Исследование летнего полярного мезосферного эха в Северной Скандинавии: [ тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 01.03.04, кандидат физико-математических наук] Барабаш, Виктория Эдуардовна

• Барабаш, Виктория Эдуардовна
• кандидат физико-математических наук]
• 2004

Оглавление диссертации кандидат физико-математических наук] Барабаш, Виктория Эдуардовна

Содержание

1. Введение

2. Тепловая и динамическая структура верхней мезосферы и нижней термосферы в высоких широтах

2.1 Вертикальная структура нейтральной атмосферы

2.2 Средние температуры в верхней мезосфере и нижней термосфере

2.3 Динамическая структура верхней мезосферы и нижней термосферы

3. Полярное Летнее Мезосферное Эхо

3.1 Определение Полярного Летнего Мезосферного Эхо

3.2 Сезонное возникновение

3.3 Суточная вариация

3.4 Частоты регистрации ПЛМЭ

3.5 Широтные наблюдения

4. Связи с другими явлениями

4.1 Серебристые облака

4.2 Волны

4.3 Заряженные аэрозоли

5. МСТ радиолокационное наблюдение верхней

атмосферы

5.1 Рассеивание и отражение МСТ радиолокационных сигналов в верхней

атмосфере

5.2 СВЧ МСТ радиолокатор Бвга^е (Е8КАХ>)

6. Аннотация включенных статей

Библиография

Благодарности

Сокращения

Включенные статьи

1. Barabash, V., Chilson, P., Kirkwood, S., Rechou, A., and Stebel, K, Investigations of the possible relationship between PMSE and tides using a VHF MST radar, Geophysical Research Letters, 25, 17, 3297-3300, 1998.

2. Barabash, V., Kirkwood, S., and Chilson, P., Are variations in PSME intensity affected by energetic particle participation? Annales Geophysicae, 20, 539-545, 2002.

3. Barabash, V., Kirkwood, S., Feophilov, A., and Kutepov, A., Polar Mesosphere Summer Echoes during the July 2000 Solar Proton Event, Annales Geophysicae (in press), 2003.

4. Kirkwood, S., Barabash, V., Chilson, P., Rechou, A., Stebel, K, Espy, P., Witt, G. and Stegman, J., The 1997 PSME season - its relation to wind, temperature and water vapor, Geophysical Research Letters, 25, 11, 1867-1870, 1998.

5. Stebel, K, Barabash, V., Kirkwood, S„ Siebert, J., and Fricke, K.H., Polar Mesosphere Summer Echoes and noctilucent clouds: Simultaneous and common-volume observations by radar, lidar and CCD camera, Geophysical Research Letters, 27, 5,661-664, 2000.

6. Kirkwood, S., Barabash, V., Brandstrom, U., Mostrom, a., A., Stebel, K, Mitchell, N„ and Hocking, W., noctilucent clouds PSME and 5-day planetary waves: a case study, Geophysical Research Letters, 29, 10, 10.1029/2001G1014022, 1-4, 2002.

Невключенные статьи

1. Rechou, A., Barabash, V., Chilson, P., Kirkwood, S., Savitskaya, t., and Stebel, K„ Mountain wave motionsdetermined by the Esrange MST radar, Annales Geophysicae,

17, 957-970, 1999.

2. Kirkwood, S., Barabash, V., Belova, E., Nilsson, H., Rao, T. N. Stebel, K, Osepian, A., and Chilson, P., Polar mesosphere winter echoes during solar proton event, Adv. In Polar Upper Atm. Res., Japan, 2002.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Исследование летнего полярного мезосферного эха в Северной Скандинавии: [»

1. Введение

Кандидатская диссертация посвящена исследованию явлений, тесно связанных с тепловой структурой полярной летней мезосферы и называемых Полярным Летним Мезосферным Эхо (ПЛМЭ). ПЛМЭ представляют собой сильные радиолокационные эхо, которые возникают в высотном интервале 80-90 км на высоких широтах (Ecklund and Balsley, 1981; Röttger et al., 1988) и на средних широтах (Czechowsky et al., 1979; Reid et al., 1989; Thomas et al., 1992; Chilson et al., 1997) в течение летних месяцев. Ecklund и Balsley (1981) впервые сообщили об этих явлениях, наблюдаемых на высоких широтах, т. е. выше 60° с. ш., как об аномально сильных и непрерывных отражениях радиолокационного сигнала в области мезопаузы (на высотах около 85 км) над Аляской в течение летних месяцев. Начиная с этого времени, данное явление

вызывает растущий интерес исследователей.

Область мезопаузы характеризуется чрезвычайно низкими температурами, опускающимися ниже 140 К полярным летом, тогда как в зимние месяцев температуры мезопаузы составляют примерно 190 К. Учитывая, что полярная атмосфера непрерывно освещается в летние месяцы и находится в полной темноте в течение нескольких месяцев зимой, можно было бы ожидать обратной картины. Однако, эта уникальная тепловая особенность интерпретируется, как результат глобальной циркуляции с восходящими массами над летним полюсом и нисходящими массами над зимним полюсом, а также меридиональной циркуляцией от летнего полюса к зимнему. Можно предположить, что эта циркуляция обусловлена воздействием импульса обрушения гравитационных волн и поэтому представляет собой сложный баланс между источниками и потерями энергии и импульса (Garcia and Solomon, 1985; Berger and Von Zahn, 1999; Akmaev, 2001; Zhu et al„ 2001). Анализ

тепловой и динамической структуры области мезопаузы, т. е. диапазона высот между 80 и 90 км на высоких широтах представлен в разделе 2.

Краткий обзор сезонных и суточных частот возникновения ПЛМЭ, частотных и широтных наблюдений представлен в разделе 3.

Связь ПЛМЭ с другими явлениями типа планетарных и гравитационных волн, серебристых облаков (СО) обсуждается в разделе 4. Много наблюдений ПЛМЭ было проведено с помощью радиолокаторов, лидаров и ракет, но природа процессов рассеивания и механизма их возникновения остаются пока открытыми. На сегодняшний день объяснение ПЛМЭ главным образом связано с мелкомасштабными колебаниями в электронной плотности, которые вызывают вариации коэффициента преломления в брэгговском масштабе (= половина радиолокационной длины волны, 3 м для 50-МГц радиолокатора). По предположению, эти колебания поддерживаются заряженными аэрозолями. Последние представления о возможной роли заряженных аэрозолей в возникновении ПЛМЭ изложены в разделе 4.

ПЛМЭ наблюдаются главным образом с помощью МСТ (мезосферно-стратосферно-тропосферных) радиолокаторов, которые начали использоваться в 1970-х годах для наблюдений структуры и динамики нижней и средней атмосферы. Эти радиолокаторы работают обычно на частотах порядка 50 МГц и обнаруживают эхо от неоднородностей, вызванных турбулентностью неисправности и градиентами коэффициента преломления (Woodman и Guillen, 1974). Описание методов МСТ радиолокации и анализ процессов рассеивания и

отражения приведены в разделе 5.

Статьи, включенные в эту диссертацию, содержат описание прямых измерений ПЛМЭ в Северной Скандинавии и влияния важных фоновых параметров типа ветров (статьи I, IV), волн (статья VI), температуры (статьи IV, VI), дополнительной ионизации (статьи II и III) и электрических полей (статья III). Связь ПЛМЭ с серебристыми облаками рассмотрена в статьях V и VI.

Измерения ПЛМЭ проводились с помощью СВЧ МСТ радиолокатора Esrange (ESRAD) в точке с координатами 67°53' сев. ш., 21°06' вост. долг. Они дополнялись наземными наблюдениями (с помощью лидаров, риометров, магнитометров, ПЗС-камер, метеорного радиолокатора SKiYMET, интерферометра), а также наблюдениями из космоса (спектров энергичных частиц - со спутников NOAA GOES-10 и АСЕ, водяного пара - с помощью прибора HALOE на борту спутника UARS, объемного отношения смеси С02 - с помощью спутников CRISTA 1 и 2 и любительскими наблюдениями (серебристых облаков) и ассимиляций (с помощью моделей Метеорологической Службы Великобритании (UKMO), MSISE-90, модели притока энергии и ионно-химической модели).

2. Тепловая и динамическая структура верхней мезосферы и нижней термосферы в высоких широтах

2.1 Вертикальная структура нейтральной атмосферы

Нейтральная атмосфера обычно подразделяется на высотные зоны согласно следующему температурному профилю: тропосфера, которая поглощает инфракрасное излучение от земли и где температура уменьшается с высотой; стратосфера, где температура увеличивается главным образом из-за поглощения озона солнечным УФ-излучением; мезосфера, где поглощается лишь небольшое количество излучения и температура вновь падает; термосфера, где температура увеличивается из-за поглощения коротковолнового солнечного излучения (< 4 мм) всеми атмосферными компонентами (рисунок 2.1). Атмосфера ниже 100 км хорошо перемешана, а ее состав во многом подобен составу на уровне моря, т. е. N2 (80 %) и 02 (20 %), за исключением малых составляющих. Это - гомосфера. Выше 100 км в гетеросфере средняя длина свободного пробега составляющих становится больше турбулентных смещений, так что газы могут разделяться молекулярной диффузией быстрее, чем они перемешиваются турбулентностью, и состав атмосферы изменяется с высотой.

Рисунок 2.1. Тепловая структура нейтральной атмосферы (Brasseur and Solomon, 1986).

2.2 Средние температуры в верхней мезосфере и нижней термосфере

Мезопауза - это граница между мезоеферой и термосферой, соответствующая температурному минимуму. Средние сезонные вариации изменения температуры и высот мезопаузы на 69° с. ш. показаны на рисунке 2.2. Отличительной особенностью мезопаузы является то, что она значительно холоднее летом, чем зимой, особенно в полярной области. Средняя летняя мезопауза (с мая по август) расположена на высоте приблизительно 85-88 км и имеет среднюю температуру всего лишь 130 К, тогда как зимние температуры (с сентября по апрель) значительно выше, порядка 190 К, и мезопауза расположена в районе 98 км (Lübken and von Zahn, 1991).

