Наблюдение полярных летних мезосферных отражений с помощью радара частичных отражений

Наблюдение полярных летних мезосферных отражений с помощью радара частичных отражений

1 2 3

В.А. Власков , А.А. Боголюбов

1 Электромеханический факультет МГТУ, кафедра физики

2

Радиотехническое отделение ЭМФ МГТУ, кафедра радиотехнических и телекоммуникационных систем

3

Полярный геофизический институт КНЦ РАН

Аннотация. В работе рассматривается интересное явление, происходящее в полярной летней мезосфере, называемое Полярное летнее мезосферное эхо (Polar Mesospheric Summer Echoes - PMSE). На примере многолетних данных радара частичных отражений Полярного геофизического института (PGI-PRE) в п.Туманный (68.9°N, 35.8°E) анализируются отражения на частоте 2.7 МГц от высот мезосферы в летние периоды. Подчеркнуты особенности отраженного сигнала в периоды PMSE. Анализ данных показал четкую связь PMSE с приливными волнами в атмосфере на рассматриваемых высотах, в частности, антикорреляцию между вероятностью появления PMSE и меридиональной компонентой полусуточной приливной волны. Сравнение данных трех радаров: EISCAT VHF (224 МГц), ALOMAR-SOUSY и PGI-PRE - говорит о том, что в периоды PMSE на высотах мезосферы образуются неоднородности в электронной концентрации с масштабами от ~100 м до ~10 см. В работе исследуется структура флуктуаций амплитудных отражений в периоды PMSE, и на этой основе делается попытка получить информацию о динамике формирующих PMSE неоднородностей. Анализируется структура профиля электронной концентрации в нижней ионосфере, полученного из данных частичных отражений. Приводятся оценки возможных изменений эффективности агрономических процессов в период PMSE, связанных с понижением температуры. Делаются предварительные выводы о роли турбулентности атмосферы.

Abstract. An interesting phenomenon occurring in the polar summer mesosphere, named Polar Mesospheric Summer Echoes - PMSE is considered in the paper. On the example of long-term data of a partial reflection radar of the Polar Geophysical Institute (PGI-PRE-radar) in Tumanny (68.9°N, 35.8°E) reflections on frequency 2.7 MHz from heights of the mesosphere in summer periods are analysed. Peculiarities of a reflected signal in PMSE periods are shown. The analysis of data has shown evident connection of PMSE with tides at considered heights, in particular, anticorrelation between probability of PMSE occurrence and meridional component of semi-diurnal tide. Comparison of the data of three radars: EISCAT VHF (224 MHz), ALOMAR-SOUSY and PGI-PRE shows that in PMSE periods irregularities of electron concentration with scales from ~100 m up to ~10 sm are formed at the mesosphere heights. In the paper the structure of reflection fluctuations in PMSE periods is investigated and on the basis of the analysis an attempt to receive information on PMSE irregularity dynamics is made. The profiles of electron density in the ionosphere received by partial reflection radar are analysed. Estimations of possible changes of aeronomic process efficiency during the PMSE period connected with temperature are given. Preliminary conclusions of a role of atmospheric turbulence are made.

1. Введение

Мезосфера, область атмосферы, где температура уменьшается с высотой, является одной из самых сложных для наблюдения. Расположенная на высотах 50-90 км, выше стратосферы и ниже термосферы, она слишком высока для наблюдений с самолетов и шаров-зондов, но слишком низка для спутников. Некоторую информацию о параметрах этой области дают эпизодические запуски ракет.

Активные наблюдения мезосферы с Земли стали возможны лишь с созданием в последние годы мощных радарных установок и лидаров. Среди радаров, позволяющих исследовать эту загадочную область, необходимо отметить:

- радары частичных отражений (область частот 2-6 МГц);

- мезосферно-стратосферные радары (частоты ~50 МГц);

- радары некогерентного рассеяния (область частот выше 200 МГц).

Именно радарная техника, работа которой не зависит от метеоусловий (в отличие от лидаров), и дает в настоящее время основную информацию о параметрах мезосферы.

Особые условия для рассеяния радиоволн во всех диапазонах частот радаров возникают на высотах полярной летней мезопаузы. Мезопауза является верхней границей мезосферы, где температура имеет минимум, затем увеличиваясь с высотой в области термосферы. В этом смысле область мезопаузы в высоких широтах в летний период является самой холодной точкой земной атмосферы. Самые низкие температуры (~100 К) были измерены недавно, в период международной кампании NLC-91 (Schmidlin, 1992). Низкие температуры летней мезопаузы объясняются тем, что картина глобальной циркуляции в мезосфере определяется меридиональным потоком от летнего полушария к зимнему. При этом на летнем полюсе воздух движется вверх, адиабатически охлаждаясь, а на зимнем - вниз. В результате летняя высокоширотная мезосфера охлаждается глобальным холодильником, противодействующим нагреванию круглосуточной солнечной радиацией. Эта теория связана с распространением гравитационных волн и их распадом на уровне мезосферы и требует уточнения, поскольку некоторые экспериментальные факты противоречат ей.

Наблюдения с помощью MST радара (50 МГц) в Poker Flat (Alaska) показали, что полярная летняя мезосфера способна в отдельные периоды очень интенсивно отражать радиоволны (Ecklund and Balsley, 1981). Такие отражения не могли быть объяснены ни одной из существующих теорий рассеяния радиоволн. Явление было настолько интересным, что получило свое особое название Полярное летнее мезосферное эхо (Polar Mesosphere Summer Echoes - PMSE).

Имеется согласие между исследователями этой области атмосферы в том, что области отражения формируются при низких температурах. Серебристые облака, морфология которых подобна морфологии PMSE, состоят из ледяных частиц, которые конденсируются на центрах нуклеации (такими центрами могут быть метеорная пыль или кластерные ионы). Низкие температуры (меньше 140 К) являются необходимым условием образования льда, поскольку концентрация воды на этих высотах очень мала.

Непрерывные наблюдения с февраля 1979 по июнь 1985 года MST радаром в Poker Flat показали, что летние отражения существенно отличаются от отражений в зимний период и отражений на средних широтах (Balsley et al, 1983). Мощность мезосферных отражений в другие сезоны и на других широтах по величине на несколько порядков меньше, чем в периоды PMSE. Мощность отражений во время PMSE такова, что эти отражения могут наблюдаться даже относительно малыми радарами, такими как ALOMAR-SOUSY (53.5 МГц) и CUPRI. В последние годы регулярные наблюдения в летний период проводят радары некогерентного рассеяния (НРР радары) - VHF (224 МГц) и UHF (933 МГц) EISCAT радары. Эти высокочастотные радары также регистрируют особые типы отражений, которые не могут интерпретироваться, как некогерентно рассеянные сигналы.

В период MAC/SINE эксперимента (1987 год) в Ramfiordmoen (60.6°N, 19.2°E, Норвегия) одновременно с EISCAT VHF проводились наблюдения на радаре частичных отражений (Hoppe et al, 1990). Проведенное сравнение отраженных сигналов двух радаров дало возможность авторам сделать вывод о том, что радар частичных отражений в периоды PMSE не регистрирует каких-либо особенностей в изменениях амплитуды рассеянного сигнала.

В 1991 году в период международного эксперимента NLC-91 (серебристые облака-91) особый тип отражения PMSE вида был впервые зарегистрирован на радаре частичных отражений Полярного Геофизического Института (PGI-PRE radar) в п.Туманном на частоте 2.7 МГц, то есть в KB диапазоне (Vlaskov et al, 1996; Vlaskov et al, 1995; Vlaskov et al, 1994). Впоследствии этот результат был подтвержден в работе (Bremer et al., 1996). Отметим также, что особые отражения типа PMSE были зарегистрированы в узком слое мезосферы летом в период аврорального возмущения и на частоте 1.29 ГГц радаром некогерентного рассеяния в Sonderstrom.

Сезон наблюдения PMSE начинается и заканчивается достаточно резко в середине года и хорошо соответствует летнему полярному сезону. Сезон наблюдения серебристых облаков очень похож на сезон наблюдения PMSE. По-видимому, низкие температуры являются ключевым фактором в сезонном и широтном распределении как серебристых облаков, так и PMSE.

