ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА

Автор: 14.12.2009

42040 ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА

Верхняя атмосфера

ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА — часть земной атмосферы простирающаяся от высоты ~ 50 км до ее внешней границы. Уже на высоте 20—30 км в атмосфере начинаются интенсивные фотохимия, процессы; несколько выше к ним добавляются ионизац. процессы. По сравнению с нижней атмосферой все эти процессы в В. а. играют доминирующую роль. Молекулы, атомы, ионы и электроны, движущиеся в межпланетном пространстве вместе с Землей, образуют ее атмосферу, плотность к-рой резко уменьшается с высотой. Вследствие частых взаимных соударений частицы В. а. до высот 500— 1000 км совершают беспорядочное движение; выше их движение (подъем и возвращение) происходит практически без соудареиий с др. частицами. Чем ближе к вертикали направление движения частиц и чем больше их скорость, тем выше уровень подъема частиц.Область атмосферы выше ~ 500 км наз. экзосферой. Нейтральные частицы атмосферы движутся в экзосфере но баллистич. траекториям и замкнутым орбитам, заряженные — только вдоль геомагнитных силовых линий. Все нейтральные частицы межпланетной среды могут свободно проникать в земную атмосферу до основания экзосферы. Однако магнитное поле Земли препятствует проникновению в экзосферу внешних заряж. частиц; эти частицы проникают в земную атмосферу тем глубже, чем больше их скорость и чем ближе ее направление к полярным геомагнитным силовым линиям. Т. о., внешняя граница атмосферы различна для собственных и внешних частиц. Внешние области атмосферы и межпланетная среда состоят в основном из ионизированных частиц. Межпланетный ионизированный газ имеет свои собств. магнитные поля; обтекая геомагнитное поле,он разрушает его на расстоянии неск. земных радиусов в зависимости от геомагнитной активности (обычно ок. 8—10 земных радиусов). Околоземное пространство, в к-ром располагаются стабильные геомагнитные силовые линии, иногда наз. магнитосферой.

Значение В. а. Уже давно было установлено, что ионизация В. а. определяет условия распространения радиоволн на большие расстояния. Плотность атмосферы на больших высотах незначительна по сравнению с ее приземными значениями, но она оказывает заметное влияние на торможение движения ИСЗ и определяет время их существования. Радиосвязь на земле и в космосе существенно зависит от состояния ионизации; активные нейтральные и ионизированные частицы могут осложнять работу аппаратуры КЛА. Наиболее энергичные заряженные частицы преодолевают значительные толщи вещества, поэтому они радиационно опасны, особенно для живых организмов, совершающих космические полеты. Изучение В. а. открывает широкие возможности для решения ряда научных проблем, связанных с ее происхождением и взаимодействием с окружающей средой.

Способы исследования В. а. Верхняя атмосфера интенсивно изучается с помощью приборов, поднимаемых на ракетах и ИСЗ. Ценные сведения о свойствах В. а. и происходящих в ней процессах получаются также и с помощью наземных наблюдений: распространения радио- и звуковых волн, излучения (напр., во время полярных сияний), изменения интенсивности геомагнитного ноля и т. п. Особо важно одновременное комплексное исследование с помощью наземных средств и космич. аппаратов.

Основные процессы в В. а. В верхней атмосфере поглощается гл. обр. электромагнитное излучение Солнца 3000 А, вследствие чего молекулы воздуха диссоциируют на атомы; излучение короче 1200 А вызывает ионизацию молекул и атомов. В полярные области спорадически вторгаются также энергичные заряженные частицы, увеличивающие диссоциацию и ионизацию. Энергия, вносимая электромагнитным излучением и заряженными частицами, вызывает разогревание В. а. Дополнит, источник разогрева — магнитогидродинамич. волны, генерируемые во время геомагнитных возмущений на границе магнитосферы и поглощающиеся в области атмосферы, содержащей наибольшее количество ионов. Разогревание В. а. сопровождается увеличением ее протяженности по высоте; неравномерный разогрев приводит к циркуляции В. а., усиливаемой солнечными и лунными приливами. Кроме того, циркуляция и колебат. движения нижней атмосферы также частично передаются вверх.