Эта ситуация интерпретируется сегодня как результат крупномасштабной циркуляции восходящих масс воздуха над летним полюсом, которые текут в направлении к зимнему полюсу несколько выше мезопаузы и стекают снова в нижнюю часть атмосферы над зимним полюсом (Andrews et al.,1987). По мере подъёма воздух перетекает в область более низкого давления с последующим расширением, что приводит к снижению температуры и в дальнейшем - к холодной летней мезопаузе. Эта циркуляция в районе мезопаузы, по-видимому, вызывается атмосферными гравитационными волнами. Гравитационные волны возбуждаются, например, тропосферными ветрами, текущими над горами, конвекцией, погодными фронтами в тропосфере и в областях неустойчивости вертикального градиента ветров. Типичные скорости ветра порядка 0-20 м/сек, и, таким образом, гравитационные волны имеют, по-видимому, подобные фазовые скорости.

Ветры на низких высотах, которые меняют направление между зимой и летом, позволяют распространяться вверх в атмосферу только тем гравитационным волнам, которые движутся против среднего потока. А именно, они фильтруют гравитационные волны таким образом, что волны распространяются преимущественно в восточном направлении летом и в

западном направлении зимой. Амплитуды волны растут по закону ехр(г/2Н), где ъ - высота и Н - вертикальный масштаб атмосферы. Это станет понятным, если мы будем считать кинетическую энергию волны пропорциональной р0У2, где р0 - плотность на уровне возбуждения возмущения и У7 - скорость в ъ-направлении. В то время как плотность уменьшается с увеличением ъ как ехр(-г/Н), амплитуда волны должна увеличиваться, как ехр(г/2Н), чтобы сохранялась энергия. Амплитуды волны растут до тех пор, пока горизонтальные скорости возмущения не будут соответствовать разнице между фоновой скоростью ветра и фазовой скоростью. На этих так называемых уровнях насыщения волны начинают разрушаться. Когда волны разрушаются в верхней атмосфере, их импульс передаётся фоновым ветрам и замедляет средний поток. Яе1с1 & а1. (1988) предположили, что наиболее интенсивное разрушение волн происходит выше 86 км, т.е. там, где температурная дисперсия более существенна, чем на более низких высотах (ЬйЬкеп & а1. 1996).

MESOPAUSE TEMPERATURE

200

Ф f-3

<B

g 150

100 1 .4.

mm

тт''//////лш

J- - - T i

CIRA 1986

1.APR.

1.JULY

1.OCT.

MESOPAUSE ALTITUDE

£

<u "b 3

1 10 i—-r-

100

90

80

CIRA 1986.

1 .JAN.

■ JULY

1.OCT.

Рисунок 2.2. Температура и высота мезопаузы на 69° с. ш. в зависимости от сезона. Вертикальные черточки показывают вариации температуры и высоты в данном конкретном месяце (Lübken and von Zahn, 1991).

Рисунок 2.3. Температурные профили, наблюдавшиеся с середины мая до середины августа в 1987, 1991, 1992, 1993, 1995 и 1997-м годах. Температура 150 К на высоте 82 км отмечена жирной линией. Числа, стоящие у различных высот, показывают стандартное отклонение на данной высоте (ЬйЬкеп, 1999).

На рисунке 2.3 индивидуальные температурные профили, наблюдаемые с середины мая до середины августа в различные годы (1987, 1991, 1992, 1993, 1995, 1997), демонстрируют довольно малое изменение. Изменение увеличивается в направлении к верхней части профиля, что объясняется как ошибками в методике измерения (Lübken, 1999), так и повышенным изменением температуры, вызванной турбулентной активностью (Lübken et al., 1997).

Температура и высота летней мезопаузы изменяются с широтой. Таким образом, при переходе от 69° с. ш. к 78° с. ш. температура мезопаузы уменьшается на 6-8 К в конце июля и в августе, а высота мезопаузы возрастает на 1 км (Lübken and Müllemann, 2003). Это частично объясняется более поздним переходом от лета к зиме на очень высоких широтах (78° с. ш.).

2.3 Динамическая структура верхней мезосферы и нижней термосферы

Тепловая структура верхней мезосферы и нижней термосферы тесно связана с их динамикой, которая определяется преобладающими ветрами, приливами и волнами. Исследования средних ветров и приливов в области верхней мезосферы и нижней термосферы на полярных широтах проводились наземными радиолокационными методами, т. е. с помощью метеорного радиолокатора, а также среднечастотного (СЧ), мезосферно-стратосферно-тропосферного (МСТ) и некогерентно-рассеивающего радиолокаторов (Manson and Meek, 1991; Virdi and Williams, 1993; Portnyagin et al.,1993a, 1993b; Kirkwood and Rechou, 1998; Manson et al., 1999; Portnyagin and Solovjova, 2000; Hocking, 2002; Mitchell et al., 2002; Kirkwood et al., 2000 (статья VI); Manson et

al., 2003; Kirkwood and Stebel, 2003).

Преобладающие зональные и меридиональные ветры, найденные с помощью 32.5-МГц Метеорно-Ветрового Радиолокатора, расположенного на

научно-исследовательском полигоне Esrange (68° с.ш., 21° в.д.), показаны на рисунке 2.4. Доминирующая зональная картина в верхней части полярной летней мезосферы характеризуется системой западных ветров и областью системы восточных ветров над ними. Напротив, зимние ветры имеют восточное направление на всех высотах. Равноденствия имеют вид довольно протяжённых переходов между летним и зимним потоками. Циркуляция зональных ветров довольно резко меняет направление с зимнего (восточного) на летнее (западное) и медленно возвращается к зимней циркуляции. Преобладающий меридиональный ветер содержит поток южного направления на всех высотах в течение летних месяцев. Области потока северного направления возникают в период осеннего равноденствия и в апреле (Mitchell et al., 2002; Manson et al., 2003). Такая картина циркуляции связана с вертикальными перемещениями и компенсирует возбуждаемую Солнцем меридиональную циркуляцию в стратосфере и нижней мезосфере внизу.

На картину ветров в мезосфере и нижней термосфере сильно влияют приливы, планетарные волны и гравитационные волны. Эти волны взаимодействуют между собой и со средними ветрами, приводя средний ветер в состояния, далекие от тех, которые предсказываются соображениями чисто

радиационного равновесия.

Приливно-отливное перемещение состоит в основном из полусуточного (12-часового) и суточного (24-часового) периодов. Полусуточные (12-часовые) и суточные (24-часовые) приливы представляют собой волны зонального волнового числа 2 и зонального волнового числа 1, соответственно, которые распространяются в западном направлении, следуя кажущемуся движению Солнца. Волновое число определяется как отношение окружности Земли к длине волны. Суточный прилив имеет период 24 часа и покрывает окружность Земли на широте наблюдателя за 24 часа. Такой прилив имеет волновое число 1. Полусуточный прилив имеет период 12 часов, но также покрывает окружность

Земли за 24 часа и имеет волновое число 2. Основным источником солнечных приливов является суточная вариация солнечного излучения, поглощённого кислородом в термосфере, озоном в тропосфере и стратосфере. Лунные приливы вызываются лунными гравитационными силами и имеют амплитуды, составляющие обычно лишь несколько процентов амплитуд солнечных приливов (Richmond, 1995). Наблюдения 12-и 24-часовых приливов в области полярной мезосферы/термосферы (68° с. ш., 21° в. д.) показывают явный сезонный цикл по амплитуде и фазе. Фазовыми величинами являются времена первого максимума ветра для соответствующей компоненты, измеренные в местном времени. Для полусуточного прилива амплитуда зональной и меридиональной компонент одинакова в течение года и достигает своего максимума в августе - сентябре и в январе (Mitchell et al., 2002). Фаза полусуточного прилива относительно постоянна в течение лета (с апреля по август), уменьшается до более ранних часов в октябре, затем смещается к более поздним часам в ноябре - декабре, и, наконец, уменьшается до апрельских значений. Картина суточного прилива более сложная с асимметрией между зональной и меридиональной компонентами по амплитуде и по фазе. В частности, меридиональные амплитуды в основном больше зональных амплитуд, особенно на больших высотах в июле - августе. Зональные и меридиональные фазы имеют резкие переходы с высотой в течение года

(Mitchell et al., 2002; Manson et al., 2003).

Колебания ветра с периодами 2, 5, 10 и 16 суток относятся к планетарной волновой активности и характеризуются сильной межсезонной изменчивостью (Jacobi et al., 1998; Kirkwood et al., 2002 (статья VI); Manson et al., 2003; Kirkwood and Stebel, 2003). Волны более интенсивны в зимние месяцы (Jacobi et al., 1998; Williams and Avery, 1992; Manson et al., 2003). Их амплитуды могут превышать 5 м/сек для 16-суточных, 10 м/сек для 5-суточных и 2-суточных волн, а также могут распространяться на высотный интервал 70-95 км. Однако,

19

распространению волн могут препятствовать сильные ветры (Luo et al., 2000; 2002). Могут также возникать нелинейные взаимодействия между приливами и планетарные волны в области мезопаузы (Rüster, 1994).

(а)

EsrangeMWR 30dFits=Zonal MEAN

w/s

4 5 6 7 8 9 10 11 12 Month of 2000

(b)

EsrangeMWR 30dFits=Merid.MEftN

9 |J

1 2 3 4 5 6 ? 8 9 10 11 12 Month of 2000

Рисунок 2.4. Среднемесячные зональный (а) и меридиональный (Ь) ветры, измеренные 32.5-МГц метеорно-ветровым радиолокатором на научно-исследовательском полигоне Еэга^е. Положительные величины представляют ветры восточного (а) и северного (Ь) направлений. Отрицательные величины представляют ветры западного (а) и южного (Ь) направлений (Мапзоп е! а1„

2003).

Атмосферные возмущения, поддерживаемые положительной

восстанавливающей силой плавучести известны как гравитационные волны.

Согласно различным исследованиям периоды гравитационных волн в верхней

мезосфере в Северной Скандинавии изменяются от 30 минут - 2 часов до 6 - 8

часов (Manson et al., 2003; Rapp et al., 2003a). Гравитационные волны способны

переносить импульс и энергию между различными атмосферными слоями и,

таким образом, влиять на тепловую структуру верхней атмосферы (Medvedev

and Klaassen, 2003) и на среднее распределение химических составляющих

(Jiyao Xu et al., 2003).