Особенности наблюдения серебристых облаков состоят в том, что они видны только с Земли в сумерках (Солнце ниже горизонта на 6°), когда эти облака еще освещены Солнцем, поэтому в экспериментах практически не находят корреляции между наблюдением серебристых облаков и PMSE, которое, в свою очередь, наблюдается с большей или меньшей вероятностью в любое время суток.

PMSE происходит в основном в области высот 80-90 км с максимумом в районе 86 км. Такая статистика подтверждена наблюдениями на всех радарах. Индивидуальные рассеивающие структуры могут быть даже меньше, чем высотное разрешение радаров (300 м), и очень часто может быть

несколько рассеивающих областей. Временная эволюция рассеивающих структур может быть связана как собственно с изменением структуры, так и с движением ее через диаграмму направленности антенны радара под действием ветра.

Флуктуации мощности отражений в пределах минуты или меньше обычно не связаны между собой по вертикали, и поэтому не связаны с высыпаниями энергичных частиц (электронов), которые создают протяженные в вертикальном направлении области повышенной ионизации. Поиски корреляции между мощностью отражения в период РМ8Б и фоновым уровнем электронной концентрации показали, что если зимние отражения очень зависят от высыпания электронов, то летние отражения (РМ8Б) в большей степени связаны с движением облаков неоднородностей через диаграмму направленности антенны радара. Увеличение ионизации в результате высыпаний может лишь "подсвечивать" (усиливать) существующие РМ8Б облака. Очевидно, что солнечной ионизации (летом в высоких широтах мезосфера освещена Солнцем непрерывно) достаточно для создания такого уровня фона электронной концентрации, что РМ8Б практически не зависит от высыпания энергичных частиц.

Ранние теории механизмов образования рассеивающихся структур предполагали, что РМ8Б связано с нестабильностями атмосферных приливных и гравитационных волн. Эти нестабильности являются причиной усиления турбулентности на высотах мезосферы. Суточные вариации появления РМ8Б в принципе согласуются с этой гипотезой, но по высоте максимумы этих явлений не совпадают. В то же время, не всегда РМ8Б имеет турбулентную природу, что видно по характеристикам рассеянного сигнала. В частности, спектральная ширина некогерентно рассеянного сигнала дает некоторую информацию о возможном механизме РМ8Б. Рассеяние от турбулентной среды имеет спектр, ширина которого коррелирует с интенсивностью турбулентности. Другими словами, чем больше турбулизована среда, тем шире разброс доплеровских скоростей. Данные как М8Т радаров, так и НРР радаров показывают, что не существует строгой зависимости между интенсивностью РМ8Б и шириной спектра в этот момент.

Проведенные в полярной летней мезосфере ракетно-радарные эксперименты (Шток, а1., 1988) показали, что очень часто в период РМ8Б имеется резкий минимум электронной концентрации на высоте РМ8Б. Этот результат предполагает, что большие градиенты в электронной концентрации являются важным фактором при образовании РМ8Б. В эксперименте МЬС-91 (ЬыЬквп а1., 1993) ракета была запущена в область, где существовали два облака РМ8Б на разных высотах, и измеренные флуктуации электронной концентрации и флуктуации плотности нейтрального газа показали, что турбулентность была интенсивна только в верхнем облаке, и радарные измерения ширины спектра подтвердили этот факт. Основной вывод авторов этой статьи (ЬыЬквп а1., 1993) состоит в том, что существует, как минимум, два разных типа РМ8Б.

Если суммировать все известные в настоящее время характеристики РМ8Б по данным ракетных измерений и измерений высокочастотных радаров, то кратко их можно сформулировать так:

1. В полярной летней мезосфере радары фиксируют увеличение интенсивности отражения сигнала на несколько порядков по сравнению с сигналами в другие сезоны и на других широтах.

2. Область появления РМ8Б в пространстве и во времени хорошо коррелирует с холодной летней мезопаузой.

3. Область высот, где наблюдаются РМ8Б - 80-90 км, с максимумом в районе 85-86 км.

4. Ракетные измерения часто показывают резкий градиент и минимум электронной концентрации в области РМ8Б.

5. Полусуточная составляющая в частоте появления РМ8Б согласуется с соответствующей полусуточной компонентой приливных волн.

6. Короткопериодические гравитационные волны часто наблюдаются в данных радаров в периоды РМ8Б.

7. Спектральная ширина рассеянного сигнала не коррелирует с его мощностью.

8. Существует, как минимум, два типа РМ8Б: турбулентный и нетурбулентный.

9. Сечения рассеяния радиоволн от РМ8Б зависят от их частоты, но эта зависимость может определяться различными механизмами образования неоднородностей разных масштабов.

10. Амплитудные вариации отраженного сигнала полностью раскоррелированы между соседними высотами, разделенными 1 км по высоте.

11.РМ8Б часто наблюдается в очень узкой области, сравнимой по высоте с высотным разрешением радара (для Б18САТ ~300 м).

12. В настоящее время нет однозначных свидетельств о связи РМ8Б с высыпаниями энергичных частиц.

2. Радар частичных отражений и методы анализа данных

Установка частичных отражений ПГИ КНЦ РАН расположена в п.Туманный на Кольском п-ове. Основные параметры установки приведены в таблице 1. Частичные отражения от ионосферных неоднородностей принимаются на Земле и разрешаются в виде двух компонент: обыкновенной и необыкновенной. Управление установкой осуществляется компьютером по заданной программе. Амплитуды обеих компонент записываются на магнитные носители и затем анализируются по различным программам обработки данных. Импульс излучается антенной, состоящей из 8x8 простых диполей, расположенных на расстоянии 41 м друг от друга.

Таблица 1.

Географические координаты 69°N, 33 °Б

Ь - параметр 5.7

Наклонение магнитного поля 77°

Рабочая частота 2.7 МГц

Частота повторения импульсов 2, 6.25, 25 Гц

Ширина импульса 10 - 40 |дс

Ширина полосы передатчика 100 кГц

Мощность передатчика 100 квт

Ширина диаграммы антенны 17°

Первые наблюдения частичных отражений от нижней ионосферы были сделаны Гарднером и Павси в 1953 году (Gardner, Pawsey, 1953). Природа и механизмы образования неоднородностей, от которых происходят частичные отражения, в настоящее время еще не до конца поняты. Частичные отражения имеют различную пространственно-временную структуру: от тонких стратифицированных до достаточно широких "турбулентных" слоев. Многочисленные измерения показывают, что ниже 80 км отражающие области, как правило, тонкие с большими горизонтальными масштабами, в то время как выше 80 км облака частичных отражений занимают достаточно широкую высотную область. Высоты, где один или другой из этих типов отражения существуют, изменяются ото дня ко дню, зависят от сезона и широты наблюдения.

Амплитуда отраженного сигнала флуктуирует, причем в зависимости от типа отражения частота флуктуаций меняется. Частично отраженный сигнал турбулентного типа флуктуирует значительно сильнее. С использованием радаров частичных отражений можно получать интересные результаты при исследовании процессов и параметров среды на высотах нижней ионосферы.

2.1. Измерение электронной концентрации

Метод восстановления профилей электронной концентрации из данных частичных отражений основан на стандартной процедуре, в которой отношение амплитуд необыкновенной и обыкновенной волн (Ax/Ao) сравнивается с теоретическим отношением коэффициентов френелевского отражения (Rx/Ro). Последнее отношение зависит от частоты электрон-нейтральных соударений и гирочастоты на уровне отражения. Rx/Ro равно примерно единице на самых низких высотах и увеличивается примерно до 3 на 90 км. Увеличение не резкое, и любые неточности в этом отношении не являются решающими по сравнению с другими источниками ошибок при оценке электронной концентрации.

Увеличение поглощения между высотами h1 и h2 дается изменением в отношении (Rx/Ro) / (Ax/Ao) и по магнито-ионной теории может интерпретироваться значением электронной концентрации в слое между h1 и h2. Частоты соударений, необходимые для расчета электронной концентрации, берутся из стандартных существующих моделей атмосферы. Такой метод оценки электронной концентрации справедлив лишь в случае, когда Ne < 104 см-3, и поэтому для случаев аврорального возмущения, когда электронная концентрация на высотах 80 км превышает эту величину, радары частичных отражений неверно измеряют электронную концентрацию.

