книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник
.pdfДля каждой высоты ионы даны слева направо в порядке убыва ния их концентрации.
Концентрация ионов может заметно изменяться в зависимо сти от солнечной активности, времени суток и широты места.
Нужно иметь в виду, что преобладание на некоторых высотах ионов какого-либо элемента еще не может служить доказатель ством преобладания нейтральных частиц этого элемента. Так, на высоте 150 км преобладает ион NO+, в то же время концентрация нейтральных молекул N0 на этой высоте по сравнению с други ми компонентами газа незначительна. Это обусловлено слож ностью и различием путей образования и рекомбинации молеку лярных и атомных ионов различных газов. Только с высоты при мерно 500 км ионный состав начинает отражать количественно нейтральный состав верхней атмосферы.
При отсутствии прямых измерений концентрации нейтраль ных частиц измерения ионного состава дают качественные све дения о газовом составе атмосферы.
Проблема газового состава — одна из наиболее сложных и трудных проблем верхней атмосферы Земли. Окончательное ре шение этой проблемы зависит от получения надежного экспери ментального материала о пространственно-временном изменении компонент газов, составляющих атмосферу.
ГЛАВА III
РАДИАЦИЯ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ
§1. ОСНОВНЫЕ РАДИАЦИОННЫЕ ПОТОКИ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Вверхней атмосфере, как и в нижней, имеются потоки корот коволновой и длинноволновой радиации. Основным источником коротковолновой радиации (X < 2,5 мкм) является солнечное из лучение.
Солнечное излучение порождает нисходящие потоки прямой и рассеянной радиации. В верхней атмосфере нисходящие по токи рассеянной радиации невелики ввиду малой плотности воз духа и небольшого содержания аэрозольных частиц.
Восходящий поток коротковолнрвой радиации в верхних сло ях атмосферы образуется за счет отражения солнечной радиа ции земной поверхностью и рассеяния нижележащими слоями атмосферы и облаками.
Кроме того, на высотах более 85—90 км генерируется излуче
ние в видимой части |
спектра в отдельных линиях |
(X = 0,56; 0,59 |
и 0,64 мкм) и более |
слабое в ультрафиолетовой |
части спектра. |
Это излучение называют обычно свечением ночного неба, хотя оно наблюдается и днем. Интенсивность такого излучения, од нако, весьма мала по сравнению с названными выше.
Длинноволновая радиация в основном генерируется землей, а также слоями тропосферы и нижней стратосферы. Вклад верх ней атмосферы в образование этой радиации невелик и состав ляет не более 10%, причем основную долю здесь вносят страто сферные слои, где еще имеется водяной пар, углекислый газ и озон. Поэтому выше 50—60 км нисходящие потоки длинноволно вой радиации практически отсутствуют. Здесь имеют место лишь восходящие потоки длинноволновой радиации, так называемая уходящая радиация. Радиационный фактор играет большую роль в формировании температурного режима верхней атмосферы, а следовательно, косвенным образом сказывается на циркуляции.
Изучение радиационного переноса в верхней атмосфере в на стоящее время интенсивно развивается на основе эксперимен тальных данных, полученных в результате измерений с помощью метеорологических и геофизических ракет, а также метеороло-
61
гических ИСЗ. Кроме того, используются теоретические методы на основе решения уравнений переноса радиации. Однако ис пользование этих уравнений применительно к условиям верхней атмосферы наталкивается на трудности, связанные с большим влиянием различного рода неравновесных процессов, обуслов ленных воздействием солнечной радиации. Этот вопрос рассмот рим более подробно в следующем параграфе.