Следует отметить, что пространственная и временная изменчивость

ветрового и волнового поля мезосферы и нижней термосферы на высоких

широтах до сих пор остается одним из малоизученных аспектов атмосферной

динамики.

3. Полярное Летнее Мезосферное Эхо

3.1 Определение Полярного Летнего Мезосферного Эхо

Полярное Летнее Мезосферное Эхо (ПЛМЭ) - сильное радиолокационное эхо, обычно наблюдаемое СВЧ (сверх-высоко-частотными) радиолокаторами на высоких широтах, т. е. выше 60° с.ш. на высотах между 80-90 км. Это явление было обнаружено в 1979-м году Эклундом и Бэлсли (Ecklund and Balsley (1981)), которые сообщили о существовании весьма интенсивного радиолокационного обратного рассеивания, обнаруженного ими в течение полярного лета 50-МГЦ радиолокатором в Покер Флэт, шт. Аляска. На средних широтах летнее мезосферное эхо впервые наблюдались 53.5-МГц радиолокатором SOUSY (на 52° с.ш.) в северной Германии (Czechowsky et al., 1979). Слои ПЛМЭ часто возникают в виде двойных или многослойных структур, разделенных несколькими километрами, и могут быть довольно тонкими - в диапазоне радиолокационного разрешения от 150 м до нескольких километров (Franke et al., 1992). Средний пик сигнала расположен на 86 км (Ecklund and и Balsley, 1981). Слои часто колеблются вверх и вниз по высоте до нескольких километров с вертикальными скоростями 8-10 м/сек в масштабах времени 6-20 минут (Röttger et al., 1990d). На больших временных масштабах (порядка часов) слои движутся преимущественно вниз со скоростью 1-2 км/час.

ESRAD SIGNAL POWER 16 JULY 2000 dB

TIME UT

Рисунок 3.1. ПЛМЭ, наблюдаемое радиолокатором СВЧ МСТ Esrange (ESRAD). Мощность сигнала в зависимости от высоты и времени для 16 июля

2000 г.

3.2 Сезонное возникновение

Сезонная вариация ПЛМЭ в северном полушарии характеризуется резким ростом возникновения явления в конце мая и его медленным исчезновением в середине августа (Balsley et al., 1983; Kirkwood et al., 1998 (статья IV); Barabash et al, 1998 (статья I)) или в конце июля (Hoffmann et al., 1999). Такое поведение во многом определяется чрезвычайно низкими температурами, ниже 130 К, в области мезопаузы, в совокупности с сезонной циркуляцией ветра, когда зональное направление ветра меняется с восточного (зимой) на западное (летом) (Kirkwood et al., 1998 (статья IV)). Этот вопрос был кратко обсужден в разделе 2. Здесь мы хотели бы подчеркнуть, что изменение стратосферной циркуляции означает изменение волновой фильтрации фоновыми ветрами, т. е. гравитационные волны с восточным направлением фазовой скорости будут распростаняться вверх в течение лета, а волны с западным направлением фазовой скорости будут распростаняться вверх в течение зимы.

Другим фактором, который может управлять сезонным возникновением ПЛМЭ, является водяной пар. Количество водяного пара увеличивается в течение лета, возможно, в конце мая, во время начала ПЛМЭ (von Zahn, 1997; Kirkwood et al., 1998 (статья IV)), и остается высоким до первой части сезона снижения ПЛМЭ. Типичные средние отношения смеси в июле меняются от 4.1 чнмо (частей на миллион по объему) до 0.5 чнмо на высоте 75 км и 93 км, соответственно. В верхней мезосфере содержание водяного пара немного увеличивается (на 1 чнмо) с июля по август (Körner and Sonnemann, 2001). Комбинация температуры и содержания водяного пара определяет условия формирования аэрозолей изо льда, которые считаются очень важным фактором в возникновении ПЛМЭ. А именно, если степень насыщения S, т. е. отношение парциального давления водяного пара Рш0 к давлению насыщения водяного пара надо льдом Рнас больше единицы, то частицы могут существовать или

расти. Если же S меньше единицы, то частицы испарятся. Давление насыщения водяного пара надо льдом Рнас в (Н/м 2) определяется согласно Marti и

Manersberger (1993), как:

logwPnac- 12.537-2663.5/Т

Из этого уравнения видно, что, если количество водяного пара меньше того, которое имеется в начале Мая, то для формирования аэрозолей изо льда будут необходимы более низкие температуры; в противном случае аэрозоль не может сформироваться прежде, чем температура станет выше некоторого порогового значения. Частицы изо льда могут существовать или расти в высотном диапазоне приблизительно от 82 до 92 км в середине лета. Liibken and Mullemann (2003) получили значения сверхнасыщенния S > 40 или даже S > 100, которые могли бы иметь место в районе летней мезосферы. Однако, высотный диапазон для S > 1 сжимается со сменой времён года и исчезает в конце августа. Это привело нас к мысли о том, что наличие аэрозоля может определять сезонное возникновение ПЛМЭ.

3.3 Суточная вариация

Суточная вариация ПЛМЭ имеет отмеченный полусуточный характер с выраженным минимумом около 19:00-22:00 UT и максимумом около 12:0013:00 UT (Balsley et al., 1983; Czechowsky et al., 1989; Barabash et al., 1998 (статья I); Hoffmann et al., 1999; Barabash et al., 2002 (статья II) (рисунок 3.2). Эти максимумы и минимумы устойчивы в течение всего сезона. Вторичные максимумы могут иметь место в ранние утренние часы, но они не устойчивы во

времени (Hoffmann et al., 1999).

Полусуточная вариация ПЛМЭ объясняется приливным изменением

температуры (Hoffmann et al., 1999) и модуляциями аэрозоля изо льда,

25

вызванными изменением температуры (Kirkwood and Rechou, 1998; Rüster, 1995). Приливные изменения температуры, по-видимому, вызываются меридиональными приливными ветрами, переносящими холодный (теплый) воздух из полярных (экваториальных) широт до места наблюдения. Hoffman et al. (1999) нашли корреляцию (со временным сдвигом 3 часа) между отношением сигнал/шум и меридиональной составляющей ветра из радиолокационных наблюдений на научно-исследовательском полигоне Andenes на высоте 85.7 км с 10 июня по 7 июля 1996 г. Однако, зональный и меридиональный ветры изменяются с высотой, что может быть связано со взаимодействиями между различными приливными режимами (Barabash et al., 1998 (статья I)). Поэтому для решения этого вопроса необходимы дальнейшие исследования, например, проведение температурных измерений в комбинации с моделированием приливов.

Остается другая возможность, когда изменчивость ПЛМЭ может зависеть от приливного или какого-либо иного влияния на аэрозоли, поскольку было установлено, что наличие аэрозолей изо льда и больших кластеров ионов является необходимым (но не достаточным) фактором для производства ПЛМЭ (Cho and Röttger, 1997). Исследования ПЛМЭ во время солнечно-протонного события продемонстрировали такую возможность (Barabash et al., 2003 (статья III)). А именно, было показано, что северная составляющяя электрического поля в верхней атмосфере может вызывать транспорт ионов и аэрозолей вверх/вниз, тем самым уменьшая количество заряженных аэрозолей в окрестности ПЛМЭ. Интенсификация северной составляющей электрического поля во время наивысших геомагнитных возмущений совпадает с существенным уменьшением интенсивности ПЛМЭ выше 86 км. Так, было предположено, что именно эффекты переноса, вызванные усилением электрического поля, могут быть ответственны за видоизменение ПЛМЭ.

PMSE-. 28 May- 24 July 1997

Рисунок 3.2. Частота возникновения ПЛМЭ в течение периода с 28 мая по 24 июля 1997г. как функция времени суток (Barabash et al., 2002 (статья II)).

Ситуация усложняется, когда изменчивость ПЛМЭ может модифицироваться дополнительной ионизацией, добавляемой высыпающимися из магнитосферы энергичными электронами или высокоэнергичными частицами, приходящими от Солнца. Множество исследований было проведно по изучению возможной связи между ПЛМЭ и поглощением радио шума от звезд ("космического шума") в ионосфере, зарегистрированного с помощью риометра (Klostermeyer, 1999; Bremer et al., 2000; Barabash et al.,2002 (статья II); Barabash et al., 2003 (статья III)). В частности, Barabash et al. (2002) (статья II)

27

обнаружили сильную корреляцию между средней суточной вариацией квадрата поглощения и интенсивностью линейного ПЛМЭ, но их ежесуточные вариации показали существенную корреляцию только в поздне-вечерние часы, т. е. около полусуточного минимума. Это означает, что не больше, чем 20 % ежесуточной вариации ПЛМЭ можно статистически объяснить изменением поглощения космического шума. И, таким образом, ионизация не может рассматриваться как основной источник изменения ПЛМЭ.

3.4 Частоты регистрации ПЛМЭ

ПЛМЭ наблюдались в частотном диапазоне от 2.78 МГц (Bremer et al., 1996) и 8-9 МГц (Karashtin et al., 1996) до 224 МГц (Hoppe et al., 1988; Röttger et al., 1988; Röttger and Ла Hoz, 1990b) и 933 МГц (Röttger et al., 1990c). Именно поэтому неоднородности коэффициента преломления, ответственные за радиолокационное эхо, должны существовать в масштабах половины радиолокационной длины волны, т. е. между 50 м. и 16 см. Очень маловероятно, что одни и те же свойства неоднородностей могут вызывать рассеивание в этих широких диапазонах, и ПЛМЭ, вероятно, включают целый комплекс различных мезосферных явлений. Röttger (1995) предложил пять классов возможных явлений, которые могут быть ответствены за мезосферные эхо: резкие перепады электронной плотности (несколько МГц), нейтральная турбулентность (несколько десятков МГц), повышенные колебания электронной плотности электростатические волны (10 - 100 МГц), тяжелые ионы и аэрозоли (1 ГГц). Сравнение поперечных сечений рассеивания на различных частотах может служить как существенным инструментом для исследования динамики и аэрономии верхней атмосферы и, таким образом, расширить наши знания о

происхождении ПЛМЭ.

