Rambler's Top100Astronet    
  по текстам   по ключевым словам   в глоссарии   по сайтам   перевод   по каталогу
 
На сайте
Астрометрия
Астрономические инструменты
Астрономическое образование
Астрофизика
История астрономии
Космонавтика, исследование космоса
Любительская астрономия
Планеты и Солнечная система
Солнце

Верхняя атмосфера

Содержание:
1. Введение
2. Нейтральная атмосфера

3. Ионосфера

4. Плазма верхней ионосферы и магнитосферы
5. Полярные сияния

1. Введение

К верхней атмосфере относят область атмосферы выше 50 км от поверхности Земли. Осн. отличие В. а. от нижней состоит в том, что для В. а. характерны процессы диссоциации и ионизации молекул и атомов под воздействием УФ-излучения Солнца. Выше 50 км полёт высотных аэростатов невозможен, поэтому для исследования В. а. применяют аппаратуру, поднимаемую на ракетах, спутниках и КА, а также радиометоды (отражение радиоволн от ионосферы и др.). Ведутся наблюдения за метеорами, серебристыми облаками (на высотах 85 км), свечением ночного неба и полярными сияниями.

Внеш. граница атмосферы, т. е. граница области, в к-рой газовая среда гравитационно и генетически связана с Землёй, находится на расстоянии 8 -12 RЗ (ср. радиус Земли RЗ = 6371 км).

Масса атмосферы выше 50 км составляет менее 1 г над каждым см2, что не превышает 1/1000 доли полной массы атмосферы. Число частиц в 1см3, равное на уровне моря 2,7.1019, на высоте 50 км убывает до 2.1016, а на расстоянии 1 RЗ составляет лишь 103. Особенно быстро происходит уменьшение с высотой концентрации нейтральных частиц.

2. Нейтральная атмосфера

Рис. 1. Строение нейтральной верхней атмосферы Земли. Кривая указывает изменение температуры атмосферы Т с высотой h.

Классификация различных зон нейтральной В. а. (рис. 1) может быть проведена на основании распределения с высотой темп-ры Т, поскольку это распределение отражает баланс осн. энергетич. процессов в атмосфере. Баланс учитывает поглощение теплоты различными слоями, её потери на излучение и фотохим. реакции, а также отток теплоты к более холодным областям атмосферы вследствие теплопроводности или вертикального перемешивания.

В нижнем, приповерхностном слое атмосферы, называемом тропосферой, темп-pa быстро падает с ростом высоты h, поскольку здесь роль осн. источника нагрева играет поверхность Земли. На высотах $h \gtrsim 20$ км темп-ра вновь возрастает вследствие появления нового источника теплоты - поглощения солнечного УФ-излучения слоем озона и в нек-рой степени из-за поглощения ИК-излучения.

В результате на высотах 50 км возникает небольшой максимум Т (мезопик). Выше темп-pa вновь уменьшается, т. к. здесь атмосфера охлаждается за счёт собственного излучения в космос (в ИК-диапазоне). Эту область наз. мезосферой, а её верхнюю границу (h 85 км) - мезопаузой. Здесь дуют сильнейшие ветры, возникают конвекционные движения, приводящие к быстрым изменениям распределения по высоте "малых", но химически и оптически активных компонентов (О3, СО2, Н2O, ОН и др.). Нек-рые из происходящих здесь фотохим. процессов приводят к свечению, наблюдаемому, в частности, как собственное свечение ночного неба. Одно из наиболее интенсивных свечений обусловлено переходами между вращательно-колебательными уровнями энергии молекул (радикалов) ОН. Оно включает часть ИК-области спектра и вместе с ИК-излучением молекул СО2 приводит к охлаждению атмосферы вблизи мезопаузы. При появлении здесь мельчайших частиц метеорной пыли, также излучающей в ИК-диапазоне, выхолаживание усиливается и темп-pa в области мезопаузы может опускаться до очень низких значений (200 К).

Над мезопаузой располагается термосфера, в ней происходит быстрый рост Т с высотой, связанный с поглощением солнечного коротковолнового излучения, а также (в нижней части) теплоты, выделяющейся при объединении (рекомбинации) атомов кислорода в молекулы (при этом в энергию теплового движения частиц превращается энергия солнечного УФ-излучения, поглощённая ранее при диссоциации молекул О2). На высоких широтах важный источник теплоты в термосфере - джоулева теплота, выделяемая электрич. токами магнитосферного происхождения. Этот источник вызывает значительный, но неравномерный разогрев В. а.- в приполярных широтах, особенно во время магн. бурь.