Другой серьезной проблемой при оценке электронной концентрации является наличие боковых отражений, принимаемых радаром. Поэтому для увеличения точности измерений необходимы антенны с узкими диаграммами. Точность оценки Ne зависит также от соотношения сигнал/шум в период измерений, особенно когда Ao»Ax на больших высотах. Как правило, для успешной оценки электронной концентрации из данных частичных отражений соотношение сигнал/шум должно превышать 2.

2.2. Оценка коэффициента турбулентной диффузии

Поведение амплитуды частично отраженного сигнала может быть интерпретировано на основе модели объемного рассеяния, которая основана на идее, что в рассеивающем объеме присутствует достаточно большое число рассеивателей. Наблюдаемые временные флуктуации амплитуды частичных отражений были использованы (Schlegel et al., 1977; Manson et al., 1981) для оценки коэффициента турбулентной диффузии с помощью параметра Т0,5, который определяется как временной сдвиг, для которого автокорреляционная функция уменьшается в два раза по сравнению с ее значением при нулевом временном сдвиге. Согласно теории Букера (Booker et al., 1950), с помощью этого параметра можно оценить параметры турбулентности, такие, например, как энергия диссипации турбулентности или коэффициент турбулентности. Эти оценки базируются на предположении об изотропной турбулентности.

2.3. Измерение ветра радарами частичных отражений

Данные частичных отражений могут быть использованы для измерения ветра в атмосфере методом разнесенного приема сигнала (Fraser, 1984). Сравнение амплитуд флуктуаций частично отраженного сигнала минимум на трех пространственно разнесенных антеннах позволяет используя корреляционный анализ (Briggs, 1984) вычислить скорости ветра в атмосфере.

Имеется много работ (Manson et al., 1992; Manson, Meer, 1991; Lubken et al., 1990), в которых приводятся и анализируются данные по ветрам. Мы не будем обсуждать различные методы анализа, с помощью которых получаются значения скоростей ветров. Мы использовали метод, базирующийся на корреляционном анализе, предложенный в работе (Briggs, 1984).

Для измерения горизонтальных компонент ветра использовались 3 простых диполя из полной антенной решетки, расположенные в вершинах прямоугольного равнобедренного треугольника с длиной катета 164 м. Записывалась только обыкновенная компонента, поскольку необыкновенная компонента поглощается сильнее, особенно в дневное время и во время аврорального поглощения. Критерии отбраковки записей выбирались те же, которые предложены в работе (Briggs, 1984). В принципе, программное обеспечение позволяет нам проводить запись сигнала с различным временным и пространственным разрешением.

3. Основные характеристики частично отраженного сигнала в период Полярного Летнего Мезосферного Эха

Описанные выше возможные методы анализа данных по частичным отражениям были использованы при обработке данных установки, полученных в летние периоды. В этом и следующих разделах будут кратко описаны результаты наблюдений за 1991-1996 годы.

Во время международного эксперимента NLC-91 два радара EISCAT-VHF (224 МГц) и PGI-PRE (2.7 МГц) работали одновременно с 26 июля по 6 августа. Радары находятся друг от друга на расстоянии 677 км и это, по-видимому, не дает возможности нам говорить об одновременности наблюдений PMSE, поскольку вариации сигналов радаров могут быть связаны с пространственными вариациями параметров атмосферы.

Радар частичных отражений регистрировал отражения из области высот 81-90 км с шагом по высоте 1 км. 27-28 июля EISCAT регистрировал PMSE практически непрерывно в период с 22 UT до 04 UT. Мы выбрали этот период для более детального анализа. На рис.1а приведена мощность рассеянного сигнала, измеряемая на EISCAT, которая показывает детали изменений PMSE во времени и по высоте. На рис.1б показаны профили электронной концентрации, оцененные из данных радара частичных отражений, усредненные за 30-минутные интервалы. Видно, что радар частичных отражений регистрирует тонкое облако повышенных электронных концентраций, которое сформировалось на высоте 88.5 км в 01.00 LT. Облако двигалось вниз и достигло высоты 86.5 км. Такое динамическое поведение облака удивительно похоже на поведение PMSE по данным EISCAT. Максимум электронной плотности опускается вниз со скоростью 0.3 м/с, что является типичной картиной развития PMSE.

Как отмечалось выше, в ракетных полетах во время PMSE наблюдались минимумы электронной концентрации в области PMSE. Противоречие в наших и ракетных данных, по-видимому, связано с методом обработки данных. Из данных о частичных отражениях мы можем говорить лишь о "кажущихся электронных концентрациях". К обсуждению этого вопроса мы вернемся в разделе 6.

PMSE 27-28.07.91

км

90 85 80,

EISCAT

22

L 1!;'.(.,

Г

I

' ^ bNecM"3

02 UT

86.5

82.5

23

00

01

02 UT

Рис.1. Параметры сигналов Б18СЛТ и Р01-РКЕ радаров в период РМ8Б: а) мощность рассеянного сигнала по измерениям Б18СЛТ;

б) профили электронной концентрации, измеренные Рв1-РКБ радаром;

в) изолинии амплитуды О-компоненты, измеренные Рв1-РКБ радаром;

г) изолинии коэффициента корреляции <0.5 между сигналами, измеренными с соседних

высот.

На рис.1г показаны изолинии коэффициента корреляции между амплитудами обыкновенной компоненты сигнала, принятыми с соседних высот. Видно, что существуют периоды, когда коэффициент корреляции падает до 0.1, при стандартном значении 0.9 в другие моменты и на других высотах. Из рис.1в видно, что в эти же моменты появляется резкий градиент амплитуды принятого сигнала в этой же области.

В целом из рис.1 видно, что РМ8Б на Б18СЛТ (1а), кажущийся максимум N (16), низкий коэффициент корреляции (1г) и резкий градиент амплитуды частично отраженного сигнала (1в) существуют на одних и тех же высотах и в одно и то же время. Из этого сопоставления можно сделать вывод, что радар частичных отражений в периоды РМ8Б видит тонкие облака (1-2 км), которые имеют следующие характерные черты:

- электронные концентрации, рассчитанные по стандартной методике, имеют максимум на высотах этого облака;

- максимум амплитуды этого облака опускается со скоростью 0.3 м/с;

- существует резкий градиент амплитуды рассеянного сигнала;

- вариации амплитуд, принятых с соседних высот, разделенных шагом 1 км, практически некоррелированы.

Последнее из описанных свойств отмечалось нами ранее при рассмотрении данных высокочастотных радаров в периоды РМ8Б. Все эти характеристики частично отраженного сигнала в совокупности могут быть свидетельством отражений РМ8Б типа.

Во время эксперимента КЬС-93 установка частичных отражений ПГИ работала с 25 июля по 8 августа. Данные регистрировались в высотном диапазоне 80^91 км с шагом по высоте 1 км. Одновременно мы измеряли ветры разнесенным приемом сигнала. В начале каждого 11-минутного интервала записывалась О-компонента с трех простых диполей в течение 180 сек. с интервалом 1 сек. (всего 180x3 записей) для расчета корреляционных функций и оценки скорости ветра и коэффициента турбулентной диффузии.

PMSE ОТ.08.

Н,км 95

82.5

01 UT

21 22 23 00 UT

время

Рис.2. PMSE, по данным EISCAT и PGI-PRE радаров: а) данные EISCAT радара (мощность сигнала); б) амплитуда О-компоненты и коэффициент корреляции (см. текст); в) коэффициент турбулентной диффузии.

На рис.2 показаны одновременные измерения PGI-PRE и EISCAT радаров во время PMSE 7 августа 1993 года. И в этом событии PMSE видно хорошее соответствие между данными обоих радаров. В начале периода наблюдений из данных EISCAT видно существование двух областей PMSE на различных высотах. Аналогичная картина видна в данных PGI-PRE радара. В нижней части рис.2 показаны оценки коэффициента турбулентной диффузии, полученные из данных частичных отражений методом, описанным выше, и усредненные по всему диапазону высот (от 80 до 91 км). Очевидно, что такое усреднение не очень корректно, но это только первые оценки, и проблема требует дополнительных исследований. Первые выводы, которые можно сделать из рис.2:

- коэффициент турбулентной диффузии достаточно высок в течение всего периода измерений;

- коэффициент турбулентной диффузии растет после начала PMSE.

