. The periodic spatialtemporal characteristics variations of the total ozone content. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2005, V. 67, P. 1779-1785. 639. Taalas P., Kyro E. 1987-1989 total ozone and ozone sounding observations in Northern Scandinavia and Antarctica, and the climatology of the lower stratosphere during 19651988 in Northern Finland – J. Atmos. Terr. Phys., 1992, V. 54, P.1089-1099. 269 640.Taylor K., Rose M., Lamorey G. Relationship of solar activity and climatic oscillations on the Colorado Plateau. – J. Geophys. Res., 1992, V. 97, P. 15803-15811. 641.Tereshchenko V.D., Ogloblina O.F., Tereshchenko V.A., Chernyakov S.M. About the registration of wave perturbations in the polar lower ionosphere after an explosion of the Vitim meteorite. – Proc. of the XXVII Annual Seminar “Physics of Auroral Phenomena”, Apatity, Russia, 2004, P. 77-80. 642.Tevini M. Physiological changes in plants related to UV-B radiation: an overview. – Stratospheric Ozone Depletion/ UV-B Radiation in the Biosphere (Eds. R.H. Biggs, M.E.B. Joyner). Berlin: Springer-Verlag, 1994. – P. 37-56. 643.Thejll P.A. Decadal power in land air temperatures: Is it statistically significant? – J. Geophys. Res., 2001, V. 106, P. 31693-31702. 644. Theodorsen A. In situ tropospheric ozone measurements using Russian and American type ozonometers. Cand. Scient – Thesis in Optics/Aeronomy., Univers. Tromso., Tromso, Norway, 1994. 645. Theodorsen A., Henriksen K, Bersas S. Surface ozone at high latitudes – Geophys. Res. Lett., 1996, V. 23, P. 77-80. 646. Thomas R. J., Barth C. A., Rottman G. J., Rush D. W., Mount G. H., Lawrence G. M., Sanders R. W., Thomas G. E., Clements L. E. Mesospheric ozone depletion during the solar proton event of July 13, 1982, 1, Measurement. – Geophys. Res. Lett., 1983, V. 10, P. 253-255. 647.Thomson D.J. Spectrum estimation and harmonic analysis. – Proc. IEEE, 1982, V. 70, P. 1055-1067. 648.Thordarson T., Self S. Atmospheric and environmental effects of 1783 – 1784 Laki eruption: A review and re-assessment. – J. Geophys. Res., 2003, V. 108, P. 4011-4019. 649. Timmreck C., Graf H.-F. A microphysical model for simulation of stratospheric aerosol in a climate model. – Meteorologische Zeitschrift, 2000, V. 9, P.263-282. 650. Tinsley B. A., Brown G. W., Scherrer P. H. Solar activity, the QBO, and tropospheric responses. – Handb. for MAP, 1989, V. 29, P. 53-61. 651. Tinsley B. A., Deen G. W. Apparent tropospheric response to MeV-GeV particle flux variations: a connection via electrofreezing of supercooled water in high-level clouds? – J. Geophys. Res., 1991, V. 96, P. 22283-22296. 652.Tinsley B.A., Liu W., Rohrbaugh R.P., Kirkland M.W. South Pole electric field responses to overhead ionospheric convection – J. Geophys. Res., 1998, V. 103, P. 26137-26146. 653. Tinsley B.A. Influence of solar wind on the global electric circuit, and inferred effects on cloud microphysics, temperature, and dynamics in the troposphere. – Space Sci. Rev., 270 2000, V. 94, P. 231-258. 654. Tolbert M.A. Sulfate aerosols and polar stratospheric cloud formation. – Science, 1994, V. 264, P. 527-528. 655. Tolbert M. A., Rossi M. J., Golden D. M. Heterogeneous interactions of chlorine nitrate, hydrogen chloride, and nitric acid with sulphuric acid surfaces at stratospheric temperatures. – Geophys. Res. Lett., 1988, V. 15, P. 847-850. 656.Torrence C., Compo G.P. A practical guide to wavelet analysis. – Bulletin of American Meteorological Society, 1998, V. 79, P. 61-78. 657.Tourpali K., Schuurmans C.J.E., van Dorland R., Steil B., Bruhl C. Stratospheric and tropospheric response tp enhanced solar UV radiation: A model study. – Geophys. Res. Lett., 2003, V. 30, doi: 10.1029/2002GL016650. 658.Trenberth K.E., Dai A. Effects of Mount Pinatubo volcanic eruption on the hydrological cycle as an analog of geoengineering. – Geophys. Res. Lett., 2007, V. 34, P. L15702. 659. Troshichev O., Vovk V., Egorova L. IMF-associated cloudiness above near-pole station Vostok: Impact on wind regime in winter Antarctica. – J. Atmos. Terr. Phys., 2008, V. 70, P. 1289-1300. 660.Tsiropoula G. Signatures of solar activity variability in meteorological parameters. – J. Atmos. Sol.-Terr. Phys., 2003, V. 65, P. 469-482. 661.Turco R.P., Toon O.B., Park C., Whitten R.C., Pollack J.B., Noerdlinger P. Tunguska meteor fall of 1908: Effects on stratospheric ozone. – Science, 1981, V. 214, P. 19-23. 662.Unruh Y.C., Solanki S.K., Fligge M. The spectral dependence of facular contrast and solar irradiance variations. – Astronomy and Astrophysics, 1999, V. 345, P. 635-638. 663. Van Roozendael M., Hermans C., De Maziere M., Simon P.C. Stratospheric NO2 observation at the Jungfraujoch Station since between June 1990 and May 1992. – Geophys. Res. Lett., 1994, V. 21, P. 1383-1386. 