Термосфера

Термосфера — это слой атмосферы Земли непосредственно над мезосферой и под экзосферой . В этом слое 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 на высоте около 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 высокоэнергетической солнечной радиации . Температура сильно зависит от солнечной активности и может достигать 2000 ° C (3630 ° F) и более. Радиация заставляет атмосферные частицы в этом слое становиться электрически заряженными, что позволяет радиоволнам преломляться и, таким образом, приниматься за горизонт. В экзосфере, начиная примерно с высоты 600 км (375 миль) над уровнем моря, атмосфера превращается в космос , хотя, по критериям, установленным для определения линии Кармана (100 км), большая часть термосферы является частью космоса. . Граница между термосферой и экзосферой известна как термопауза .

Сильно разреженный газ в этом слое может достигать температуры 2500 ° C (4530 ° F). Несмотря на высокую температуру, наблюдатель или объект будут испытывать низкие температуры в термосфере, поскольку 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 за счет теплового излучения, превысит энергию, полученную от атмосферного газа при прямом контакте. В анакустической зоне на высоте более 160 километров (99 миль) плотность настолько мала, что молекулярные взаимодействия слишком редки, чтобы обеспечить передачу звука.

В динамике термосферы преобладают атмосферные приливы , которые вызываются преимущественно суточным нагревом . Выше этого уровня атмосферные волны рассеиваются из-за столкновений нейтрального газа и ионосферной плазмы.

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

Компоненты нейтрального газа

Области атмосферы удобно разделить по двум температурным минимумам на высоте около 12 километров (7,5 миль) (тропопауза ) и примерно на высоте 85 километров (53 мили) ( мезопауза ) (рис. 1). Термосфера (или верхняя атмосфера) — это область высот выше 85 километров (53 миль), а область между тропопаузой и мезопаузой — это средняя атмосфера ( стратосфера и мезосфера ), где поглощение солнечного УФ-излучения создает температурный максимум вблизи высота 45 километров (28 миль) и вызывает образование озонового слоя.

Плотность атмосферы Земли уменьшается почти экспоненциально с высотой. Полная масса атмосферы M = ρ _A H ≃ 1 кг/см ² в пределах столба площадью один квадратный сантиметр над землей (при ρ _A = 1,29 кг/м ³ плотность атмосферы на земле на высоте z = 0 м и H ≃ 8 км (средняя высота атмосферы ). Восемьдесят процентов этой массы сосредоточено в тропосфере . Масса термосферы на высоте около 85 километров (53 миль) составляет всего 0,002% от общей массы. Поэтому не следует ожидать значительной энергетической обратной связи от термосферы к нижним областям атмосферы.

Из-за турбулентности воздух в нижних слоях атмосферы ниже турбопаузы на высоте около 90 километров (56 миль) представляет собой смесь газов, которая не меняет 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 диффузионное разделение различных компонентов является значительным, так что каждый компонент следует своей структуре барометрической высоты с высотой шкалы, обратно пропорциональной его молекулярной массе. Более легкие компоненты — атомарный кислород (O), гелий (He) и водород (H) последовательно доминируют на высоте около 200 километров (124 миль) и меняются в зависимости от географического положения, времени и солнечной активности. Эти изменения сильно влияют на отношение N ₂ /O, которое является мерой плотности электронов в F-области ионосферы. ^[2] Эти изменения следуют из диффузии второстепенных компонентов через основной газовый компонент во время динамических процессов.

Термосфера содержит значительную концентрацию элементарного натрия , расположенного в полосе толщиной 10 километров (6,2 мили), которая находится на краю мезосферы, на высоте от 80 до 100 километров (от 50 до 62 миль) над поверхностью Земли. Натрий имеет среднюю концентрацию 400 000 атомов на кубический сантиметр. Эта полоса регулярно пополняется за счет натрия, сублимирующегося из прибывающих метеоров. Астрономы начали использовать эту натриевую полосу для создания « опорных звезд » в рамках процесса оптической коррекции при получении сверхточных наземных наблюдений. ^[3]

Входная энергия

Энергетический бюджет

Температуру термосферы можно определить по наблюдениям за плотностью, а также по прямым спутниковым измерениям. Зависимость температуры от высоты z на рис. 1 можно смоделировать с помощью так называемого профиля Бейтса : ^[4]

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

с T _∞ температура экзосферы выше высоты примерно 400 км, T _o = 355 К и z _o = 120 км, эталонная температура и высота, а s - эмпирический параметр, зависящий от T _∞ и уменьшающийся с T _∞ . Эта формула выведена из простого уравнения теплопроводности. По оценкам, общее тепловложение q _o ≃ от 0,8 до 1,6 мВт/м ² выше z _o = 120 км над уровнем моря. Чтобы получить условия равновесия, тепло, поступающее q _o выше z _o , теряется в нижние области атмосферы за счет теплопроводности.

