В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 51
Текст из файла (страница 51)
Н. Колмогоров более 40 лет назад в следующей обрюной форме; «Представим себе две одинаковые планеты с совершенно идентичными состояниями атмосферы. Если на одной из них выйти на крыльцо и махнуть платком, а на другой этого не сделать, то через какое-то время погода на этих планетах станот совершенно различнойо [87]. Рл. Ц. Осноеы динамики асамосфсри.
Посада и климагл 285 В определенном смысле, еще более сложной проблемой является проблема анализа и предсказания климатических изменений. Если в случае предсказания погоды существует возможность постоянного сравнения атеории» (результатов численных расчетов) с «практикой» и последующей корректировки методов прогноза, то для предполагаемых климатических изменений на протяжении десятков, сотен и более лет такая возможность существенно ограничена.
Земная климатическая система включает в себя все основные геосферы: атмосферу, гидросферу, литосферу, криосферу и биосферу. Следует отметить сложность структуры и взаимосвязей в земной климатической системе, ее неоднородность, нелинейность и нестационарность. Поэтому особую роль в анализе земной климатической системы играют математические модели, которые интенсивно развиваются в пош1едние годы.
Разработка климатических моделей важна для прогноза климата и выбора стратегии развития человечества ~166). Ниже в гл. 20 рассмотрена проблема глобального потепления климата, которая анализируется исследовательскими организациями и правительствами многих стран. В настоящее время существует большое число климатических моделей, многие метеорологические центры имеют собственные модели. Большую роль в развитии климатического моделирования сыграли модели лаборатории геофизической гидродинамики Принстонского университета.
Широко известны климатические модели институтов Академии наук СССР и России: Института прикладной математики, Института океанологии, Института физики атмосферы ~80, 4, 88, 174). Глава 15 Верхняя атмосфера, ионосфера и ближний космос Верхняя атмосфера Обычно термин «верхняя атмосфера» используют для названия части атмосферы, расположенной выше мезопаузы или турбопаузы (80 — 110 км), т.е.
вьппе тропосферы, страгосферы и мезосферы. Верхняя атмосфера характеризуется сравнительно быстрым изменением относительного содержания газов с высотой. Плотность различных газов уменьшается с высотой по различным «барометрическим формулам», т. е. чем тяжелее газ, тем быстрее спадает с высотой его плотность. Типичные зависимости плотности различных газов от высоты были приведены на рис. 12.2.
Область атмосферы, включающую стратосферу и мезосферу, .часто называют «средней атмосферой». Иногда термин «верхняя атмосфера» понимается в более широком смысле, как область атмосферы выше тропопаузы, т. е. в верхнюю атмосферу включают стратосферу и мезосферу. Структура и динамика верхней атмосферы определяются главным образом процессами ионизации и дисюоциации молекул и атомов солнечным излучением, химическими процессами, возбуждением молекул и атомов, их соударениями, дезактивацией и т, д, Отсюда ясно, что состояние верхней атмосферы существенно зависит от солнечной активности.
Изучением явлений, происходящих в верхней атмосфере, с точки зрения атомно-молекулярных взаимодействий и влияния на них солнечного изучения занимается аэрономия. Нестационарные потоки различных видов энергии определяют изменение состояния верхней атмосферы. Наиболее существенным из них является сосредоточенный в области длин волн Л короче 300 нм поток УФ и рентгеновского излучений, который составляет около 1% полного солнечного потока.
Большая часть этого излучения с Л = 240- 300 нм проникает до высот 20 40 км, где вызывает диссоциацию озона и появление так называемого озонового слоя. Основная часть излучения с Гл. 1б. Верхняя атмосфера, ионосфера и блиокний космос 287 длинами Л = 200 — 240 нм и Л = 140 — 170 нм поглощается на высотах 80 100 км, вызывая диссоциацию молекулярного кислорода.
Излучение с Л короче 130 нм (жесткое УФ и рентгеновское излучения) производит возбуждение, диссоциацию и ионизацию молекул и атомов верхней атмосферы и ее разогрев на высотах более 100 км. Поток ионизующего электромагнитного излучения, который образуется в короне и хромосфере Солнца, на границе земной атмосферы варьируется в пределах (0,3. 1) 10 2 Вт/м~, что составляет (0,3 — 1) 10 ~ от полного потока излучения Солнца.
Вариации потока этого ионизирующего излучения при различных фазах солнечной активности определяют влияние процесса солнечной активности на верхнюю атмосферу. На рис. 12.4 были схематично показаны изменения УФ и рентгеновского излучений при различной активности и вспьппках па Солнце.
Интенсивность потока излучения может меняться в течение солнечного цикла в 3 раза, а в период солнечных вспышек кратковременно может возрастать в несколько раз ~57). Существенное влияние на верхнюю атмосферу оказывает солнечный ветер . непрерывный поток плазмы солнечного происхождения., распространяющийся приблизительно радиально от Солнца. Солнечный ветер образуется при газодинамическом расширении солнечной короны в межпланетное пространство. При высоких температурах ( 1,5 108 К) солнечной короны давление вышележащих слоев не уравновешивает газовое давление вещества короны, и корона расширяется. Такое расширение короны приводит к разгону коронального вещества до сверхзвуковых скоростей.
