Термосфера

Термосфера — это слой в атмосфере Земли, расположенный непосредственно над мезосферой и под экзосферой . Внутри этого слоя атмосферы ультрафиолетовое излучение вызывает фотоионизацию /фотодиссоциацию молекул, создавая ионы; таким образом, термосфера составляет большую часть ионосферы . Получив свое название от греческого θερμός (произносится как 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 по слоям в соответствии с молекулярной массой (см. турбосфера ). Температура термосферы увеличивается с высотой из-за поглощения высокоэнергетического солнечного излучения . Температура сильно зависит от солнечной активности и может подниматься до 2000 °C (3630 °F) и более. Излучение заставляет атмосферные частицы в этом слое становиться электрически заряженными, что позволяет радиоволнам преломляться и, таким образом, приниматься за горизонтом. В экзосфере, начиная примерно с 600 км (375 миль) над уровнем моря, атмосфера превращается в космос , хотя, по критериям оценки, установленным для определения линии Кармана (100 км), большая часть термосферы является частью космоса. Граница между термосферой и экзосферой известна как термопауза .

Сильно ослабленный газ в этом слое может достигать 2500 °C (4530 °F). 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, потерянная тепловым излучением, превысит энергию, полученную от атмосферного газа при прямом контакте. В анакустической зоне выше 160 километров (99 миль) плотность настолько мала, что молекулярные взаимодействия слишком редки, чтобы обеспечить передачу звука.

Динамика термосферы определяется атмосферными приливами , которые в основном обусловлены дневным нагревом . Атмосферные волны рассеиваются выше этого уровня из-за столкновений нейтрального газа и ионосферной плазмы.

Термосфера необитаема, за исключением Международной космической станции , которая вращается вокруг Земли в середине термосферы на высоте от 408 до 410 километров (от 254 до 255 миль), и космической станции «Тяньгун» , которая вращается на высоте от 340 до 450 километров (от 210 до 280 миль).

Нейтральные газовые компоненты

Удобно разделить атмосферные области в соответствии с двумя минимумами температуры на высоте около 12 километров (7,5 миль) (тропопауза ) и около 85 километров (53 мили) ( мезопауза ) (рисунок 1). Термосфера (или верхняя атмосфера) — это область высоты выше 85 километров (53 мили), в то время как область между тропопаузой и мезопаузой — это средняя атмосфера ( стратосфера и мезосфера ), где поглощение солнечного УФ-излучения создает максимум температуры вблизи высоты 45 километров (28 миль) и вызывает образование озонового слоя.

Плотность атмосферы Земли уменьшается почти экспоненциально с высотой. Общая масса атмосферы составляет M = ρ _A H ≃ 1 кг/см ² в столбе в один квадратный сантиметр над землей (при ρ _A = 1,29 кг/м ^{3 —} плотность атмосферы на земле на высоте z = 0 м, а H ≃ 8 км — средняя высота атмосферной шкалы ). Восемьдесят процентов этой массы сосредоточено в тропосфере . Масса термосферы выше примерно 85 километров (53 миль) составляет всего 0,002% от общей массы. Поэтому 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 высоте около 90 километров (56 миль) представляет собой смесь газов, не меняющую свой состав. Его средний молекулярный вес составляет 29 г/моль, причем двумя доминирующими компонентами являются молекулярный кислород (O ₂ ) и азот (N ₂ ). Однако выше турбопаузы диффузионное разделение различных компонентов становится значительным, так что каждый компонент следует своей барометрической структуре высоты с высотой шкалы, обратно пропорциональной его молекулярному весу. Более легкие компоненты — атомарный кислород (O), гелий (He) и водород (H) — последовательно доминируют выше высоты около 200 километров (124 мили) и изменяются в зависимости от географического положения, времени и солнечной активности. Соотношение N ₂ /O, которое является мерой электронной плотности в области F ионосферы, сильно зависит от этих изменений. ^[2] Эти изменения являются следствием диффузии второстепенных компонентов через основной газовый компонент во время динамических процессов.