Рост Т, постепенно замедляясь с высотой, продолжается примерно до 200- 300 км, причём теплота, выделяющаяся здесь, передаётся вниз вследствие теплопроводности; там она расходуется на различные фотохим. превращения компонентов атмосферы и на ИК-излучение. Выше термосферы Т практически постоянна, поскольку в этой области - термопаузе - поглощение солнечного излучения столь незначительно, что его интенсивность практически не меняется с высотой. Однако при появлении на больших высотах дополнительных источников нагрева (напр., поглощения мягкого корпускулярного излучения полярных сияний, поглощения инфразвуковых волн, возникающих в нижележащей атмосфере и в области полярных сияний, поглощения магнитогидродинамических волн, приходящих из магнитосферы, джоулевых потерь электрич. токов, резко усиливающихся во время магн. бурь) рост Т может продолжаться и выше 200-300 км. Ночью темп-pa в термопаузе в годы минимума солнечной активности равна 500 - 700 К, а в годы максимума - 1000 - 1500 К. Дневная температура примерно на 30 % выше ночной.

Рис.2. Распределение температуры Т с высотой h
в атмосферах Венеры, Земли и Марса.

Интересно сопоставить температурные характеристики трёх планет земной группы - Венеры, Земли и Марса (рис. 2). Плотность атмосферы вблизи поверхности на Венере примерно в 100 раз выше, а на Марсе - примерно в 150 раз ниже, чем на Земле, и их атмосферы, в отличие от земной, состоят в основном из СO2. Приповерхностные темп-ры также заметно отличаются, т. к. очень плотная атмосфера Венеры создаёт парниковый эффект, значительно больший, чем на Земле, а тем более на Марсе. Тем не менее, резкие различия в характеристиках нижней атмосферы в значит. степени выравниваются на уровне мезосферы, особенно - к мезопаузе (h 85 -100 км на всех трёх планетах). Это объясняется сходными процессами потерь теплоты на ИК-излучение вблизи мезопаузы. Однако темп-ры в термосферах планет оказываются весьма различными. Молекулы СO2, составляющие заметную долю в нижней части термосфер Венеры и Марса, способны излучать теплоту в космос более эффективно, чем молекулы N2 и O2 в земной верхней атмосфере, поэтому термосферы Венеры и Марса заметно холоднее термосферы Земли. Особенно низка темп-pa в термосфере Венеры на ночной стороне, т. к. из-за очень медленного вращения планеты значит. количество теплоты, накопленной выше мезопаузы при поглощении солнечного излучения на дневной стороне, успевает высветиться за время очень длинной ночи. Сравнение характеристик атмосфер планет земной группы позволяет глубже понять природу процессов, определяющих тепловой баланс В. а. Земли (см. Планеты).

Рнс. 3. Изменение плотности верхней атмосферы на высоте 730 км (данные спутника "Эксплорер-9" , США, 1961 г.). На рисунке приведены также: температура термопаузы; индекс геомагнитных вариаций, характеризующий интенсивность полярных сияний и геомагнитных возмущений; интенсивность радиоизлучения Солнца, приблизительно пропорциональная интенсивности солнечного УФ-излучения, разогревающего верхнюю атмосферу. Видно, что вариации плотности атмосферы обусловлены как медленными изменениями солнечного излучения, так и кратковременными эффектами разогрева во время полярных сияний.

Значит. разогрев В. а. Земли, особенно в термопаузе, наблюдается во время полярных сияний и магн. бурь (рис. 3). В полярных широтах темп-ра термопаузы может возрастать в это время до 2000-3000 К. Это повышение темп-ры (и плотности) В. а. распространяется затем, постепенно ослабляясь, по всему земному шару в течение неск. часов, так что разогрев и рост плотности чувствуется даже в экваториальных широтах.

