Термосфера

Диаграмма атмосферы Земли, показывающая все слои атмосферы в масштабе

Термосфера представляет собой слой в атмосфере Земли непосредственно над мезосферой и ниже экзосферы . Внутри этого слоя атмосферы ультрафиолетовое излучение вызывает фотоионизацию / фотодиссоциацию молекул с образованием ионов; Таким образом, термосфера составляет большую часть ионосферы . Получив свое название от греческого θερμός (произносится « термос» ), что означает тепло, термосфера начинается примерно на высоте 80 км (50 миль) над уровнем моря. ^[1] На этих больших высотах остаточные атмосферные газы сортируются на слои в соответствии с молекулярной массой (см.турбосфера ). Температуры термосферы увеличиваются с высотой из-за поглощения высокоэнергетической солнечной радиации . Температура сильно зависит от солнечной активности и может подниматься до 1700 ° C (3100 ° F) ^[2] или более. Излучение заставляет частицы атмосферы в этом слое становиться электрически заряженными частицами, позволяя радиоволнам преломляться и, таким образом, приниматься за горизонт. В экзосфере, начиная примерно с 600 км (375 миль) над уровнем моря, атмосфера превращается в пространство , хотя, согласно критериям оценки, установленным для определения линии Кармана , сама термосфера является частью пространства.

Сильно ослабленный газ в этом слое может достигать 2500 ° C (4530 ° F) в течение дня. Несмотря на высокую температуру, наблюдатель или объект будут испытывать низкие температуры в термосфере, потому что чрезвычайно низкая плотность газа (практически жесткий вакуум ) недостаточна для того, чтобы молекулы проводили тепло. Обычный термометр будет показывать значительно ниже 0 ° C (32 ° F), по крайней мере, ночью, потому что энергия, теряемая тепловым излучением, превысит энергию, полученную из атмосферного газа при прямом контакте. В анакустической зоне на высоте более 160 километров (99 миль) плотность настолько мала, что молекулярные взаимодействия происходят слишком редко, чтобы передавать звук.

В динамике термосферы преобладают атмосферные приливы , которые вызваны в основном суточным нагревом . Атмосферные волны рассеиваются выше этого уровня из-за столкновений нейтрального газа с ионосферной плазмой.

Термосфера необитаема, за исключением Международной космической станции , которая вращается вокруг Земли в центре термосферы на расстоянии от 408 до 410 километров (254 и 255 миль).

Компоненты нейтрального газа [ править ]

Удобно разделить области атмосферы в соответствии с двумя минимумами температуры на высоте около 12 км ( тропопауза ) и около 85 км ( мезопауза ) (рис. 1). Термосфера (или верхняя атмосфера) - это область высот выше 85 км, а область между тропопаузой и мезопаузой - это средняя атмосфера ( стратосфера и мезосфера ), где поглощение солнечного УФ-излучения генерирует максимум температуры на высоте около 45 км и вызывает озоновый слой.

Рисунок 1. Номенклатура областей атмосферы на основе профилей электропроводности (слева), температуры (в центре) и концентрации электронов в м ⁻³ (справа).

Плотность атмосферы Земли уменьшается почти экспоненциально с высотой. Общая масса атмосферы составляет M = ρ _A H 1 кг / см ^{2 в} пределах одного квадратного сантиметра над землей столба (при ρ _A = 1,29 кг / м ³ плотность атмосферы на земле на высоте z = 0 м , H ≃ 8 км - средняя высота в масштабе атмосферы ). 80% этой массы сосредоточено в тропосфере . Масса термосферы выше примерно 85 км составляет всего 0,002% от общей массы. Следовательно, нельзя ожидать значительной энергетической обратной связи от термосферы к нижним слоям атмосферы.

