ЭЛЕКТРИЧЕСТВО АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ
Известно, что весь материальный мир земной атмосферы существует во влажной ионизированной среде в гравитационном, электрическом имагнитном полях. Условия внешней среды в разных ситуациях оказывают различное действие на возникновение и развитие всех без исключения явлений природы, законы изменения которых существенно зависят как от свойств исследуемого объекта, так и от условий окружающей его среды. Факт существования электрических токов - биотоков в биосфере, токов проводимости в атмосфере и земных токов в геосфере - является свидетельством исключительно важной роли электрических сил в развитии процессов органического инеорганического мира нашей планеты.
Целью настоящего сообщения является изложение основных положений физики земной атмосферы, в основном, электрических ее свойств, для специалистов различного профиля, работающих в области проблем влияния внешней среды на биологические системы. В соответствии с поставленной задачей в сообщении используются лишь необходимые для понимания существа излагаемого вопроса элементарные соотношения; дискуссионные положении, характерные для любых геофизических проблем, вообще не рассматриваются (этот пробел частично восполнен ссылками на соответствующую литературу).
Атмосфера является газовой оболочкой Земли. Исследования физики верхних слоев атмосферы при помощи ракет и спутников расширили в нашем представлении пределы земной атмосферы и открыли новые возможности в решении проблем установления взаимосвязи процессов в верхних и в нижних ее слоях.
Изменение свойств атмосферы при переходе от нижних к более высоким слоям обусловлено двумя основными факторами: уменьшением с высотой плотности воздуха и размещением основного источника энергии - Солнца — вне земной атмосферы. И не случайно, что свойства как нижней, так и верхней атмосферы описываются общими параметрами: градиентом давления, проводимостью, электрическим, магнитным, гравитационным полями и полем турбулентности.
При уменьшении с высотой плотности атмосферы уменьшается масса частиц и число их столкновений, а, следовательно, возрастает роль электрических и магнитных полей. Эти изменения происходят постепенно, поэтому атмосферу Земли следует рассматривать как единую непрерывную среду, лишь условно разделенную на отдельные области (1,2). Нижний слой атмосферы - тропосфера - простирается от поверхности Земли до 6-10 км над полюсами, до 10-12 км над умеренными широтами и до I6- I8 км над экватором. В тропосфере сосредоточено 0,8 всей массы атмосферы и почти весь содержащийся в ней водяной пар. Выше тропосферы до высот 50-60 км расположена стратосфера, которая отделена от тропосферы тонким переходным слоем, носящим название тропопаузы. От 60 до 1000-2000 км расположены проводящие слои ионосферы и, наконец, самый верхний слой атмосферы Земли — экзосфера на расстоянии, равном 10-20 радиусам Земли (Rз=6400 км) переходит в межпланетное пространство, где влияние межпланетного газа или солнечного ветра является преобладающим по сравнению с действием геомагнитного поля и атмосферного газа (в этой области атмосферный газ крайне разрежен и молекулы, двигаясь с огромными скоростями, почти не сталкиваются друг с другом).
Воздух земной атмосферы представляет собой физическую смесь газов. В химическом его составе (I, 3) преобладает азот (78%) и кислород (21% всей смеси по объему), на долю остальных газов (аргон - 0,9%, углекислый газ - 0,03% и другие) остается лишь 1%. В состав атмосферы входит также водяной пар, его количество колеблется от 0 до 4% (по объему). Вследствие непрерывного перемешивания атмосферного воздуха одинаковое процентное соотношение газов сохраняется до высот порядка 700 км.
