Динамика изменения температуры воздуха в атмосферном пограничном слое во время солнечного затмения 29 марта 2006 года

Полный текст

1. Введение

В настоящей работе в развитие результатов, полученных нами в предыдущей работе [Буш и др., 2022], проведено сравнение данных профилей температуры воздуха в двух пунктах – Кисловодске и ВНС.

Солнечное затмение вызывает как охлаждение атмосферы из-за движения лунной тени, перекрывающей световой поток к части атмосферы, которая поглощает солнечное излучение, так и колебание температуры почвы, вызванное постепенным уменьшением потока солнечного света к поверхности Земли, с последующем постепенным увеличением потока света после полной фазы затмения. Изменения температуры почвы, вызванные солнечным затмением, вызывают соответствующие изменения температуры приземного слоя воздуха с последующим их распространением в вышележащие слои. Колебания температуры воздуха, в свою очередь, вызывают изменения плотности воздуха и атмосферного давления. Таким образом, прохождение лунной тени по всему пути своего движения через атмосферу и по поверхности Земли со сверхзвуковой скоростью может вызвать генерацию акустико-гравитационных волн планетарного масштаба.

Исследованию глобальных волн посвящена работа Марти и др. [Marty et al., 2013]. В [Marty et al., 2013] оцениваются колебания приземного атмосферного давления, вызванные полным солнечным затмением 1 августа 2008 года, с использованием численной линейной спектральной модели, описанной Марти и Далодье [Marty, Dalaudier, 2010]. Эта оценка сравнивается с данными, полученными на временной сети микробарографов в Монголии и инфразвуковых станций Международной системы мониторинга (МСМ) в стороне от траектории полного солнечного затмения. В [Marty et al., 2013] было обнаружено, что тропосферное охлаждение, скорее всего, является преобладающим источником колебаний атмосферного давления в диапазоне периодов порядка 12–16 ч.

Следует отметить, что в охлаждение тропосферы также вносит свой вклад и понижение температуры почвы, вызванное затмением, которое передается турбулентным перемешиванием в вышележащие слои АПС. Охлаждение тропосферы и поверхности Земли сильно зависят от облачности и погодных условий. Кроме глобальных колебаний атмосферного давления, вызванных прохождением лунной тени вдоль всего пути, происходят и локальные колебания атмосферного давления с периодами порядка длительности солнечного затмения в точках наблюдения.

Эти колебания давления вызываются колебаниями температуры почвы при затмении. Андерсон и Кифер [Anderson, Keefer, 1975] сообщали, что в спектре колебаний приземного атмосферного давления во время солнечного затмения 7 марта 1970 года на центральной линии тени, во Флориде, наибольшую амплитуду – 25 Па – имеет первая гармоника с периодом 89 м.

Другие гармоники с периодами от 12 до 57 мин имели амплитуду меньше одной четверти от амплитуды первой гармоники. Следует отметить, что на результаты наблюдений в работе [Anderson, Keefer, 1975] повлияла облачная погода во время всей продолжительности солнечного затмения.

Гудвин и Хобсон сообщают о пульсациях атмосферного давления с амплитудой 0.1–0.2 Па, периодом 23 мин и скоростью 310 м/с, записанных в нескольких сотнях километров от центральной линии тени, во время солнечного затмения 23 октября 1976 года в Южной Австралии [Goodwin, Hobson, 1978].

В работе Буша и Грачёва [Буш, Грачёв, 1984] приводятся зарегистрированные колебания атмосферного давления на центральной линии тени, во время солнечного затмения 31 июля 1981 года в Тынде, в спектре которых выделяются гармоники с периодами: 2 ч 54 мин, 1 ч 27 мин, 53 мин, 30 мин и с соответствующими амплитудами 7, 6, 4 и 2.3 Па, а также более короткие периоды с меньшей амплитудой – при длительности затмения 2 ч 40 мин. Таким образом, в спектре флуктуаций атмосферного давления, записанных на временном отрезке от 12 до 16 ч в Тынде, присутствуют различные периоды и соответствующие им пространственные масштабы: начиная от турбулентных, мезомасштабов, масштабов, соответствующих длительности затмения, и вплоть до синоптических. Необходимо отметить, что во время солнечного затмения в Тынде погода была солнечная с переменной облачностью [Буш и др., 2022; Буш, Грачёв, 1984].