Температура экзосферы T _∞ является точным показателем 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 за несколько солнечных циклов. Индекс Ковингтона обычно колеблется от 70 до 250 во время солнечного цикла и никогда не падает ниже примерно 50. Таким образом, T _∞ варьируется примерно от 740 до 1350 К. В очень спокойных магнитосферных условиях вклад все еще непрерывно поступающей магнитосферной энергии составляет примерно 250 К. К до остаточной температуры 500 К в уравнении (2). Остальные 250 К в уравнении (2) можно отнести к атмосферным волнам, генерируемым в тропосфере и рассеиваемым в нижней термосфере.

Солнечное XUV-излучение

Солнечное рентгеновское излучение и крайнее ультрафиолетовое излучение (XUV) с длиной волны <170 нм почти полностью поглощается термосферой. Это излучение вызывает разрушение различных слоев ионосферы , а также повышение температуры на этих высотах (рис. 1). В то время как видимый солнечный свет (от 380 до 780 нм) почти постоянен с изменчивостью не более 0,1% от солнечной постоянной , ^[6] солнечное XUV-излучение сильно варьируется во времени и пространстве. Например, рентгеновские всплески, связанные с солнечными вспышками, могут резко увеличить свою интенсивность по сравнению с предвспышечными уровнями на многие порядки в течение некоторого времени в десятки минут. В крайнем ультрафиолете линия Лаймана α на длине волны 121,6 нм представляет собой важный источник ионизации и диссоциации на высоте D-слоя ионосферы. ^[7] В спокойные периоды солнечной активности он сам по себе содержит больше энергии, чем остальная часть XUV-спектра. Квазипериодические изменения порядка 100% и более с периодами 27 дней и 11 лет относятся к заметным вариациям солнечного КВУФ-излучения. Однако нерегулярные колебания во всех временных масштабах присутствуют постоянно. ^[8] Считается, что во время низкой солнечной активности около половины всей энергии, поступающей в термосферу, приходится на солнечное XUV-излучение. Поступление солнечной энергии XUV происходит только в дневное время, достигая максимума на экваторе во время равноденствия .

Солнечный ветер

Вторым источником поступления энергии в термосферу является энергия солнечного ветра , которая передается в магнитосферу с помощью механизмов, которые недостаточно изучены. Одним из возможных способов передачи энергии является процесс гидродинамического динамо. Частицы солнечного ветра проникают в полярные области магнитосферы, где силовые линии геомагнитного поля по существу направлены вертикально. Генерируется электрическое поле, направленное от рассвета до заката. Вдоль последних замкнутых силовых линий геомагнитного поля с их основаниями внутри авроральных зон 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 полярные сияния резко увеличивает электропроводность, еще больше увеличивая электрические токи и, следовательно, джоулево нагрев . Во время спокойной магнитосферной активности вклад магнитосферы в энергетический баланс термосферы составляет примерно четверть. ^[9] Это примерно 250 К от температуры экзосферы в уравнении (2). Однако во время очень большой активности это тепловложение может существенно увеличиться, в четыре и более раз. Приток солнечного ветра происходит в основном в авроральных регионах как днем, так и ночью.

Атмосферные волны

В нижних слоях атмосферы существуют два типа крупномасштабных атмосферных волн: внутренние волны с конечной вертикальной длиной волны, 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 большая часть атмосферных приливов , генерируемых в тропосфере, относятся к внутренним волнам. Амплитуды их плотности экспоненциально возрастают с высотой, так что в мезопаузе эти волны становятся турбулентными, а их энергия рассеивается (аналогично разбиванию океанских волн у побережья), что способствует нагреву термосферы примерно на 250 К в уравнении (2). ). С другой стороны, фундаментальный суточный прилив, обозначенный (1, -2), который наиболее эффективно возбуждается солнечным излучением , представляет собой внешнюю волну и играет лишь второстепенную роль в нижних и средних слоях атмосферы. Однако на высотах термосферы она становится преобладающей волной. Он управляет электрическим током Sq в области ионосферного динамо на высоте от 100 до 200 км.

Нагрев, преимущественно за счет приливных волн, происходит преимущественно в нижних и средних широтах. Изменчивость этого нагрева зависит от метеорологических условий в тропосфере и средней атмосфере и не может превышать около 50%.

