книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник

20 25 30 35 40 45 км

50 гкм

Рис. 5.3. Нормированные автокорреляционные функ­ ции плотности воздуха. Средние широты, США (пунк­ тиром показана аппроксимация)

Рис. 5 4. Нормированные автокорреляционные функции плотности воздуха. Высокие широты, США (пунктиром показана аппроксимация)

121

— для средних широт и исходных уровней 3 и 6 км:

гр(Л) = exp (— 0,04/i) cos 0,21 h ;

— для высоких широт и тех же исходных уровней

rf (h) = exp (— 0,09 A) cos 0,21 h;

— для исходных уровней более 9 км

гр (Л) = ех р (— 0,0975 А),

где h — z — z' — разность высот в км. Коэффициенты последних выражений определены по методу наименьших квадратов (соот­ ветствующие кривые показаны на рис. 5.3 и 5.4 пунктиром).

§ 2. ВАРИАЦИИ ПЛОТНОСТИ ВОЗДУХА В ТЕРМОСФЕРЕ

Уже в 1958 г. В. И. Красовский [12, с. 11—23] указал на то, что во время развития полярного сияния происходят интенсивный разогрев и «вздутие» верхней атмосферы в области полярного сияния. По доплеровской ширине красной кислородной эмиссии

р -Jffгем S/*

Рис. 5.5. Зависимость произведения р У~Н от высоты: 1 — среднесуточные величины; 2 — дневные; 3 — ночные

в области полярных сияний зарегистрированы температуры, до­ ходившие до 3500 °К. Анализ эволюции орбит ИСЗ подтвердил гипотезу об увеличении плотности верхней атмосферы во время геомагнитных бурь.

122

М. Я. Маров [12, с. 41—48] путем анализа торможения 16 со­

ветских ИСЗ исследовал суточные колебания произведения ?УН и связь его с потоком солнечного радиоизлучения F\0j на длине волны 10,7 см, характеризующим уровень активности Солнца. На рис. 5.5 приведена зависимость среднесуточных, минимальных

ночных и максимальных дневных значений параметра РУ Н от высоты. Из рисунка видно, что в годы минимума солнечной ак­ тивности (данные всех ИСЗ приведены к величине потока

Fю,7= 8 5 -10-22в т -л<"2-г^- , )суточные колебания параметра ?УН> составляющие на 200 км примерно 60—70%, достигают 200% вблизи 300 км. Среднеквадратическая ошибка определения этого параметра составляет менее 18% абсолютной величины.

Рис. 5.6. Зависимость показания степени т от высоты: / — по данным советских ИСЗ; 2 — по модели CIRA-61

Показатель степени т растет с увеличением высоты (рис. 5.6). Определив по наклону кривых, изображенных на рис. 5.5, верти­ кальный масштаб атмосферы Н, Маров рассчитал вертикальные профили плотности воздуха в интервале высот 180—300 км при различных значениях потока Fioj. Результаты расчета приведе­ ны на рис. 5.7. Наибольшие значения сю,7 и плотности воздуха наблюдались в периоды максимума солнечной активности ( 1 9 5 7 —1958 и 1968—1969 гг.), наименьшие — в период минимума

ее(1964—1965 гг.).

М. Н. Изаков [12, с. 30—39] путем интегрирования того же

уравнения рУ Н = /(г), в котором Н — известная функция плот­ ности, получил следующее выражение для плотности:

123

2 1

p(z) = РГ2+ 2

где Ро — плотность на исходной высоте го- Давление р{г) находилось по известной плотности путем ин­

тегрирования сверху вниз основного уравнения статики.