Одним из наиболее существенных свойств земной атмосферы является ее проводимость, которая определяется наличием в атмосферном воздухе подвижных заряженных частиц - протонов иэлектронов, непрерывно образующихся под действием космических лучей и ультрафиолетового излучения Солнца. В более плотных слоях атмосферы подвижные заряженные частицы мгновенно присоединяются н атомам и молекулам атмосферного воздуха, поэтому в тропосфере основную роль играют газовые ионы (аэроионы) — комплексы молекул, несущие, как принято считать, один элементарный заряд e=± 4,8·IO-10 эсе[1]
Воздух нижних слоев атмосферы, кроме космического излучения, ионизируется под действием радиоактивных веществ (4) содержащихся в почве ив воздухе. Содержание радиоактивных веществ в воздухе зависит от скорости поступления их изпочвы и скорости рассеивания в атмосфере, что, в свою очередь, определяется состоянием поверхности почвы (температурой, влажностью почвы, характером покрова на земной поверхности и т.д.) и атмосферной турбулентностью. При снежном покрове, например в долине Азау (район Эльбруса), концентрация ионов в приземном слое воздуха примерно в полтора раза меньше по сравнению с оголенной почвой (рис.1). Турбулентность атмосферы оказывает влияние на перенос заряженных частиц (на образование конвективных токов), а такие на распределение концентрации положительных иотрицательных ионов вблизи поверхности Земли (5).
Учитывая специфику обсуждаемых проблем, остановимся в дальнейшем в основном на свойствах приземного слоя тропосферы.
В приземном слое тропосферы под действием космических лучей (6), радиоактивности воздуха и почвы непрерывно образуется примерно IO п.и./см3с, при этом естественная радиоактивность воздуха и почвы обуславливает примерно 80% (8 п.и./см3с) от общего числа пар ионов (п.и.), образующихся в см3 в I сек (интенсивность ионизации).
Атмосферные ионы различаются химической природой входящих в них атомов или молекул, коэффициентом диффузии D и подвижностью u. В однородном электрическом поле ионы движутся со скоростью γ, которая пропорциональна напряженности[2] (или градиенту потенциала) электрического поля Е:U=иЕ(1) Из уравнения (1) вытекает определение подвижности u, как скорости движения ионов в однородном электрическом поле напряженностью Е, равной единице.
Обычно ионы классифицируются по их подвижностям. Спектр атмосферных ионов по подвижностям условно делится на пять основных групп (7): легкие ионы с подвижностью u≥1.0см2/с.в, средние — в интервале подвижностей I,O>u>О,OI см2/с.в, тяжелые — в интервале подвижностей О,OI>u>О,OOI, ионы Ланжевена (0,00I>u>0,0002см2/с.в) и ультратяжелые ионы (u<0,0002 см2/с.в).
Размеры ионов всех групп подвижностей заключены в интервале радиусов от 0,001 до 0,1 мкм. Более крупные частицы относятся к категории ядер конденсации и частиц аэрозолей, которые, как правило, вследствие процессов диффузии (8), селективной адсорбции (9) ионов, электризации при разрушении частиц (10,11) и других причин также являются заряженными.
Подвижность атмосферных ионов зависит от плотности, газового состава, давления и температуры воздуха, а также от степени его загрязнения - чем более прозрачен атмосферный воздух, тем больше средняя подвижность содержащихся в нем ионов. При заданной температуре подвижность ионов изменяется обратно пропорционально давлению газа, так что при переходе от нижних к верхним, более разряженным слоям, подвижность ионов увеличивается.
Ионы, содержащиеся в нижних слоях атмосферного воздуха (обычно в ничтожном количестве, менее 10-12% от общего числа нейтральных молекул), обладают всеми свойствами газовых молекул, в частности, подчиняются законам диффузии. Значения коэффициентов диффузии D различны для положительных и отрицательных легких ионов и составляют в воздухе D=0,028 и D-=0,043 соответственно (I2).
В случае прозрачной атмосферы, когда в воздухе содержатся преимущественно легкие ионы, а также отсутствуют источники униполярной ионизации, устанавливается подвижное равновесие между числом вновь образующихся (с интенсивностью q) и числом рекомбинирующих (с коэффициентом α) ионов. Поскольку под действием космических лучей и радиоактивности воздуха образуется равное число положительных и отрицательных ионов (рис. 2), то условие подвижного равновесия имеет вид:
q =αn2 (2)
Пользуясь соотношением (2), можно подсчитать ожидаемое число пар легких ионов в приземном слое воздуха (q =I0 п.и./ см3с; α =1,6· I0-6 см3/с):
n=√q/α≈400 п.и./см3
В действительности вследствие наличия примесей и дополнительных источников ионизации (разряды с острий[3], грозовые, баллоэлектрические[4] и др. эффекты) концентрация ионов вблизи поверхности Земли изменяется в широких пределах: от ≈50 ионов/см3 (в загрязненном или влажном воздухе) до 3000 — 4000 ионов/см3 (в прозрачном воздухе высокогорья). В случае увлажнения воздуха или появления в нем посторонних примесей (пыли, дыма, выхлопных газов ипр.) начальная концентрация легких ионов n0, убывает со временем по экспоненциальному закону:
n± ≈ n0e-βt (3)
где β коэффициент рекомбинации, зависящий от природы и концентрации нейтральных и заряженных частиц.