§ 2. ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПРИМЕНЕНИЯ ЗАКОНОВ ПЕРЕНОСА ЛУЧИСТОЙ ЭНЕРГИИ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Для среды, в которой процессы рассеяния не играют большой роли, уравнение переноса монохроматической радиации можно записать в виде
д1х |
ахРл/х + J\Pn > |
(2. 1) |
()g ~ |
||
где 1Х— интенсивность радиации с длиной волны |
X, рл — плот |
ность поглощающего и излучающего данную длину волны газа, <*х — массовый коэффициент поглощения, j x — массовый коэф
фициент излучения, s — направление переноса радиации.
Если среда однородна и находится в термодинамическом рав новесии, то интенсивность излучения в такой среде не будет за висеть от направления и от координат точек среды и будет равна интенсивности теплового излучения (Ех). В таком случае из урав-
нения (2.1) |
( |
|
дЕх |
\ |
следует (поскольку |
|
= 0 1: |
||
|
|
|
|
( 2.2) |
т. е. закон |
Кирхгофа, |
по которому |
излучательная способность |
среды (Ух) равна ее поглощательной способности (ах£ х). Сама ве личина Ех зависит от длины волны и температуры и опреде
ляется формулой Планка.
В атмосфере строгого термодинамического равновесия не наблюдается по трем причинам:
во-первых, имеется температурный градиент, в результате че го Ех будет зависеть от направления;
во-вторых, фактором, нарушающим термодинамическое рав новесие, является отклонение распределения энергии в спектре излучения от закона Планка. Это значит, что температура излу чения будет зависеть от длины волны, чего не должно быть при равновесии;
в-третьих, температура излучения может не совпадать по ве личине с кинетической температурой, которая определяется зако ном распределения скоростей молекул по Максвеллу.
62
Все эти факторы приводят к тому, что закон Кирхгофа, стро го говоря, не выполняется в атмосферных условиях. Однако если говорить о небольших объемах среды, то они ведут себя в боль шинстве случаев так, как если бы они находились в термодина мическом равновесии при соответствующей температуре. Это со стояние называется локальным термодинамическим равновесием.
Физически понятие локального термодинамического равнове сия обосновывается тем, что время установления равновесия в малых объемах среды меньше, чем в больших. При наличии ло кального термодинамического равновесия даже в неизотермиче ской среде в каждой ее точке выполняется закон Кирхгофа, а уравнение переноса будет иметь вид
~ ~ Рлах Е\) • (2.3)
Вопрос о выполнении условий локального термодинамическо го равновесия в атмосфере Земли является довольно сложным и до сих пор нерешенным. В нижних наиболее плотных слоях атмосферы всякое возмущение очень быстро рассасывается бла годаря молекулярным столкновениям. В верхней же атмосфере, где плотность воздуха мала, возмущения, идущие от Солнца в виде электромагнитных и корпускулярных потоков, могут сильно повлиять на состояние атмосферы и действовать длительное вре мя, не затухая. Тогда закон Кирхгофа может и не выполняться, так как поглощение и излучение радиации какой-то длины волны могут определяться разными механизмами и не будут зависеть друг от друга.
По данным К. Я- Кондратьева и О. П. Филипович, в термо сфере, где температура составляет около 1000°К, солнечное из лучение может сильно нарушить равновесное распределение ато
мов и молекул, способных поглощать радиацию с |
Х< 1 мкм, |
т. е. |
во всем видимом и ультрафиолетовом диапазонах. |
|
|
В пределах стратосферы и мезосферы большое значение для |
||
радиационного баланса имеет длинноволновая |
радиация. |
По |
этому вопросы выполнимости закона Кирхгофа в этой области имеют важное значение.
Р. Гуди и А. Куртис установили, что для выполнения закона Кирхгофа необходимо, чтобы имело место неравенство т<^0, где т — время релаксации, т. е. время, в течение которого энергия внешнего излучения успеет перераспределиться по частицам, О — радиационное время жизни частицы, в течение которого она переизлучает полученную энергию. Это неравенство означает, что если время релаксации мало, то полученная энергия быстро распределяется по частицам вследствие взаимных столкновений и устанавливается равновесие. Наоборот, если радиационное время жизни частицы меньше времени релаксации, то она успе-
63
вает переизлучить полученную энергию, причем это излучение уже не будет равновесным, т. е. нарушится закон Кирхгофа.
