microbik.ru
1 2 ... 4 5

Глава 6

6.1. Загадочная анизотропия атмосферных процессов
Термодинамические процессы в атмосфере Земли и тесно связанная с ними неоднородная структура атмосферы, как известно, играют существенную роль в рассеянии примесей в атмосфере, влияют на условия распространения радиоволн, определяют погодные условия и т. д. Интерес к этой проблеме вызывается не только прикладными целями, но и решением чисто научных задач, поскольку позволяет в реальных условиях проверять научные гипотезы, проводить тонкие исследования внутренней неоднородной структуры атмосферы при различных термодинамических условиях в атмосфере, которые порой невозможно смоделировать в лабораторных условиях.

Особый интерес для изучения нерегулярной структуры атмосферы представляют дистанционные методы зондирования атмосферы, которые, как известно, практически не нарушая ее внутренней структуры, позволяют весьма экономично получать нужную информацию о внутренней структуре атмосферы, о ее временных и высотных зависимостях. Среди них особенно эффективны такие методы, как радиолокация ионизированных метеорных следов [1], позволяющая изучать термодинамические процессы в атмосфере и ее неоднородную структуру в условиях свободной атмосферы, т. е. на метеорных высотах, а также методы дистанционного акустического зондирования атмосферы [2, 3], исследующие эти процессы в пограничном атмосферном слое (ПАС), причем в условиях нейтральной атмосферы, т. е. на высоте ПАС, где наблюдаемые процессы не подвержены воздействию магнитных и электрических полей.

Обширные исследования неоднородной структуры атмосферы на высоте 80–110 км были выполнены [4] с помощью базисных радиолокационных наблюдений ионизированных метеорных следов одновременно в четырех точках на следе. Измерения проводились при базе 50 км, не имеющей по размеру аналогов в мире. Была изучена неоднородная структура атмосферы на этих высотах практически во всем ее спектре: от максимально наблюдаемых размеров до минимальных. Исследования проводились круглосуточно по 10–15 суток в месяц на протяжении почти года с применением высотомера. Был собран обширный статистический материал по неоднородной структуре нерегулярных движений атмосферы и другие ее характеристики, получены их временные и высотные зависимости, а также уникальные данные о параметрах крупномасштабных вихрей (об их размерах, вертикальных l и горизонтальных L, и времени их жизни ). Были определены их суточные, сезонные и высотные зависимости и проанализирована их связь с солнечной активностью. Структурные функции поля скоростей, полученные для различных углов зондирования, позволили установить новую закономерность для структурных функций [2], состоящую в том, что показатель степени структурной функции «а» меняется в зависимости от угла зондирования, принимая значения 2/3 для горизонтального направления и 2,0 – для вертикального. На основании одновременно измеренных структурных функций для ряда параметров атмосферы (флуктуаций скорости ветра, коэффициента амбиполярной диффузии и линейной электронной плотности) [5] подтверждена гипотеза Ламли [6] о том, что флуктуации всех параметров, имеющие турбулентную природу, подчиняются тем же закономерностям, которые характерны для пульсаций скорости ветра.

Было показано [7], что наряду с нерегулярной структурой атмосферы типа турбулентности на этих высотах существуют интенсивные волновые движения типа внутренних гравитационных волн (ВГВ), причем удельный вес волновых движений на этих высотах близок весу турбулентных движений и что на высоте 80–110 км непрерывно существуют стоячие волны с периодом 3 ч, с вертикальной длиной волны  5 км, и горизонтальной –  100 км, которые имеют свой собственный источник возбуждения. Такие волны играют определяющую роль в атмосфере на этих высотах и влияют на многие физические процессы, в частности определяют характер испарения мелких метеорных тел (<69 звездной величины) [8].