Хим. состав атмосферы слабо изменяется с высотой h вплоть до 110- 120 км. В этой области высот турбулентное (конвективное) перемешивание обеспечивает постоянство молекулярной массы m 29. Выше 110-120 км (турбопаузы) нейтральные атомы и молекулы распределяются независимо в соответствии с барометрической формулой n = n0e-h/H, где n - число частиц в ед. объёма на высоте h, H - характерное для каждого компонента значение высоты однородной атмосферы. В результате концентрация тяжёлых атомов убывает быстрее, чем лёгких, и В. а. становится сначала преимущественно атомарно кислородной, а в самой верхней части - водородной (m = 1). Выше 1000-2000 км водород - осн. компонент В. а.

Самую верхнюю оболочку нейтральной атмосферы наз. экзосферой (концентрация частиц n < 107 см-3). Соударения частиц в экзосфере столь редки, что на протяжении длины свободного пробега нейтральная частица движется подобно космич. ракете или спутнику: направление её движения и скорость заметно изменяются под действием лишь силы тяготения Земли. Протяжённую экзосферу Земли, распространяющуюся вплоть до высот порядка 100 тыс. км, часто наз. геокороной, она состоит из атомов водорода, "испаряющихся" из В. а.

3. Ионосфера

   

Рис. 4. Распределение в ионосфере наиболее распространённых ионов. Для сравнения приведена кривая концентрации электронов Ne, к-рая равна суммарной концентрации положительных ионов.

    Рис. 5. Схематическое изображение структуры
дневной и ночной ионосферы (распределение концентрации электронов Ne,) с областями D, Е, F1, и F (данные усреднены). Указаны также преобладающие ионы

В В. а. Земли под действием солнечного коротковолнового излучения происходит ионизация газов. Ионизованный слой В. а. наз. ионосферой. Она состоит из положительных ионов (в основном О+, О2+, NO+, N+, N2+, Не+ и Н+) и электронов, "оторванных" при ионизации от атомов (рис. 4). В нижней ионосфере, где ионизация мала, а плотность нейтральных частиц велика, существуют также отрицательные ионы, образующиеся в результате "прилипания" лишнего электрона к нейтральной частице.

Ионосферу принято делить на области D, Е и F (рис. 5). Область D (h 60-90 км) характеризуется слабой ионизацией и соответственно небольшой концентрацией заряженных частиц. Газы В. а. в области D ионизуются рентг. излучением Солнца, кроме того, нек-рую роль играют дополнительные слабые источники ионизации: метеоры, сгорающие на высотах 60- 100 км, космические лучи, а во время магн. бурь - энергичные частицы магнитосферного происхождения. Ночью ионизация в слое D резко уменьшается, но не исчезает полностью. Область Е (h 90-120 км) характеризуется ростом концентрации электронов с высотой в дневное время, связанным с поглощением солнечного коротковолнового излучения. В дневное время на высотах h 110 км наблюдается максимум концентрации электронов (ne~105 см-3), к-рый оказывает значит. влияние на распространение средних и даже коротких радиоволн, отражающихся от этой области ионосферы. Скорость рекомбинации ионов здесь довольно велика, и даже во время солнечного затмения концентрация ионов в области Е успевает резко упасть. Ночью концентрация электронов в области Е уменьшается до 103 см-3. Это связано с тем, что процессы рекомбинации не успевают охватить все долгожнвущие ионы (О+, "метеорные" ионы Са+, Fe+, Si+ и др.). Кроме того, нек-рое количество ионов поступает в область Е сверху из области F, где рекомбинация идёт медленнее и концентрация ионов относительно велика. Наконец, определённую роль в ионосфере средних широт играют ночные источники ионизации - поглощение рассеянного геокороной излучения Солнца в линии La, метеорная ионизация, космич. лучи, а при больших магн. бурях - и энергичные нейтральные атомы, образующиеся при процессах перезарядки заряженных частиц пояса кольцевого тока в магнитосфере с атомами геокороны. Этот последний процесс во время магн. бури становится особенно важен для существования ночной области Е на низких широтах.