и

3.5 Широтные наблюдения

ПЛМЭ обычно наблюдаются на широтах выше 60° с. ш. Однако, они наблюдались гораздо южнее: на 52° с. ш. в горах Гарц в Германии с помощью 53.5-МГц радиолокатора SOUSY (Czechowsky et al., 1979), и на 52.4° с. ш. в Аберистуите, Уэльс - с помощью 46.5-МГц радиолокатора (Thomas and Astin, 1994). В качестве исторического примечания мы отметим, что наблюдения, проведенные Czechowsky et al. (1979), предшествуют наблюдениям Эклунда и Бэлсли (Ecklund and Balsley, 1981). То есть, повышенное радиолокационное эхо, связанное с летней областью мезопаузы, фактически были сначала обнаружены на средних широтах. Хотя, подобно ПЛМЭ, частота возникновения среднеширотных мезосферных летних эхо значительно меньше: они имеют тенденцию к меньшей продолжительности и ограничиваются дневным временем суток (Latteck et al., 1999), а их проявление не столь явно выражено. Это, наиболее вероятно, связано с тем обстоятельством, что окружающая температура летней мезопаузы увеличивается с уменьшением широт, тем самым уменьшая возможности формирования частиц изо льда (Chilson et al., 1997). Однако, необходимая для этого низкая температура может создаваться гравитационными волнами, как это предположили Chilson et al. (1997) в результате радиолокационных и лидарных наблюдений на средних широтах горах Гарц. Другая возможность появления эхо при более высоких температурах - наличие крупных аэрозолей или гидратированных ионов (Kelley

et al., 1987).

В южном полушарии ПЛМЭ наблюдались на 62° ю. ш. на острове Кинг Джордж в Антарктиде с помощью 50-МГц радиолокатора (Woodman et al., 1999). Наблюдения ПЛМЭ на высоких широтах в северном и южном полушариях показывают существенное различие в частоте возникновения ПЛМЭ и их интенсивности (Woodman et al., 1999). ПЛМЭ в южном полушарии

29

в

более спорадические и на 34-44 дБ слабее, чем в северном полушарии (Balsley et al., 1995; Woodman et al., 1999). Возможное объяснение этих особенностей приписывают более высоким температурам мезопаузы (Thomas, 1995; Huaman and Balsley, 1999) и более слабым мезосферным ветрам (Vincent, 1994; Huaman and Balsley, 1999) в южном полушарии. Винсент (1994) предположил, что низкая частота возникновения ПЛМЭ может также быть связана с пониженной активностью гравитационных волн и, как следствие, с менее интенсивной

мезосферной циркуляцией.

4. Связи с другими явлениями 4.1 Серебристые облака

Слои ПЛМЭ очень часто (но не всегда) оказывались связанными с серебристыми облаками (СО). Это название означает «облака, которые светятся ночью». Они как бы «зажигаются» Солнцем из под низа между 55° с. ш. и 65° с. ш. В полярную летнюю ночь солнечный свет отражается от СО под малыми углами, делая их видимыми в местах, расположенных намного южнее мест их фактического нахождения. В то же время, поскольку Солнце никогда не опускается значительно ниже горизонта, СО невидимы непосредственно с земли на широтах выше 65° с. ш.

Рисунок 4.1. СО в Московской области, 25-26 июня 1996 г. (фотография Р. БаНп).

Эти облака возникают в течение лета на высоких и средних широтах на высотах 81.5-85.5 км (Witt, 1962). Сравнение сезонной частоты возникновения ПЛМЭ и СО показало задержку в появлении СО до тех пор, пока устойчиво не установится период наименьших температур в поздние летние месяцы, и ПЛМЭ будут также существовать в течение всех суток (Kirkwood et al., 1998 (статья IV); Fiedler et al., 2002). Измерения температуры, выполненные метеорологическими ракетами, показывают, что температура в слое СО может быть ниже 154 К (Lübken et al., 1996). Большое сходство условий возникновения слоев СО и ПЛМЭ подтверждают гипотезу их общего происхождения. Облака СО вероятнее всего состоят из крупных аэрозолей изо льда (40-1000 нм) и могут потребовать нескольких часов или дней для формирования (Gadsden и Schröder, 1989). В то время как ПЛМЭ, как полагают, возникают благодаря гораздо более мелким заряженным аэрозолям или заряженным кластерам воды, которые должны формироваться быстрее. Появление ПЛМЭ и СО на одних и тех же высотах и в одно и то же время года делает очень вероятной возможность общего происхождения обоих явлений и их управления общими процессами. Для прояснения этого вопроса была предпринята попытка классифицировать связь ПЛМЭ и СО путём одновременных и всеобъемных наблюдений этих двух мезосферных явлений. Nussbaumer et al. (1996) различали тесную и свободную связь между ними. В первом случае СО соответствовали нижней границе ПЛМЭ (рис. 4.2). Во втором случае СО появлялись с промежутками длительностью более 1 часа. Von Zahn и Bremer (1999) классифицировали три типа одновременных событий СО/ПЛМЭ в зависимости от их временных и пространственных различий. Тип 1 (стандартный случай) включает: (1а), в то время как СО присутствует, ПЛМЭ возникают одновременно в том же самом объеме, (lb) слой СО значительно более узок, чем слой ПЛМЭ, (1с) нижние кромки слоев СО и ПЛМЭ совпадают.

Тип 2 (с временным различием между слоями) подобен типу 1, но имеет место в те времена, когда СО присутствуют без ПЛМЭ. Тип 3 (с пространственными различиями между слоями) подобен типу 1, но но имеет место в те времена, когда СО не находится на нижней кромке ПЛМЭ.

00 01 02

Universal Time

Рисунок 4.2. Контуры силы сигнала для события СО / ПЛМЭ 30-31 июля 1994 г., полученные с помощью радиолокатора ALOMAR SOUSY и лидара Боннского Университета. Радиолокаторные данные показаны сплошными линиями с отношением сигнал/шум =5, 10, 15, 20 и 25 дБ. Лидарные данные показаны черными, области с отношением обратного рассеяния более 20 (Nussbaumer etal., 1996).

Stebel et al. (2000) (статья V) также наблюдали свободно связанные типы слоев, подобные описанным Nussbaumer et al. (1996). Одновременные наблюдения, проведенные с помощью лидара и ПЗС-камеры, выявили переход между двумя полосами СО с различной пространственной ориентацией. Была найдено, что ориентация полос СО согласуется с изменениями направления ветра, полученными из наблюдений с помощью 50-МГц радиолокатора Esrange МСТ (ESRAD), которые интерпретировались как адвекция различных масс воздуха во время того же события.

4.2 Волны

Наблюдения ПЛМЭ показывают разнообразие динамических особенностей. Carter and Balsley (1982) и Balsley et al. (1983) установили, что длиннопериодические (5-10 часов) волны и приливно-отливные составляющие связаны с возникновением ПЛМЭ и их мощностью. Более поздние исследования позволили оценить эти отношения количественно, но дали весьма различную их интерпретацию. Rüster (1995) и Cho and Morley (1995) интерпретировали индуцированные волнами изменения температуры как возможную связь между ПЛМЭ и динамикой волны. Williams et al. (1995) отнесли их к индуцированным волнами неустойчивостям вертикальных градиентов горизонтальных скоростей ветра. В поддержку последнего Fritts et al. (1988) предложили, что максимум мощости эха имеет место преимущественно в областях малого числа Ричардсона, т. е. числа Ричардсона, близкого или немного меньшего, чем 0,25, вызванного динамическими неустойчивостями волнового поля. Градиентное число Ричардсона отражает динамическую устойчивость среднего потока; так что оно дает критерий для наступления турбулентности (Salby, 1996). Оно может быть рассчитано с помощью выражения:

(gM) / / (Au~) 2 + ^лИ 2 Л

löAg) V [Azj {Azj J

2

где g - гравитационное ускорение, равное 9,806 мс" , 0 - потенциальная температура, 2 - высота, и и V - зональная и меридиональная составляющие ветра, соответственно. Потенциальная температура 0 - это температура, которую принимает система при адиабатическом сжатии или расширении до эталонного давления р0= 10 мбар:

е = т

f \ Ро

к

СР

v Р

где Т - абсолютная температура в К, р - атмосферное давление в мбар , R -универсальная газовая постоянная, равная 8.314 Дж моль"1 К Ср -

изобарическая удельная теплоёмкость, равная 1.005 Дж кг""1 К для сухого воздуха при 273 К (Salby, 1996).

Czechowksy et al. (1989) и Barabash et al. (1998) (статья I) отмечали, что мощность ПЛМЭ не всегда коррелируют с вертикальным градиентом горизонтальной скорости ветра. В частности, исследование ПЛМЭ с помощью СВЧ радиолокатора SOUSY (Czechowksy et al., 1989) показало, что только более слабые области эхо ПЛМЭ связаны с фоновым вертикальным градиентом горизонтальной скорости ветра. С другой стороны, Barabash et al. (1998) (статья I) нашли, что сильные вертикальные градиенты горизонтальной скорости ветра, которые имеют тенденцию возрастать в течение сезона и достигают величин 200 мс 'км"' на высотах выше 85 км, показывают отсутствие корреляции с мощностью эха ПЛМЭ, зарегистрированного радиолокатором Esrange MST (ESRAD). Это несоответствие можно частично объяснить различиями в апертурной мощности радиолокаторов ESRAD и SOUSY, поскольку обнаружение слабых эхо с помощью ESRAD было затруднено.

Другим аспектом, касающимся возможного соотношения между ПЛМЭ и волнами, является движение слоёв ПЛМЭ, которое было связано с наличием короткопериодических гравитационных волн (Rottger, 1994; Pan and Rottger, 1996; Chilson et al., 2000). Рисунок 4.3 демонстрирует подобный случай, для которого имеют место спектральные скачки в доплеровской скорости между 01:20 и 01:40 UT. Имеются также пики в отношении сигнал/шум, когерентности |S12| и относительных высот сингулярных слоев атмосферного рассеивания zl и zn, которые соответствуют друг другу, и поэтому показанные здесь "скачки" интерпретировались Chilson et al. (2000) как признаки гравитационных волн с

нелинейно возрастающей крутизной, которые перемещают слои ПЛМЭ вверх и вниз. Объяснение таких скачков было предложено Rottger et al. (1990d). Они утверждают, что эти разрывы возникают, когда тонкий рассеивающий слой, который поднимается вертикально волной возрастающей крутизны, переносится горизонтально через объем выборки радиолокатора. Когда атмосферные гравитационные волны распространяются вверх, разрывы увеличиваются по амплитуде. И когда амплитуды становятся достаточно большими, разрывы, как правило, начинают разрушаться (Franke and Collins, 2003). Однако, волны могут стать насыщенными, и в этом случае они переводят достаточное количество энергии в турбулентность, чтобы поддержать постоянную амплитуду (Fritts et al., 1988). Может также происходить нелинейный перенос энергии из волны фундаментальной частоты в волну с более высокой частотной гармоникой. В этом случае амплитуда волны продолжает увеличиваться, но структура волны становится более крутой или более наклонной (Chilson et al., 2000).

