Файл: Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник.pdf

высоты основным составом атмосферы являются нейтральные ча­ стицы (атомы и молекулы), а ионы следует рассматривать лишь как малую «примесь». Выше 1000 км относительное содержание нейтральных частиц в атмосфере уменьшается. Начиная с высоты 2000—3000 км, большинство частиц уже ионизировано. В табл. 2.6 приведено значение концентраций нейтральных частиц я0 и ионов я(- на расстоянии двух и трех радиусов Земли. Концентра­

Ион атомного кислорода 0+ оказался постоянно присутствую­ щей и преобладающей компонентой атмосферного газа на всех высотах. Так как измерение абсолютной концентрации ионов связано с большими погрешностями, то было принято концентра­ цию различных ионов сравнивать с концентрацией ионов атом-

атомного азота [4].

По измерениям ионного состава с помощью ракет и ИСЗ мож­ но сделать следующие обобщения о среднем распределении ионов.

Сл о й 100—150 км: наблюдаются ионы NO+, и 0 +; преоб­

ладающим ионом является ЫО+ ;на высотах 100—ПО км обна­ ружены также ионы Mg+, Са+, Si+, Fe+, которые представляют

происходит быстрый рост относительной концентрации ОН на вы­ соте, близкой к 200 км, начинает обнаруживаться N^.

58

высотой его относительная концентрация.

Рис. 2.11. Изменение относительной концентрации ионов с высотой

Вы ше 500 км: преобладают ионы 0+ и N+; перестают обна­ руживаться молекулярные ионы (с точностью до 1% ).

Качественное изменение ионного состава с высотой можно

59

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

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

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-

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

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