Областью F наз. теперь всю ионосферу примерно выше 130-140 км. Максимум ионообразования под действием солнечного коротковолнового излучения лежит на высотах 150-200 км. Однако ионы до момента рекомбинации на больших высотах живут сравнительно долго, а процессы диффузии приводят к тому, что электроны и ионы распространяются вверх и вниз от области максимума ионообразования. В результате макс. концентрация электронов и ионов в области F наблюдается выше - на высотах 250-400 км. В дневное время, однако, мощная ионизация солнечным УФ-излучением на этих высотах часто вызывает появление дополнительной "ступеньки" в распределении электронной концентрации с высотой, её наз. областью F1 (150- 200 км). Она оказывает заметное влияние на распространение коротких радиоволн. Вышележащую часть области F часто наз. областью F2. На больших высотах возрастает роль процессов диффузии, что приводит к преобладанию более лёгких ионов: О+ вплоть до высот 400-1000 км, а ещё выше - ионов водорода (протонов) и в меньших количествах - ионов Не. Диффузионный обмен ионами между верхней частью области F и вышележащей плазмосферой оказывается исключительно важным стабилизатором характеристик области F.

На распределение концентраций электронов и ионов и их темп-ру оказывают заметное влияние изменения интенсивности солнечного коротковолнового излучения в течение солнечного цикла и связанные с этим изменения темп-ры и распределения нейтральных компонентов В. а. Движения масс воздуха в В. а. (крупномасштабная циркуляция, крупномасштабные волновые движения, турбулентные процессы перемешивания нейтральных молекул и атомов, ветры, а также приливные движения) оказывают также значит. влияние на перенос и перераспределение заряженного компонента В. а. (электронов, ионов). С динамич. процессами в атмосфере поэтому связаны многие характерные вариации электронной плотности в ионосфере, в особенности во время магн. бурь. В результате на низких и средних широтах концентрация ионов в максимуме области F изменяется в пределах от 3.105 до 2.106см-3 в зависимости от различных геофизич. условий (широты, местного времени, солнечной и магн. активности и др.).

На высоких широтах картина может быть совершенно иной. Во время полярных сияний интенсивные потоки электронов и ионов с энергией порядка неск. кэВ, вторгающиеся в полярную ионосферу из плазменного слоя магнитосферы, вызывают значительную, но неравномерную ионизацию полярной верхней атмосферы.

Др. важный фактор, определяющий структуру области F полярной ионосферы,- это перенос ионов на большие расстояния поперёк магн. поля (почти горизонтально) в результате дрейфа плазмы в крупномасштабном электрич. поле магнитосферного происхождения (т. н. конвекция плазмы). Скорость и направление конвекции над полярной шапкой в обычных условиях таковы, что время переноса ионосферной плазмы с дневной стороны овала полярных сияний (от полярного каспа) до ночной части овала составляет ок. 1 ч. (Касп представляет собой воронкообразную структуру в геомагн. поле, в к-рой вдоль силовых линий возможно непосредственное проникновение плазмы солнечного ветра вплоть до В. а.) За столь короткое время (~1ч) плазма в области F не успевает рекомбинировать, и поэтому от дневной стороны овала полярных сияний над неосвещённой зимней полярной шапкой тянется язык повышенной концентрации ионов и электронов, что позволяет поддерживать радиосвязь в полярных районах даже в течение длинной полярной ночи.

4. Плазма верхней ионосферы и магнитосферы

Убывание с высотой концентрации электронов выше максимума области F сначала происходит довольно быстро, но затем, по мере того как всё большую долю занимают лёгкие ионы - протоны и в небольшом числе ионы гелия, изменения с высотой становятся весьма медленными. В среднем на низких и ср. широтах на высоте 1000 км концентрация электронов близка к 104см-3, а на высотах в 1 R3 - к 103 см-3, затем она убывает с высотой как (R/R3)-3 или (R/R3)-4, где R3 -расстояние от центра Земли.

Строго установить, где кончается внеш. ионосфера и начинается магнитосфера, невозможно. Границу магнитосферы относят к высоте в неск. тысяч км. Однако на протяжении первых одной-двух тыс. км обнаруживается ряд явлений, относящихся, скорее, к ионосферным, но испытывающих заметное влияние магнитосферы. Так, наблюдается перекачка электронов и ионов из магнитосферы в ионосферу и обратно, а также из одного полушария в другое вдоль магн. силовых линий.