Во время солнечного затмения 29 марта 2006 года в Кисловодске записаны колебания атмосферного давления при безоблачной погоде, в спектре которых сильно выделяется гармоника, соответствующая длительности солнечного затмения. Эти колебания давления были сравнены с восстановленными по профилям температуры воздуха колебаниями давления в пределах высот от 0 до 600 м. На основании этого сравнения сделан вывод о том, что колебания приземного атмосферного давления в диапазоне периодов, соответствующих длительности затмения, определяются в основном изменениями температуры воздуха в АПС высотой порядка одного километра, вызванными колебаниями температуры почвы, обусловленными затмением [Буш и др., 2022]. В отличие от работы [Буш и др., 2022], в которой сравнивались данные двух разных приборов – профилемера и микробарографа в одном пункте, в настоящей работе сравниваются результаты обработки данных записанных двумя профилемерами в двух пунктах – Кисловодске и ВНС, что позволяет обнаружить влияние местных условий на результаты измерений.

В [Barrie et al., 1992] сообщается о колебаниях приземного атмосферного давления с амплитудой около 15 Па и периодом, примерно равным 2 ч, во время полного солнечного затмения на юго-востоке Великобритании 22 июля 1990 года. Наблюдаемый в [Barrie et al., 1992] период колебаний приземного давления примерно соответствует длительности затмения.

Таким образом, исследователи сообщают о разных периодах колебаний приземного давления во время солнечных затмений, что может быть вызвано разной стратификацией температуры и скорости ветра атмосферного пограничного слоя; разными погодными условиями; рельефом местности в точках наблюдения, а также различием диапазонов периодов, в которых производились измерения, и разным расстоянием пунктов наблюдения от центральной линии тени. В частности, во время солнечного затмения 10 мая 1994 года с помощью радара (FM-CW radar) наблюдалось понижение интенсивности турбулентности в пограничном слое атмосферы над пустыней и развитие волновых структур Кельвина-Гельмгольца [Eaton et al., 1997].

В работе [Kadygrov et al., 2013] были представлены результаты измерений во время полного солнечного затмения в г. Новосибирске (1 августа 2008 г.), где также использовался для измерений профилей температуры в АПС микроволновый профилемер, но одновременно с помощью СВЧ радиометра измерялись изменения общего содержания водяного пара в столбе атмосферы до, в течение и после солнечного затмения.

Целью настоящей работы является изучение динамики колебаний температуры воздуха и ее стратификации в атмосферном пограничном слое, вызванных полным солнечным затмением 29 марта 2006 года, с использованием данных измерений температурных профилей в Кисловодске и на ВНС ИФА РАН при помощи микроволновых температурных профилемеров, расположенных на центральной линии движения лунной тени. Характеристики профилемеров описаны в [Кадыгров, 2009].

Измерения профилей температуры воздуха были произведены на высотах от 0 до 600 м от уровня поверхности Земли с шагом 50 м в городе Кисловодске (43.9˚ N, 42.7˚ E), расположенном на высоте 870 м и на ВНС (43.7˚ N, 42.7˚ E), находящейся на уровне 2070 м от уровня моря южнее Кисловодска. Погода во время затмения была безоблачной, что было благоприятным фактором для проведения эксперимента.

2. Результаты измерений

Колебания температуры воздуха, записанные при помощи профилемера во время солнечного затмения 29 марта 2006 года для высот: 0–600 м в городе Кисловодске – левая панель – и на ВНС – правая панель, – показаны на рис. 1 с шагом по высоте 100 м.

 

Рис. 1. Колебания температуры воздуха во время солнечного затмения 29.03.2006 г. в зависимости от высоты. Кисловодск – левая панель, ВНС – правая панель.

