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

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

ГЛАВА VI

МОДЕЛИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ С ВЫСОТОЙ ПАРАМЕТРОВ СОСТОЯНИЯ ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЫ

§ 1. ЗА М ЕЧ А Н И Е О БАРОМ ЕТРИ ЧЕСКО Й Ф О РМ УЛ Е ВЫ СО К И Х СЛ О ЕВ АТМ ОСФ ЕРЫ

Неоднократно ставился вопрос о пределах применимости ос­ новного уравнения статики и барометрической формулы в высо­ ких слоях атмосферы. Совершенно очевидно, что это уравнение— приближенное. Однако хорошо известно, что отбрасываемые в третьем уравнении движения члены в большинстве случаев (ис­ ключение составляют области с большими вертикальными ускоре­ ниями) ничтожно малы по сравнению с силой тяжести и верти­ кальным градиентом давления. В высоких слоях атмосферы (на высотах более 100—120 км) этот вопрос не столь очевиден, как в более низких слоях. Все дело в том, что состояние высоких слоев атмосферы в значительной степени определяется процесса­ ми, обусловленными солнечной и космической радиацией (хими­ ческие превращения молекул, диссоциации, рекомбинации, воз­ буждения и т. п.). На больших высотах атмосфера испытывает значительные суточные колебания. Если время между соударе­ ниями частиц соизмеримо с сутками, то атмосфера может стать неравновесной (оценки показывают, что такая неравновесность может возникнуть лишь на высотах, значительно превышающих 800 км). Более существенным источником неравновесности слу­ жат поглощаемая на больших высотах радиация и обусловлен­ ные ею фотохимические реакции. Попытка оценить влияние этих процессов на вид барометрической формулы предпринята А. И. Ивановским [10, с. 103—109].

Под влиянием радиации в газе возникают добавочные напря­ жения Рц, так что общее изотропное напряжение Р равно сумме:

Р = р + Ч '

где р — давление газа, связанное с температурой Т уравнением состояния

Это уравнение определяет температуру Т, за которой сохраняет­ ся свойство характеризовать лишь состояние газа вне зависимо­ сти от характеристик химических реакций.

Уравнение статики при наличии химических реакций (когда Рп Ф 0) принимает вид

о

где ро, Т* — значения плотности и эффективной температуры на

исходном уровне.

Последняя формула совпадает с обычной формулой для плот­ ности воздуха, но с заменой температуры Т на эффективную тем­ пературу Т*. Приращение ДТ* пропорционально (Д Г *~Q) коли­

формула обеспечивает необходимую точность расчета до высоты около 450 км. Правда, при этом не принято во внимание погло­ щение корпускулярного излучения Солнца, которое может играть заметную роль в полярных районах.

132

Анализ первых наблюдений за торможением ИСЗ, позволив­ ших обнаружить колебания плотности на высотах более 200 км, привлек исследователей к объяснению этого явления. Наиболее ранние работы по этой проблеме выполнил М. Николе1). Ему принадлежит заслуга выяснения физического механизма влия­ ния различных факторов на плотность воздуха и построения про­ стейших решений уравнений. Более общие уравнения проанали­ зировали, привлекая численные методы и ЭВМ, И. Харрис и В. Пристер23*). Работа этих авторов положена в основу расчета Международной справочной атмосферы (CIRA-65).

Исходным уравнением служит уравнение притока тепла

Привлекая уравнение неразрывности

и уравнение состояния р = RpT, приведем уравнение (2.1) к виду

Поскольку рассматривается движение верхней атмосферы, осредненное по горизонтали, то все элементы зависят только от времени и высоты. Представим температуру в виде суммы

T(z, t) = T(z) + Ti(z, t), где T(z) — средняя (на высоте z) тем­ пература, Г1 — отклонение температуры от средней, которое ма­

ло по сравнению с T(t). С учетом этих двух предположений урав­ нение (2.2) принимает вид

где х = —с р И а —

1

Cm

Вертикальная скорость w определена из следующего усло­ вия. В процессе сжатия (или растяжения) атмосферы воздушная

133

частица, находившаяся на высоте z в момент t, оказывается на высоте z + w Ы в момент t + Ы. Поскольку масса столба возду­ ха, расположенного выше этой границы, при этом не изменяется, то справедливо равенство

Воспользовавшись барометрической формулой, последнее ра­ венство перепишем в виде

где ро — давление на уровне моря.

где еЛ, еуф, е0, е' — притоки тепла, обусловленные соответствен­

но молекулярной теплопроводностью, поглощением ультрафиоле­ товой радиации, излучением атомного кислорода в инфракрас­

134