ргсм'3

Рис. 5.7. Рассчитанные вертикальные профили плотности воздуха при разных уровнях солнечной активности:

1 — исходная кривая; 2 — рассчитанные профили; 3 — CIRA-61; 4 — модель Харриса—Пристера

Для расчета температуры привлечено уравнение

являющееся следствием предположения о наличии гравитацион­ но-диффузного и термического равновесия. Вошедшее сюда пар­ циальное давление р ({г) i-го газа определялось по опытным дан­ ным о составе воздуха, после чего последнее соотношение пре­ вращалось в уравнение для Т, решение которого находилось чис­ ленным методом. Зависимость температуры от потока излучения Солнца Рю,7 по расчетам Изакова, Харриса—Пристера и Яккия

124

Рис. 5.8. Зависимость температуры термосферы от потока радиоизлучения Солнца:

а — дневной максимум; б — ночной минимум; 1 — по Изакову; 2 — по Яккия; 3 — по Харрису—Пристеру

г нм

Рис. 5.9. Вертикальные профили температуры и высоты одно­ родной атмосферы 18 июня 1963 г.:

1 — первое приближение; 2 — второе приближение

125

приведена на рис. 5.8. Из рисунка видно, что данные всех иссле­ дователей находятся в согласии между собой. Температура воз­ духа в термосфере составляет 700—900°К ночью и 1000— 1600 °К днем.

Представляет интерес сравнить эти данные с результатами определения температуры с помощью ионизационных и магнито­ разрядных манометров, которые устанавливались на геофизиче­ ских ракетах [12, с. 23—29]. Пуск ракеты 18 июня 1963 г. произ­ веден в 4 ч 30 мин местного времени, поток радиоизлучения Солн­ ца Fiw = 82 • 10~22 вт ■м ~2- гц~х.

Вертикальные профили температуры Т и высоты однородной атмосферы Я приведены на рис. 5.9. Температура воздуха на вы­ соте 200—300 км составляет около 775 °К, что согласуется с дан­ ными рис. 5.8 для ночи (в годы максимума солнечной активности температура воздуха на высоте 200—300 км в 4 ч составляла 1150—1350°К). Согласно рис. 5.9, температура Т и вертикальный масштаб Я изменяются с высотой не монотонно: вблизи высот 165 и 225 км эти параметры уменьшаются, а вблизи 145 и 215' км увеличиваются с высотой.

§3. ПЕРИОДИЧЕСКИЕ КОЛЕБАНИЯ ПЛОТНОСТИ ВОЗДУХА

ВТЕРМОСФЕРЕ

Анализ первых же наблюдений за торможением ИСЗ пока­ зал, что плотность воздуха в термосфере (начиная примерно с высоты 200 км) испытывает значительные суточные колебания.

Более поздние исследования выявили колебания плотности с полугодовым, 28-суточным, 11-летним и другими периодами.

Одна из последних работ по этому вопросу выполнена М. Я. Маровым и А. М. Алферовым. Ими проанализированы на­ блюдения за ИСЗ серии «Космос», а также за первым советским кораблем-спутником и его кабиной, которые охватывают прак­ тически полный 11-летний период солнечной активности (с 1960 по .1969 г.). Рассчитанная по изменению периода обра­ щения ИСЗ плотность приведена к фиксированным высотам (210, 250 и 270 км) и заданному радиоизлучению Солнца на длине волны 10,7 см (Яюд = 150-10*22 вт м~2-гц~1).

Результаты расчета отношения рmaxl?mitv> характеризующего амплитуду колебаний плотности, приведены в табл. 5.3.

Максимум плотности (ртах) при суточных колебаниях наблю­ дается около 14 ч, а минимум ее (pmin) — около 4 ч местного времени. Согласно табл. 5.3, отношение pma*/pmin изменяется от

1,8—1,9 на высоте 270 км до 1,3—1,4 на высоте 210—215 км. При анализе суточных колебаний по целому ряду спутников неодно­ кратно отмечался сдвиг времени наступления рт/л с 4 до 5—6 ч, а ртах — с 14 на 15—16 ч местного времени. Эта закономер­ ность наиболее отчетливо проявилась в период минимума солнеч­ ной активности. Подмечено также, что величина отношения

126

Pm a x i Рm i n при суточных колебаниях уменьшилась на высоте 270 км от 2,2 в 1964—1965 гг. (минимум солнечной активности) до 1,8 в 1968—1969 гг. (максимум солнечной активности); на вы­ соте 215 км — от 1,6 до 1,35 соответственно. Максимум плотности при ее колебаниях с полугодовым периодом наблюдается в апре­ ле и октябре, а минимум — в январе и июле.