664.Vasilyev N.V. The Tunguska meteorite problem today. – Planet. Space Sci., 1998, V. 46, P. 129-150. 665. Veretenenko S.V., Pudovkin M.I. Latitudinal dependence of helio/geophysical effects on the solar radiation input to the lower atmosphere. – J. Atmos. Terr. Phys., 2000, V. 62, P. 567-571. 666. Veretenenko S., Thejll P. Cyclone regeneration in the North Atlantic intensified by energetic solar proton events. – Adv. Space Res., 2005, V. 35, P. 470-475. 667. Veretenenko S.V., Dergachev V.A., Dmitriyev P.B. Long-term variations of the surface pressure in the North Atlantic and possible association with solar activity and galactic cosmic rays. – Adv. Space Res., 2005, V. 35, P. 484-490. 271 668. Vitt F.M., Armstrong T.P., Cravens T.E., Dreschhoff G.A.M., Jackman C.H., Laird C.M. Computed contributions to odd nitrogen concentrations in the Earth’s polar middle atmosphere by energetic charged particles. – J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2000, V. 62, P. 669-683. 669.Wallace J.M., Zhang Y., Renwick J.A. Dynamic contribution to hemispheric mean temperature trends. – Science, 1995, V. 270, P. 780-783. 670.Wang X., Zhang Q.-B. Evidence of solar signals in tree rings of Smith fir from Sygera Mountain in southeast Tibet. J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2011, V. 73, P. 1959-1966. 671.Webb D.F., Howard T.A. Coronal Mass Ejections: Observations. – Solar Phys., 2012, V. 9, P. 1-83. 672.Webber W.R., Lockwood J.A. Characteristics of the 22-year modulation of cosmic rays as seen by neutron monitors. – J. Geophys. Res., 1988, V. 93, P. 8735-8740. 673. Weeks L. H., Cuikay R. S., Corbin J. R. Ozone measurements in the mesosphere during the solar proton event of November 2, 1969. – J. Atmos. Terr. Phys., 1972, V. 29, P. 1138-1142. 674.Werner P.C., Gerstengarbe F-W., Fraedrich K, Oesterle H. Recent climate change in the North Atlantic/European sector. – Int. J. Climatol., 2000, V. 20, P. 463-471. 675.Wigley T.M.L. ENSO, volcanoes and record-breaking temperatures. – Geophys. Res. Lett., 2000, V. 27, P. 4101-4104. 676. Williams L. R., Golden D. M. Solubility of Hcl in sulfuric acid at startospheric temperatures. – Geophys. Res. Lett., 1993, V. 20, P. 2227-2230. 677.Williamson C.E. Effects of UV radiation on freshwater ecosystems. – Int. J. Environment. Studies, 1996, V. 51, P. 245-256. 678. Wilson C.R. Infrasonic pressure wave from the aurora: a shock wave model. – Nature, 1967, V. 216, P. 131-133. 679.Wilson R.C., Hudson H.S. The Sun luminosity over a complete solar cycle. – Nature, 1991, V. 351, P. 42-44. 680. Wofsy S. C., McElroy M. B. HOx, NOx and ClOx: their role in atmospheric photochemistry. – Can. J. Chem., 1974, V. 52, P. 1582-1592. 681.Wohlleben T.M.H., Weaverm A.M. Interdecadal climate variability in the subpolar North Atlantic. – Climate Dynamics, 1995, V. 11, P. 459-467. 682. Wolf E. W., Mulwaney R. Reactions on sulphuric acid aerosol and polar clouds in the Antarctic stratosphere. – Geophys. Res. Lett., 1991, V. 18, P. 1007-1010. 683.Woodard M.F., Libbrecht K.G. Spatial and temporal variations in the solar brightness. – Solar Phys., 2003, V. 212, P. 51-56. 272 684. Yang P., Brasseur G.P. The nonlinear response of stratospheric ozone to NOx and ClOx perturbations. – Geophys. Res. Lett., 2001, V. 28, P. 717-720. 685. Yu F., Turco R.P. From molecular clusters to nanoparticles: The role of ambient ionization in tropospheric aerosol formation. – J. Geophys. Res., 2001, V. 106, P.47974814. 686. Yu F. Altitude variations of cosmic ray induced production of aerosols: Implications for global cloudiness and climate. – J. Geophys. Res., 2002, V. 107, P. 1029-1038. 687. Yu F. Formation of large NAT particles and denitrification in polar stratosphere: possible role of cosmic rays and effect of solar activity. – Atmospheric Chemistry and Physics, 2004, V. 4, P. 2273-2283. 688. Zadorozhny A.M., Kikhtenko V.N., Kokin G.A, Tuchkov G.A., Tyutin A.A., Chizov A.F., Shtirkov O.V. Middle atmospheric response to the solar proton events of October 1989 using the results of rocket measurements. – J. Geophys. Res., 1994, V. 99, P. 2105921069. 689. Zadorozhny A.M., Tyutin A.A. Effects of geomagnetic activity on the mesospheric electric fields. – Ann. Geophys., 1998, V. 16, P. 1544-1551. 690.Zank G.P., Frisch P.C. Consequences of a change in the galactic environment of the Sun. – Astrophys. J., 1999, V. 518, P. 965-973. 691. Zeller E.J., Dreschhoff A.M. Anomalous nitrate concentrations in polar ice cores – do they result from solar particle injections into the polar atmosphere? – Geophys. Res. Lett., 1995, V. 22, P. 2521-2524.
