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

Вопросы влияния солнечной активности на состояние ионо­ сферы и магнитного поля Земли, радиационный пояс, интенсив­ ность космических лучей, повторяемость полярных сияний, а так­ же на плотность и температуру атмосферы выше 100 км будут рассмотрены ниже.

Остановимся кратко на воздействии солнечной активности на стратосферу и тропосферу.

Рис. 1.6. Схема геофизических эффектов солнечной вспышки

Связь между солнечной активностью и изменениями в стра­ тосфере и тропосфере не прямая, а очень сложная. Она завуали­ рована дополнительными факторами земного происхождения, в первую очередь адвекцией и вертикальными движениями возду­ ха. Поэтому солнечная активность в нижней атмосфере прояв­ ляется в основном через механизм атмосферной циркуляции.

Если геомагнитные и ионосферные возмущения, вызванные воздействием солнечной активности, имеют планетарный харак­ тер, то возмущения в термобарическом поле тропосферы и страто­ сферы географически локализованы и зависят от физико-геогра­

30

фических и циркуляционных условий данного района. Поэтому тропосферные возмущения в одном географическом районе мо­ гут иметь с солнечной активностью прямую корреляционную связь, а в другом районе — обратную. Также трудность вызы­ вает значительное, но не постоянное время запаздывания тропо­ сферного возмущения от начала возмущения на Солнце.

Б. И. Сазонов и В. Ф. Логинов (1969) специально исследова­ ли неустойчивость связи гидрометеорологических характеристик с солнечной активностью. Они установили, что солнечно-тропо­ сферные связи неоднозначны во времени, что затрудняет их ис­ пользование в долгосрочных прогнозах погоды. Неустойчивость связей Солнце—тропосфера объясняется на основе выдвинутой гипотезы о том, что воздействие Солнца на циркуляцию тропо­ сферы передается с помощью частиц космических лучей с энер­ гией 5-108 — 5-109 эв, которые после фокусировки магнитным полем Земли поглощаются в нижней стратосфере и верхней тро­ посфере.

А. А. Гире ') и Т. В. Покровская в своих работах показали, что солнечная активность вполне существенно влияет на общую цир­ куляцию атмосферы.

В работах Э. Р. Мустеля 2)* и Г. Ф. Усманова3) исследованы вопросы изменения давления у поверхности Земли и геопотенциальных высот главных изобарических поверхностей в северном полушарии под воздействием солнечных корпускулярных пото­ ков. Основные результаты этих исследований следующие:

а ) -вторжение корпускулярных потоков в магнитосферу Зем­ ли сопровождается изменением давления в тропосфере, обнару­ живается или некоторый максимум, или минимум давления;

б) время запаздывания между первым днем геомагнитного возмущения и экстремальным изменением давления составляет в среднем 3 дня с разбросом +1 день;

в) распределение знаков изменения давления по поверхности Земли обнаруживает определенные закономерности и сильно за­ висит от сезона года; если в каком-либо районе в холодную по­ ловину года преобладает антициклональный режим, а в теплую— циклонический, то вторжение корпускулярных потоков вызывает в этом районе повышение давления зимой и понижение давления летом, т. е. происходит акцентация барического поля;

г) амплитуда колебаний атмосферного давления максималь­ на в высоких широтах (8—10 мб) и уменьшается в направлении к экватору (2—4 м б);

дат, 1960.

2)«Астрономический журнал», т. 44, вып. 6, 1967.

3)Там же.

31

ГЛАВА II

ГАЗОВЫЙ СОСТАВ АТМОСФЕРНОГО ВОЗДУХА

Атмосфера Земли — это газообразная оболочка земного ша­ ра. Изучение ее состава является одной из задач современной физики атмосферы.

Газовый состав оказывает самое непосредственное влияние на физические процессы и связанные с ними явления, происхо­ дящие в атмосфере Земли. Можно сказать, что в верхней атмо­ сфере ни одна задача не может быть точно решена без знания химического состава среды на соответствующих высотах.

Знание химического состава атмосферных газов и распреде­ ления их концентраций с высотой необходимо для определения давления и температуры в верхней атмосфере с помощью геофи­ зических ракет и спутников, изучения фотохимических и иониза­ ционных процессов, обусловленных поглощением коротковолно­ вой и корпускулярной радиации Солнца в атмосфере Земли, а также для решения целого ряда прикладных задач, связанных с теплопроводностью и электропроводностью атмосферы и около­ земного космоса. С химическим составом атмосферы связано и построение общей модели атмосферы Земли.

Однако, несмотря на свою значимость, проблема распределе­ ния различных газов в атмосфере Земли окончательно еще не ре­ шена. Из-за большой сложности исследований газового состава при малых плотностях пока имеется еще мало непосредствен­ ных количественных измерений различных компонент атмосфер­ ного воздуха на высотах более 200 км, которые бы позволили установить закономерности их пространственно-временных рас­ пределений.