Таким образом, изменение концентрации легких ионов (за счет осаждения их на более тяжелых частицах) может служить чувствительным индикатором наличия в воздухе жидких или твердых частиц аэрозолей (15).
В нижних слоях атмосферы, где число столкновений велико, проводимость воздуха изотропна (не зависит от направления) и определяется числом и подвижностью составляющих воздух заряженных частиц, в основном, легких ионов (проводимость, обусловленная средними и тяжелыми ионами, вследствие их малойподвижности составляет несколько процентов от проводимости за счет легких ионов:
λ=λ++λ-=e(ū+n++ū-n-)[5]
(4)
где λ+,λ- - полярные проводимости воздуха за счет положительных и отрицательных легких ионов; е -средние значения их подвижностей, ū -элементарный заряд.
Согласно (4) по измеренным значениям полярных проводимостей воздуха λ+,λ-, может быть оценена концентрация ионов n+иn- ,при этом принимаются средние значения подвижностей положительных и отрицательных легких ионов ū+=I,3 см2/с.в. , ū- = I,5 см2/с.в. соответственно.
В верхних слоях атмосферы проводимость воздуха анизотропна (зависит от направления), т.к. при малом числе столкновений геомагнитное поле препятствует движению заряженных частиц поперек магнитных силовых линий.
Проводимость воздуха растет с высотой. Вблизи поверхности Земли она составляет, в среднем λ = 2·IO-4 сек-1)[6] Вблизи нижней границы ионосферы поперечная проводимость ( 2) достигает максимальных значений I06 сек-1.
Суточный ход градиента потенциала электрического поля Е в любой точке земной поверхности состоит из двух компонент: унитарной Еу (рис,9), изменяющейся со временем синхронно для всей Земли, илокальной Ел изменение которой определяется факторами местного характера: Е = Еу + Ел .
Вопрос о происхождении унитарной вариации до настоящего времени остается не решенным. Существует множество гипотез, согласно которым генераторами, поддерживающими электрическое поле земной атмосферы, являются грозы (16), облака (9,I7), приливные движения в ионосфере (28) и другие явления. Однако, ни одна из предложенных гипотез не согласуется полностью с экспериментальными данными.
Электрическое поле атмосферы, также как идругие геофизические величины, непрерывно изменяется в пространстве и во времени. Абсолютная величина градиента потенциала электрического поля зависит от орографии местности и от величины образовавшихся и перемещающихся в атмосфере объемных зарядов.
С целью обеспечения возможности сравнения результатов измерения градиента потенциала электрического поля в разных орографических условиях вводится редукционный множитель К для приведения экспериментальных данных к условиям на равнине:
К = Еизм/Ер ,
где Еизм — средние значения градиента потенциала электрического поля, измеренного в тот же период времени в исследуемом пространстве и на равнине в одинаковых метеорологических условиях (обычно выбирается безоблачная погода). Для возвышенностей, гор и башен К>1, для долин и скважин К<1.
Объемные заряды в атмосфере могут образоваться за счет множества различных причин: частицы облаков, осадков, брызги от водопадов, морей и океанов, частицы аэрозолей естественного иискусственного происхождения являются, как правило, заряженными и могут быть источниками токов и электрических полей, которые, накладываясь на унитарную вариацию, изменяют электрическое поле у поверхности Земли вплоть до изменения знака. Наибольшие градиенты потенциала электрического поля и наибольшая частота его изменения возникают в грозовых условиях и в осадках (рис. 4).
Грозовыми разрядами обусловлены атмосферики — электромагнитные колебания, изменяющиеся в широком диапазоне частот от сотен гц до десятков мгц. Максимальная интенсивность достигается вблизи 10 Кгц и убывает по мере увеличения частоты.