Была найдена и другая связь между ПЛМЭ и динамикой волны, когда исследовалось распространение 5-суточной планетарной волны в летней мезосфере. Kirkwood et al. (2002) (статья VI) наблюдали усиление 5-суточной планетарной волны в летней высокоширотной мезосфере, которое было предсказано ранее в работе Geisler and Dickinson (1976) с помощью моделирования. Следует отметить, что 5-суточные периодичности были обнаружены ранее в серебристых облаках (Sugiyama et al., 1996) и в ПЛМЭ (Kirkwood and Rechou, 1998). Однако, Kirkwood et al. (2002) (статья VI) обнаружили корреляцию температурных вариаций с 5-суточной волной и связь этих вариаций с возникновением ПЛМЭ. В частности, была найдена близкая к линейной зависимость между среднесуточной температурой и среднесуточным возникновением ПЛМЭ. Наблюдаемая чувствительность ПЛМЭ к температурным колебаниям, связанным с 5-суточными волнами, указывает на

то, что 5-суточные планетарные волны могут модулировать формирование ледового аэрозоля на высотах мезопаузы.

Оа1е: 189? 08 04 Н«дМ:: 84.15 кт

ЙИНИЬ* : 3 » Л-

■■ШИТ II I 5 I: § Ц|

я

«¡ВМ»

ирнВШ

«•вря,,

01:50 02:00

02:00

_0.75

^0,5 0.25

О

01:00

200

100

.............;...............

01:10 01:15

01:30

01:40

51:50 02:00

N"-100'

01:00

01:10

01:19 01:30 01:40 Типе (иТ)

01:50

32:00

Рисунок 4.3. Наблюдения ПЛМЭ на высоте 84.15 км, период времени 01:0002:00 ИТ 4 августа 1997 г. Верхняя панель показывает самонормализованную спектрограмму допплеровских скоростей у0. Вторая панель показывает следы отношения сигнал/шум для обеих частот, построенные отдельно. Третья панель показывает следы когерентности ЧОИ (частотно-областной интерферометрии) (сплошная линия) и уровеня 95 %-ного значения (пунктирная линия). Четвертая панель показывает след г1 (кружки) и гп (сплошная линия)(СЫЬоп ег а1., 2000).

4.3 Заряженные аэрозоли

ПЛМЭ можно подразделить на две категории: турбулентные и нетурбулентные (Cho and Kelley, 1993). Турбулентные ПЛМЭ связаны с турбулентностью нейтрального воздуха и составляет 10-30 % всех наблюдений (Liibken et al., 2002). Но большинство случаев ПЛМЭ наблюдалось при отсутствии турбулентности в нейтральном воздухе. Многочисленные исследования положили начало различным теориям ПЛМЭ нетурбулентного типа, а именно: "рассеиваетель пылевого отверстия" (Havnes et al., 1992), "opalescence" (Trakhtengerts, 1994), "заряженные пылевые диффузионные волны" (Hocking and Rottger, 1983), "вертикальная сходимость" (Reid, 1997) и "плазменные неустойчивости " (ВПх, 1999). Детальное обсуждение этих теорий выходит за рамки данной диссертации. Однако, общей чертой этих теорий является их требование наличия заряженных аэрозолей для поддержания существенных колебаний электронного газа в области брэгговской шкалы (= половине радиолокационной длины волны, равной 3 м для 50-МГц радиолокатора) (Tatarskii, 1971).

Последние экспериментальные результаты Blix et al. (2003) подтверждают основные идеи вышеупомянутых теорий демонстрацией высокой степени корреляции между мощностью эха ПЛМЭ и флуктуационной интенсивностью электронов в масштабах, сопоставимых с половиной радиолокационной длины волны. В этом исследовании ПЛМЭ измерялись с помощью 224-МГц СВЧ радиолокатора EISCAT (69° с. ш.), 53.5-МГц СВЧ радиолокатора ALOMAR-SOUSY (69° с.ш.) и 53.5-МГц СВЧ радиолокатора ALWIN (69° с. ш.). Недавно было общепринято, что такие колебания поддерживаются заряженными аэрозолями (Cho et al.,1992; Cho and Rottger, 1997; Rapp et al., 2002, 2003a, 2003b; Lie-Svedsen et al., 2003; Blix et al.,2003). Lie-Svedsen et al. (2003) выдвинули три главных причины, почему частицы аэрозоля могут играть важную роль в объяснении ПЛМЭ, а именно: (1) низкие температуры и наличие

водяного пара в полярной летней мезопаузе позволяют расти частицам льда, (2) числовая зарядная плотность аэрозоля сравнима с локальной плазменной плотностью, и (3) низкая подвижность аэрозоля "означает что мелкомасштабные структуры в их распределении могут сохраняться в течение долгого времени без рассеивания диффузией. Свободные электроны легко прикрепляются к таким частицам, так, что мелкомасштабные изменения в плотности частиц могут сопровождаться подобными мелкомасштабными изменениями в плотности свободных электронов, которые, в свою очередь, вызывают ПЛМЭ".

Исследования слоев аэрозоля путём экспериментов с помощью зондирующих ракет в летней мезопаузе указывают на присутствие как положительно, так и отрицательно заряженных аэрозолей, связанных с уменьшением профилей числовой электронной плотности. Средняя числовая зарядная плотность таких аэрозолей может составлять несколько 10 зарядов»см"3 (Croskey et al., 2001; Havnes et al., 2001; Smiley et al., 2003). Ltibken and Rapp (2001) и Rapp and Liibken (2001) разработали модель, которая количественно определяет радиусы и числовые плотности аэрозолей из измерений числовых плотностей положительнных ионов и электронов. Они показали, что почти все комбинации истощений положительнных ионов и электронов и усилений положительных ионов могут существовать в зависимости от свойств частиц аэрозоля и фоновых плазменных условий.

Радиус аэрозоля может непосредственно изменять силу мощности сигнала ПЛМЭ. Rapp and Liibken (2003) моделировали такие условия в отсутствие нейтральной турбулентности и показали, что время затухания электронных возмущений пропорционально квадрату радиуса участвующих заряженных частиц и квадрату радиолокационной длины волны. В соответствии с этим утверждением, радиолокационный сигнал уменьшается на 30 дБ за 30 минут для

аэрозоля радиусом 10 им, в то время как для радиуса 20 нм такое же уменьшение занимает 1.5-2 часа.

Согласно экспериментальным и модельным исследованиям, оптимальный размер аэрозолей, связанных с ПЛМЭ, изменяется от 10 нм (Havnes et al. 2001; Lie-Svedsen et al., 2003) до 30 нм (Lie-Svedsen et al., 2003). Частица с радиусом менее 10 нм может быстро диффундировать и, следовательно, терять свою структуру. Для более крупных частиц с радиусом 50-100 нм вместо амбиполярной диффузии важным становится присоединение иона, тем самым создавая корреляцию между электронной и ионной плотностями. Это противоречит большинству прямых (in situ) ракетных измерений, и поэтому аэрозоли с большим радиусом можно исключить из рассмотрения (Lie-Svedsen et al, 2003).

Размер частицы аэрозоля определяет заряд на ее поверхности. Заряд ледового аэрозоля зависит от баланса между содержанием ионов и электронов на его поверхности. Jensen and Thomas (1991) нашли зарядное число, равное -1 для радиуса менее 10 нм и линейное возрастание заряда с размером аэрозоля, так что частица с радиусом 0,1 мкм может нести заряд с числом -4. Если лёд не чистый, а загрязнен металлическими включениями, то становится важной фотоэлектрическая составляющая, и аэрозоль может стать положительно заряженным.

Cho et al. (1992) предположили, что одним из наиболее важных эффектов заряженных аэрозолей является уменьшение электронной диффузности. Если электронная диффузность значительно меньше кинематической вязкости воздуха, то колебания числовой электронной плотности могут распространяться на значительно меньшие масштабы, чем колебания поля турбулентной скорости, и поэтому могут быть стерты, в основном, действием электронной диффузии. Применяя теорию многополярной диффузии Хилла (Hill, 1978) к диффузионной системе, состоящей из электронов, положительных ионов и

заряженных частиц аэрозоля, Cho et al. (1992), напротив, утверждают, что ПЛМЭ могут быть созданы, если свыше 50% всего отрицательного заряда связано на частицах аэрозоля, т. е. отношение X = ZaNc/Ne между числовой плотностью заряженного аэрозоля ZaNa и электронной числовой плотностью Ne равна 1.2 для отрицательно заряженных аэрозолей и 0.6 для положительно заряженных аэрозолей. При этих обстоятельствах эффективный коэффициент электронной диффузии близок к коэффициенту диффузии аэрозолей. Однако, значения X противоречат экспериментальным результатам Blix et al. (2003), которые показали, что ПЛМЭ могут также существовать при достаточно малых количествах аэрозолей, с числовой плотностью электронов, превышающей число заряженных аэрозолей, т. е. при X меньшем 0.5. Этот факт был также подтвержден Rapp and Liibken (2003), которые нашли, что уменьшение электронной диффузионности почти не зависит от отношения между числовой плотностью заряженного аэрозоля и электронной числовой плотностью. Эти авторы предложили наличие условия для существования ПЛМЭ, наблюдаемого с помощью СВЧ радиолокатора (Rapp et al., 2002). Согласно их модели, отражающая способность радиолокатора пропорциональна числовой плотности заряда, умноженной на квадрат радиуса аэрозоля. Эта зависимость имеет силу в тех случаях, когда имеется достаточно свободных электронов, ушедших для рассеивания СВЧ радиолокатора. Однако, в некоторых случаях, когда электронная числовая плотность резко уменьшается частицами льда, может иметь место антикорреляция между отражающей способностью радиолокатора и числовой плотностью заряда (Blix et al., 2002). Отличие выводов Cho et al. (1992) объясняется, по всей вероятности, тем обстоятельством, что в последней работе учитывается только один тип положительных ионов и только единственный размер аэрозолей вместо их распределения.