Суточное вращение Земли вместе с геомагн. полем увлекает за собой и плазму магнитосферы вплоть до высот 15-30 тыс. км в экваториальной плоскости. Однако на ещё больших высотах плазма как бы "отрывается" и уже не участвует в этом вращении, двигаясь в общем от хвоста магнитосферы к дневной магнитопаузе. Это движение (конвекция плазмы поперёк геомагн. поля) обусловлено тем, что в магнитосфере, обтекаемой солнечной плазмой, возникает крупномасштабное электрич. поле. Т. о., хотя магн. силовые линии в значит. части этой области всё ещё остаются замкнутыми, перпендикулярные к ним линии потока плазмы разомкнуты, и поэтому плазма способна оттекать отсюда к лобовой поверхности магнитосферы (магнитопаузе). В результате концентрация частиц поднявшейся из ионосферы тепловой плазмы в этой области магнитосферы падает в десятки раз по сравнению с внутр. зоной, вращающейся вместе с Землёй и её атмосферой. Во внутр. зоне крупномасштабное электрич. поле отсутствует и тепловая плазма может накапливаться там в течение многих суток. Область резкого спада концентрации плазмы в магнитосфере наз. плазмопаузой. Т. о., плазмопауза ограничивает внутр. область магнитосферы, заполненную сравнительно плотной плазмой ($\gtrsim$ 100 частиц в 1 см3) из ионов Н+ с долей Не+ и малой примесью др. ионов (Не++, O+, N+, O++). Отток тепловой плазмы из магнитосферы (в первую очередь - лёгких ионов) опустошает и ионосферу в основаниях силовых трубок магн. поля, вызывая усиленное "испарение" из ионосферы лёгких ионов (Н+, Не+). Этот восходящий поток лёгких ионов из полярной ионосферы создаёт т. и. полярный ветер. В лучевых формах полярных сияний в магнитосферу способны подниматься и более тяжёлые ионы (O+, O+2, N+2, NO+), к-рые могут затем попадать в шлейф магнитосферы. В более спокойных геофизич. условиях, когда этот шлейф образуется из плазмы солнечного ветра, он должен состоять из протонов (Н+) и a-частиц (Не++). Т. о., по составу ионов в магнитосфере можно определить их источник. Эксперименты подтвердили появление "ионосферных" ионов O+ в хвосте вплоть до очень больших расстояний (до радиуса орбиты Луны). Следовательно, плазма ионосферы и плазма магнитосферы обмениваются частицами и, по существу, неразделимы между собой.

5. Полярные сияния

Рис. 6. Полярное сияние

Удивительные по красоте и масштабам картины полярных сияний в течение тысячелетий были единственным наблюдаемым проявлением бурных плазменных процессов в околоземном космич. пространстве (рис. 6). Свечение обычно возникает в приполярных широтах как в Арктике, так и в Антарктике. Чаще всего планетарная картина развития полярного сияния может быть разделена на отдельные серии интенсивных "вспышек", начинающихся вблизи полуночи и длящихся от нескольких до десятков минут с общей продолжительностью серии от получаса до 1 - 2 ч (т. н. суббури). Они происходят на геомагн. широтах 67 - 70o, называемых зонами полярных сияний. Существует также непрерывное свечение небольшой интенсивности, в к-рое вдоль полярной границы вкраплены тянущиеся на тысячи км дуги полярных сияний, обычно 2-3 рядом (рис. 7). Они возникают вдоль овальных зон, расположенных вокруг геомагн. полюсов (на дневной стороне граница овальной зоны отстоит от полюсов на 10-16о, а на ночной стороне, где интенсивность свечения велика, овал практически совпадает с зоной полярных сияний на расстоянии ~ 23о от полюса). Овальные зоны сияний расположены вдоль границы между областью сравнительно устойчивой "замкнутой" магнитосферы, в к-рой возможен захват энергичных частиц в магн. ловушке, и приполярными пучками силовых линий, уходящих в хвостовую область (см. Магнитосферы планет). Энергичные частицы появляются в большом числе лишь в момент бурных процессов их ускорения в хвосте магнитосферы, порой на расстояниях, больших радиуса орбиты Луны.

Рис. 7. Схематическая планетарная
картина суббури полярного сияния:
вверху - спокойная фаза до
суббури, внизу - вскоре после
вспышки полярного сияния.