Энергия, вносимая в В. а., только частично переходит в тепловую и вызывает расширение атмосферы. Др. часть поглощаемой энергии переходит в потенциальную форму, связанную с возбуждением молекул и появлением свободных атомов, ионов и электронов. Темп-pa в каждой области атмосферы определяется равновесием между притоком и оттоком тепла; это очень сложные процессы, еще во многом не изученные. Темп-ра неоднородна как в горизонтальном, так и в вертик. направлениях. Распределение скоростей молекул, атомов, ионов и электронов в области их макс, концентраций значительно отличается от равновесного (максвелловского). Особенно преобладают избыточные скорости у вновь образующихся частиц (у атомов — при диссоциации, у электронов — при ионизации). Ср. темп-pa нейтральных частиц, ионов и электронов  значительно различается; особенно высокой она бывает у электронов (с превышением па тысячи град.). На высотах 20—100 км атмосфера охлаждается в основном за счет ИК излучения, гл. обр. озона, гидроксила, а также водяного пара и углекислоты. Выше 80 км охлаждение совершается за счет ИК излучения гидроксила, диффузного излучения окиси азота в видимой области, излучения атомарного кислорода в области 03 мкм, 6300 и 5577 , а также за счет теплопроводности, обеспечивающей отток тепла из более теплых высоких областей вниз, прибл. к уровню 80 км. Во время полярных сияний эмиссионное излучение резко возрастает и появляется мною разл. эмиссий в видимой и ультрафиолетовой областях спектра. При вторжении электронов с энергией в неск. десятков кэв возникает также рентгеновское излучение.

Энергия, выделяющаяся при воссоединении (рекомбинации) атомов в молекулы, а также ионов и электронов в нейтральные частицы, переходит частично в эмиссионное излучение, а частично — в тепло. Эти процессы происходят значительно позже первичных процессов диссоциации и ионизации, поэтому разогревание атмосферы неск. запаздывает относительно этих первичных процессов. Все это еще более усложняется циркуляцией в вертикальных и в особенности горизонт, направлениях, кинетич. энергия циркуляции также переходит в тепловую с запаздыванием. В результате циркуляции вновь образующиеся атомы, ионы и электроны уносятся из места их образования, поэтому отток тепла может не только запаздывать относительно поглощения активного агента, но может даже сказываться в др. областях, в т. ч. более протяженных; охлаждение атмосферы после дневного разогрева продолжается в ночное время.

С проблемой теплового баланса связаны также малоизученные вопросы диссипации земной атмосферы и аккреции ею внеземного вещества. Диссипация действует как охлаждающий фактор; наиболее легко улетучиваются из атмосферы легкие атомы водорода и гелия. Диссипация ионов и электронов затрудняется из-за геомагнитного поля, в к-ром эти частицы могут перемещаться только около его силовых линий. Диссипация ионов и электронов, как и их проникновение в атмосферу, может осуществляться только в полярных областях. Есть основания полагать, что во время полярных сиянии поток протонов, вторгающихся в В. а. над высокоширотными областями, может достигать 1010 см2 сек 1. Несмотря на то, что в приземных слоях содержится много водорода в водяном паре, его относит, концентрация на высотах более 100 км на много порядков меньше. Это свидетельствует о преобладании процесса диссипации водорода над его аккрецией.

В В. а. задерживается большое количество вещества микрометеоров (ок. 104 т в сутки над всей поверхностью Земли). В результате там создается значит, запас легкоионизирующихся металлич. атомов. Иногда проникновение микрометеоритной пыли в холодные области на высоте ок. 80 км сопровождается появлением прозрачных, т. н. серебристых облаков, замечаемых в сумеречное время; такие облака появляются при оледенении микрометеорной пыли.