 

На рис. 2 показана временная зависимость спектральной плотности колебаний температуры воздуха, записанных в Кисловодске на отрезке времени 28–30.03.2006 г. на высотах от 0 до 600 м с интервалом 100 м в диапазоне периодов: 1 ч 26 мин – 4 ч 16 мин и зависимость во времени спектральной плотности колебаний температуры воздуха, записанных на ВНС ИФА РАН в диапазоне периодов: 1 ч 42 мин – 3 ч 25 мин для 4-часовых отрезков, на которые разбивались записанные реализации.

 

Рис. 2. Спектральная плотность колебаний температуры воздуха в диапазоне периодов 1 ч 42 мин – 4 ч 16 мин, на 4-часовых отрезках, в зависимости от времени для высот от 0 до 600 м с шагом 100 м в Кисловодске (левая панель) и спектральная плотность в диапазоне периодов 1 ч 42 мин – 3 ч 12 мин для ВНС (правая панель). Маркерами отмечены центры 4-часовых отрезков, на которые разбивались реализации колебаний температуры воздуха.

 

Из рис. 2 видно, что спектральная плотность колебаний температуры воздуха на временном интервале от 14 до 18 ч 29.03.2006 г., в котором произошло солнечное затмение, резко увеличивается для периодов колебаний, близких к длительности затмения, по сравнению с фоновыми значениями этих колебаний в приземном слое, а затем быстро убывает с высотой. При обработке 4-часовых отрезков колебаний температуры воздуха из них удалялись квадратичные тренды, как и в работе [Буш и др., 2022].

На рис. 3 для временного отрезка от 14 до 18 ч 29.03.2006 г., в котором произошло солнечное затмение, показаны зависимости отношений спектральных плотностей колебаний температуры воздуха к спектральным плотностям на нулевой высоте (левая панель) и зависимости спектральных плотностей от высоты (правая панель), в диапазонах периодов 1 ч 42 мин – 3 ч 12 мин, для высот от 0 до 600 м с шагом 50 м над уровнем земной поверхности в Кисловодске – 1 и ВНС – 2.

 

Рис. 3. Отношения A(h)/ A(0) спектральных плотностей температуры воздуха A(h) к спектральным плотностям A(0) на высоте h = 0 для диапазона периодов 1 ч 42 мин – 3 ч 12 мин – левая панель, и зависимости спектральных плотностей в данном диапазоне периодов от высоты – правая панель, для г. Кисловодск – 1 и ВНС – 2, на временном отрезке от 14 до 18 ч 29.03.2006 г.

 

Из рис. 3 видно, что выше 100 м спектральная плотность температуры воздуха для периодов, соответствующих длительности затмения, равной 2 ч 20 м, на ВНС убывает сильнее, чем в г. Кисловодске. Разная скорость убывания спектральной плотности колебаний температуры воздуха с высотой определяется разным влиянием турбулентного перемешивания воздушных масс в пограничных слоях г. Кисловодска и высокогорной станции ВНС. Так, спектральная плотность колебаний температуры воздуха на высоте 600 м на ВНС уменьшилась в 33.8 раз, а в городе Кисловодске – в 8.5 раз по сравнению со значениями на уровнях земной поверхности.

Спектральные плотности колебаний температуры воздуха на этом отрезке для Кисловодска и ВНС показаны на рис. 4.

 

Рис. 4. Спектральная плотность колебаний температуры воздуха 29.03.2006 г. на временном отрезке от 14 до 18 ч, для высот от 0 до 600 м с шагом 50 м. Левая панель – Кисловодск, средняя панель – ВНС, правая панель – Кисловодск 28.03.2006 г.