РОССИЙСКАЯ ГОСУДАРСТВЕННАЯ БИБЛИОТЕКА

Численные моделирования возмущений частиц аэрозоля в области мезоиаузы позволяют предположить, что для структур аэрозолей порядка нескольких метров присоединения электронов и амбиполярная диффузия могут быть доминирующими процессами, ведущими к мелкомасштабным возмущениям электронов, которые могут вызвать ПЛМЭ. Мелкомасштабные структуры способны существовать так же долго, как и слои аэрозоля. Этот процесс, вероятно, ограничивается диффузией частиц аэрозоля, которая длится порядка нескольких часов (Ьле^уесЬеп еХ а1, 2003).

Итак, как мы видим, вопрос очень сложней, и точное влияние аэрозоля на механизм возникновения ПЛМЭ еще остаётся дискуссионным. Только прямые измерения размеров популяции аэрозоля и распределения заряда в совокупности с нейтральной газовой динамикой могут прояснить вопрос о возможных механизмах микрофизики ПЛМЭ.

5. Радиолокационное МСТ наблюдение верхней атмосферы

5.1 Рассеивание и отражение радиолокационных МСТ сигналов в верхней атмосфере

МСТ (мезосферно-стратосферно-тропосферные) радиолокаторы применяются для исследования ветров, волн, турбулентности и неустойчивости в атмосфере. Они обычно работают на частотах порядка 50 МГц и называются также СВЧ-радиолокаторами. (СВЧ - сверхвысокочастотная полоса между 30 МГц и 300 МГц). МСТ-радиолокаторы обнаруживают эхо по неоднородностям коэффициента преломления в радиодиапазоне (Woodman and Guillen, 1974). Изменения коэффициента преломления п прямо связаны с изменениями атмосферных параметров: влажности, температуры, давления и электронной плотности и могут быть выражены следующим уравнением:

Список литературы диссертационного исследования кандидат физико-математических наук] Барабаш, Виктория Эдуардовна, 2004 год

Библиография

Akmaev, R, Simulation of large-scale dynamics in the mesosphere and lower thermosphere with the Doppler-spread parameterization of gravity waves, 2, Eddy mixing and the diurnal tide, J. Geophys. Res, 106, 1205-1213, 2001. Andrews, D.G., Holton, J.R, and Leovy, C.B, Middle Atmospheric Dynamics, New York and London: Academic Press, 1987.

Balsley, B.B, and Gage, K.S, The MST radar technique: potential for middle atmospheric studies, J. Appl. Geophys, 118, 452-493, 1980.

Balsley, B.B, Ecklund, W.L, and Fritts, D.C, VHF echoes from the high-latitude mesosphere and lower thermosphere: Observations and interpretations, J. Atmos. Sci, 40, 2451-2466, 1983.

Balsley, B.B, Woodman, R.F, Sarango, m„ Rodriguez, R, Urbina, J, Ragaini, E„ Carey, J, Huaman, M, and Giraldez, A, On the lack of southern hemisphere polar mesosphere summer echoes, J. Geophys. Res, 100, 11685-11693, 1995. Barabash, V, Chilson, P, Kirkwood, S„ Rechou, A, and Stebel, K, Investigations of the possible relationship between PMSE and tides using a VHF MST radar, Geophys. Res. Lett, 25, 17, 3297-3300, 1998.

Barabash, V, Kirkwood, S„ and Chilson, P, Are variations in PMSE intensity affected by energetic particle precipitation?, Ann. Geophys, 20, 539-545, 2002 Barabash, V, Kirkwood, S„ Feofilov, A, and Kutepov, A, Polar Mesosphere Summer Echoes during the July 2000 Solar Proton Event, Ann. Geophys. (in press),

2003.

Berger, U, and Von Zahn, U, The two-level structure of the mesopause: A model study, J. Geophys. Res, 104, 22083-22093, 1999.

Blix, T.A, Is there a connection between polar mesosphere summer echoes and the existence of plasma instabilities in the E-layer, in Proceedings of the 14th ESA

Symposium on European Rocket and Balloon Programmes and Related Research, Potsdam, Germany (ESA SP-437), Neuilly, France, 1999.

Blix, T.A., Rapp, M., and Lubken, F.J., Relations between small scale electron number density fluctuations, radar backscatter and charged aerosol particles, J. Geophys. Res., 2002.

Blix, T.A., Rapp, M., and Lubken, F.J., Relations between small scale electron number density fluctuations, radar backscatter and charged aerosol particles, J. Geophys. Res., 2003.

Brasseur, G., and Solomon, S., Aeronomy of the Middle Atmosphere, D. Reidel Publishing Company, Dordrecht, Holland, 1986.

Bremer, J., Hoffmann, P., and Hansen, T.L., Geomagnetic control of polar mesosphere summer echoes, Ann. Geophys., 18, 202-208, 2000. Carter, D.A., and Balsley, B.B., The summer wind field between 80 and 93 km observed by the MSt radar at Poker Flat, Alaska (65°N), J. Atmos. Sci., 39, 29052915, 1982.

Chilson, P.B., Czechowsky, P., Klostermeyer, J., Riister, R., and Schmidt, G., An investigations of measured temperature profiles and VHF mesosphere summer echoes at mid-latitudes, J. Geophys. Res., 102, 23819-23828, 1997.

Chilson, P., Kirkwood, S., and Nilsson, A., The Esrange MST radar: a brief introduction and procedure for range validation using balloons, Radio Sci., 34, 2, 427436, 1999.

Chilson, P., Kirkwood, S., and Haggstrom, I., Frequency-domain interferometry mode

observations of PMSE using the EISCAT VHF radar, Ann., Geophys., 2000.

Cho, J.Y.N., Hall, T.M., and Kelley, M.C., On the role of charged aerosols in polar

mesosphere summer echoes, J. Geophys. Res., 97, 875-886, 1992.

Cho, J.Y.N., and Kelley, M.C., Polar mesosphere summer echoes: Observations and

current theories, Rev., Geophys., 31, 243-265, 1993.

Cho, J.Y.N, and Morley, R.L, PMSE dependence on long-period vertical motions, Geophys. Res. Lett, 22, 1197-1200, 1995.

Cho, J.Y.N, and Röttger, J, An updated review of polar mesosphere summer echoes: Observation, theory, and their relation to noctilucent clouds and sub-visible aerosols, J. Geophys, Res, 102, 2001-2020, 1997.

Croskey, C.L., Mitchell, J.D, Friedrich, M„ Torkar, K.M., Hopper, U.-P, and Goldberg, R.A, Electrical structure of PMSE and NLC regions during the DROPPS program, Geophys. Res. Lett, 28, 1427-1430, 2001.

Czechowsky, P, Rüster, R, and Schmidt, G, Variations of mesospheric structures in different seasons, Geophys. Res. Lett, 6, 459-462, 1979.

Czechowsky, P, Reid, I.M, Rüster, R, and Schmidt, G„ VHF radar echoes observed in the summer and winter polar mesosphere over Andoya, Norway, J. Geophys. Res, 94,6199-5217, 1989.

Ecklund, W.L, and Balsley, B.B, Long-term observations of the arctic mesopause with the radar at Poker Flat, Alaska, J. Geophys. Res, 86, 7775-7780, 1981. Fiedler, J, Baumgarten, G, and von Cossart, G, Noctilucent clouds above the ALOMAR between 1997 and 2001: occurrence and properties, J. Geophys. Res,

2002.

Franke, S.J, Röttger, J, LaHoz, C, and Liu, C.H, Frequency domain interferometry of polar mesosphere summer echoes with the EISCAT VHF radar: a case study, Radio Sei, 27,417-428, 1992.

Franke, P.M., and Collins, R.L, Evidence of gravity wave breaking in lidar data from the mesopause region, Geophys. Res. Lett, 30, 4, 1155, doi:10.1029/2001GL014477,

2003

Fritts, D.C, Smith, S.A., Balsley, B.B, and Philbrick, C.R, Evidence of gravity wave saturations and local turbulence production in the summer mesosphere and lower thermosphere during the STATE experiment, J. Geophys. Res, 93, 7015-7025, 1988.

Gadsden, M. and Schroder, G., Noctilucent Clouds, Springer Verlag, Berlin Heidelberg, 1989.

Gage, K.S., Balsley, B.B., and Green, J.L., Fresnel scattering model for the specular

echoes observed by VHF radar, Radio Sci., 16, 1447-1453, 1981. Garcia, R.R., and Solomon, S, The effects of breaking gravity waves on the dynamics and chemical composition of the mesosphere and lower thermosphere, J. Geophys. Res., 90, 3850-3868, 1985.

Geisler, J.E., and Dickinson, R.E., The five-day wave in a sphere with realistic zonal winds, J. aymos. Sci., 33, 632-641, 1976.

Gossard, E.E and Strauch, R.G., Radar observations of clear air and clouds, Elsevir Publ. Comp, 1983.

Havnes, 0., Melandso, F„ Hoz, C.L., Aslaksen, T.K., and Hartquist, T., Charged dust in the Earth's mesopause: effects on radar backscatter, Phys. Sci., 45, 535-544, 1992. Havnes, 0., Brattli, A., Aslaksen, T„ Singer, W„ Latteck, R., Blix, T., Thrane, E., and Troim, J., First common-volume observations of layered plasma structures and polar mesosphere summer echoes by rocket and radar, Geophys. Res. Lett., 28, 1419-1422,

2001.

Hill, R.J., Nonneutral and quasi-neutral diffusion of weakly ionized multiconstituent plasma, J. Geophys. Res., 83, 989-998, 1978.

Hocking, W.K., and Rottger, J., Pulse length dependence of radar signal strengths for Fresnel backscatter, Radio Sci, 18, 1312-1324, 1983.