Термосфера содержит значительную концентрацию элементарного натрия, расположенного в 10-километровой (6,2 мили) толстой полосе, которая находится на краю мезосферы, на высоте от 80 до 100 километров (от 50 до 62 миль) над поверхностью Земли. Средняя концентрация натрия составляет 400 000 атомов на кубический сантиметр. Эта полоса регулярно пополняется натрием, сублимирующимся из прилетающих метеоров. Астрономы начали использовать эту натриевую полосу для создания « звезд-направляющих » как части процесса оптической коррекции при получении сверхчетких наземных наблюдений. ^[3]

Энергозатраты

Энергетический бюджет

Температуру термосферы можно определить из наблюдений плотности, а также из прямых спутниковых измерений. Зависимость температуры от высоты z на рис. 1 можно смоделировать с помощью так называемого профиля Бейтса : ^[4]

(1) $T=T_{\infty }-(T_{\infty }-T_{0})e^{-s(zz_{0})}$

где T _∞ — температура экзосферы выше высоты около 400 км, T _o = 355 K, а z _o = 120 км — опорная температура и высота, а s — эмпирический параметр, зависящий от T _∞ и уменьшающийся с T _∞ . Эта формула выведена из простого уравнения теплопроводности. Можно оценить общий приток тепла q _o ≃ 0,8–1,6 мВт/м ² выше высоты z _o = 120 км. Для получения условий равновесия этот приток тепла q _o выше z _o теряется в нижних слоях атмосферы за счет теплопроводности.

Температура экзосферы T _∞ является справедливым измерением 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. ^[5]

(2) $T_{\infty }\simeq 500+3.4F_{0}$

с 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 изменяется между 70 и 250 в течение солнечного цикла и никогда не опускается ниже примерно 50. Таким образом, T _∞ изменяется между примерно 740 и 1350 K. В очень спокойных магнитосферных условиях все еще непрерывно текущий приток магнитосферной энергии вносит вклад примерно в 250 K в остаточную температуру 500 K в ур. (2). Остальные 250 K в ур. (2) можно отнести к атмосферным волнам, генерируемым в тропосфере и рассеиваемым в нижней термосфере.

Солнечное ультрафиолетовое излучение

Солнечное рентгеновское и экстремальное ультрафиолетовое излучение (XUV) на длинах волн < 170 нм почти полностью поглощается в термосфере. Это излучение вызывает различные ионосферные слои , а также повышение температуры на этих высотах (рисунок 1). В то время как солнечный видимый свет (от 380 до 780 нм) почти постоянен с изменчивостью не более чем около 0,1% солнечной постоянной , ^[6] солнечное XUV-излучение сильно изменчиво во времени и пространстве. Например, рентгеновские всплески, связанные с солнечными вспышками, могут резко увеличить свою интенсивность по сравнению с предвспышечными уровнями на много порядков в течение некоторого времени в десятки минут. В экстремальном ультрафиолете линия Лаймана α на 121,6 нм представляет собой важный источник ионизации и диссоциации на высотах ионосферного слоя D. ^[7] В спокойные периоды солнечной активности она сама по себе содержит больше энергии, чем остальная часть спектра XUV. Квазипериодические изменения порядка 100% или более с периодами 27 дней и 11 лет относятся к заметным вариациям солнечного XUV-излучения. Однако нерегулярные колебания во всех временных масштабах присутствуют все время. ^[8] Во время низкой солнечной активности, как полагают, около половины общего поступления энергии в термосферу приходится на солнечное XUV-излучение. Это поступление солнечной XUV-энергии происходит только в дневное время, достигая максимума на экваторе во время равноденствия .

Солнечный ветер

Вторым источником энергии, поступающей в термосферу, является энергия солнечного ветра , которая передается в магнитосферу с помощью механизмов, которые недостаточно изучены. Одним из возможных способов передачи энергии является гидродинамический динамо-процесс. Частицы солнечного ветра проникают в полярные области магнитосферы, где линии геомагнитного поля по существу направлены вертикально. Генерируется электрическое поле, направленное от рассвета до заката. Вдоль последних замкнутых линий геомагнитного поля с их основаниями в авроральных зонах 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, Магнитосферное электрическое конвективное поле ). Кроме того, проникновение высокоэнергетических частиц из магнитосферы в авроральные области резко усиливает электропроводность, еще больше увеличивая электрические токи и, таким образом, джоулев нагрев . Во время спокойной магнитосферной активности магнитосфера вносит, возможно, четверть в энергетический бюджет термосферы. ^[9] Это около 250 К экзосферной температуры в ур. (2). Однако во время очень большой активности этот приток тепла может существенно увеличиться, в четыре раза или больше. Этот приток солнечного ветра происходит в основном в авроральных областях как днем, так и ночью.