 

Из рис. 4 видно, что во время солнечного затмения в Кисловодске и на ВНС ИФА им. А.М. Обухова РАН в спектре колебаний температуры воздуха заметно преобладает гармоника с периодом, соответствующим длительности затмения, что обусловлено отсутствием облачности во время проведения измерений в день произошедшего полного солнечного затмения. Спектральная плотность температуры воздуха в Кисловодске для 28.03.2006, предшествующего дню затмения, на таком же временном отрезке от 14 до 18 ч, как и в день затмения 29.03.2006, значительно меньше, чем во время затмения для периодов, соответствующих длительности солнечного затмения. При этом в день затмения величины спектральных плотностей воздуха убывают с высотой, не нарушая порядка (большей высоте соответствует меньшая плотность). А для 28.03.2006 такой порядок нарушен, и большим высотам могут соответствовать большие величины спектральной плотности.

На рис. 5 показаны восстановленные по профилям температуры воздуха в пределах высот 0–600 м, колебания атмосферного давления, за вычетом полиномов 2-й степени, в Кисловодске-1 и на ВНС-2, с шириной осреднения 20 мин.

 

Рис. 5. Осредненные колебания атмосферного давления, за вычетом полиномов 2-й степени, восстановленные по профилям температуры воздуха в Кисловодске – 1 и на ВНС – 2. Ширина осреднения 20 мин.

 

Восстановление пульсаций атмосферного давления на уровне земли по измеренным профилям температуры воздуха T(z,t) производилось по алгоритму, изложенному ниже.

Разность атмосферного давления на уровне земли и высоте h равна весу столба воздуха ${\int }_0^{h}g\rho \left(z,t\right)dz$ высотой h, который при h << H, можно приближенно представить в виде:

$p\left(\mathrm{0,}t\right)-p\left(h,t\right)\approx p\left(\mathrm{0,}t\right)\underset{0}{\overset{h}{}}dz\frac{g}{RT\left(z,t\right)},$ (1)

где H(z,t) = RT/g – высота однородной атмосферы, T(z,t) – абсолютная температура, ρ(z,t) – плотность воздуха, R – газовая постоянная, отнесенная к молекулярной массе воздуха, g – ускорение свободного падения, t – время, z – высота.

При этом в (1) приземное давление представлялось в виде p(0,t) = p̄₀ + Δp(t), где p̄₀ – среднее давление на поверхности земли за период измерений, а Δp(t) – его малые флуктуации Δp(t)/p̄₀ << 1, что позволяет приближенно рассчитать вклад p̄_{0${\int }_0^h\frac{g}{RT\left(z,t\right)}$} от временных изменений профилей температуры воздуха в атмосферном пограничном слое атмосферы и разность давлений (1).

Вследствие уменьшения плотности воздуха с высотой амплитуда восстановленных по профилям температуры пульсаций атмосферного давления на ВНС была меньше, чем в Кисловодске. Так, при перепаде температуры воздуха, равном 2.9˚С на уровне земли, вызванном солнечным затмением, амплитуда пульсаций приземного атмосферного давления на ВНС, восстановленных по профилям температуры воздуха, составляет 6 Па, тогда как, в Кисловодске при перепаде температуры воздуха на уровне земли равном 3.8˚C, амплитуда восстановленных пульсаций атмосферного давления составляет 12.5 Па (рис. 5).

При этом минимум температуры воздуха в Кисловодске, вызванный солнечным затмением, поднимается вверх со скоростью 0.17 м/с в координатах высота–время до высоты 100 м, а далее, ускоряясь, поднимается до высоты 600 м. В среднем скорость подъема минимума температуры воздуха от земной поверхности до высоты 600 м составляет 0.5 м/с.

На рис. 6 показаны колебания температуры воздуха на временном отрезке 14–18 ч 29.03.2006, после вычета трендов с помощью полиномов 2-й степени и фильтрации в пределах диапазона периодов 1 ч 26 мин – 4 ч 16 мин. Маркерами отмечены положения минимумов температуры воздуха, вызванных солнечным затмением, в зависимости от высоты и времени для профилей температуры, полученных на ВНС (левая панель) и в Кисловодске (правая панель), для высот 0–600, шаг 50 м.