В результате анализа экспериментальных данных, полученных для коэффициента амбиполярной диффузии D и начального радиуса ионизованного метеорного следа r0 при различных углах места, установлена загадочная анизотропия этих параметров [9]. Поскольку величина D связана с хаотической скоростью молекул v и длиной свободного пробега , а r0 – с длиной свободного пробега молекул, была сформулирована гипотеза о возможности существования в атмосфере Земли анизотропии молекулярных процессов (v0 и ), связанной с температурной стратификацией атмосферы. Так как данные в [9] получены по радионаблюдениям ионизованных метеорных следов, на которых могло как-то сказаться действие электрических или магнитных полей различного происхождения, дальнейшая проверка этой гипотезы предпринималась в порядке личной инициативы в Проблемной научно-исследовательской лаборатории зондирования атмосферы с помощью акустического зондирования ПАС [2], где процессы, как известно, происходят без воздействия магнитных и электрических полей.
6.1.1. Анизотропия параметров ионизированного метеорного следа,
связанных с молекулярными процессами в атмосфере


6.1.1.1. Оценка изотропии амбиполярной диффузии. На высотах 80–100 км наблюдаются неоднородности ионизации, имеющие анизотропную форму (вертикальные и поперечные размеры таких неоднородностей меньше горизонтальных и продольных в 2–3 раза), причем их направление вытянутости не связано с направлением магнитных силовых линий Земли. На основании этого считается [10–12], что наблюдаемая анизотропия неоднородностей не может быть вызвана магнитным полем Земли. Поскольку причиной данного явления может быть анизотропия молекулярной диффузии, то рассмотрение этой проблемы представляет интерес.

При оценке изотропии амбиполярной диффузии на высотах 80–100 км были использованы данные радиолокационных наблюдений ионизованных метеорных следов. Применялась следующая методика. Измерялся коэффициент амбиполярной диффузии Da в вертикальном и горизонтальном направлениях для случая, когда влияние постоянного магнитного поля Земли было одинаковым для обоих направлений и поэтому его можно было не учитывать. Тогда полученные данные для амбиполярной диффузии можно было с определенной степенью достоверности распространить и на молекулярную диффузию. Коэффициент анизотропии величины Da находился как k=Daг/Daв (где Daг – величина Da, найденная для горизонтального направления, Daв – для вертикального направления). Для измерения величины Da использовался метод, основанный на измерении скорости затухания амплитуды радиоэхо, полученного от ненасыщенного метеорного следа [13, 14].

Поскольку, согласно [13, 14], наблюдаемое затухание амплитуды такого радиоэхо во времени определяется в основном расширением следа в направлении радиолуча антенны, то и измеряемая величина Daр в данном случае характеризует скорость диффузии, происходящей в этом направлении. Таким образом, изменяя направление радиолуча антенны, мы будем менять направление, вдоль которого измеряется величина Daр.

Оценка величин Daг и Daв производилась статистически. Для этого на основании полученных экспериментальных данных находилась зависимость величины Daр от угла места и от угла (где =900-). Для оценки величины Daг строилась зависимость lgDaр=f(lg), а затем прямая lgDaр=f(lg) экстраполировалась до значений =900. Величина Da, найденная для =900, относилась к Daг. Величина Daв находилась экстраполяцией построенной зависимости lgDaр=f(lg) до значений угла =900. Найденная для величина Daр относилась к Daв. (Заметим, что в данном случае речь идет лишь о качественной стороне наблюдаемого эффекта.)

Для оценки коэффициента анизотропии величины Da с помощью описанной методики использовались экспериментальные данные, полученные в трех различных экспериментах [15–17]. На рис. 6.1 представлена зависимость Daр=f(), построенная по данным эксперимента [17], а на рис. 6.2 – зависимости lgDaр=f(lg) и lgDaр=f(lg), на основании которых была произведена оценка величин Daг и Daв: Daв=6,3 м2/с, Daг=17 м2/с, k=2,7.

Поскольку величина Daр зависит одновременно от угла и от высоты, то, перед тем как производить оценку величин Daг и Daв, зависимость Daр=f() корректировалась с учетом изменений величины Daр с высотой. Для этого использовались зависимости h=f() и Daр=f(h), полученные для этих же экспериментальных данных. На рис. 6.1 исправленная зависимость Daр=f() показана штрихами.

