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

Турбулентный обмен осуществляет перенос пара из нижних сло­ ев в мезосферу и способствует накоплению его под задерживаю­ щим инверсионным слоем, начинающимся (по данным стандарт­ ной атмосферы) с высоты 95 км.

В 1965—1966 гг. измерение влажности с помощью ракет в слое 70—90 км было впервые произведено сотрудниками Цен­ тральной аэрологической обсерватории '). Для измерения испольт зован метод термометрического тела. В основу метода положена зависимость теплоотдачи тонкой вольфрам-рениевой нити от отно­ шения смеси. Результаты экспериментов приведены на рис. 7.5. Наибольшее значение упругости водяного пара, как указывают

Рис. 7.5. Распределение упругости водяного пара (верх­

Перов и Федынский, зарегистрировано на высоте 70—75 км в ав­

замерах 2-1, 2-2 и 2-3 регистрировались и более высокие значения упругости водяного пара и точки инея, чем указанные выше. Однако и все другие значения точки инея таковы, что наблюдае­ мые на этих высотах температуры воздуха в теплую половину года могут быть ниже тл: Т < т л. При таком соотношении между Т и тл в верхней части мезосферы происходят конденсация и суб­ лимация водяного пара, сопровождающиеся образованием се­ ребристых облаков.

2) Л. Т. М а т в е е в, Л. П. Б ы к о в а. Таблицы значений упругости насы­ щения водяного пара над водой и льдом. Труды ГГО, вып. 202, 1967.

Частицы льда на высоте 75—98 км были обнаружены непо­ средственно при проведении ракетного эксперимента в Швеции в 1962 г. Диаметр их d изменялся от 0,02 до 0,6 мкм. Характер­ ным признаком ледяного строения частиц является наличие окру­ жающего частицу «гало». Число частиц в 1 см3 составляет 25

при d = 0,01 мкм, 1 — при d — 0,1 мкм и 0,01 — при d = 1 мкм.

Распределение частиц по размерам описывается формулой

N D = Ad~p,

где 3 < р < 4; N D — количество частиц диаметром, превышаю­

щим d. Можно, таким образом, утверждать, что конденсационная (ледяная) гипотеза образования серебристых облаков получила в последнее десятилетие опытное подтверждение. Но, безусловно, нужны дальнейшие усилия в направлении получения более на­ дежных и многочисленных экспериментальных данных о темпе­ ратуре и особенно влажности воздуха в мезосфере и других слоях.

Укажем в заключение, что в последние гоДы выполнены ис­ следования, в которых рассматривается динамика формирования серебристых облаков. И. А. Хвостиков и И. М. Кравченко1) по­ строили решение уравнения переноса водяного пара, учтя турбу­ лентный обмен, вертикальные токи и наличие источников водя­ ного пара. Выполненные ими расчеты показали, что при верти­ кальной скорости 1 см/сек ,и отсутствии турбулентности удельная влажность через 7—14 суток от начального момента может до­ стигать значений, составляющих 0,1—0,4 на высоте 80 км,

0,02—0,07 на 84 км и (2-нЗ) • 10~3 на 90 км от удельной влажно­ сти на высоте 70 км. Б. Н. Трубников2) выполнил серию работ, в которых рассмотрены волновые движения в мезосфере. Он от­ мечает три механизма возбуждения волн в области серебристых облаков: рост приземного давления, поглощение солнечной ра­ диации и корпускулярное нагревание верхней атмосферы.

Н. И. Гришин придерживается мнения, что малые и средние

витационных волн.

148

ГЛАВА VIII

ВОЗДУШНЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ

Верхняя атмосфера, как и нижняя, также находится в посто­ янном движении. В верхней атмосфере имеют место как горизон­ тальные, так и вертикальные движения воздуха. Известно, что до высоты 105 км атмосфера перемешана и течения носят турбу­ лентный характер. Однако в силу уменьшающейся плотности воз­ духа воздушные течения в верхних слоях атмосферы имеют и не­ которые особенности. На высотах более 200—250 км начинает сказываться молекулярная структура среды, поэтому законы ее движения не будут уже определяться гидромеханикой сплошной среды. Начиная с мезосферы, оказывают влияние приливные факторы. В пределах ионосферы при изучении движения воздуха приходится принимать во внимание ионизированную часть сре­ ды, т. е. влияние на нее электрических и магнитных сил.

Изучение поля ветра и турбулентности в верхней атмосфере осуществляется различными методами. До высоты 30 км прово­ дятся регулярные измерения с помощью шаров-зондов. Для вы­ сот 30—60 км, т. е. в пределах верхней стратосферы, .измерения производятся с помощью ракет. Дополнительные данные здесь получают также при использовании косвенных методов измере­ ния, например экспериментов по исследованию аномального рас­ пространения звуковых волн.