Типичные скорости потоков солнечного ветра лежат в пределах 300 — 700 км1'с. Механизмы преобразования энергии солнечного ветра в энергию верхней атмосферы достаточно сложны и охватывают цепь взаимодействий: солнечный ветер — магнитосфера . ионосфера — верхняя атмосфера. Неоднородности плазмы солнечного ветра вызывают различные возмущения и процессы в ионосфере и верхней атмосфере: магнитные бури, полярные сияния, нарушения ионосферной радиосвязи и др. Из Космоса приходят в верхшою атмосферу также микрометеоры и корпускулярные потоки космических лучей, приносящие энергию и приводящие к химическим превращениям. Солнечные космические лучи потоки заряженных частиц, ускоряемых до высоких энергий в верхней части атмосферы Солнца во время солнечных вспышек. Солнечные космические лучи эпизодически регистрируются в виде внезапных резких повышений интенсивности космических лучей после некоторых солнечных вспышек 288 Вл.
1б. Верхняя атмосфера, ионосфера и блихений космос на фоне галактических космических лучей. Полученный из наблюдений верхний предел энергий частиц солнечных космических лучей е = 2 10~в эВ. Нижняя граница энергий частиц неопределенна, она может опускаться до е = 1О' эВ, т.с, смыкаться с верхней границей энергий частиц солнечного ветра. В состав солнечных космических лучей входят протоны, электроны и реже более тяжелые ядра.
Относительное содержание ядер в области энергий е = (1 — 3) 10т эВ совпадает с их распространенностью в солнечной короне. В области меныпих энергий потоки солнечных космических лучей часто обогащены тяжелыми ядрами. Поток галактических космических лучей состоит из частиц более высоких энергий (до б = 1021 эВ) по сравнению с солнечными космическими лучами. В интервале наблюдаемых энергий спектр солнечных космических лучей спадающий, с быстрым уменыпением числа частиц в области больших энергий. Со стороны Земли на верхнюю атмосферу воздействуют распространяющиеся из тропосферы акустические и гравитационные волны. В верхней атмосфере поглощается также энергия приливов, которые возбуждаются в озоновом слое на высотах 30- 70 км солнечным УФ излучением (Л > 200 пм).
Снизу поступают в верхнюю атмосферу и потоки электромагнитного излучения в видимой и ИК областях, представляющие собой преобразованные нижней атмосферой и поверхностью Земли потоки солнечного излучения (рис. 14.5). В верхней атмосфере существуют активные зоны, где происходит интенсивное превращение одних видов энергии в другие. В частности, можно выделить зоны полярных сияний и радиационные пояса, в которые в периоды магнитных бурь вьюыпаются потоки заряженных частиц. Отметим, что верхняя атмосфера является термодинамически неравновесной средой.
Степень неравновесности возрастает с высотой с убыванием плотности. Однако вплоть до высот 500 — 1000 км и вьппе степень неравновесности многих характеристик верхней атмосферы остается достаточно малой, что позволяет использовать классическую гидродипамику и магнитную гидродинамику с учетом химических реакций для описания верхней атмосферы. Типичные зависимости температуры атмосферы от высоты приводились на рис.
12.1. На характерных особенностях подобных зависимостей и основана классификация слоев атмосферы. Положение внешней границы верхней атмосферы зависит от множества факторов. Для нейтральной атмосферы положение внешней границы верней атмосферы является условной. На высоте нескольких тысяч км преобладающая компонента верхней Гл. 1б. Верхняя атамосфера, ионосфера и ближний космос 289 атмосферы атомарный водород. При температуре экзосферы 1500 К концентрация атомов водорода 108 см в (условная граница) должна наблюдаться на высоте 1500 км. Протяженность верхней атмосферы для ионизированной компоненты "- до 10 радиусов Земли в направлении на Солнце и еще болыпая в антисолнечном направлении.
В верхней атмосфере наблюдаются сильные суточные вариации температуры. Амплитуды суточных вариаций и среднесуточные значения температуры растут с высотой, выходя па постоянные значения выше 300 км. В термосфере высоких широт набтодаются сильные токи, обусловленные возникающими в магнитосфере и переносимыми в ионосферу электрическими полями. Джоулев нагрев этими токами и выделение тепла при высыпании энергичных частиц оказывают заметное влияние на глобальное распределение температуры. Влияние джоулева нагрева возрастает в период магнитных бурь. Перераспределение температур вызывает при этом резкие перестройки термосферной циркуляции и скорости ветра, достигающие 500-600 м/с на высотах более 120 км.
Верхняя атмосфера находится в непрерывном движении. В частности, к основным типам движений относятся: среднесуточная циркуляция: термические гравитационные приливы с суточными и полусуточными периодами; акустические и внутренние гравитационные волны; турбулентные движения. Ниже 80 км в зимнем полушарии преобладает западный среднесуточный ветер с максимумом в средних широтах на высоте 60 км, достигающий значения 80 м,'с; в летнем полушарии преобладает восточный с максимумом в средних широтах на высоте 70 км, достигающий 60 м/с. Выше 200 км среднесуточный ветер имеет такой же сезонный ход, но его величины в спокойных геомагнитных условиях, как правило, меньше. Начиная с высот около 100 км вылив существует слой обратной циркуляции: восточной зимой и западной летом. Выше 140 — 160 км образуются глобальные ячейки циркуляции, различные в солнцестояние и равноденствие.
В зимнем полушарии обратная ячейка обусловлена действием высокоширотного источника нагревания. Метеорная зона па высотах 75 — 105 км с центром на 95 км находится как раз на границе слоев с разной циркуляцией. Дрейфы метеорных следов показывают здесь полугодовой сезонный ход; в течение года западный ветер, но в период равноденствий наблюдается резкое ослабление западного ветра или обращение ветра на восточный. В меридиональном разрезе верхней атмосферы существует только по одной ~0 В.И Трухан а лр 290 Вл. !б. Верхняя атмосфера, ионосфера и блихений космос ячейке глобальной циркуляции в каждом полушарии в отличие от трех в тропосфере (рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