Как видим, высотная зависимость Daр мало влияет на поведение зависимости Daр=f(). Об этом свидетельствует также и зависимость Daр=f(), полученная для узкого интервала высот 90–94 км: для =38,80, 50,0 и 59,20 значения Daр соответственно 9,5, 11,5 и 12,2 м2/с. Эта зависимость Daр=f() практически не отличается от зависимости, построенной для всего высотного интервала.

Чтобы полностью исключить влияние высоты на оценку степени анизотропии величины Da, из всех данных были отобраны пары таких значений радиоэхо [17], которые отличались по высоте менее чем на 1 км, а по времени наблюдения – менее 10 мин (временные ограничения приняты с целью уменьшения дисперсии, вызванной временными флуктуациями величины Da). Для каждой пары значений радиоэхо были выписаны значения углов и соответствующие им значения Daр. Сравнивались значения в паре и большие значения и соответствующие им значения Daр записывались в одну графу таблицы, а меньшие значения и соответствующие им значения Daр – в другую. Затем были найдены среднеарифметические величины для и соответствующих им значений Daр отдельно для меньших и больших значений в паре. Результаты оценки таковы: 1ср=340,30, Daр1ср=12,360,36 м2/с; 2ср=40050, Daр2ср=10,920,36 м2/с. Таким образом, с уменьшением угла величина Daр также растет. Полученные результаты позволяют заключить, что наблюдаемый эффект зависимости Daр=f() не связан с высотной зависимостью Daр.

Для проверки полученного эффекта анизотропии величины Da аналогично произведена оценка коэффициента анизотропии величины Da [15]. Данные получены за 6 суток измерений 14–19.05.1962 г. для западного направления, т.е. передающая и приемная антенны были направлены на запад (в эксперименте [17] антенны были направлены на восток). Полученная зависимость Daр=f() представлена на рис. 6.3а. Штриховой линией изображена исправленная зависимость Daр=f() с учетом изменений величины Daр с высотой. Результаты оценки степени анизотропии величины Daр в данном случае оказались следующие: Daг=7,4 м2/с, Daв=3,5 м2/с, k=2,1. Таким образом, значения коэффициента анизотропии величины Da, полученные на основании данных двух экспериментов, оказались близкими.

Согласно описанной методике был оценен коэффициент анизотропии величины Da [16], причем высота измерялась с точностью до 1 км. Сначала были отобраны пары значений радиоэхо, которые отличались по высоте наблюдений не более чем на 1 км, а по времени – менее чем на 5 мин. Затем было найдено среднее значение Daр1 и Daр2, а также средние значения соответствующих им величин 1 и 2 (здесь 1 – меньшее значение величины в паре, Daр1 – соответствующее ему значение Daр в паре, 2 – большее значение величины в паре, Daр2 – соответствующее ему значение Daр). Были построены зависимости lgDaр=f(lg) и lgDaр=f(lg) и аналогично тому, как это сделано в двух предыдущих экспериментах, произведена оценка k: k=1,8, Daг=16 м2/с, Daв=9 м2/с. Получена зависимость величины Daр от угла , на основании которой производилась оценка величины k: для 1=36,70 Daр1=13,040,22 м2/с; для 2=50,00, Daр2=11,550,22 м2/с.

Таким образом, три различных эксперимента дают примерно одинаковый результат: по данным [17] k=2,7, по данным [15] k=2,1, по данным [16] k=1,8. Среднеарифметическое значение k для трех экспериментов 2,2. Этот результат согласуется с показателями анизотропии неоднородностей ионизации для высот 80–100 км [10, 11], согласно которым k=23.

6.1.1.2. Анизотропия начального радиуса ионизованного метеорного следа. Поскольку между величиной Da и начальным радиусом ионизованного метеорного следа r0 существует прямая связь, Dar0 [18], можно ожидать, что величина r0 будет тоже анизотропной, причем коэффициент анизотропии r0 должен быть близок коэффициенту анизотропии, полученному для Da.