Циркуляция верхней ионизированной и, следовательно, обладающей хорошей электропроводностью атмосферы в геомагнитном поле сопровождается генерацией эдс. При скоростях ветра, доходящих до неск. сотен м/сек, возникают эдс, достигающие 10 4 в -см 1. Ото приводит к появлению в В. а. систем электрич. токов и связанных с ними магнитных полей. Наиболее регулярными являются системы токов, вызываемые циркуляцией, связанной с приливами; эти токи локализуются гл. обр. в области, имеющей наибольшую электропроводность на высоте ок. 100 км. Электрич. поля в В. а. сопровождаются существ, перераспределением ионизации; они вызывают направлен   и дрейф ионов. Значит, эффект получается в случае долгоживущих металлич. ионов. Иногда такие ионы концентрируются в очень тонкие спорадич. слои в области высот 90— 130 км. Вследствие преобладания электропроводимости вдоль геомагнитных силовых линий, электрич. поля из нижних слоев атмосферы передаются вверх в магнитосферу и оказывают существ, воздействие на движение в ней заряженных частиц. Ветровые движения практически прекращаются на высотах больше 200— 300 км, где частицы начинают удерживаться около геомагнитных силовых линий. Дополнит, электрич. поля в В. а. создаются также на границах локальных областей ионизации из-за преобладания скоростей у электронов но сравнению с тяжелыми ионами. На этих границах возникают небольшие электрич. поля, препятствующие убеганию из них электронов. Диффузия очагов ионизации при наличии указанных выше полей наз. амбинолярной диффузией.

Атомы и ионы чрезвычайно активны в химич. отношении. Они легко вступают в реакции с др. нейтральными частицами; химич. активность усиливается в В. а. благодаря присутствию в ней особенно активных колебательно возбужденных молекул. В результате имеет место цепь сложных химич. превращений, при этом возникает эмиссионное излучение. Присутствие в В. а. промежуточных продуктов иногда легко обнаруживается по их сумеречной флуоресценции. Так, напр., обнаружены атомы натрия, кальция, лития, ортогелия, ионизированные молекулы азота. В В. а. образуются молекулы окиси азота и ее ионы, а также отрицат. ионы, в особенности ночью, когда разрушающее их световое излучение незначительно. Наиболее эффективна диссоциация молекулярного кислорода; атомы кислорода легко присоединяются к молекулам кислорода, в результате чего образуются трехатомные молекулы озона. Наибольшая концентрация озона приходится на высоты ок. 30 км. Озон интенсивно поглощает солнечное ультрафиолетовое излучение короче 3000 А, кроме того, в озонном слое поглощается нек-рая доля И К излучения Земли, в результате чего на высоте ок. 50 км имеет место температурный максимум.

Концентрация ионов и электронов в В. а. зависит не только от скорости новообразования, но и от времени существования ионов и электронов до их рекомбинации в нейтральные частицы. Электроны очень медленно рекомбинируют с атомарными ионами и очень быстро — с молекулярными. Ионы атомарного кислорода и азота легко вступают в реакции с молекулами азота и кислорода, в результате к-рых образуются молекулярные ионы. Поэтому, в присутствии большого количества нейтральных молекул, рекомбинация ионов и электронов протекает очень быстро. Хотя качественно процесс рекомбинации достаточно ясен, его количеств, трактовка все еще значительно затруднена из-за большой изменчивости коэфф. эффективности реакций, обеспечивающих рекомбинацию. Скорость этих процессов ускоряется при колебат. возбуждении молекул, быстрые электроны возбуждают колебат. состояния у молекулярного азота; недавно обнаружено, что в результате этого с повышением электронной темп-ры концентрация электронов уменьшается. Стабильность металлич. ионов объясняется тем, что они плохо реагируют с нейтральными молекулами атмосферы и не участвуют в образовании легко рекомбинирующих молекулярных ионов.