РМЭЕ 30-30.07.94

' ' Е15САТ [224 МНг]

22 23 00 01 02 иТ

Рис.3. Одновременные измерения PMSE тремя радарами.

Во время эксперимента N^-94 PGI-PRE радар проводил наблюдения с 24 июля по 10 августа в том же диапазоне высот и с тем же пространственным разрешением, что и в 1991 году. На рис.3 показаны данные одновременных наблюдений сразу трех радаров разных частот EISCAT (224 МГц), ALOMAR-SOUSY (53.5 МГц) и PGI-PRE (2.7 МГц) в течение четырех часов 30-31 июля. Снова видно хорошее пространственное и временное подобие данных всех трех радаров. Интенсивное отражение на радаре некогерентного рассеяния и мезосферно-стратосферном радаре и уменьшение коэффициента корреляции на радаре частичных отражений наблюдаются в области высот 84-86 км. Отчетливо видно снижение области PMSE и ее периодические вариации.

Для исследования неоднородной структуры в области PMSE был проведен спектральный анализ флуктуаций амплитуды частичных отражений на различных высотах. В этом анализе мы использовали данные с разрешением 1 сек. Спектр мощности флуктуаций рассчитывался прямым Фурье-преобразованием автокорреляционной функции на 120-секундной серии данных. Ширина спектрального окна была 0.03 Гц. Мощность спектра флуктуаций амплитуды частичных отражений для различных высот рассматриваемого диапазона представлена на рис.4. На этом рисунке приведены спектры для трех временных интервалов 26 июля 1994 года. Эти моменты соответствуют различным пространственно-временным значениям коэффициента корреляции сигнала. В первый момент 12.52 иТ низкий коэффициент корреляции соответствует высоте 86.5 км. В следующий момент 13.00 иТ уровень корреляции высокий (>0.5) на всех высотах. В третий момент низкий коэффициент корреляции соответствует высоте 84.5 км.

Как видно из рис.4, на высотах и в моменты, где и когда происходит падение коэффициента корреляции между амплитудами, принятыми с соседних высот (PMSE), наклон спектра уменьшается, что свидетельствует об увеличении интенсивности высокочастотных флуктуаций в спектре и, в принципе, может свидетельствовать об увеличении уровня турбулентности в области PMSE.

Таким образом, подводя итог сказанному о наблюдениях PMSE на радаре частичных отражений, можно сделать вывод, что радар на частоте 2.7 МГц наблюдает в летние периоды тонкие облака PMSE типа, которые имеют следующие характеристики:

Рис.4. Интенсивность высокочастотных флуктуаций амплитуды О-компоненты в период РМ8Е.

электронная концентрация, рассчитанная стандартным методом (из отношения амплитуд обыкновенной и необыкновенной компонент), имеет максимум на высотах этих облаков (см. раздел 6);

высота максимума электронной концентрации понижается со скоростью ~ 0.3 м/с; иногда присутствуют два облака с подобными характеристиками на различных высотах; на высотах, где появляются эти облака, амплитуда рассеянного сигнала имеет резкий градиент; вариации амплитуд сигнала, принятого с соседних уровней, разделенных 1 км, имеют низкий уровень корреляции по сравнению с корреляцией амплитуд выше и ниже облака;

уровень низкой корреляции часто изменяется периодически, что свидетельствует о волновом характере процессов, протекающих в этих облаках;

в структурах, где уровень рассматриваемого здесь коэффициента корреляции меньше 0.5, мощность спектра амплитудных вариаций становится более пологой;

коэффициент турбулентной диффузии достаточно высокий в период всего наблюдения, но с появлением РМ8Е облаков растет;

облака наблюдаются во всем рассматриваемом диапазоне высот (80-90 км), но с наибольшей вероятностью в области высот 84-87 км.

4. Исследования параметров полярной летней мезопаузы в периоды Полярного Летнего Мезосферного Эха

До сих пор очень трудно детектировать РМ8Е структуры на частотах порядка 2-3 МГц. Фактически в периоды РМ8Е сигнал частичных отражений состоит из двух компонент: нормальное частичное отражение и отражение, связанное с РМ8Е. В принципе невозможно строго разделить эти компоненты. Одна из характеристик, которую мы считаем основной при определении присутствия РМ8Е сигнала на частотах КВ диапазона - это отсутствие корреляции между флуктуациями амплитуд сигнала,

принятого с двух соседних уровней. Это связано с тем, что в периоды PMSE существует узкий слой, в котором частичные отражения имеют другую природу, чем фоновые частичные отражения. Существуют и другие характеристики отраженного сигнала на частотах КВ диапазона, которые, по нашему мнению, свидетельствуют о наличии PMSE. Они подробно описаны выше.

Используя низкую корреляцию (<0.5) между сигналами частичных отражений, принятыми с двух соседних высот (шаг по высоте 1 км), в качестве свидетельства PMSE отражений на установке частичных отражений, мы рассчитали вероятность появления PMSE (в %) как отношение времени, когда этот коэффициент <0.5, к полному времени наблюдения. На рис.5 показана вероятность появления PMSE в зависимости от высоты и времени суток. Представленные данные получены в июле 1994 года. На этом же рисунке представлена аналогичная зависимость интенсивности сигнала ALOMAR-SOUSY радара, полученная за период с 23 июля по 22 августа 1994 года. Сравнение двух рисунков показывает, что они практически одинаковы. Некоторые различия могут быть связаны как с несколько различным периодом усреднения данных, так и с тем, что измерения проведены в различных географических пунктах. Оба эти фактора могут быть связаны с различием фоновых условий на высотах мезосферы. Еще одной причиной некоторого различия в рисунках может быть тот факт, что PMSE-типы сигнала на разных частотах, по-видимому, имеют разную физическую природу, и, по крайней мере, высотные различия могут быть связаны именно с этим. В целом картины очень похожи, и это служит еще одним свидетельством того, что сигнал частичных отражений содержит PMSE компоненту, а низкий коэффициент корреляции между амплитудами сигналов, принятых с соседних уровней, является вполне приемлемой характеристикой для идентификации PMSE на частотах КВ диапазона.

СУТОЧНЫЕ ВАРИАЦИИ PMSE Вероятность появлетя PMSE (%J PCrl-PRE км

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 31 33 (JT -

Рис.5. Вероятность регистрации PMSE в зависимости от высоты и времени суток.

Во многих работах, посвященных характеристикам PMSE, отмечалось влияние атмосферных приливов на вариации PMSE (например, Ruster, 1995; Cho, Morley, 1995; Bremer et al, 1996; Williams et al, 1989; Miller et al, 1993).

Надо заметить, что суточные и полусуточные приливы меняют как скорость ветра, так и температуру и плотность атмосферы. В настоящее время никто из исследователей PMSE не подвергает сомнению тот факт, что низкие температуры - это необходимое условие возникновения PMSE. В работе (Inhester et al, 1994) приводятся данные измерений температуры при запусках ракет в периоды, когда MST радар фиксировал PMSE. Приборы на ракетах фактически измеряли температуру в тех областях, от которых регистрировалось PMSE. Основной вывод этой работы: PMSE регистрируется радаром при температурах ниже 140 К. Заметим, что эта температура является температурой конденсации паров воды при концентрации воды 10-6 от концентрации воздуха, а минимальные температуры, измеренные на высотах летней мезопаузы, достигают 100 К (Schmidlin, 1992). Некоторые оценки, сделанные в (Inhester et al, 1994), говорят о том, что температурные условия на высотах PMSE должны приводить к образованию частиц льда.

Поскольку понижение температуры на фоне существующих низких летних температур может приводить к существенному изменению аэрономических процессов на высотах мезопаузы, естественно ожидать корреляции между возникновением РМ8Е и характеристиками приливных волн, изменяющих фоновую температуру.

1 т 1

4- 1- т

/ Т ,

\ , \ \

J <-

Л

_I_I_I_

_I_I_I_I_

_I_I_I_

_|_I_I_

12

Врет ит

км 90

56

$4

82

24

50 мЛ

О

вероганость тбтшпент РМ8Е>0.2

Рис.6. Среднесуточная картина ветров.