По А. Куртису и Р. Гуди, радиационные времена жизни частиц в полосах поглощения НгО (6,3 мкм), СОг (15лю«) и Оз (9,6 мкм) составляют соответственно 6,1 • 10-2, 4,3 -10-1 и 7,0- 10~2сек. Вре мя релаксации оценить точно пока еще трудно. Предполагается, что оно примерно обратно пропорционально величине давления.
По оценкам тех же авторов, величина -у становится равной еди
нице на высоте около 70 км. Поскольку эта оценка весьма ори ентировочна, то считают, что закон Кирхгофа хорошо выполняет ся до высот 50—70 км. Для более высоких слоев придется счи таться с отклонениями от этого закона.
В разреженных слоях атмосферы вместо локального термоди намического равновесия может наблюдаться монохроматическое лучистое равновесие, означающее, что данный объем воздуха по глощает столько же лучистой энергии данной длины волны, сколько излучает ее.
Проинтегрируем уравнение (2.1) по всем направлениям. Если существует монохроматическое лучистое равновесие, то интеграл от левой части будет равен нулю, и мы получим следующее ра венство:
j V x du) = j h doi |
(2.4) |
Поскольку j x не зависит от направления, то будем иметь
Л j d<u= J a M"».
(2.5)
Таким образом, уравнение переноса в случае монохроматическо го лучистого равновесия примет вид
ds |
9п [ |
if |
( 2. 6) |
+ 4* 1 /xdu> J ’ |
|
т. е. будет представлять собой интегро-дифференциальное урав нение относительно / х. Монохроматическое лучистое равновесие
осуществляется на тех высотах, где вследствие малой плотности воздуха столкновения частиц редки и поглощенная лучистая энергия в каком-либо спектральном интервале успевает снова излучиться в этой же длине волны; здесь время релаксации бу дет велико по сравнению с радиационным временем жизни ча стицы.
64
§ 3. ОСОБЕННОСТИ ПОГЛОЩЕНИЯ И СПЕКТРАЛЬНЫЙ СОСТАВ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ
сти |
Известно, что спектр солнечной радиации у земной поверхно |
|
резко обрывается вблизи длины волны |
X= 290 нм |
|
(1 |
О |
поглощаются |
нм — 10А). Более короткие волны полностью |
в верхних слоях атмосферы и в значительной степени влияют на их тепловой режим. Поглощение ультрафиолетовой радиации в верхней атмосфере осуществляют в основном такие газы, как озон, молекулярный и атомный кислород, молекулярный и атом ный азот.
г нм
Рис. 3.1. Глубина проникновения ультрафиолетовой радиации Солнца в атмосферу
На рис. 3.1 показаны глубина проникновения радиации раз личных длин волн и основные полосы поглощения этой радиации различными газами.
В области 300—200 нм сильное поглощение осуществляется озоном. Здесь расположена довольно интенсивная полоса Гартлея (220—320 нм) с максимумом поглощения при X= 255 нм. Высота проникновения этой области лежит в пределах от 10 до
50 км.
Область 200—175 нм характеризуется наличием в ней погло щения Ог (полосы Шумана—Рунге). Высота проникновения здесь меняется довольно быстро.
В области 175—135 нм преобладает поглощение молекуляр ным кислородом (континуум Шумана—Рунге). Максимальное поглощение — при X— 145 нм. Высота проникновения — от 90 до
110 км.
5 Зак . 5025 |
65 |
Вобласти 135—105 нм поглощение осуществляется Ог, но до вольно слабо. Здесь располагается линия излучения водорода из серии Лаймана La при >• = 121,6 нм, которая не поглощается кислородом и азотом и может проникнуть до высоты 75 км.