Hocking, W.K, Measurements of turbulent energy dissipation rates in the middle atmosphere by radar techniques: A review, Radio Sci., 20, 1403-1422, 1985. Hocking, W.K., Middle atmosphere dynamical studies T Resolute Bay over a full year: Mean winds, tides and special oscillations, J. Atmos. Sol. Terr. Phys., 2002. Hoffmann, P., Singer, W„ and Bremer, J., Mean seasonal and diurnal variations of PMSE and winds from 4 years of radar observations at ALOMAR, Geophys. Res. Lett, 26, 11, 1525-1528,1999.

Hoppe, U.-P., Hall, C, and Röttger, J, First observations of summer polar mesospheric backscatter with a 224 MHz radar, Geophys. Res. Lett., 15, 28-31, 1988. Huaman, M., and Balsley, B.B., Differences in near-mesopause summer winds, temperatures, and water vapor at northern and southern latitudes as possible causal factors for inter-hemispheric PMSE differences, Geophys. Res. Lett., 26, 11,15291532, 1999.

Jacobi, Ch„ Schminder, R., and Kürschner, D„ Planetary wave activity obtained from long-period (2-18 days) variations of mesopause region winds over central Europe (52°N, 15°E), J. Atmos. Sol.Terr. Phys., 60, 1, 81-93, 1998.

Jensen, E., and Thomas, G.E., Charging of mesospheric particles: implication of electron density and particle coagulation, J. Geophys. Res., 96 (18), 603-618, 1991. Jiyao Xu, Smith, A.K., and Ruiping Ma, A numerical study of the effect of gravity-wave propagation on minor species distributions in the mesopause region, J. Geophys. Res, 108-D3, 4119, 10.1029/2001JD001570, 2003.

Karashtin, A.N., Shlyugaev, Y.V, Abramov, V.I, Belov, I.I, Berezin, I.V., Bychkov, V.V, Eryshev, E.B, and Komrakov, G.P, First HF radar measurements of the summer mesopause echoes at SURA, Ann. Geophys, 1996.

Kelley, M.C, Farley, D.T, and Röttger, J, The effects of cluster ions on anomalous VHF backscatter from the summer polar mesosphere, Geophys. Res. Lett, 14, 10311034, 1987.

Klostermeyer, J, On the diurnal variation of polar mesosphere summer echoes, Geophys. Res. Lett, 26 (21), 3301-3304, 1999.

Kirkwood, S„ Rechou, A, Stebel, K„ Barabash, V, Chilson, P, Marcus L„ and Olsen, P.E., Wind profiling with ESRAD, the Esrange MST radar, Proceedings fo COSt-76 Profiler workshop 1997, Engelberg, Switzerland, May 1997. Kirkwood, S„ Barabash, V, Chilson, P, Rechou, A., Stebel, K, Espy, P, Witt, G„ and Stegman, J, The 1997 PMSE season - its relation to wind, temperature and water vapor, Geophys. Res. Lett, 25, 1867-1870, 1998.

Kirkwood, S., and Rechou, A., Planetary wave modulation of PMSE, Geophys. Res. Let., 25,4509-4512, 1998.

Kirkwood, S., Barabash, V., Brandstrom, U., Mostrom, A., Stebel, K., Mitchell, N„ and Hocking, W., Noctilucent clouds, PMSE and 5-day planetary waves: a case study, Geophys. Res. Lett., 1-4, 2002.

Kirkwood, S., and Stebel, K., Influence of planetary waves on noctilucent cloud occurrence over NW Europe, J. Geophys. Res., 208, D8, 10.1029/2002JD002356,

2003.

Korner, U., and Sonnemann, G.R., Global 3D-modelling of the water vapor concentration of the mesosphere/mesopause region and implications with respect to the NLC region, J. Geophys. Res., 106, 9639-9651, 2001.

Latteck, R., Singer, W., and Hoffner J., Mesosphere summer echoes as observed by VHF radar at Kiihlungsborn, (54°N), Geophys. Res. Lett., 26, 11, 1533-1536, 1999. Lie-Svedsen, 0., Blix,, T.A., Hopper, U.-P., and Thrane, E.-V., Modelling the plasma response to small-scale aerosol particle perturbations in the mesopause region, J. Geophys. Res., 108, D8, 8442, doi:10.1029/2002JD002753, 2003. Luo, Y., Manson, A.H., Meek, C.E., Meyer, C.K., and Forbes, J.M, The quasi 16-day oscillations in the mesosphere and lower thermosphere at Saskatoon (52°N, 107°W), 1980-1996, J. Geophys. Res., 105, 2125-2138, 2000.

Luo, Y„ Manson, A.H., Meek, C.E.,Meyer, C.K., Burrage, M.D., Fritts, D.C., Hall, C.M., Hocking, W.K., MacDougall, J., Riggin, D.M., and Vincent, R.A., The 16-day planetary waves: multi-Mf radar observations from the arctic to equator and comparisons with the HRDO measurements and the GSWM modeling results, Ann. Geophys., 20, 691-709, 2002.

Liibken, F.J., Fricke, K.-H. and Langer, M., Noctilucent clouds and the thermal structure near the arctic mesopause, J. Geophys. Res., 101, 9489-9508, 1996.

Liibken, F.J, Seasonal variation of turbulent energy dissipation rates at high latitudes as determined by in situ measurements of neutral density fluctuations, J. Geophys. Res, 102, 13441-13456, 1997.

Liibken, F.J, and von Zahn, U, Thermal structure of the mesosphere region at polar latitudes, J. Geophys. Res, 96, Dll, 20841-20857, 1991

Liibken, F.J, Thermal structure of the Arctic summer mesosphere, J. Geophys. Res., 104, D8, 9135-9149, 1999.

Liibken, F.J, and Rapp, M, Modeling of particle charging in the polar summer mesosphere: Part 2-Application to measurements, J. Atmos. Solar. Terr. Phys, 63, 771-780, 2001.

Liibken, F.J„ Rapp, M, and Hoffmann, P, Neutral air turbulence and temperatures in the vicinity of polar mesosphere summer echoes, J. Geophys. Res, 2002. Liibken, F.J, and Miillemann, A, First in situ temperature measurements in the summer mesopause at very high latitudes, J. Geophys. Res, 108, D8, 8448, 1029/2002JD002414, 2003.

Manson, A.H, and Meek, C.E, Climatologies of mean winds and tides observed by medium frequency radars at Tromso (70°N) and Saskatoon (52°N) during 1987-1989, Ca, J. Phys, 69, 966-975, 1991.

Manson, A.H. et al. Seasonal variations of the semidiurnal and diurnal tides in the MLT: Multi-year Mf radar observations from 2 to 70°N and the GSWM tidal model, J. Atmos. Sol. Terr. Phys, 61, 809-828, 1999.

Manson, A.H, Meek, C.E, Hall, C.M, Nozawa, S, Mitchell, N.J, Pancheva, D,

Singer, W, and Hoffman, P, Mesopause dynamics from the Scandinavian triangle of

radars within the PSMOS-DATAR project, Ann. Geophys, 2003.

Marti, J, and Mauersberger, K, A survey and new measurements of ice vapor

pressure at temperatures between 170 and 250 K, Geopys. Res. Lett, 20, 363-366,

1993.

Medvedev, A.S., and Klaassen, G.P., Thermal effects of saturation gravity waves in the atmosphere, J. Geophys. Res., 108, D2, 4040, 10.10292002JD002504, 2003. Mitchell, N.J., Pancheva, D., Middleton, H.R., and Hagan, M.E., Mean winds and tides in the Arctic mesosphere and lower thermosphere, J. Geophys. Res., 107, Al, 10.1029/2001JA900127, 2002.

Nussbaumer, V., Fricke, K.H., Langer, M., Singer, W., and von Zahn, U., First simultaneous and common volume observations of noctilucent clouds and polar mesosphere summer echoes by lidar and radar, J. Geophys. Res., 101, D14, 19,16119,167, 1996.

Ottersten, H., Atmospheric structure and radar backscattering in clear air, Radio Sci., 4, 1179-1193, 1969a.

Ottersten, H., Radar backscattering from the turbulent clear atmosphere, Radio Sci., 4, 1251-1255, 1969b.

Pan, C.J., and Rottger, J., Structures of polar mesosphere summer echoes observed with the EISCAT VHF radar in the interferometer mode, in Solar-Terrestrial Enrgy Program: Proceedings of the Seventh Workshop on Technical and Scientific Aspects of MST radar, 252-255, SCOSTEP Secretariat. Boulder Colo., 1996. Portnyagin, Y.I., Forbes, J.M., Fraser, G.J., Vincent, R:A., Avery, S.K., Lysenko, I.A., and Makarov, N.A., Dynamics of the Antarctic and Arctic mesosphere and lower thermosphere regions, I, The prevailing wind, J. Atmos., Terr. Phys., 55, 827-841, 1993a.

Portnyagin, Y.I., Forbes, J.M., Fraser, G.J., Vincent, R.A., Avery, S.K., Lysenko, I. A., and Makarov, N.A., Dynamics of the Antarctic and Arctic mesosphere and lower thermosphere regions, I, The semidiurnal tide, J. Atmos., Terr. Phys., 55, 843-855, 1993b.

Portnyagin, Y.I., and Solovjova, T.V., Global empirical wind model for the upper mesosphere/ lower thermosphere, I, Prevailing wind, Ann. Geophys., 18, 300-315, 2000.

Rapp, M, and Lübken, F.J, Modelling of particle charging in the polar summer mesosphere: Part 1-General results, J. Atmos. Solar. Terr. Phys, 63, 759-770, 2001. Rapp, M, Gumbel, J, Lübken, F.J, and Latteck, R, D-region electron number density limits for the existence of polar mesosphere summer echoes, J. Geophys. Res, 2002.

Rapp, M, Lübken, F.J, Müllemann, A, Thomas, G.E, and Jensen, E.J, Small scale temperature variations in the vicinity of NLC: experimental and model results, J. Geophys. Res, 2003a.

Rapp, M, Lübken, F.J, and Blix, T, The role of charge ice particles for the creation of PMSE: a review of recent developments, Adv. Space res, 2003b. Rapp, M, and Lübken, F.J, On the nature of PMSE: electron diffusion in the vicinity of charged particles revisited, J. Geophys. Res, 108, D8, 8437, 10.1029/2002JD002857, 2003.

Reid, G.C, Vertical wind convergence and the formation of aerosol layers in the upper mesosphere, Geophys. Res. Lett, 24, 1997.