Прежде чем говорить о влиянии приливных волн (а в принципе и гравитационных волн более коротких периодов) на РМ8Е, рассмотрим, как могут быть связаны между собой величина и направление ветра и вероятность возникновения РМ8Е. На рис.6 приведена измеренная на Рв1-РИЕ радаре среднесуточная картина ветров на высотах от 81 до 90 км (характерные высоты наблюдения РМ8Е). Одновременно на эту картину нанесены данные вероятности появления РМ8Е (см. рис.5). Из этой картины видно, что существует некоторая корреляция между вероятностью появления РМ8Е и меридиональной компонентой ветра. В те периоды, когда существует меридиональная компонента горизонтального ветра, вероятность РМ8Е увеличивается. Для проверки этой гипотезы мы провели исследование корреляции меридиональной компоненты ветра с вероятностью появления РМ8Е.

Известно, что наиболее сильные и стабильные вариации как зональной, так и меридиональной компонент ветра обусловлены суточной и полусуточной приливными компонентами. Эти приливные компоненты легко выделяются при анализе суточных вариаций ветра. В июле 1994 года одновременно с измерениями амплитуды отраженного сигнала измерялись скорости горизонтального ветра на высотах 80-90 км методом разнесенного приема отраженного сигнала.

июль 1994

85 кш

24 ЦТ

Рис.7. Среднесуточные вариации вероятности РМ8Е и меридиональной компоненты ветра (данные Рв1-

РКЕ радара).

На основании этих измерений мы получили средние значения меридиональной и зональной скоростей ветра в каждый час суток и, соответственно, суточную картину изменения этих ветров. Для

меридиональной компоненты горизонтального ветра среднечасовые значения приведены на рис.7б. Там же приведена аппроксимация суточной зависимости меридиональной компоненты, полученная методом наименьших квадратов при учете суточной и полусуточной приливных волн. На рис.7а приведена аналогичная аппроксимация для вероятности (в % от времени наблюдения) появления PMSE. Все данные приведены для высоты 85 км, поскольку эта высота является характерной для PMSE.

Из рисунка видно, что кривые сдвинуты по фазе практически на п, т.е. максимум вероятности появления PMSE соответствует минимальным значениям меридиональной компоненты ветра (направленным с юга на север). Для других высот соответствующие аппроксимации приводят к аналогичным результатам. На рис.6 сплошной линией показан высотно-временной ход фазы полусуточной меридиональной компоненты ветра. Видно, что эта линия, показывающая положение максимального значения скорости, совпадает с минимальными вероятностями появления PMSE.

Физически сдвиг по фазе между вероятностью появления PMSE и полусуточной меридиональной компонентой горизонтального ветра можно объяснить, если предположить, что фаза меридиональной компоненты ветра совпадает с фазой температурных вариаций. По модельным оценкам работы (Aso, 1993) это действительно справедливо, по крайней мере, для суточной компоненты. Если предположить, что этот сдвиг по фазе также выполняется для полусуточной компоненты, то наши данные свидетельствуют, что вероятность появления PMSE увеличивается при понижении температуры, и, в свою очередь, подтверждает гипотезы о том, что PMSE связано с появлением аэрозолей или тяжелых кластеров на высотах полярной летней мезопаузы.

Дополнительный (по сравнению с п) сдвиг по фазе между меридиональной компонентой ветра и вероятностью появления PMSE может дать информацию о характерном времени образования частиц (тяжелых водных кластерных ионов или аэрозолей), которые, в свою очередь, становятся решающим фактором отражений PMSE-типа.

В случае, если такими частицами являются заряженные аэрозоли, то полный фазовый сдвиг будет п+А(р. Связано это с тем, что характерные времена роста аэрозольных частиц составляют несколько часов. Например, по оценкам работы (Aso, 1993), для роста ледяных кристаллов до размеров ~50 нм (а такие частицы должны присутствовать в серебристых облаках) на высоте ~85 км требуется 5 часов. В связи с этим параметр А(р может служить характеристикой частиц (времени их образования), ответственных за появление PMSE. В данной работе мы не будем обсуждать этот вопрос, поскольку он требует дополнительных исследований на большом массиве данных. Заметим только, что связь приливных волн и PMSE отмечалась во многих работах, но все это относилось к радарам высоких частот. Приведенные в данной работе результаты являются первыми результатами, свидетельствующими о такой связи на частотах КВ диапазона. В принципе, отражения PMSE-типа на разных частотах могут быть связаны с частицами разной природы (размеры, заряды и т.д.), поэтому исследования параметра Дф на радарах в широком диапазоне частот может дать ответ на вопрос о том, как изменяется аэрономия на высотах летней мезопаузы при экстремально низких температурах.

В работе (Bremer et al, 1996) приведены данные наблюдения PMSE на радаре ALOMAR-SOUSY и наблюдения ветров на MF радаре. В работе найдена антикорреляция между вероятностью наблюдения PMSE и зональной полусуточной компонентой ветра. Напомним, что мы нашли антикорреляцию PMSE с меридиональной полусуточной компонентой. В принципе, интерпретация результатов полученных в работе (Bremer et al., 1996) аналогична нашей интерпретации, и речь может идти только о дополнительных сдвигах по фазе Дф. Наши результаты и результаты работы (Bremer et al., 1996) получены в 1994 году. Для их сопоставления в таблице 2 мы приводим данные гармонического анализа для фаз и амплитуд приливных волн и измерений PMSE на высоте 85 км в разных географических точках.

Таблица 2. Суточные и полусуточные приливы в PMSE и ветрах на высоте 85 км

A0 A24 ф24 A12 Ф12

Vzon(PRE) -20.8 m/c 29.2 m/c 1.3UT 22.2 m/c 2.5UT

vmer (PRE) 2.9 m/c 17.0 m/c 22.4UT 21.6 m/c 7.3UT

PMSE (PRE) 16.5% 1.83% 2.0UT 4.3% 2.8UT

PMSE (ALOMAR) 2.42 db 1.01db 10.0 LMT 0.87db 1.8MLT

Vzon (Tromse) -9.0 m/c 7.0 m/c 20.5 LMT 8.0 m/c 8.1LMT

высота РМБЕ

Меридиональная I

ветра

В таблице обращает на себя внимание большое различие в измерениях зональной компоненты ветра (и амплитуды, и фазы) на аналогичных установках в Туманном (Р01-РКЕ) и Тромсе (МБ-радар). Такое различие может быть связано в первую очередь с тем, что измерения этих установок фактически проведены для разного времени (Туманный - июль, Тромсе - август). Об этом говорит тот факт, что амплитуда зональной компоненты ветра по измерениям в Тромсе меньше, чем в Туманном, а это и должно происходить при переходе к осенне-зимнему периоду.

Отметим еще одну особенность, которая наблюдается в периоды РЫ8Е. На рис.8 показано среднесуточное изменение высоты РЫ8Е за весь период наблюдения (июль) по данным установки частичных отражений в Туманном. На рисунке показана высота, на которой вероятность появления РЫ8Е в данный момент времени максимальна. Очевидно, что этот параметр также изменяется с периодом, соответствующим полусуточной приливной компоненте. На этом же рисунке показан высотно-временной ход меридиональной компоненты ветра, из которого видно влияние полусуточной приливной волны на эту компоненту ветра.

V ЯШ иг 1

1111111 I! л* ЖИГ 1Г '» " Г 1

111 Л ' л

шг 1НЖЯЧГ. 11 1аь / ШаШШ

"в Л1Н ' к^ии

IV ^-пан ЙП *'АШГ

V , "-Ц л 1Н ЯШ

л & . чг 7 «г ли*

Рис.8. Среднесуточные значения высоты максимального появления РЫ8Е и меридиональной компоненты ветра.

5. Исследование тонкой структуры флуктуаций амплитудных отражений в период РМБЕ

Изучение временных вариаций сигнала, зарегистрированного в период РЫ8Е, обнаруживает квазипериодические изменения интенсивности отражений, глубина которых зависит от зондируемой высоты. На высотах, превышающих 85-86 км, где наблюдается рост уровня отражений, резко возрастает глубина квазипериодических (Т = 5 - 10 сек.) флуктуаций интенсивности, достигая величины А4/Лср ~ 1.5-2.0. Исследование пространственных масштабов и скоростей перемещения неоднородностей, вызывающих эти отражения, может дать дополнительную информацию для понимания процесса формирования интенсивных отражений.