Степень анизотропии величины r0 оценивалась по данным измерений r0, согласно описанной выше методике определения анизотропии Da. [17]. Определялась зависимость r0=f(), затем она корректировалась с учетом влияния на нее высотной зависимости r0=f(h). В этих целях использовалась построенная для этих же данных зависимость r0=f(h), после чего строились графики lgr0=f(lg), lgr0=f(lg) и по ним определялись величины r0 для горизонтального r и вертикального r направлений, а затем коэффициент kr0=r/r. Полученная зависимость r0=f() на рис. 6.3б представлена сплошной линией, а исправленная с учетом высотной зависимости r0 – штрихами. Результаты оценки анизотропии величины r0 следующие: r=2,4 м, r=1 м, kr0=2,4. Коэффициент анизотропии величины r0 оказался примерно таким же, как и для величины Da.

6.1.1.3. Обсуждение результатов. Поскольку величины Da и r0 являются различными параметрами метеорного следа и методика их определения различна, то полученные для них близкие значения коэффициента анизотропии свидетельствуют о том, что наблюдаемая анизотропия величин Da и r0 не может быть связана с методикой определения этих параметров.

Были рассмотрены и другие причины, способные вызвать установленный эффект анизотропии величин Da и r0: постоянное магнитное поле Земли, изменение дальности до следа с изменением угла , возможность существования связи между величинами Da и r0, с одной стороны, и линейной электронной плотностью следа , – с другой. Однако анализ этих причин показал, что ни одна из них не способна вызвать наблюдаемую анизотропию величин Da и r0.

На величину Da могут влиять такие факторы, как многокомпонентность ионизованной метеорной плазмы, а также внутренние и внешние магнитные поля. В работе [19] показано, что учет многокомпонентности не оказывает существенного влияния на диффузию метеорного следа, а как следует из [20], влиянием внутреннего магнитного поля можно пренебречь по сравнению с действием окружающего след магнитного поля Земли. Таким образом, предполагается [21, 22], что величина Da для метеорных следов изменяется только в результате воздействия магнитного поля Земли. Однако анализ наших экспериментальных данных, используемых при оценке анизотропии величин Da и r0 в случае ориентации антенн на запад или на восток, показал, что влияние магнитного поля Земли не может вызвать установленную анизотропию параметров следа. Дело в том, что степень влияния магнитного поля Земли на диффузию заряженной частицы зависит от угла между направлением магнитных силовых линий и направлением движения заряженной частицы и она тем сильнее, чем ближе угол 900. В нашем случае с уменьшением угла угол возрастает, что, согласно [23], должно приводить к увеличению влияния магнитного поля Земли на диффузию метеорного следа, тогда как наблюдается обратный эффект: величины Da и r0 с уменьшением угла растут.

Следовательно, нет удовлетворительного объяснения установленного эффекта анизотропии величин Da и r0, если не допустить существования аналогичной анизотропии молекулярных процессов в атмосфере на этих высотах.
6.1.2. Оценка анизотропии температуры атмосферы
с помощью акустического зондирования


На основании полученных экспериментальных данных высказана гипотеза [9] о возможности существования в атмосфере анизотропии хаотической скорости молекул и длины свободного пробега молекул, связанной определенным образом с температурной стратификацией атмосферы. Получена анизотропия двух параметров метеорного следа (амбиполярной диффузии Da и начального радиуса r0), которые прямо связаны с хаотической скоростью молекул и длиной свободного пробега их (Dav, r0). Если эти параметры оказались анизотропны, то, следовательно, и связанные с ними параметры атмосферы также должны быть анизотропны, ведь между этими параметрами атмосферы и соответствующими им параметрами ионизированного метеорного следа существует известная функциональная связь. Однако данные [9] получены по радионаблюдениям ионизированных метеорных следов, на которых могло как-то сказаться действие электрических или магнитных полей различного происхождения, хотя было показано, что наблюдаемый эффект анизотропии величин Da и r0 не связан с действием магнитных и электрических полей. Для полного подтверждения наличия анизотропии молекулярных процессов в атмосфере Земли, связанной с температурной стратификацией атмосферы, по-видимому, необходима проверка этого явления в условиях нейтральной атмосферы, т. е. в пограничном атмосферном слое.

6.1.2.1. Методика. На протяжении ряда лет были разработаны фазовые способы измерения температуры в различных направлениях с помощью акустического зондирования ПАС [24, 25] и получены первые результаты [26], фрагменты которых представлены ниже.


следующая страница >>