Для количественной характеристики содержания того или иного газа в атмосферном воздухе используются следующие ве­

личины:

а) содержание в процентах по объему p v или массе рт.

U

Величины p v и р т связаны соотношением р т = — p v , где ц —3

давление и плотность воздуха); в) частичная концентрация газа п — число атомов или моле­

кул в единицах объема.

Формирование газового состава атмосферы, его распределе­ ние с высотой происходит под воздействием следующих факто­ ров: гравитации, диффузии, перемешивания и фотохимических процессов. На различных высотах эти факторы проявляются с различной интенсивностью и вносят неодинаковый вклад в фор­ мирование газового состава атмосферы.

§I. ГРАВИТАЦИОННО-ДИФФУЗНОЕ РАЗДЕЛЕНИЕ ГАЗОВ

ВАТМОСФЕРЕ

Первые исследования газового состава атмосферы на различ­ ных высотах проводились в предположении существования в ат­ мосфере гравитационно-диффузного равновесия в соответствии с законом Дальтона о парциальных давлениях. Согласно этому закону в газовой смеси при постоянной температуре концентра­ ция каждого из газов пропорциональна его парциальному дав­ лению, т. е. каждый газ распределяется в пространстве, незави­ симо от присутствия других газов, в соответствии с барометриче­ ской формулой. Таким образом, возникло представление, что все газы, окружающие Землю, образуют самостоятельные атмосфе­ ры, как бы проникающие одна в другую.

В покоящейся атмосфере, когда нет ни конвективных, ни тур­ булентных движений, на молекулы газа действуют сила тяжести и диффузия. В результате их воздействия в атмосфере должно установиться определенное равновесие, которое называется гра­ витационно-диффузным равновесием. При этом происходит раз­ деление газов в гравитационном поле Земли: вблизи поверхно­ сти Земли преобладают более тяжелые газы (кислород и азот), а в верхних слоях атмосферы — более легкие (гелий и водород).

Распределение парциального давления каждого газа с высо­ той при гравитационно-диффузном равновесии определяется ба­ рометрической формулой. Поскольку атмосфера находится в по­ кое, то в результате процесса молекулярной теплопроводности, каким бы медленным он ни был, через какое-то время в конце концов для всей атмосферы должно установиться изотермиче­ ское равновесие. В этом случае барометрическая формула будет иметь вид

0 - 1)

34

где p t — парциальное давление г-го газа на высоте z, р.(. — мо­ лекулярный вес, g — ускорение силы тяжести, R* — универсальная газовая постоянная, Т — температура.

Из формулы (1.1) следует, что чем больше молекулярный вес газа, тем быстрее убывает с высотой его парциальное давление, а значит, и его концентрация. В верхних слоях атмосферы отно­ сительное содержание легких газов должно быть более высоким, чем в нижней атмосфере. Однако не было получено удовлетвори­ тельного согласия между теоретическими расчетами распределе­ ния газа и экспериментальными данными анализа проб воздуха, взятых на различных высотах.

Непосредственные измерения газового состава показывают, что до 100 км гравитационно-диффузного разделения газов не наблюдается. До указанных высот атмосфера по газовому соста­ ву оказалась совершенно однородной, т. е. не отличающейся по процентному объемному содержанию от приземного слоя воздуха. Лишь выше уровня 100 км было отмечено начало разделения азота и аргона. Таким образом, уровень гравитационно-диффуз­ ного разделения газов находится на высоте более 100 км. Весь нижележащий слой атмосферы оказывается перемешанным.

Известно, что интенсивное перемешивание происходит глав­ ным образом в тропосфере благодаря мощным конвективным и турбулентным движениям. Однако турбулентное перемешивание

диент температуры, р — вертикальный градиент вектора скорости ветра.

Турбулентность в атмосферном слое тем больше, чем меньше число Ri. Величина этого числа зависит как от температурного градиента, так и от изменения вектора скорости ветра с высотой. В стратосфере и мезосфере турбулентность носит динамический характер и обусловлена в основном большими вертикальными градиентами ветра, называемыми иначе сдвигами ветра.

В нижней термосфере перемешивание может также возникать благодаря" внутренним гравитационным волнам и приливным ко­ лебаниям, обусловленным Солнцем. Выше, где перемешивание менее существенно, начинается гравитационно-диффузное разде­ ление газов.

По измерениям с помощью масс-спектрометров, устанавли­ ваемых на ракетах и ИСЗ, диффузно-гравитационное раопреде-

ление между Аг и N2 в интервале широт 33—59° с. ш. обнаружи­ лось на высоте около ПО км. Имеется тенденция к повышению высоты этого уровня с ростом температуры. Однако максималь­ ная высота начала разделения не превышает 120 км.