Для высот от 60 до 150—200 км существует несколько источ­ ников, дающих ценную, но весьма разнородную информацию: 1) на отдельных станциях проводятся ракетные запуски до высот около 90 км с использованием гранитного метода и прослежива­ ние искусственных облаков (например, натриевых ракетных сле­ дов) до высот около 200 км; 2) проводятся радиолокационные из­ мерения движения метеорных следов и оптические наблюдения серебристых облаков в слое 80—100 км.

По циркуляционным признакам всю атмосферу можно раз­ делить на три главные области: о б л а с т ь т р о п о с ф е р н о й ц и р к у л я ц и и — от земной поверхности до высоты 24 км, о б- л а с т ь с т р а т о с ф е р н о й ц и р к у л я ц и и — от 24 до 80 км и о б л а с т ь и о н о с ф е р н о й ц и р к у л я ц и и — выше 80 км.

149

Тропосфера и нижняя стратосфера тесно связаны между со­ бой общей циркуляционной системой. Тропосфера находится в нижней части этой системы, зависящей от режима притока тепла от земной поверхности; область нижней стратосферы распола­ гается в верхней часта системы. Нижняя стратосфера имеет раз­ личные термические и ветровые характеристики в экваториаль­ ной, среднеширотной и полярной областях. В общем случае в нижней стратосфере скорость ветра с высотой уменьшается.

Р ис. 8.1. Профиль зональной (пунктирная линия, западное направ­ ление положительно) и меридиональной (сплошная линия, юж­ ное направление положительно) компонент ветра

Стратосферная циркуляция характеризуется наличием мус­ сонного режима со слабыми восточными ветрами летом и силь­ ными западными ветрами зимой.

Ионосферная циркуляция изучена еще слабо и характеризует­ ся наличием заметных приливных движений, влиянием гравита­ ционных волн и ионизированной среды.

На рис. 8.1 приведено распределение зональной и меридио­ нальной компонент ветра с высотой в пределах слоя 0—80 км.

На рисунке пунктирными линиями изображены профили зо­ нальной компоненты, причем положительными считаются запад­ ные ветры, а отрицательными — восточные. Сплошными ли­ ниями изображены меридиональные компоненты ветра; поло­ жительными считаются южные ветры. Профили всех компонент

приведены для зимних и летних месяцев. Из рисунка видно, что t

150

зимой на всех высотах в слое 0—80 км преобладают западные ветры. В тропосфере скорость этих ветров увеличивается с вы­ сотой до уровня тропопаузы, а затем уменьшается вплоть до вы­ соты 24 км. Начиная с этой высоты, в пределах верхней страто­ сферы западные ветры усиливаются до высоты 50—55 км. Выше западные ветры снова начинают ослабевать. Летом, начиная с нижней стратосферы, преобладают восточные ветры, которые усиливаются вплоть до высоты 70 км.: Меридиональные компо­ ненты заметны лишь в тропосфере и в слое нижней мезосферы, где усиливаются южные ветры.

§ 1. ВЕТРОВОЙ РЕЖИМ НИЖНЕЙ СТРАТОСФЕРЫ

Как уже отмечалось, циркуляция в нижней стратосфере тес­ ным образом связана с тропосферной циркуляцией.

Верхней границей тропосферной циркуляции является в сред­ нем уровень 24 км. Эта граница наиболее четко выражена в средних и низких широтах. В полярных областях и в небольшой зоне вблизи экватора эта граница выражена менее четко. Вет­ ровой режим нижней стратосферы определяется распределением очагов тепла и холода, которое зависит от сезонов года. На рис. 8.2 дано среднее распределение геопотенциала и темпера­ туры 50 мб поверхности (около 20 км) для января и июля. Как видно из рис. 8.2, а, в видимый период область холода на этой высоте находится в районе полюса, а область тепла — в районе 60—55° с. ш. Следовательно, в средних и низких широтах терми­ ческий ветер имеет большую восточную слагающую. Это приво­ дит к тому, что скорость западного ветра выше тропопаузы на­ чинает убывать и достигает минимальных значений на высоте 24 км. Севернее же 60° с. ш. западные ветры продолжают усили­ ваться и в нижней стратосфере.

Летом область тепла и область высокого давления распола­ гаются в районе полюса (рис. 8.2,6), поэтому в нижней страто­ сфере преобладают восточные ветры, усиливающиеся с высотой. Весной наблюдается переходный режим от зимнего типа к лет­ нему. При этом восточные ветры устанавливаются лишь только в мае. Осенью перестройка происходит значительно быстрее, чем весной.

Циркуляция в нижней стратосфере в тропической зоне и вбли­ зи экватора имеет некоторые особенности. Пространственно-вре­

стратосфере зональная компонента периодически меняется с во­ сточной на западную с периодом около 26 месяцев. Эти колеба­ ния имеют наибольшую амплитуду на высоте около 25 км и вблизи экватора. Причина таких колебаний пока неизвестна.

151