Исследование динамических характеристик Б-области полярной ионосферы проводилось на основе экспериментальных данных установки частичных отражений, полученных с применением техники пространственно-разнесенного приема, в условиях наблюдения полярного летнего мезосферного эха (РЫ8Е). Для изучения пространственных и временных параметров структуры флуктуаций отраженного сигнала к данным разнесенного приема был применен кросс-спектральный дисперсионный анализ. Формальное применение данного метода к временным рядам, полученным в трех пространственно разнесенных точках, позволяет обнаруживать и выделять в наземной картине флуктуаций отдельные пространственные Фурье-компоненты, наблюдаемые в виде плоских волн, последовательно проходящих через систему приемных антенн, и измерять вектор скорости их движения.

Для анализа возможностей применения данного метода был выбран дневной 40-минутный интервал наблюдений 26 июля 1994, проведенных в условиях РЫ8Е. О последнем свидетельствует наличие на высотах 85-87 км резкого вертикального градиента амплитуды отраженного сигнала (рис.9а) в присутствии неоднородных слоев, определяемых резким падением корреляции интенсивности отраженного от соседних высотных уровней сигнала (рис.9б). Ранее было показано, что эти особенности являются характерными признаками РЫ8Е.

Обработка проводилась с применением методики скользящей спектральной оценки, позволяющей оценить устойчивость рассчитываемых характеристик и выбрать оптимальный интервал осреднения данных. В данном случае для выявления устойчивых структур с временными масштабами от 8-10 до 20 мин. нами были апробированы интервалы осреднения от 180 до 900 сек. при постоянном 60-сек. смещении по времени. В зависимости от пространственной структуры и временной изменчивости сигнала, интервал, достаточный для выявления особенностей картины, и в тоже время обеспечивающий устойчивость измеряемых параметров, при смещении на величину не менее его половины, как правило, находился в диапазоне 300-720 секунд. Необходимое спектральное разрешение достигалось стандартным методом стягивания сглаживающего спектрального окна Тьюки с вариацией его ширины от 0.017 до 0.003 Гц, что давало приемлемую точность для выявления спектральных компонент с

периодами до нескольких десятков секунд. Погрешность отклонения от фронта плоской волны для выявляемых пространственных Фурье-компонент выбиралась не превышающей 10%.

РМБЕ, 16.07.94 , Туманный, 2.7 МГц

Н,км

12.50 13.00 13.10 13.20

0.000 0.075 0.150 0.225 0.300

I_-I -- I->1

Рис.9. Горизонтальные скорости движения неоднородностей в период РМЕЕ.

На рис.9в представлено высотно-временное распределение векторов горизонтальных скоростей для наблюдаемых квазипериодических флуктуаций с Т = 7-9 сек. Направление вниз - на юг, направо - на восток. Интервал осреднения для данного варианта расчета составлял 10 мин. Расчет показывает хорошую устойчивость как величины, так и направления вектора измеряемой скорости на временных интервалах, превышающих интервал осреднения, в диапазоне высот от 83 км и выше и несколько хуже на высотах ниже. Можно видеть, что на высоте 85 км происходит смена направления как зональной, так и меридиональной компонент скорости движения в картине флуктуаций отраженного сигнала c северозападного направления движения в области ниже 85 км на юго-восточное и южное на высотах выше. Величина скорости в устойчивых областях изменяется в диапазоне от ~50 до 200 м/с. Диапазон изменения масштабов флуктуаций, определяемых как Ь = У/Г, во всем рассматриваемом диапазоне составляет ~0.5-1.5 км.

При отработке методики для выявления мелкомасштабных временных структур 1-5 мин. использовались соответственно меньшие выборки с меньшим смещением, также показавшие возможность выявления областей с устойчивой картиной движения отражающих ионосферных образований.

В целом, полученный результат позволил заключить, что применяемая методика может быть использована для определения пространственно-временного распределения горизонтальных скоростей движения неоднородных образований различных масштабов в Б-области ионосферы. Не рассматривая в данном разделе вопроса о механизмах формирования сигнала частичных отражений, глубина флуктуаций которого может превышать порядок величины на периодах Т = 5-10 сек, отметим, что

определяемая по данной методике картина движений в Б-области ионосферы имеет достаточно сложный, но вместе с тем устойчивый характер. Иллюстрацию этого можно видеть на рис.10, где представлены результаты обработки 4-часового интервала наблюдений в условиях РМБЕ в ночь с 30 на 31 июля 1994 г. Размещение данных на рис.10 аналогичное рис.9 (а, б, в), а фрагменты распределения векторов соответствуют областям в верхней части рисунка. В отличие от рис.9 вектора на нем представляют направление движения и масштаб флуктуации в км. Можно видеть зависимость направления движения от величины и направления градиента интенсивности отраженного сигнала.

РМЙЕ 30 31.07.94 22.10 02.00

км

89.5 87.5 85.5 83.5

22.40 23.40 00.40 01.40 иТ

км

901 ; - - 1 ; 1 1 • ; • г : ^///-У?-Г; П" ' ' : .. -У^'^Л  "Ги

22.20 22.40 23.20 23.40 00.20 00.40 01.20 01.40 ИТ

Рис.10. Горизонтальные скорости движения неоднородностей в период РМ8Е.

6. Изучение зависимости вида восстанавливаемого профиля электронной концентрации от интенсивности и пространственной структуры частичных отражений

С целью увеличения временного разрешения, определяемого методом частичных отражений, профиля электронной концентрации была изменена процедура получения оценки распределения N по экспериментальным данным. Ранее использовалась схема 1 мин. накопления сигнала с последующим 10 мин. (а часто и более) осреднением высотного профиля концентрации. Применяя цифровую фильтрацию к экспериментальным данным по необыкновенной Ах компоненте с включением 2-3 секундных периодов флуктуаций и, проводя расчет по каждому зондирующему импульсу с последующим осреднением профилей, нам удалось добиться удовлетворительной устойчивости вертикальных профилей при осреднении уже за несколько десятков секунд. В настоящей работе мы использовали минутные осреднения. В верхней части рис.11 последовательно представлены три пары одноминутных профилей, полученных в разные дни летом 1996 года около 13 час (Мск). При незначительной дисперсии значений, позволяющей выявлять характерные особенности в вертикальном распределении концентрации, можно видеть вполне надежную устойчивость и повторяемость формы. Ниже представлены три фрагмента пространственно-временного распределения интенсивности отраженного сигнала в обыкновенной компоненте. Хорошо видно, что при слабых отражениях (средняя часть рис.11) высотный профиль распределения Ые достаточно гладкий (при более высоких значениях концентрации на всех уровнях), тогда как интенсивные отражения формируются при сильной изрезанности профиля в присутствии

йн N8 1/

а ( £ Ф

< V Ш:

п

резких градиентов при более низких концентрациях, как в целом, так и в локальных областях, ответственных за отражения.

Последнюю особенность мы более детально рассмотрели на отдельном случае кратковременного (около 15 мин.) РМЖ, наблюдавшегося днем 26 июня 1996 г. В верхней части рис.12 представлен трехминутный интервал высотного распределения интенсивности отраженного сигнала совместно с осредненными за 1 мин профилями электронной концентрации. Характерной особенностью является наличие в узком интервале высот 85-87 км пятнистой полосы наиболее интенсивных отражений совпадающей с локальным минимумом в профиле электронной концентрации, где перепад достигает величины 0.6-1.3-104 см-3, а вертикальные градиенты - 5-103 см-3/км. В средней части рис.12 представлено распределение направлений движения и величины масштаба неоднородностей, свидетельствующее о стабильности в этой области движения с востока на запад со скоростью ~10-20 м/с неоднородностей с масштабами 0.8-1.0 км. В нижней части рис.12 представлено высотное распределение корреляции амплитуды между соседними высотными уровнями для контуров с уровнем ниже 0.5. Между высотами 86 и 87 км, где наблюдается слой интенсивных вертикальные профили электронной концентрации (вверху). отражений, корреляция имеет высокие значения, а выше и ниже корреляция резко падает до уровня 0.3-0.1. По принятым критериям, это -свидетельство РМ8Б.

Представленные здесь профили электронной концентрации, полученные по данным частичных отражений в период РМ8Б, показывают, что кроме отчетливого максимума имеется глубокий минимум, совпадающий с областью наиболее интенсивных отражений. Наличие такого минимума отмечалось в ракетных измерениях (см., например, Шток, а1., 1988), проведенных в периоды РМ8Б.