Атмосферные волны

В нижних слоях атмосферы существуют два вида крупномасштабных атмосферных волн: внутренние волны с конечными вертикальными длинами волн, которые могут переносить энергию волн вверх, и внешние волны с бесконечно большими длинами волн, которые не могут переносить энергию волн. ^[10] Атмосферные гравитационные волны и большинство атмосферных приливов, генерируемых в тропосфере, относятся к внутренним волнам. Их амплитуды плотности экспоненциально увеличиваются с высотой, так что на мезопаузе эти волны становятся турбулентными, а их энергия рассеивается (подобно разрушению океанских волн на побережье), тем самым способствуя нагреву термосферы примерно на 250 К в уравнении (2). С другой стороны, фундаментальный суточный прилив, обозначенный (1, −2), который наиболее эффективно возбуждается солнечным излучением , является внешней волной и играет лишь незначительную роль в нижних и средних слоях атмосферы. Однако на высотах термосферы он становится преобладающей волной. Он управляет электрическим Sq-током в области ионосферного динамо на высоте около 100–200 км.

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

Динамика

Рисунок 2. Схематическое меридионально-высотное сечение циркуляции (a) симметричной составляющей ветра (P ₂⁰ ), (b) антисимметричной составляющей ветра (P ₁⁰ ) и (d) симметричной суточной составляющей ветра (P ₁¹ ) в 3 ч и 15 ч местного времени. Верхняя правая панель (c) показывает горизонтальные векторы ветра суточной составляющей в северном полушарии в зависимости от местного времени.

В термосфере выше высоты около 150 километров (93 мили) все атмосферные волны последовательно становятся внешними волнами, и не видно никакой значительной вертикальной волновой структуры. Атмосферные волновые моды вырождаются в сферические функции P _n^m с m меридиональным волновым числом и n зональным волновым числом (m = 0: зональный средний поток; m = 1: суточные приливы; m = 2: полусуточные приливы и т. д.). Термосфера становится затухающей осцилляторной системой с характеристиками фильтра нижних частот. Это означает, что волны меньшего масштаба (большие числа (n,m)) и более высокие частоты подавляются в пользу крупномасштабных волн и более низких частот. Если рассматривать очень тихие магнитосферные возмущения и постоянную среднюю экзосферную температуру (усредненную по сфере), наблюдаемое временное и пространственное распределение распределения экзосферной температуры можно описать суммой сферических функций: ^[11]

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

Здесь φ — широта, λ — долгота, t — время, ω _{a —} угловая частота одного года, ω _{d —} угловая частота одних солнечных суток, τ = ω _d t + λ — местное время. t _a = 21 июня — дата летнего солнцестояния в северном полушарии, а τ _d = 15:00 — местное время максимальной суточной температуры.

Первый член в (3) справа — это глобальное среднее значение экзосферной температуры (порядка 1000 К). Второй член [с P ₂⁰ = 0,5(3 sin ² (φ)−1)] представляет избыток тепла на более низких широтах и соответствующий дефицит тепла на более высоких широтах (рис. 2а). Система термического ветра развивается с ветром к полюсам на верхнем уровне и ветром от полюсов на нижнем уровне. Коэффициент ΔT ₂⁰ ≈ 0,004 мал, поскольку джоулев 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 с полюсов на экватор. Третий член (с P ₁⁰ = sin φ) представляет избыток тепла в летнем полушарии и отвечает за перенос избыточного тепла из летнего в зимнее полушарие (рис. 2b). Его относительная амплитуда имеет порядок ΔT ₁⁰ ≃ 0,13. Четвертый член (с P ₁¹ (φ) = cos φ) является доминирующей суточной волной (приливной режим (1,−2)). Он отвечает за перенос избыточного тепла из дневного полушария в ночное (рис. 2d). Его относительная амплитуда составляет ΔT ₁¹ ≃ 0,15, таким образом, порядка 150 К. Дополнительные члены (например, полугодовые, полусуточные члены и члены более высокого порядка) должны быть добавлены к уравнению (3). Однако они имеют второстепенное значение. Соответствующие суммы могут быть разработаны для плотности, давления и различных компонентов газа. ^[5]^[12]