годовых колебаниях изменялась (на высоте 270 км) от 1,1 до 2,1, при этом какой-либо определенной зависимости амплитуды полу­ годовых колебаний от уровня солнечной активности не обнару­ жено. Более четкой является связь этой амплитуды с распределе­ нием очагов активности по гелиоширотам.

Новый подход к исследованию периодических колебаний плот­ ности намечен в работе М. И. Войсковского и др. П. Е. Эльясбергом показано, что получаемые по торможению ИСЗ значения плотности обладают достаточной точностью лишь при обработке данных по орбитам со значительными эксцентриситетами (более 0,1). Для большинства же спутников серии «Космос» последний, как правило, меньше 0,1. По этой причине для ИСЗ этой серии был принят метод, основная идея которого сводится к определе­ нию коэффициентов некоторого аналитического выражения (мо­ дели), аппроксимирующего зависимость плотности от высоты (z), солнечного радиоизлучения на волне 10,7 см (Fwj), геомагнит­

ниях). Коэффициенты выражения находились путем совместной обработки большого количества наблюдений за спутниками, имеющими различные орбиты. При этом ставилось условие ми­ нимизации функционала

127

где ЬП{— опытные значения изменения периода за один виток, %>П1р — соответствующие расчетные значения, полученные чис­ ленным интегрированием уравнений движения ИСЗ с использо­ ванием принятого выражения (модели) для плотности. Обработ­ ка наблюдений за 102 спутниками при потоке солнечного радио­ излучения от 65- 10-22 до 150-10_22вт*л<_2 -гц - 1 привела к зна­ чениям отношения fmaxlfmtn ( ПРИ суточных колебаниях), ука­ занным в табл. 5.4.

метров, масс-спектрометров и наблюдений над светящимися об­ лаками.

128

Приводим (по данным статьи1) на рис. 5.10 и 5.11 результа­ ты измерения плотности и температуры на о. Хейса с помощью

о. Хейса:

1 — измерения с помощью ионизационных маномет­ ров в сентябре 1966 г.; 2 — то же в январе 196? г.; 3— измерения с помощью тепловых манометров в де­ кабре 1967 г.; 4 — измерения с помощью масс-спек­ трометра; 5 — данные малой метеоракеты в сентябре

манометров и масс-спектрометров. Для сравнения на том же гра­ фике нанесены данные других авторов. Как видно, температура

') И. Н. И в а н о в а, Г. А. К о к и н, А. Ф. Ч и ж о в. Температура и плот­ ность мезосферы и термосферы Центральной Арктики. — «Метеорология и гид­ рология», 1968, № 5.

мезосферы в Арктике довольно низкая (около 200 °К), минимум ее (мезопауза) наблюдается на высоте около 115 км.

Наблюдения над искусственными светящимися облаками, вы­ полненные в рамках программы франко-советских исследований термосферы высоких широт, позволили определить температуру на высоте 170 км в осенние (пуски ракет 9 и 10 октября 1967 г.) и весенние (пуски 28 февраля, 16, 19 и 20 марта 1968 г.) месяцы. Согласно этим данным ■), температура воздуха на высоте 170 км составляет 900— 1000 °К в осенние месяцы и 400—500 °К в начале весны (при сходных условиях геомагнитной и солнечной активно­ сти). Таков эффект охлаждения термосферы Арктики в течение зимы. Однако если геомагнитная активность повышена (как было 16 марта 1968 г.), то температура и весной может приближаться к 1000 °К- Подмечено также, что по мере погружения Солнца под горизонт температура может довольно значительно понизиться (так, 28 февраля 1968 г. температура упала от 500 до 400 °К, а 16 марта 1968 г. — от 1100 до 950°К при изменении угла погру­ жения Солнца о т —9 д о —10°).

') Ж. Е. Б л а м о н, М. Л. Шанэн , М. М а й я р, С. М. П о л о с к о в, Г. Ф. Т у л и н о в. Измерение температуры термосферы Центральной Арктики с помощью искусственных светящихся облаков. — «Метеорология и гидроло­ гия», 1970, № 11.

130