Вобласти 105—20 нм имеются линии и полосы поглощения Ог, О, N2 и N. Высота проникновения — 100—150 км.
Изучение поглощения радиации при длинах волн менее 290 нм проводилось до 1946 г. лишь лабораторным путем. В ок тябре 1946 г. был осуществлен первый запуск ракеты со спектро графом на борту, который позволил получить спектр в интерва ле 290—210 нм.
Рис. 3.2. Осреднеиное распределение энергий в спектре Солнца за пределами атмосферы
Применение дифференциальных спектрографов', снабженных специальными фильтрами и счетчиками фотонов, дало возмож ность получить спектр Солнца в далекой ультрафиолетовой и рентгеновской частях спектра (X < 10 нм). Излучение в указан ных областях называют коротковолновой радиацией Солнца. Ко ротковолновая солнечная радиация (л. < 200 нм) имеет большое значение для процессов, происходящих в верхней атмосфере. Она химически наиболее активна и ответственна за процессы диссо циации Ог и N2, а также производит ионизацию атмосферных га зов, хотя на нее приходится всего лишь около 0,01% общего по тока солнечной радиации.
Результаты измерений наблюдений, выполненных с помощью ракет и спутников, а также теоретических исследований, позво лили получить распределение энергии в спектре Солнца за пре делами атмосферы. Осреднеиное распределение приведено на
рис. 3.2. На рисунке по оси ординат отложена энергия излучения
О
в эрг/см'2 ■сек- 1А, по оси абсцисс — длина волны в ангстремах. Величины энергии отнесены к среднему расстоянию от Земли до Солнца.
Из рис. 3.2 видно, что в далекой ультрафиолетовой части спек
6В
тра вплоть до X = 100 нм. энергия излучения меньше, чем энер гия излучения, которая соответствовала бы в этой области излу чению черного тела при Т = 6000°К- Температура излучения па дает от значения 5000 °К при X = 208,6 нм до 4700 °К в проме жутке 145—128 нм.
Исключением здесь является очень интенсивная линия L
ОС
(X = 121,6 нм), принадлежащая, как было сказано выше, водо роду. В линии температура излучения возрастает до 6500 °К. Энергия излучения в линии La по оценкам Уикса составляет 6,1+0,45 эрг • см~2• сек _1 в максимуме солнечной активности и
Рис. 3.3. Распределение энергии в рентгеновской части спектра Солнца в период минимума солнечной активности
4 ,3 + 0 .3 5 эрг • см~2 • сек~~' в минимуме. Энергия излучения в рент геновской части спектра (X < 100 нм) значительно выше энергии излучения черного тела с температурой 6000°К- Значительная часть энергии в этом участке приходится на линии излучения, принадлежащие ионизированным газам (например, при X = 30,4 нм, соответствующей однократно ионизированному ге лию Не И).
Излучение в рентгеновской части спектра исходит из облас тей хромосферы и солнечной короны, имеющих значительно бо лее высокие температуры, чем фотосфера. Вследствие этого энер гия излучения здесь сильно зависит от солнечной активности (по казана пунктиром на рис. 3.2).
5* |
67 |
Распределение энергии излучения в рентгеновской части спек тра в эпоху минимума активности Солнца показано на рис. 3.3, где данные, полученные Хинтеррегером в 1960—1963 гг., норми рованы соответствующим образом.
Общая энергия излучения для области X < 102,7 нм состав ляет в период минимума солнечной активности 2,6 эрг • см"2 ■сек~1 а в период максимума — около 8 эрг • см"2 • сек ~г.
Интересно отметить, что максимальный вклад в излучение при X< 102,7 нм в период минимума солнечной активности (40%) вносит переходная область между хромосферой и коро ной, имеющая температуру в пределах 3- 104 — 6- 105°К, а в пе риод максимума (50%) — область короны с температурой
6* 105 — 3- 106°К.