Прямые эксперименты с ракет и спутников показали, что в ярких формах полярных сияний энергичные электроны, возбуждающие свечение, где-то на больших высотах были ускорены в направлении к Земле. На высотах  1-3 RЗ над областями полярных сияний были обнаружены сложные плазменные процессы, вызывающие ускорение частиц плазмы вдоль силовых линий магн. поля как бы в гигантской естественной электронной пушке с разностью потенциалов ~1 - 10 кВ. Источником энергии для этих мощных процессов ускорения явл. области с быстрыми движениями и турбулентностью магнитосферной плазмы, генерирующие продольный электрич. ток. Этот ток замыкается через проводящую ионосферу в овале полярных сияний. Когда продольный ток становится слишком сильным, в плазме возникают процессы ускорения заряженных частиц вдоль магн. силовых линий. Ионы из ионосферы при этом ускоряются вверх. Ускорение заряженных частиц происходит под действием электрич. поля, направленного вдоль магн. поля, и притом так, что плазменный слой на высотах в неск. RЗ находится под отрицат. потенциалом по отношению к ионосфере как в Северном, так и в Южном полушарии (дуги полярных сияний почти симметричны на обоих концах магн. силовой линии). Интересно, что пучки ионов, выбрасываемые с этих высот в магнитосферу, образованы из ионов, имеющихся в верхней ионосфере, т. е. не только из протонов, но и из ионов О+ и Не+. Часть этих энергичных ионов, попав на магнитосферные высоты, оказывается при этом захваченной в пояс кольцевого тока, так что полярная ионосфера наряду с солнечным ветром явл. источником не только тепловой плазмы в магнитосфере, но даже и части энергичных частиц, захваченных в магнитную ловушку (пояс радиации). Ускоренные к Земле энергичные электроны переносят из магнитосферы в ионосферу отрицат. заряд, что соответствует продольному электрич. току, направленному вверх, с плотностью ~неск. мкА/м2. Умножив значение плотности тока на ширину дуги полярного сияния (~10 к.м) и на её. длину (~1000 км), получаем огромный ток (неск. десятков тысяч ампер). Рядом с дугой течёт примерно такой же продольный ток, но обратного направления (т. е. вниз), что соответствует оттоку тепловых ионосферных электронов вверх, в плазменный слой магнитосферы. Из-за мощной ионизации В. а. пучком электронов в дуге полярного сияния электрич. проводимость резко возрастает и магннтосферное электрич. поле над дугой даже "подсаживается" на столь большой нагрузке. Плазма и этих областях ионосферы излучает разнообразные волны как в низкочастотном, так и в высокочастотном диапазоне, вплоть до десятков МГц. Оказывается, что от возникающих при таких волновых процессах цугов сжатии и разряжении в концентрации электронов ионосферной плазмы на высотах 90 -120 км способны отражаться радиоволны метрового диапазона. Поэтому, направляя приёмные антенны на север, к области полярных сияний, в полярных широтах часто удастся наблюдать телевизионные передачи из очень удалённых городов. Однако отражения ультракоротких радиоволн от полярной ионосферы создают значительные помехи для средств радиолокации и радионавигации.

Лит.:
Акасофу С. - И., Чепмен С., Солнечно-земная физика, пер. с англ., ч. 1 - 2, М., 1974-75;
Гальперин Ю. И., Полярные сияния в магнитосфере, М., 1975; Космическая геофизика, пер. с англ., М., 1976;
Изаков М. Н., Структура и динамика верхних атмосфер Венеры и Марса, "УФН", 1976, т. 119, в. 2;
Чемберлен Дж., Теория планетных атмосфер, пер. с англ., М., 1981.

(Ю.И. Гальперин)


Глоссарий Astronet.ru


А | Б | В | Г | Д | З | И | К | Л | М | Н | О | П | Р | С | Т | У | Ф | Х | Ц | Ч | Ш | Э | Я 
Публикации с ключевыми словами: верхняя атмосфера
Публикации со словами: верхняя атмосфера
Карта смысловых связей для термина ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
См. также:

Оценка: 2.5 [голосов: 135]
 
О рейтинге
Версия для печати Распечатать

Астронет | Научная сеть | ГАИШ МГУ | Поиск по МГУ | О проекте | Авторам

Комментарии, вопросы? Пишите: info@astronet.ru или сюда

Rambler's Top100 Яндекс цитирования