Reid, I M, Rüster, R, Czechowsky, P, and Schmidt, G, VHF radar measurements of momentum flux in the summer polar mesosphere over Andenes (69°N, 16°E), Norway, Geophys. Res. Lett, 15, 1263-1266, 1988.

Reid, I M, Czechowsky, P, Rüster, R, and Schmidt, G, First VHF radar measurements of mesopause summer echoes at mid-latitudes, Geophys. Res. Lett, 16, 135-138, 1989.

Richmond, A.D., Ionosphere-thermosphere interactions at high latitudes, , In Incoherent scatter: theory, practice and science, collections of lectures given in Cargesica, Technical report 97/53, EISCAT Sei. Ass, 1995.

Röttger, J, La Hoz, C„ Kelley, M.C, Hoppe, U.-P, and Hall, C.: The structure and dynamics of polar mesospheric summer echoes observed with the EISCAT 224 MHz radar, Geophys. Res. Lett, 15, 1353-1356, 1988.

Röttger, J. and Larsen, M.F., UHF/ VHF radar techniques for atmospheric research and wind profiler applications, in Radar on Meteorology, American Met, Soc., 235281. 1990a.

Röttger, J. and La Hoz, C., Characteristics of polar mesosphere summer echoes (PMSE) observed with the EISCAT 224 MHz radar and possible explanation of their origin, J. Atmos. Terr. Phys., 52, 893-906, 1990b.

Röttger, J., Rietveld, M.T., La Hoz, C., Hall, C., Kelley, M.C., and Swartz, W„ Polar mesosphere echoes observed with the EISCAT 933 MHz radar and the CUPRI 46.9 MHz radar, their similarity to 224 MHz radar echoes and their relation to turbulence and electron density profiles, Radio Sei., 25, 671-687, 1990c.

Röttger, J., La Hoz, C„ Franke,, S.J., and Liu, C.H., Steepening of reflectivity structures detected in high-resolution Doppler spectra of polar mesosphere summer echoes (PMSEI observed with the EISCAT 224 MHz radar, J. Atmos. Terr. Phys., 52, 939-954, 1990d.

Röttger, J., Radar observations of the middle and lower atmosphere, In Incoherent scatter: theory, practice and science, collections of lectures given in Cargesica, Technical report 97/53, EISCAT Sei. Ass., 1995.

Rüster, R., VHF radar observations of non-linear interactions in the summer polar mesosphere, J. Atmos. Terrr. Phys., 56, 1289-1299, 1994.

Rüster, R., Velocity and associated echo power variations in the summer polar mesosphere, Geophys. Res. Lett., 22, 65.67, 1995.

Salby, M.L., Fundamentals of Atmospheric Physics, Academic Press Inc., 1996. Smiley, B., Robertson, S., Horanyi, M., Blix, T., Rapp, M„ Latteck, R., and Gumbel, J., Measurements of positively and negatively charged particles inside PMSE during MIDA SOLSTICE 2001, J. Geophys. Res., 108, 0, doi: 10.1029/2002JD002425, 2003. Smith, W.S., Theon, J.S., Swartz, P.C., Katchen, L.B., and Horvath, J.J., Temperature, pressure, density and wind measurements in the stratosphere and mesosphere, 1966, NASA TRR-288, 1968.

Smith, W.S., Theon, J.S., Swartz, P.C, Casey, J.F., and Horvath, J.J, Temperature, pressure, density and wind measurements in the stratosphere and mesosphere, 1967, NASA TRR-316, 1969.

Stebel, K„ Barabash, V., Kirkwood, S., Siebert, J., and Fricke, K.H., Polar mesosphere summer echoes and noctilucent clouds: Simultaneous and common-volume observations by radar, lidar and CCD camera, Geophys. Res. Letts, 27, 5, 661-664, 2000.

Sugiyama, T„ Murako, Y„ Sogawa, H„ and Fukao, S„ Oscillation in polar mesosphere summer echoesand bifurcation of noctilucent cloud formation, Geophys. Res. Let, 23,63-656, 1996.

Swinbank, R., and O'Neil, A., A stratosphere-troposphere data assimilation system, Monthly Weather Review, 122, 686-702, 1994.

Tatarskii, V.I., The effect of the turbulent atmosphere on wave propagation, Isr. Program for Sci Transl., Jerusalem, 1971.

Thomas, L., Astin, I., and Prichard, T., The characteristics of VHF echoes from the summer mesopause region at mid-latitudes, J. Atmos. Terr. Phys., 54, 969-977, 1992. Thomas, L., and Astin, I., The form of metre-scale turbulence at mesopause heights in summer, J. Atmos. Terr. Phys., 56, 467-478, 1994.

Thomas, G.E., Climatology of polar mesospheric clouds: Interannual variability and implications for long-term trends, in the upper mesosphere and lower thermosphere: A review of experiment and theory, Geophys. Monagr. Ser., 87, ed. by R.M. Johnson and T.L.Killeen, 185-200, AGU, Washington D.C., 1995.

Trakhtengerts, V.Y., Generation mechanisms of polar mesosphere summer echoes, J. Geophys. Res., 99, 21083- 21088, 1994.

Vincent, R.A., Gravity wave motions in the mesosphere and lower thermosphere observed at Mawson, Antarctica, J. Atmos. Terr. Phys., 56, 593-602, 1994. Virdi, T.S., and Williams, P.J.S., Altitude variations in the amplitude and phase of tidal oscillations at high latitudes, J. Atmos. Terr. Phys., 55, 697-717, 1993.

Von Zahn, U., Achievements of ALOMAR, ESA-SP 397, 141-162, 1997. Von Zahn, U., and Bremer, J., Simultaneous and common-volume observations of noctilucent clouds and polar mesosphere summer echoes, Geophys. Res. Lett., 26, 11, 1521-1524, 1999.

Witt, G., Height, structure and displacements of noctilucent clouds, Tellus 14, 1-18, 1962.

Williams, C.R., and Avery, S.K., Analysis of long-period waves using the mesosphere-stratosphere-troposphere radar at Poker Flat, Alaska, J. Geophys. Res.,

97, 855-861, 1992.

Williams, P.J.S., Jones, G.O.L., Palmer, J.R., and Risbeth, H„ The association of polar mesosphere summer echo layers with tidal modes, Ann. Geophys., 13, 454-457,

1995.

Woodman, R.F, and Guillen, A, Radar observations of winds and turbulence in the stratosphere and mesosphere, J. Atmos. Sci., 31, 493-505, 1974. Woodman, R.F, Balsley, B.B., Aquino, F.A., Flores, L., Vazquez, E„ Arango, M., Huaman, M., and Soldi, H., First observations of PMSE in Antarctica, J. Geophys.

Res., 1999.

Zhu, X., Yee, J.H., and Talaat, E.R., Diagnos and dynamics and energy balance in the mesosphere and lower thermosphere, J. Atmos. Sci., 58, 2441-2454, 2001.

Благодарности

Прежде всего, я хотела бы поблагодарить Шведский Институт Космической Физики за предоставленную мне возможность защитить мою диссертацию в Кируне. Исследования финансировались Институтом Космоса и Окружающей Среды (ЖБ) по проекту ЕС, Программой Физики Атмосферы, Шведским Советом Научных Исследований и Шведским Институтом

Космической Физики.

Я очень благодарна моему руководителю профессору Шейле Кирквуд за её поддержку в период моего обучения, доктору Филиппу Чилсону из Национального Управления по Океану и Атмосфере, США, за его работу в качестве помощника моего руководителя и за многочисленные ценные обсуждения.

Я очень благодарна всем моим коллегам в ЖЕ в Кируне за обеспечение превосходных условий моей работы. Большое спасибо Арне Мострёму, Стефану Ванханиеми и доктору Хансу Нилссону за их помощь в решении компьютерных проблем. Особая благодарность Бригитте Маатья и Торбьёрну Ловгрену за всю помощь в подготовке этой диссертации.

Я хотела бы поблагодарить персонал Шведской Космической Корпорации Езгап§е и особенно научного координатора Ола Виделл за обеспечение работы СВЧ МСТ радиолокатора Евгеи^е (Е81Ш)).

И, наконец, я хочу выразить благодарность моей семье за непрерывную моральную поддержку моей работы по завершению этой диссертации.

Сокращения

АСЕ Спутник для Исследования Перспективных Композитов Отдела

Научных Космических Миссий и Отдела Разработки Полезных Нагрузок Национального Управления по Аэронавтике и Космосу

АЛОМАР Арктическая Лидарная Обсерватория по Исследованиям Средней

Атмосферы ПЗС CIRA КОСПАР КРИСТА 1, 2

EISCAT Рассеиванию ESRAD Esrange

Прибор Зарядовой Связи Модель Международной Стандартной Атмосферы КОСПАР Комитет по Космическим Программам и Исследованиям Криогенные Инфракрасные Спектрометры и Телескопы для Исследований Атмосферы

Европейская Научная Ассоциация по Некогерентному

Радиолокатор ESrange RADar

Европейский Полигон для Запуска Космических Объектов

(Европейское Космическое Агентство)

FDI Интерферометрия в Области Частот

GOES-10 Геостационарный Спутник Национального Управления по

Океану и Атмосфере, Министерство торговли США

НАШЕ Эксперимент по Галогенному Затмению, Спутник для

Исследования Верхней Атмосферы

MSISE-90 Рассеивания МСТ СО

НОАА ПЛМЭ

Эмпирическая модель Масс-Спектрометра Некогерентного

Мезосфера-Стратосфера-Тропосфера Серебристые Облака

Национальное Управление по Аэронавтике и Космосу Полярное Летнее Мезосферное Эхо

ppmv Части на миллион по объему

SKiYMET Интерферометрический Метеорный Радиолокатор для

исследований всего неба

SNR Отношение сигнал / шум

SOUSY SOUnding System (зондирующая система)

UARS Спутник для Исследования Верхней Атмосферы Отдела

Научных Космических Миссий и Отдела Разработки

Полезных Нагрузок Национального Управления по Аэронавтике и Космосу

СВЧ Полоса Сверхвысоких Частот между 30 МГц и 300 МГц

УВЧ Полоса Ультравысоких Частот между 300 МГц и 3000

МГц

UKMO Метеорологическая служба Великобритании

UT Универсальное Время