 

Рис. 6. Колебания температуры воздуха, отфильтрованные в диапазоне периодов 1 ч 25 мин – 4 ч 16 мин в зависимости от высоты, а также минимумы температуры воздуха, вызванные солнечным затмением (отмечены ромбами), записанные на ВНС (левая панель) и в Кисловодске (правая панель). Вертикальными линиями отмечены начало, полная фаза и конец солнечного затмения.

 

На ВНС минимум температуры воздуха, вызванный затмением, поднимается со скоростью 0.4 м/с в координатах высота–время сначала до высоты 250 м, затем траектория подъема минимума по оси времени разворачивается в обратную сторону. Другими словами, минимум температуры воздуха оказывается одновременно, например, на высоте 50 м и высоте 550 м – рис. 6. Такая ситуация может быть обусловлена движением воздушных масс в горных условиях. Здесь необходимо учитывать то обстоятельство, что измерения профиля температуры воздуха производятся с определенным периодом: в случае ВНС период был равен 2 мин, в случае города Кисловодска – 5 мин, при этом профилемеры производят измерения в тех объемах воздуха, которые были перемещены движением воздушных масс с некоторых расстояний, определяемых скоростью ветра, за время паузы между измерениями.

3. Заключение

В развитие результатов, полученных нами в предыдущей работе [Буш и др., 2022], проведено сравнение данных профилей температуры воздуха в двух пунктах – Кисловодске и на ВНС. Было показано, что местные условия существенно влияют как на амплитуду пульсаций атмосферного давления, вызванных солнечным затмением, так и на их фазу, а также на характер изменения спектральной плотности температуры воздуха с высотой в диапазоне периодов соответствующих длительности солнечного затмения.

Предложена новая методика определения скорости восходящих потоков воздуха с использованием данных о высотной зависимости момента времени достижения минимума во временных вариациях температуры, вызванного солнечным затмением.

Показано, что изменение температуры земной поверхности во время солнечного затмения вызывает соответствующее изменение температуры воздуха, которое распространяется вверх c заметным уменьшением амплитуды (рис. 1–4). При этом возмущение спектральной плотности температуры воздуха, вызванное солнечным затмением, хорошо выделяется на временном отрезке 14–18 ч, 29.03.2006, по сравнению с фоновыми временными участками (рис. 2).

Значения спектральной плотности в диапазоне периодов от 1.7 до 3.2 ч для Кисловодска и для Высокогорной научной станции (ВНС) уменьшаются с высотой сходным образом. Зависимости убывания спектральной плотности температуры воздуха от высоты на временном отрезке от 14 до 18 ч, во время затмения, для Кисловодска и ВНС показаны на рис. 3.

Установлено, что выше 100 м спектральная плотность температуры воздуха для периодов, соответствующих длительности затмения, равной 2 ч 20 м, на ВНС убывает сильнее, чем в городе Кисловодске.

Разная скорость убывания спектральной плотности колебаний температуры воздуха с высотой определяется разным влиянием турбулентного перемешивания воздушных масс в пограничных слоях г. Кисловодска и высокогорной станции ВНС. Так, спектральная плотность колебаний температуры воздуха на высоте 600 м на ВНС уменьшилась в 33.8 раз, а в городе Кисловодске – в 8.5 раз, по сравнению со значениями на уровнях земной поверхности.

Вследствие уменьшения плотности воздуха с высотой амплитуда восстановленных по профилям температуры пульсаций атмосферного давления на ВНС была меньше, чем в Кисловодске. Так, при перепаде температуры воздуха, равном 2.9˚С на уровне земли, вызванном солнечным затмением, амплитуда пульсаций приземного атмосферного давления на ВНС, восстановленных по профилям температуры воздуха, составляет 6 Па, тогда как в Кисловодске при перепаде температуры воздуха на уровне земли, равном 3.8˚C, амплитуда восстановленных пульсаций атмосферного давления составляет 12.5 Па (рис. 5).