Высоту уровня гравитационно-диффузного разделения газов можно определить, если сопоставить время, необходимое для полного перемешивания, со временем, необходимым для того, чтобы перемешанная атмосфера вернулась в состояние гравита­ ционно-диффузного равновесия.

Уровень, выше которого время, необходимое для перемеши­ вания воздуха, больше времени, необходимого для установления гравитационно-диффузного равновесия, и будет являться уров­ нем гравитационно-диффузного разделения газов. Начиная с это­ го уровня, влияние процесса диффузии на распределение газов с высотой будет больше влияния процесса перемешивания. Све­ дения об этом уровне можно получить, изучая изменение относи­ тельного содержания газов с высотой по экспериментальным данным.

Время, необходимое для гравитационно-диффузного разделе­ ния газов в различных слоях атмосферы, может быть оценено путем теоретических расчетов. Такие расчеты показали, что про­ цесс установления гравитационно-диффузного равновесия в ат­ мосфере крайне медленный, что и объясняет однородный состав воздуха до больших высот. Достаточно очень слабой конвекции, чтобы парализовать действие молекулярной диффузии. Согласно расчетам, для того чтобы в перемешанном слое атмосферы уста­ новилось гравитационно-диффузное равновесие, необходимо сле­ дующее время: в мезосфере — десятки лет, в слое на высоте около 150 км — несколько дней, в слое на высотах от 200 до 400 км — несколько часов. Поэтому гравитационно-диффузное разделение газов, начинающееся на высотах около 100 км для наиболее тяжелых компонент, еще не является полным.

Из динамики высоких слоев атмосферы следует, что высота уровня гравитационно-диффузного разделения газов не остается постоянной. Она изменяется в зависимости от времени года и су­ ток, широты места и уровня солнечной активности.

§ 2. ВЛИЯНИЕ ДИФФУЗИИ И ПЕРЕМЕШИВАНИЯ НА ГАЗОВЫЙ СОСТАВ

Допустим, что атмосфера является изотермической (r = const). На высоте z выберем единичную горизонтальную площадку (рис. 2.1). Под действием силы тяжести, молекулярной диффу­ зии и турбулентного перемешивания через нее будет происходить движение молекул воздуха.

36

Поток молекул i-го газа под воздействием молекулярной диф­ фузии за время dt можно записать в виде

( 2. 1)

где р, — плотность газа.

Коэффициент молекулярной диффузии D изменяется с высо­

где Я — вертикальный масштаб атмосферы.

Поток dq 1, обусловленный разностью концентраций газа, на­ правлен снизу вверх.

Под действием силы тяжести через площадку проходит поток молекул сверху вниз:

Используя в качестве характеристики состояния атмосферы вертикальный масштаб атмосферы для г-го газа

уравнение для изменения плотности газа с высотой можно запи сать в виде

37

Подставляя (2.9) в равенство (2.4), а его, в свою очередь, в (2.3), получим

Величину потока молекул, обусловленного перемешиванием, за­ пишем в виде

^ = - А Т г { j ) d t - <2'И >

где А — коэффициент перемешивания. В первом приближении будем считать, что А = const.

Подставив в уравнение (2.11) соотношение для плотности воз­

При установившемся равновесии поток молекул сверху вниз бу­ дет равен потоку снизу вверх. В этом случае

Ро

38

Обозначив правую часть соотношения (2.16) через X, получим уравнение

менение плотности газа с высотой будет происходить по закону

При слабом перемешивании в атмосфере плотность газа убы­ вает с высотой тем быстрее, чем больше его молекулярный вес. В атмосфере устанавливается гравитационно-диффузное равно­ весие.

2. Интенсивное перемешивание. В этом случае А > D0 иХ=

Плотность газа с высотой изменяется в соответствии с формулой

При интенсивном перемешивании плотность всех газов атмо­ сферного воздуха, независимо от их молекулярного веса, убы­ вает с высотой одинаково. Атмосфера на всех высотах по газо­ вому составу однородна.

Мы рассмотрели лишь наиболее простой случай, когда атмо­ сфера является изотермической и коэффициент перемешивания постоянен. Принципиально задача может быть решена и для политропной атмосферы с коэффициентом перемешивания, убы­ вающим с высотой по показательному закону.

В реальных условиях в атмосфере процессы диффузии и пе­ ремешивания действуют одновременно, и распределение газов с высотой зависит от их совместного влияния. До высоты при­ мерно 100 км преобладает процесс перемешивания и атмосфера является однородной по газовому составу. Выше 100 км преобла­ дает диффузный процесс и газовый состав изменяется с высотой.

Нужно иметь в виду, что граница между зоной перемешива­ ния и зоной установления полного гравитационно-диффузного разделения газов не является резкой. Между ними существует довольно протяженная переходная область. Это можно показать путем следующего расчета.

39