Характеристика областей В. а. Вследствие интенсивной циркуляции в В. а. ее относит, атомарный состав остается прибл. постоянным до высот 100—150 км, однако относит, молекулярное строение даже ниже этих высот не является неизменным.

В области от 20 до 80 км содержится озон, выше 100 км начинается диссоциация молекулярного кислорода, а выше 200 км — диссоциация молекулярного азота. На высотах более 150—200 км циркуляция атмосферы оказывается недостаточной для пост, равномерного перемешивания, поэтому выше этих уровней начинают преобладать более легкие частицы. На высотах 150—180 км доминирует атомарный кислород, затем начинается зона преобладания легких атомов гелия и в особенности водорода. Детальная картина состава В. а. существенно меняется в зависимости от времени суток, сезона, географич. широты, солнечной активности и геомагнитных возмущений.

От состава В. а. зависит и темп-pa ее нейтральных частиц. В В. а. наблюдаются 2 температурных минимума, прибл. 220° и 180° К на высотах соответственно ок. 15 и 80 км. На высоте ок. 50 км имеется температурный максимум, соответствующий прибл. 270° К. Выше темп-pa возрастает обычно до значений ок. 1000° — 1500° К на высотах 200—400 км, а дальше она практически остается постоянной. На больших высотах колебания темп-ры более значительны. В дневное время на экваториальных и ср. широтах темп-ра

На расстоянии неск. земных радиусов плотность нейтральных частиц падает до значений, меньших 10~24 г/см3. Выше 150 км, чем больше высота, тем больше вариации плотности; ниже 150 км они менее значительны и имеют обратное направление. Плотность В. а. выше 150—200 км существенно увеличивается с усилением солнечной активности и геомагнитной возмущенности, обнаруживаются ее небольшие колебания и с 27-дневным периодом вращения Солнца. Плотность В. а. выше 150—200 км значительно больше днем, чем ночью, заметны небольшие вариации ее в течение года. Осн. вариации плотности В. а. обязаны вариациям интенсивности солнечного излучения короче 1200 А. Однако плотность В. а. на больших высотах резко возрастает во время полярных сияний и геомагнитных возмущений. Это происходит из-за разогревания В. а. магнитогидродинамич. волнами и вторгающимися быстрыми заряженными частицами.

Для описания давления в В. а. удобнее всего пользоваться понятием «высота однородной атмосферы», под к-рым подразумевается высота столба атмосферы с равномерной плотностью, равной плотности реальной атмосферы на данном уровне; когда вес этого столба равен весу столба реальной атмосферы над этим уровнем, давление равно произведению плотности на высоту однородной атмосферы на данном уровне. Высота однородной атмосферы увеличивается со значений 10 км прибл. на 100-ое уровне до значений 60 км на 300-км уровне и до еще больших значений на больших высотах. Область В. а. со значит, ионизацией, к-рая определяет условия распространения радиоволн, принято наз. ионосферой. Ионосфера ниже 100 км обычно наз. областью D; осн. ионизация в этой области в обычных условиях создается рентгеновским излучением Солнца и практически существует только в дневное время. На высоких широтах ее дополнит, источником являются энергичные электроны и протоны. В обычных дневных условиях концентрация электронов достигает 104 см3, ночью она значительно уменьшается, но во время проникновения энергичных электронов и протонов становится более 104 см3. Осн. ионы в этой области — молекулярные ионы, в т. ч. и такие сложные, как Н30+ и Н602н; время сохранения ионизации меньше 100 сек. В области D, в к-рой электроны испытывают очень большое число соударений с окружающими частицами атмосферы, происходит интенсивное поглощение радиоволн.

В. а. имеет макс, значение в освещенной области, однако ночью темп-pa над полярными областями больше, особенно во время полярных сияний и геомагнитных возмущений. Плотность В. а. также существенно меняется в зависимости от тех же условий.