Турбулентность приводит к тому, что воздух в нижних слоях атмосферы ниже турбопаузы на расстоянии примерно 110 км представляет собой смесь газов, не меняющую своего состава. Его средняя молекулярная масса составляет 29 г / моль с молекулярным кислородом (O ₂ ) и азотом (N ₂ ) в качестве двух доминирующих компонентов. Однако выше турбопаузы диффузное разделение различных компонентов является значительным, так что каждый компонент следует своей структуре барометрической высоты с высотой шкалы, обратно пропорциональной ее молекулярной массе. Атомарный кислород (O), гелий (He) и водород (H) более легкой составляющей последовательно доминируют на высоте примерно 200 км над уровнем моря и меняются в зависимости от географического положения, времени и солнечной активности. Соотношение N ₂Эти вариации сильно влияют на / O, который является мерой электронной плотности в F-области ионосферы. ^[3] Эти изменения следуют из диффузии второстепенных компонентов через основной газовый компонент во время динамических процессов.

Термосфера содержит заметную концентрацию элементарного натрия в полосе толщиной 10 км, которая находится на краю мезосферы, на высоте 80–100 км над поверхностью Земли. Средняя концентрация натрия составляет 400 000 атомов на кубический сантиметр. Эта полоса регулярно пополняется за счет сублимации натрия от приходящих метеоров. Астрономы начали использовать эту натриевую полосу для создания « звезд-проводников » в рамках процесса оптической коррекции при проведении сверхчетких наземных наблюдений. ^[4]

Ввод энергии [ править ]

Энергетический бюджет [ править ]

Температуру термосферы можно определить как по наблюдениям за плотностью, так и по прямым спутниковым измерениям. Зависимость температуры от высоты z на рис. 1 можно моделировать с помощью так называемого профиля Бейтса : ^[5]

(1)   ${\ displaystyle T = T _ {\ infty} - (T _ {\ infty} -T_ {0}) e ^ {- s (z-z_ {0})}}$

где T _∞ - температура экзосферы на высоте примерно 400 км над уровнем моря, T _o = 355 K и z _o = 120 км, эталонная температура и высота, а s - эмпирический параметр, зависящий от T _∞ и убывающий с T _∞ . Эта формула получена из простого уравнения теплопроводности. По одной оценке, общее тепловложение составляет q _o 0,8–1,6 мВт / м ^{2 на} высоте z _o = 120 км. Чтобы получить условия равновесия, это подводимое тепло q _o выше z _o теряется в нижние области атмосферы за счет теплопроводности.

Температура экзосферы T _∞ - хорошее измерение солнечного XUV-излучения. Поскольку солнечное радиоизлучение F на длине волны 10,7 см является хорошим индикатором солнечной активности, можно применить эмпирическую формулу для спокойных магнитосферных условий. ^[6]

(2)   ${\ Displaystyle Т _ {\ infty} \ simeq 500 + 3.4F_ {0}}$

где T _∞ в K, F _o в 10 ⁻² Вт ^· м ⁻² Гц ⁻¹ (индекс Ковингтона) - значение F, усредненное по нескольким солнечным циклам. Индекс Ковингтона обычно колеблется от 70 до 250 в течение солнечного цикла и никогда не опускается ниже примерно 50. Таким образом, T _∞ варьируется от 740 до 1350 К. В очень спокойных магнитосферных условиях вклад все еще непрерывно текущей магнитосферной энергии составляет примерно 250 K до остаточной температуры 500 K в уравнении (2). Остальные 250 К в уравнении (2) можно отнести к атмосферным волнам, генерируемым в тропосфере и рассеивающимся в нижней термосфере.

Солнечное XUV-излучение [ править ]