Динамика

Рис. 2. Схематическое меридианное высотное сечение циркуляции симметричной компоненты ветра (P ₂⁰ ) (а), антисимметричной компоненты ветра (P ₁⁰ ) (б) и симметричной суточной компоненты ветра (P _{1 ) (г).}¹ ) в 3 часа и 15 часов по местному времени. На верхней правой панели (в) показаны горизонтальные векторы ветра суточной составляющей в северном полушарии в зависимости от местного времени.

Внутри термосферы на высоте около 150 километров (93 мили) все атмосферные волны последовательно становятся внешними волнами, и никакой значительной вертикальной волновой структуры не видно. Моды атмосферных волн вырождаются до сферических функций P _n^m с меридиональным волновым числом m и зональным волновым числом (m = 0: средний зональный поток; m = 1: суточные приливы; m = 2: полусуточные приливы и т. д.). Термосфера становится затухающей генераторной 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 принять во внимание очень тихие магнитосферные возмущения и постоянную среднюю температуру экзосферы (усредненную по сфере), то наблюдаемое временное и пространственное распределение распределения температуры экзосферы 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 это φ широта, λ долгота и время t, ω _{a —} угловая частота одного года, ω _d — угловая частота одного солнечного дня и τ = ω _d t + λ — местное время. t _a = 21 июня – дата северного летнего солнцестояния, τ _d = 15:00 – местное время максимальной суточной температуры.

Первый член в (3) справа представляет собой глобальное среднее значение температуры экзосферы (порядка 1000 К). Второе слагаемое (при P ₂⁰ = 0,5(3 sin ² (φ)−1)) представляет собой избыток тепла в нижних широтах и соответствующий дефицит тепла в более высоких широтах (рис. 2а). Система термического ветра развивается, когда ветер направлен к полюсам на верхнем уровне и отклоняется от полюсов на нижнем уровне. Коэффициент ΔT ₂⁰ ≈ 0,004 невелик, поскольку джоулевый нагрев в областях сияний компенсирует этот избыток тепла даже в спокойных магнитосферных условиях. Однако в нарушенных условиях этот член становится доминирующим, меняя знак так, что теперь избыток тепла переносится от полюсов к экватору. Третий член (при P ₁⁰ = sin φ) представляет собой избыток тепла в летнем полушарии и отвечает за перенос избыточного тепла из летнего полушария в зимнее (рис. 2б). Его относительная амплитуда порядка ΔT ₁⁰ ≃ 0,13. Четвертый член (при P ₁¹ (φ) = cos φ) представляет собой доминирующую суточную волну (приливный режим (1,−2)). Он отвечает за транспорт избыточного тепла из дневного полушария в ночное (рис. 2г). Его относительная амплитуда составляет ΔT ₁¹ ≃ 0,15, то есть порядка 150 К. К уравнению (3) необходимо добавить дополнительные члены (например, полугодовые, полусуточные члены и члены более высокого порядка). Однако они имеют второстепенное значение. Соответствующие суммы могут быть получены для плотности, давления и различных компонентов газа. ^[5]^[12]

Термосферные штормы

В отличие от солнечного КВУФ-излучения, магнитосферные возмущения, определяемые на Земле геомагнитными вариациями, имеют непредсказуемый импульсный характер: от кратковременных периодических возмущений порядка часов до длительных гигантских бурь длительностью в несколько дней. Реакция термосферы на большую магнитосферную бурю называется термосферной бурей. Поскольку поступление тепла в термосферу происходит в высоких широтах (в основном в авроральные области), то перенос тепла, представленный членом P ₂⁰ в уравнении (3), меняется на противоположный. Кроме того, из-за импульсивной формы возмущения генерируются члены более высокого порядка, которые, однако, имеют короткое время затухания и поэтому быстро исчезают. Сумма этих мод определяет «время распространения» возмущения до более низких широт и, следовательно, 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. ^[13] Увеличение N ₂ увеличивает процесс потери ионосферной плазмы и, следовательно, вызывает уменьшение концентрации электронов внутри F-слоя ионосферы (отрицательная ионосферная буря).

Изменение климата

Сжатие термосферы наблюдалось как возможный результат, отчасти из-за увеличения концентрации углекислого газа, причем самое сильное охлаждение и сжатие происходят в этом слое во время солнечного минимума . Последнее сокращение в 2008–2009 годах было крупнейшим по крайней мере с 1967 года. ^[14]^[15]^[16]