Измеренная микробарографом в Кисловодске амплитуда пульсаций атмосферного давления, вызванных солнечным затмением, составляла 9.5 Па, что согласуется с амплитудой восстановленных по профилям температуры пульсаций давления, принимая во внимание, что в измеренных микробарографом пульсациях давления присутствуют пульсации, обусловленные слоями атмосферы, которые расположены выше 600 м – верхнего предела измерений по высоте при помощи профилемера.

При этом минимум температуры воздуха в Кисловодске, вызванный солнечным затмением, поднимается вверх до высоты 100 м со скоростью 0.17 м/с в координатах высота–время, а далее, ускоряясь, поднимается до высоты 600 м. В среднем скорость подъема минимума температуры воздуха от земной поверхности до высоты 600 м составляет 0.5 м/с.

Таким образом, наблюдая при помощи профилемера перемещение температурного возмущения в координатах высота–время, можно определять скорость восходящих воздушных потоков в зависимости от высоты (рис. 6).

В отличие от пункта наблюдений в г. Кисловодске, на ВНС минимум температуры воздуха, вызванный затмением, поднимается до высоты 250 м со скоростью 0.4 м/с в координатах высота–время, затем траектория минимума по оси времени разворачивается в обратную сторону. Другими словами, минимум температуры воздуха оказывается одновременно, например, на высоте 50 м и высоте 550 м – рис. 6. Такая ситуация может быть обусловлена движением воздушных масс в горных условиях. Здесь необходимо учитывать то обстоятельство, что измерения профиля температуры воздуха производятся с разными интервалами времени: в случае ВНС этот интервал был равен 2 мин, в случае города Кисловодска – 5 мин.

Таким образом, измерение температуры воздуха в определенный момент времени производится в тех объемах воздуха, которые переместились в точку наблюдения из мест, в которых указанные объемы находились по оси времени раньше на время паузы между измерениями за счет горизонтального ветра и восходящих потоков воздушных масс.

Скорость же ветра зависит от высоты, а скорость восходящих потоков воздуха зависит от рельефа окружающей местности и неравномерного прогрева подстилающей поверхности. Это обстоятельство и определяет траекторию переноса температурного возмущения в координатах: высота время. В рассматриваемом случае – траекторию движения минимума температуры воздуха, вызванного солнечным затмением (рис. 6).

В свою очередь, траектория движения минимума температуры воздуха в координатах высота–время определяет задержку регистрации максимума пульсаций атмосферного давления относительно полной фазы солнечного затмения, а также задержку регистрации минимума давления относительно начала затмения. Разные траектории движения минимумов температуры, зависящие от местных условий, дают разные задержки, так как пульсации давления на уровне земли определяются суммированием вкладов тонких слоев воздуха в результирующие пульсации давления.

Отсюда следует, что развитие процессов, происходящих во время солнечного затмения в АПС, определяется скоростью турбулентного перемешивания воздушных масс, а также рельефом местности, неравномерным прогревом подстилающей поверхности и местными воздушными потоками, как горизонтальными, так и вертикальными, – в местах наблюдения.

Работа была выполнена в соответствии с Госзаданием ИФА им. А.М. Обухова РАН: разделы 1–2 – FMWR-2022-0017; раздел 3 – Тема 17.1.

Об авторах

Г. А. Буш

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: bushgregory@yandex.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., 3

Н. Ф. Еланский

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН

Email: bushgregory@yandex.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., 3

Е. Н. Кадыгров

Центральная аэрологическая обсерватория Росгидромета

Email: bushgregory@yandex.ru
Россия, 141700, Долгопрудный, Московская обл., ул. Первомайская, 3

С. Н. Куличков

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН; МГУ им. М.В. Ломоносова

Email: snk@ifaran.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., 3; 119081, Москва, Ленинские горы, д. 1, стр. 2, ГСП-1

И. П. Чунчузов

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН

Email: bushgregory@yandex.ru
Россия, 119017, Москва, Пыжевский пер., 3

Н. С. Прокошева

Владимирский государственный университет им. А.Г. и Н.Г. Столетовых

Email: bushgregory@yandex.ru
Россия, 600000, Владимир, ул. Горького, 87

Список литературы

Дополнительные файлы