Солнечное рентгеновское излучение и экстремальное ультрафиолетовое излучение (XUV) на длинах волн <170 нм почти полностью поглощается термосферой. Это излучение вызывает различные слои ионосферы, а также повышение температуры на этих высотах (рис. 1). В то время как солнечный видимый свет ( от 380 до 780 нм) близка к постоянной с изменчивостью не более чем приблизительно 0,1% от солнечной постоянной , ^[7] солнечное излучение XUV сильно варьирует во времени и пространстве. Например, всплески рентгеновского излучения, связанные со вспышками на Солнце, могут резко увеличить свою интенсивность по сравнению с уровнями до вспышки на много порядков в течение некоторого времени в несколько десятков минут. В крайнем ультрафиолете линия Лаймана при 121,6 нм представляет собой важный источникионизация и диссоциация на высотах D-слоя ионосферы. ^[8] В спокойные периоды солнечной активности только он содержит больше энергии, чем остальная часть спектра XUV. Квазипериодические изменения порядка 100% или более с периодами 27 дней и 11 лет относятся к наиболее заметным вариациям солнечного XUV-излучения. Однако нерегулярные колебания во всех временных масштабах присутствуют постоянно. ^[9] Считается, что во время низкой солнечной активности около половины всей энергии, поступающей в термосферу, составляет солнечное XUV-излучение. Эта солнечная энергия XUV происходит только в дневные условия, максимизируя ее на экваторе во время равноденствия .

Солнечный ветер [ править ]

Вторым источником поступления энергии в термосферу является энергия солнечного ветра, которая передается в магнитосферу с помощью механизмов, которые до конца не изучены. Один из возможных способов передачи энергии - это процесс гидродинамического динамо. Частицы солнечного ветра проникают в полярные области магнитосферы, где силовые линии геомагнитного поля по существу направлены вертикально. Создается электрическое поле, направленное от рассвета до заката. Вдоль последних замкнутых силовых линий геомагнитного поля с их основаниями в зонах полярных сияний продольные электрические токи могут течь в область ионосферного динамо, где они замыкаются электрическими токами Педерсена и Холла.. Омические потери токов Педерсена нагревают нижнюю термосферу (см., Например, поле электрической конвекции магнитосферы ). Кроме того, проникновение высокоэнергетических частиц из магнитосферы в авроральные области резко увеличивает электрическую проводимость, дополнительно увеличивая электрические токи и, следовательно, джоулева нагрев . Во время спокойной магнитосферной активности магнитосфера вносит, возможно, четверть в энергетический бюджет термосферы. ^[10] Это примерно 250 К температуры экзосферы в уравнении (2). Однако во время очень большой активности это тепловложение может значительно увеличиться в четыре или более раз. Этот вклад солнечного ветра происходит в основном в областях полярных сияний как днем, так и ночью.

Атмосферные волны [ править ]

Два типа крупномасштабных атмосферных волн в нижних слоях атмосферы - это внутренние волны с конечной вертикальной длиной волны, которые могут переносить волновую энергию вверх; и внешние волны с бесконечно большими длинами волн, которые не могут переносить волновую энергию. ^[11] Атмосферные гравитационные волны и большинство атмосферных приливов и отливов.генерируемые в тропосфере относятся к внутренним волнам. Их амплитуды плотности экспоненциально увеличиваются с высотой, так что в мезопаузе эти волны становятся турбулентными, а их энергия рассеивается (подобно обрушению океанских волн на побережье), тем самым способствуя нагреву термосферы примерно на 250 K в уравнении (2). ). С другой стороны, основной суточный прилив, обозначенный (1, −2), который наиболее эффективно возбуждается солнечным излучением, является внешней волной и играет лишь второстепенную роль в нижней и средней атмосфере. Однако на термосферных высотах она становится преобладающей волной. Он управляет электрическим Sq-током в области ионосферного динамо на высоте от 100 до 200 км.

Нагревание, преимущественно приливными волнами, происходит в основном в низких и средних широтах. Изменчивость этого нагрева зависит от метеорологических условий в тропосфере и средней атмосфере и не может превышать примерно 50%.