Известно, что ионизационно-рекомбинационный цикл в Б-области ионосферы очень чувствителен к вариациям температуры. При температурах ниже ~150 К (а по моделям атмосферы это средняя температура летней мезопаузы) происходит быстрое преобразование простых молекулярных ионов типа 02+ и N0+ с коэффициентом рекомбинации а1~10-7см3с-1 в ионы-связки типа Н+(Н20)п с коэффициентом рекомбинации а2~10-5 см3с-1. При этом параметр п, характеризующий степень гидратации, по ракетным данным может на высотах летней мезопаузы достигать значений ~20.

Исследования температурной зависимости эффективной скорости перехода простых ионов в ионы-связки Р показало (Бштвуа а/., 1988), что в области температур 120-180 К эта зависимость может быть приближенно описана формулой /3~1030ГГ. Эффективная скорость преобразования Р зависит не только от температуры, но и от концентрации таких малых составляющих, как Н20, С02, и от общей концентрации молекул атмосферы на рассматриваемых высотах.

Если предположить, что в рассматриваемой узкой области высот (~84-88 км) скорость ионизации практически не меняется с высотой (а это предположение естественное), то, очевидно, что резкие вариации профиля могут быть связаны только с вариациями скорости рекомбинации. Грубо схему ионизационно-рекомбинационного цикла можно описать так.

Н,км 26.06.96 02.07.96 04.07.96

I I

26.06.96 02.07.96 04.07.96

13.05 13.0713.04 13.0613.04 13.06

Рис.11. Интенсивность отраженного сигнала (внизу) и

Рис.12. Вертикальные профили электронной концентрации, горизонтальные скорости движения

неоднородностей в период РМ8Б.

В Б-области существует два типа ионов: х1 (с коэффициентом рекомбинации а1~10'1 см3с-1) и х2 (с коэффициентом рекомбинации «2~10-5 см3с-1). В результате ионизации (скорость ионизации д) образуются только ионы х1, которые могут преобразоваться в ионы х2 со скоростью Д Тогда из равновесных уравнений неразрывности для ионов х1 и х2 имеем

д =а1 х1Ые + уЗхфх1 = а2 х2Ые

с учетом нейтральности х1+х2=Ле , легко получить выражение для эффективного коэффициента рекомбинации (д =аэффЛе2):

аэфф = а2(агЛе + Р)/ (а2Ле + ¡3).

Из этой формулы видно, что если ¡5« а1Ле, а2Ле (высокие температуры), то д = а1Лг2 . Если же р» а1Ле, а2Ле (низкие температуры), то д = а2Лг2.

Из приведенных на рис.12 профилей электронной концентрации легко оценить значения аЛе и на основе зависимости Р~103° сделать оценку вариации температуры. Предполагая, что в минимуме температуры низкие, и ионный состав - это ионы-связки с а~10-5 см3с-1, а в максимуме преобладают простые ионы с а~10-7 см3с-1, можно сделать вывод, что Р меняется приблизительно на порядок (см. рис.12). Это говорит о том, что в узкой области высот (~2-3 км) образуется перепад температур до ~30 К. Сам по себе этот факт не противоречит результатам измерений температуры в период РМ8Б. В работе (1пИе&1вг а/., 1994) на основе одновременных измерений температуры (на ракетах) и РМ8Б (радарами) делается вывод, что РМ8Б появляется лишь на тех высотах и в те периоды, когда температура ниже 140 К.

7. Физическая природа PMSE

Атмосфера сама по себе может рассеивать радиоволны, если по каким-то причинам существуют вариации коэффициента преломления. В мезосфере доминирующим источником таких вариаций коэффициента преломления являются флуктуации электронной концентрации. Флуктуации электронной концентрации, в свою очередь, могут быть вызваны следующими причинами: тепловыми флуктуациями или флуктуациями, связанными с механическими, электродинамическими или химическими эффектами. Рассеяние, связанное с первым типом флуктуаций Ne, называется некогерентным, а рассеяние во втором случае называется когерентным. В обоих случаях волны рассеиваются на неоднородностях, соответствующих по масштабам половине длины волны радара (Брэгговское условие).

Выше коротко описаны основные характеристики PMSE. Как уже отмечалось, масштабы неоднородностей в период PMSE достаточно разнообразны: от 100 м до 10 см и, по-видимому, механизмы образования неоднородностей разных масштабов различны. Принципиально механизм рассеяния радиоволн одинаков на всех масштабах. Рассеяние происходит на неоднородностях коэффициента преломления, равных по масштабам половине длины волны радара.

Резкий градиент электронной концентрации имеется на границе минимума электронной концентрации, измеряемого в ракетных экспериментах в период PMSE. Этот минимум может быть связан с повышенной скоростью рекомбинации или прилипания электронов в условиях низких температур этой области мезосферы. Вероятно, на фоне низких температур при распространении гравитационных волн происходит дополнительное локальное охлаждение, по времени совпадающее с периодами гравитационной волны. Как уже отмечалось выше, эффект влияния гравитационных волн на PMSE наблюдается в экспериментальных данных. Резкий градиент электронной концентрации может быть причиной частичных отражений на масштабах порядка нескольких десятков метров. Если этот градиент перемешивается нейтральной турбулентностью, то происходят отражения на более коротких волнах. Можно предположить, что особые отражения на частоте 2.7 МГц связаны с частичными отражениями на таких градиентах. Если при этом усиливается по какой-то причине турбулентное перемешивание, то появляются неоднородности более мелких масштабов, и, вероятно, это может быть причиной некоторых PMSE, видимых на MST радарах.

Известно, что в полярной летней мезосфере присутствуют в достаточно больших концентрациях тяжелые кластерные ионы, аэрозоли и частицы льда. В присутствии этих компонент диффузия электронов может уменьшиться. Это приводит к тому, что флуктуации в электронной концентрации могут быть значительно более мелких масштабов, чем флуктуации в нейтральной компоненте. Последние очень сильно демпфируются вязкостью. Расширение так называемой инерциальной подобласти в электронных флуктуациях по сравнению с нейтральными флуктуациями определяется числом Шмидта. Авторы работы (Lubken et al., 1994) предположили, что в присутствии тяжелых ионов число Шмидта на этих высотах увеличивается, область интенсивных неоднородностей в электронной концентрации растет в сторону мелких масштабов, и это является причиной возникновения PMSE и их регистрации на MST радарах и, возможно, иногда, на EISCAT VHF радаре (224 МГц).

Измерения числа Шмидта в области PMSE дали значение 6.8, что недостаточно для наблюдения PMSE на радарах больших частот. Во всяком случае, те типы PMSE, в которых ширина спектральной линии растет с увеличением интенсивности рассеяния, по-видимому, обусловлены присутствием тяжелых ионов или аэрозолей и, как следствие этого, увеличением числа Шмидта на высотах мезосферы.

Одним из возможных механизмов образования PMSE может быть механизм, предложенный в работе (Havnes et al., 1990). Авторы этой работы предположили, что в области PMSE содержатся многозарядные аэрозоли, образованные фотоионизацией из нейтральных аэрозолей. Эти положительные многозарядные аэрозоли собирают вокруг себя "облака" электронов, движение которых контролируется движением аэрозолей. Согласно оценкам этой работы, в этом случае сечение рассеяния резко возрастает. При этом доплеровский спектр рассеянного сигнала остается узким, поскольку он определяется тепловым движением частиц при низких температурах. В этом случае рассеяние от заряженных аэрозолей не зависит от длины волны радара в области от 1 метра до 10 см, что противоречит экспериментальным данным. Высказывались предположения, что для объяснения PMSE необходимо исследовать возможность двойной диффузии (или даже множественной), поскольку разные коэффициенты диффузии таких различных компонент, как ионы, аэрозоли или ледяные частицы в области мезопаузы могут быть причиной образования слоевых структур.

Если суммировать все существующие теории, которые пытаются объяснить PMSE, то можно коротко сказать, что любая из них требует наличия низких температур на высотах мезопаузы,

модулированных волнами различных периодов. Очевидно, что для объяснения PMSE необходимо наличие тяжелых кластерных ионов или аэрозолей. Турбулентность нейтрального газа вносит свой вклад в образование PMSE, но ее роль не является доминирующей. Данные наблюдений на установке частичных отражений не противоречат этим теориям.