Термосферные бури

В отличие от солнечного XUV-излучения, магнитосферные возмущения, определяемые на земле геомагнитными вариациями, демонстрируют непредсказуемый импульсный 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 в высоких широтах (в основном в авроральных областях), перенос тепла представлен членом P ₂⁰ в уравнении (3), который меняет знак. 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 распространения» возмущения до нижних широт и, таким образом, время реакции термосферы по отношению к магнитосферному возмущению. Важным для развития ионосферной бури является увеличение отношения N ₂ /O во время термосферной бури на средних и высоких широтах. ^[13] Увеличение N2 _{увеличивает} процесс потери ионосферной плазмы и, следовательно, вызывает уменьшение электронной плотности в ионосферном F-слое (отрицательная ионосферная буря).

Изменение климата

Сокращение термосферы наблюдалось как возможный результат отчасти из-за увеличения концентрации углекислого газа, сильнейшее охлаждение и сокращение, происходящие в этом слое во время солнечного минимума . Последнее сокращение в 2008–2009 годах было самым большим с 1967 года. ^[14]^[15]^[16]

Смотрите также

Ссылки

^ Даксбери и Даксбери (1997). Введение в Мировой океан (5-е изд.).
^ Прёлсс, Г. В. и М. К. Берд, «Физика земной космической среды», Springer Verlag, Гейдельберг, 2010 г.
^ "Мартин Эндерлейн и др., Очень большой телескоп ESO видит четыре раза первый свет", Laser Focus World, июль 2016 г., стр. 22-24". 11 июля 2016 г.
^ Равер, К., Моделирование нейтральных и ионизированных атмосфер, в Flügge, S. (ред.): Encycl. Phys., 49/7 , Springer Verlag, Гейдельберг, 223
^ ab Hedin, AE, Пересмотренная модель термосферы, основанная на данных масс-спектрометра и некогерентного рассеяния: MSIS-83 J. Geophys. Res., 88 , 10170, 1983
^ Уилсон, Р.К., Измерения полной солнечной радиации и ее изменчивости, Space Sci. Rev., 38 , 203, 1984
^ Брассер, Г. и С. Саломон, «Аэрономия средней атмосферы», Reidel Pub., Дордрехт, 1984
^ Шмидтке, Г., Моделирование солнечного излучения для аэрономических приложений, в Флюгге, С. (редактор), Encycl. Физ. 49/7 , Springer Verlag, Гейдельберг, 1
^ Книпп, DJ, В.К. Тобиска и Б.А. Эмери, Прямой и косвенный источник термосферного нагрева для солнечных циклов, Solar Phys., 224 , 2506, 2004
^ Фолланд, Х., «Атмосферные приливные и планетарные волны», Kluwer, Дордрехт, 1988
^ Кёнлейн, В., Модель температуры и состава термосферы, Planet. Space Sci. 28 , 225, 1980
^ фон Зан, У. и др., Модель ESRO-4 глобального состава термосферы и температур во время низкой солнечной активности, Geophy. Res. Lett., 4 , 33, 1977
^ Prölss, GW, Возмущения плотности в верхней атмосфере, вызванные диссипацией энергии солнечного ветра, Surv. Geophys., 32 , 101, 2011
^ Science News, NASA (2010-07-15). "Загадочный коллапс верхней атмосферы Земли". Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства - Science News . Архивировано из оригинала 2019-11-02 . Получено 2010-07-16 .
^ Хо, Деррик (2010-07-17). «Ученые озадачены необычным сокращением верхней атмосферы». Cable News Network . Получено 2010-07-18 .
^ Saunders, Arrun; Swinerd, Graham G.; Lewis, Hugh G. (2009). "Предварительные результаты в поддержку доказательств термосферного сокращения" (PDF) . Advanced Maui Optical and Space Surveillance Technologies Conference : 8. Bibcode : 2009amos.confE..55S. Архивировано (PDF) из оригинала 2011-07-07.