Динамика [ править ]

В термосфере на высоте примерно 150 км все атмосферные волны последовательно становятся внешними волнами, и никакой заметной вертикальной волновой структуры не видно. Атмосферные волновые моды вырождаются в сферические функции P _n ^m с меридиональным волновым числом и n зональным волновым числом.(m = 0: средний зональный поток; m = 1: суточные приливы; m = 2: полусуточные приливы и т. д.). Термосфера становится системой затухающего генератора с характеристиками фильтра нижних частот. Это означает, что волны меньшего масштаба (большее число (n, m)) и более высокие частоты подавляются в пользу крупномасштабных волн и более низких частот. Если учесть очень тихие магнитосферные возмущения и постоянную среднюю температуру экзосферы (усредненную по сфере), наблюдаемое временное и пространственное распределение распределения температуры экзосферы можно описать суммой сферических функций: ^[12]

(3)   ${\displaystyle T(\varphi ,\lambda ,t)=T_{\infty }\{1+\Delta T_{2}^{0}P_{2}^{0}(\varphi )+\Delta T_{1}^{0}P_{1}^{0}(\varphi )\cos[\omega _{a}(t-t_{a})]+\Delta T_{1}^{1}P_{1}^{1}(\varphi )\cos(\tau -\tau _{d})+\cdots \}}$

Здесь это φ широта, λ долгота и время t, ω _a - угловая частота одного года, ω _d - угловая частота одного солнечного дня, а τ = ω _d t + λ - местное время. t _a = 21 июня - дата северного летнего солнцестояния, а τ _d = 15:00 - местное время максимальной суточной температуры.

Первый член в (3) справа - это глобальное среднее значение температуры экзосферы (порядка 1000 К). Второй член [с P ₂ ⁰ = 0,5 (3 sin ² (φ) -1)] представляет избыток тепла в более низких широтах и ​​соответствующий дефицит тепла в более высоких широтах (рис. 2a). Система термического ветра развивается по направлению ветра к полюсам на верхнем уровне и ветру от полюсов на нижнем уровне. Коэффициент ΔT ₂ ⁰ ≈ 0.004 мал, потому что джоулева нагрев в областях полярных сияний компенсирует этот избыток тепла даже в спокойных магнитосферных условиях. Однако в возмущенных условиях этот член становится доминирующим, меняя знак, так что теперь избыток тепла переносится от полюсов к экватору. Третий член (с P ₁⁰ = sin φ) представляет избыток тепла в летнем полушарии и отвечает за перенос избыточного тепла из лета в зимнее полушарие (рис. 2b). Его относительная амплитуда порядка ΔT ₁ ⁰ ≃ 0,13. Четвертый член (с P ₁ ¹ (φ) = cos φ) является доминирующей суточной волной (приливная мода (1, −2)). Он отвечает за перенос избыточного тепла из дневного полушария в ночное полушарие (рис. 2d). Его относительная амплитуда ΔT ₁ ¹0,15, таким образом, порядка 150 К. Дополнительные термины (например, полугодовые, полусуточные и более высокие термины) должны быть добавлены к уравнению (3). Однако они имеют второстепенное значение. Соответствующие суммы могут быть получены для плотности, давления и различных компонентов газа. ^{[6] [13]}

Термосферные бури [ править ]

В отличие от солнечного XUV-излучения, магнитосферные возмущения, обозначенные на земле геомагнитными вариациями, имеют непредсказуемый импульсивный характер, от коротких периодических возмущений порядка часов до длительных гигантских бурь продолжительностью в несколько дней. Реакция термосферы на большую магнитосферную бурю называется термосферной бурей. Поскольку поступление тепла в термосферу происходит на высоких широтах (в основном в авроральные области), перенос тепла представлен членом P ₂ ⁰в уравнении (3) перевернуто. Кроме того, из-за импульсной формы возмущения генерируются члены более высокого порядка, которые, однако, обладают коротким временем затухания и, таким образом, быстро исчезают. Сумма этих мод определяет «время прохождения» возмущения до более низких широт и, таким образом, время реакции термосферы на магнитосферное возмущение. Важным для развития ионосферной бури является увеличение отношения N ₂ / O во время термосферной бури на средних и высоких широтах. ^[14] Увеличение N ₂ увеличивает процесс потерь ионосферной плазмы и, следовательно, вызывает уменьшение электронной плотности в F-слое ионосферы (отрицательная ионосферная буря).

Ссылки [ править ]