8. Заключение

Изучение PMSE может дать прекрасную информацию об аэрономии в полярной мезосфере летом. Динамические эффекты (ветры, приливы, гравитационные волны), которые отчетливо проявляются в данных по PMSE, сами по себе не являются решающим фактором, но создают соответствующие условия на высотах мезопаузы. Фактически, отсутствие упоминания о серебристых облаках до 1885 года, несмотря на то, что различные наблюдения сумеречных явлений в Арктике проводились, говорит о том, что эти облака были слишком оптически тонки и невидимы. После извержения Кракатау пары воды были инжектированы в стратосферу, и серебристые облака стали видимы. Задержка на 2 года хорошо согласуется с оценкой времени переноса паров воды из стратосферы в мезосферу.

Недавно было сделано предположение, что антропогенные увеличения метана, который является важным источником паров воды в мезосфере, сделали серебристые облака видимыми. С другой стороны, Гадстен (Gadsden, 1990) предположил, что и уменьшение температуры мезопаузы, возможно, связано с антропогенными изменениями атмосферы. Глобальные модели верхней атмосферы (Roble, Dickinson, 1989) предсказывают уменьшение температуры мезопаузы вследствие увеличения метана и двуокиси углерода. Таким образом, очень вероятно, что антропогенные эффекты приводят с одной стороны к увеличению относительной концентрации воды, а с другой - к уменьшению температуры мезопаузы, и вместе - к увеличению частоты появления серебристых облаков на высотах летней мезопаузы.

С учетом сказанного выше надо отметить, что PMSE может быть хорошим индикатором для исследования антропогенных изменений в атмосфере.

Литература

Aso T. Time-dependent numerical modelling of tides in the middle atmosphere. J.Geomagn. and Geoelect., v.45, p.41, 1993.

Balsley B.B., Ecklund W.L. and Fritts D.C. VHF echoes from the high-latitude mesosphere and lower

thermosphere: Observations and interpretations. J.Atm.Terr.Phys., v.40, p.2451, 1983. Bremer J., Hoffman P., Manson A.H., Meek C.E., Ruster R. and Singer W. PMSE observations at the three

different frequencies in Northern Europe during summer 1994. Ann. Geophys, p.1128, 1996. Briggs B.H. The analysis of spaced sensor records by correlation techniques. Handbook for MAP, v.13, p.166, 1984.

Booker H.G., Ratcliffe J.A. and Shinn D.H. Phill.Trans.R.Soc., London, v.A242, p.579, 1950. Cho J.Y.N. and Morley R.L. PMSE dependence on long-period vertical motions. Geophys. Res. Lett., v.22, p.65, 1995.

Ecklund W.L. and Balsley B.B. Long-term observations of the Arctic mesosphere with MST radar at Poker

Flat, Alaska. J.Geophys.Res, v.86, p.7775, 1981. Fraser G.J. Partial reflection spaced antenna wind measurements. Handbook for MAP, v.13, p.233, 1984. Gadsden M. A secular change in noctilucent clouds occurrence. J.Atm.Terr.Phys., v.52, p.247, 1990. Gardner F.F. and Pawsey J.L. Study of the ionospheric D region using partial reflection. J.Atm.Terr.Phys., v.3, p.321, 1953.

Havnes O., U.de Angelis, Bingham R., Goertz C.K., Morfiland G.E. and Tsytovich V. On the role of dust in

the summer mesopause. J.Atm.Terr.Phys., v.52, p.637, 1990. Hoppe U.-P., Fritts D.C., Reid I.M., Czechowsky P., Hall C.M. and Hansen T.L. Multiple-frequency studies of the high-latitude summer mesosphere: implications for scattering processes. J.Atm.Terr.Phys., v.52, p.907, 1990.

Inhester B., Klostermeyer J., Lubken F.J. and U. von Zahn. Evidence for ice clouds causing polar

mesospheric summer echoes. J. Geophys.Res., v.99, D10, p.20937, 1994. Kelley M.C., Farley D.T. and Rottger J. The effect of cluster ions on anomalous VHF backscatter from the summer polar mesosphere. Geophys.Res.Lett, v.14, p.1031, 1987.

Lubken F.J., U. von Zahn, Manson A., Meek C., Hoppe U.-P., Schmidlin F.J., Stigman J., Murtagh D.P., Ruster R., Schmidt G., Widdel H.-U. and Espy P. Mean state densities temperatures and winds during the MAC/SINE and MAC/EPSILON campaigns. J.Atm.Terr.Phys, v.52, p.955, 1990.

Lubken F.J., Lehmacher G., Blix T.A., Hoppe U.-P., Thrane E.V., Cho J.Y.N. and Swartz W.E. First in-situ observations of neutral and plasma density fluctuations within a PMSE layer. Geophys.Res.Lett, v.20, p.2311-2314, 1993.

Lubken F.J., Giebeler J., Blix T., Thrane E., Singer W. and Bremer J. In-situ measurement of the Schmidt number within a PMSE layer. Geophys.Res.Lett, v.21, p.1651, 1994.

Manson A.H., Meek C.E. and Gregory J.B. Gravity waves of short period (5 - 90 min) in the lower thermosphere at 52 N (Saskatoon, Canada) 1978/1979. J.Atm.Terr.Phys, v.43, p.35, 1981.

Manson A.H., Meek C.E., Brekke A. and Moen J. Mesosphere and lower thermosphere (80 - 120 km) winds and tides from near Tromso: comparisons between radars (MF, EISCAT, VHF) and rockets. J.Atm.Terr.Phys., v.54, p.927, 1992.

Manson A.H. and Meek C.E. Climatologies of mean winds and tides observed by medium frequency radar at Tromso and Saskatoon during 1987 - 1989. Can.J.Phys, v.69, p.966, 1991.

Miller C.A., Swartz W.E. and Cho J.Y.N. CUPRI observations of PMSE during SALVO-C of NLC-91 evidence of a depressed mesopause temperature. Geophys.Res.Lett, v.20, p.2295, 1993.

Roble R.G. and Dickinson R.E. How will changes in carbon dioxide and methane modify the mean structure of the mesosphere and thermosphere. Geophys.Res.Lett, v.16, p.1441, 1989.

Rottger J., La Hoz C., Franke S.J. and Liu C.H. Steeping of reflectivity structures detected in high resolution Doppler spectra of polar mesosphere summer echoes observed with the EISCAT 224 - MHz radar. J.Atm.Terr.Phys., v.52, p.939, 1990.

Ruster R. Velocity and associated echo power variations in the summer polar mesosphere. Geophys.Res.Lett, v.20, p.65, 1995.

Schlegel K., Brekke A. and Haug A. Some characteristics of the quiet polar D-region and mesosphere obtained with the partial reflection method. J.Atm.Terr.Phys., v.40, p.205, 1977.

Schmidlin F.J. First observation of mesopause temperature lower than 100 K. Geophys.Res.Lett, v.19, p.1643, 1992.

Smirnova N.V., Ogloblina O.F. and Vlaskov V.A. Modelling of the lower ionosphere. PAGeoph., v.127, 2/3, p.353, 1988.

Ulwick I.C., Baker K.D., Kelly M.C., Balsley B.B. and Ecklund W.L. Comparison of simultaneous MST radar and electron density probe measurements during STATE. J.Geophys.Res, v.93, p.6989, 1988.

Vlaskov V.A., Bogolyubov A.A. and Turunen E. Investigation of PMSE characteristics by partial reflection radar at 2.7 MHz. Physics of Auroral Phenomena, Proc. XIX Annual Seminar, Apatity, Kola Science Centre, Russian Academy of Science, p.107, 1996.

Vlaskov V.A., Turunen E. and Bogolubov A.A. Investigation of PMSE characteristics by partial reflection radar at 2.7 MHz. Paper GAB51F-01 presented at IUGG XXI General Assembly, Boulder, Colorado, p.B186, 1995.

Vlaskov V.A., Vasiljev E.V., Semjashkina T.N. and Turunen E. A study of PMSE using partial reflection.

Ann.Geophys, v.12, p.557, 1994.

Williams P.J.S., van Eyken A.P., Hall C. and Rottger J. Modulations in the polar mesosphere summer echoes and associated gravity waves. Geophys.Res.Lett, v.16, p.1437, 1989.