§ 4. РАДИОИЗЛУЧЕНИЕ СОЛНЦА
Помимо ультрафиолетового, видимого и инфракрасного участ ков спектра, Солнце излучает энергию и в диапазоне радиоволн. Источником радиоизлучения являются солнечная корона и хро мосфера, имеющие довольно высокие температуры (105—106°К), а также активные области на фотосфере. Кроме солнечного, ре гистрируется также радиоизлучение из космических источников. На волнах длиною несколько десятков метров энергия, идущая от Солнца, значительно меньше энергии фонового космического ра диоизлучения. В сантиметровом диапазоне энергия Солнца во много раз превышает космические источники и становится пре обладающей. Радиоизлучение Солнца в этом диапазоне довольно тесно коррелируется с уровнем солнечной активности. С этой целью используют измерение излучений на длинах волн 20 и 10,7 см.
Энергия радиоизлучения Солнца характеризуется довольно сильной изменчивостью. Во время вспышек величина излучения может возрасти в 107 раз.
В диапазоне длин волн менее 1 см Солнце является диском, имеющим размер фотосферы, с равномерным распределением яркости по диску. В интервале от 1 см до 1 м размеры диска остаются теми же, но имеют место увеличения яркости к краю диска. При длинах волн более 1 м должно наблюдаться увели чение размера диска.
Радиоизлучение спокойного Солнца состоит из двух компо нент. Первая из них относительно постоянна; изменяется она в течение 11-летнего цикла солнечной активности. Вторая компо нента медленно изменяется в связи с 27-дневным периодом, свя занным с вращением Солнца; обнаруживается эта компонента лишь на длинах волн от 3 до 60 см.
11-летняя вариация радиоизлучения связана с вариациями плотности солнечной короны. Вторая компонента связана с сол-
66
•нечными пятнами. Интенсивность ее примерно пропорциональна площади солнечных пятен. Возмущения радиоизлучения сопро вождаются часто изменением их частоты во времени.
§ 5. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ПОТОКОВ УХОДЯЩЕЙ РАДИАЦИИ ПО ТЕОРЕТИЧЕСКИМ РАСЧЕТАМ
И ДАННЫМ ИСЗ
Уходящая радиация представляет собой либо излучение зем ной поверхности, облаков и атмосферы, направленное в косми ческое пространство (длинноволновая уходящая радиация), либо солнечную радиацию, отраженную земной поверхностью, облака ми и рассеянную атмосферой (коротковолновая уходящая радиа ция). Большое значение имеет знание распределения интенсив ности уходящей радиации в зависимости от зенитного угла, уча стка спектра излучения, стратификации атмосферы и других фак торов. Подобного рода информация необходима для исследова ния оптических свойств атмосферы, для методики обработки ра диационных измерений с ИСЗ, а также для расчета радиацион ного баланса земного шара.
Угловое и спектральное распределения длинноволновой уходящей радиации
В основу теоретических расчетов потоков уходящей радиации принимается решение'уравнения переноса лучистой энергии в безоблачной атмосфере. В таком случае рассеянием можно пре небречь и записать уравнение в таком виде:
dUx |
(5.1) |
- £ = Ч {Ех- и х), |
где Ux — интенсивность восходящего потока монохроматической
радиации, зависящая от высоты и направления |
визирования, |
ах — массовый коэффициент поглощения, Ех — |
интенсивность |
излучения абсолютно черного тела, зависящая от температуры, dm — элементарная масса поглощающего газа.
В качестве граничного условия чаще всего принимают:
UA |
— Ех {Т0) , |
(5.2) |
где Т0 — температура подстилающей поверхности (или облака). Решение уровнения (5.1) для потока уходящей радиации при
указанном граничном условии имеет вид
m |
|
Ux(в, h) = Ex( Т0) e-*im + j* ax£ x<TV dp., |
(5.3) |
О |
|
69