Вследствие ионизации атмосферного воздуха и его проводимости в электрическом поле напряженностью Е непрерывно текут вертикальные электрические токи (токи проводимости) плотность которых в среднем составляет i=±2·I0-12 А/см2.
В квазистационарных условиях ток проводимости стремится сохранить постоянное значение i=λE=const, поэтому суточный ход проводимости изменяется, как правило, в противофазе с электрическим полем Е (рис.5). Однако этот закон выполняется нестрого вследствие множества действующих факторов, приводящих к нарушению условий стационарности.
При смене знака напряженности (градиента потенциала) электрического поля меняется и направление тона, что приводит к изменению ионного режима вблизи поверхности Земли, к иному соотношению концентраций положительных и отрицательных ионов (электродный эффект (I9)).
Действительно, систематические измерения проводимости воздуха, концентрации ионов и градиента потенциала электрического поля в районе Эльбруса (20) показали, что при слабой конвенции и больших значениях градиента потенциала электрического поля н е з а в и с и м о от причин, вызвавших его изменение, проводимость воздуха у земной поверхности уменьшается за счет о т т о к а от нее ионов, противоположных по знаку градиенту потенциала электрического поля: при положительном[7] градиенте потенциала уменьшается концентрация отрицательных ионов, при отрицательном - концентрация положительных, Как следствие этого процесса, вблизи поверхности Земли образуется объемный заряд ∫=е(n+-n+)[8], абсолютная величина которого тем больше, чем больше градиент потенциала электрического поля,
Таким образом, при оценке ионного режима любого района следует учитывать динамику распределения концентраций положительных иотрицательных ионов в зависимости от знака и величины градиента потенциала электрического поля, что в свою очередь, зависит от метеорологических условий в тропосфере (7), от процессов глобального масштаба, в том числе от физических условий в ионосфере (I8, 2I) и в околоземном космическом пространстве (22-24).
Итак, электрические характеристики атмосферы Земли - электрическое поле и его вариации, спектр атмосферных ионов, проводимость, объемные заряды и токи — непрерывно изменяются в пространстве и во времени во взаимосвязи с метеорологическими условиями и с другими физическими процессами в тропосфере в верхних слоях атмосферы и в околоземном космическом пространстве.
Электрические силы, проявляющиеся в любой метеорологической ситуации, не могут не оказывать влияния на возникновение и развитие органического и неорганического мира нашей планеты. Характер этого влияния, законы его проявления полностью еще не познаны, но их открытие может оказаться решающим не только в проблемах прогноза, но и в управлении природными процессами. Для решения этих фундаментальных задач необходимо совершенствовать наши знания, экспериментальную и вычислительную технику с широким и эффективным использованием ЭВМ.
Сложность природных процессов требует постановки комплексных геофизических и медико-биологических экспериментов на сети станций, размещенных по определенной схеме иоснащенных специальной аппаратурой. Обсуждение и решение этих организационных вопросов, наряду с дискуссией по физико-химическим механизмам действия факторов внешней среды на биологические системы, является важнейшей задачей предстоящего Симпозиума по физико-математическим и биологическим проблемам действия электромагнитных полей и ионизации воздуха.
[1] В системе СИ: 1 кулон = 3·109 эсе (электростатических единиц) в системе СГСЭ.
[2] Напряженность электрического поля равна по величине и противоположна по знаку градиенту потенциала.
[3] В больших электрических полях имеет место «стекание» электричества с острых заземленных предметов (тихий разряд), в том числе и с вершин деревьев (13).
[4] Баллоэлектрический эффект-электризация частиц при распылении, зависит от двойных слоёв на поверхности раздела жидкости с другими средами (14).
[5] Более строго: λ= ○∫∞un±(u)du
[6] В системе СИ λ≈2,2•10-14см-1см-1
[7] Принято считать, что при положительном градиенте Земля несет отрицательный заряд.
[8] Более строго: ∫=е○∫∞[n+(u)- n-(u)]du
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
| Порівняльна характеристика географічного розташування Міжгірського і Рахівського районів | | | Культура 16 века |
Дата добавления: 2015-06-10; просмотров: 1749;