Термосфера Земли: состав, свойства и особенности

Введение

Слой атмосферы Земли над мезосферой и ниже экзосферы.

Термосфера — слой атмосферы Земли, расположенный непосредственно над мезосферой и ниже экзосферы. В этом слое атмосферы ультрафиолетовое излучение вызывает фотоионизацию/фотодиссоциацию молекул, образуя ионы; таким образом, термосфера составляет большую часть ионосферы. Название термосфера происходит от греческого θερμός (произносится термо́с), означающего «тепло». Термосфера начинается примерно на высоте 80 км (50 миль) над уровнем моря. На таких больших высотах остаточные атмосферные газы разделяются на слои в зависимости от молекулярной массы (см. турбосферу). Температура термосферы увеличивается с высотой из-за поглощения высокоэнергетического солнечного излучения. Температура сильно зависит от солнечной активности и может достигать 2000 °C (3632 °F) и выше. Излучение приводит к тому, что частицы атмосферы в этом слое приобретают электрический заряд, что позволяет преломлять радиоволны и принимать их на расстоянии, превышающем горизонт. В экзосфере, начинающейся примерно на высоте 600 км (375 миль) над уровнем моря, атмосфера переходит в космическое пространство, хотя, согласно критериям, установленным для определения линии Кармана (100 км), большая часть термосферы также относится к космическому пространству. Граница между термосферой и экзосферой называется термопаузой. Разреженный газ в этом слое может достигать температуры 2500 °C (4532 °F). Несмотря на высокую температуру, наблюдатель или объект будут испытывать низкие температуры в термосфере, поскольку чрезвычайно низкая плотность газа (практически твёрдый вакуум) недостаточна для передачи тепла молекулами. Обычный термометр покажет значительно ниже 0 °C (32 °F), особенно ночью, так как энергия, теряемая в виде теплового излучения, превысит энергию, получаемую от атмосферного газа при непосредственном контакте. В анакустической зоне, расположенной выше, плотность настолько низка, что молекулярные взаимодействия происходят слишком редко для распространения звука. Динамикой термосферы управляют атмосферные приливы, которые в основном обусловлены суточным нагревом. Атмосферные волны затухают выше этого уровня из-за столкновений между нейтральным газом и ионосферной плазмой. Термосфера необитаема, за исключением Международной космической станции, которая вращается вокруг Земли в средней части термосферы между и китайской космической станции "Тяньгун", которая вращается на высоте между .

The thermosphere is the layer in the Earth's atmosphere directly above the mesosphere and below the exosphere. Within this layer of the atmosphere, ultraviolet radiation causes photoionization/photodissociation of molecules, creating ions; the thermosphere thus constitutes the larger part of the ionosphere. Taking its name from the Greek θερμός (pronounced thermos) meaning heat, the thermosphere begins at about 80 km (50 mi) above sea level. At these high altitudes, the residual atmospheric gases sort into strata according to molecular mass (see turbosphere). Thermospheric temperatures increase with altitude due to absorption of highly energetic solar radiation. Temperatures are highly dependent on solar activity, and can rise to 2000 °C (3632 °F) or more. Radiation causes the atmospheric particles in this layer to become electrically charged, enabling radio waves to be refracted and thus be received beyond the horizon. In the exosphere, beginning at about 600 km (375 mi) above sea level, the atmosphere turns into space, although, by the judging criteria set for the definition of the Kármán line (100 km), most of the thermosphere is part of space. The border between the thermosphere and exosphere is known as the thermopause. The highly attenuated gas in this layer can reach 2500 °C (4532 °F). Despite the high temperature, an observer or object will experience low temperatures in the thermosphere, because the extremely low density of the gas (practically a hard vacuum) is insufficient for the molecules to conduct heat. A normal thermometer will read significantly below 0 °C (32 °F), at least at night, because the energy lost by thermal radiation would exceed the energy acquired from the atmospheric gas by direct contact. In the anacoustic zone above , the density is so low that molecular interactions are too infrequent to permit the transmission of sound. The dynamics of the thermosphere are dominated by atmospheric tides, which are driven predominantly by diurnal heating. Atmospheric waves dissipate above this level because of collisions between the neutral gas and the ionospheric plasma. The thermosphere is uninhabited with the exception of the International Space Station, which orbits the Earth within the middle of the thermosphere between and the Tiangong space station, which orbits between .

Нейтральные газовые составляющие

Удобнее разделить атмосферные области в соответствии с двумя температурными минимумами на высоте около (тропопауза) и около (мезопауза) (рис. 1). Термосфера (или верхняя атмосфера) – это область высоты выше , а область между тропопаузой и мезопаузой – средняя атмосфера (стратосфера и мезосфера), где поглощение солнечного ультрафиолетового излучения генерирует температурный максимум вблизи высоты и приводит к образованию озонового слоя. Плотность атмосферы Земли почти экспоненциально уменьшается с высотой. Общая масса атмосферы составляет M = ρA H ≈ 1 кг/см² в пределах колонны одного квадратного сантиметра над землей (где ρA = 1,29 кг/м³ – плотность атмосферы на уровне земли при высоте z = 0 м, а H ≈ 8 км – средняя высота атмосферного масштаба). Восемьдесят процентов этой массы сосредоточено в тропосфере. Масса термосферы выше приблизительно составляет лишь 0,002% от общей массы. Следовательно, не следует ожидать значительного энергетического влияния термосферы на нижние слои атмосферы. Турбулентность приводит к тому, что воздух в нижних слоях атмосферы ниже турбопаузы представляет собой смесь газов, не изменяющую свой состав. Его средняя молекулярная масса составляет 29 г/моль, при этом молекулярный кислород (O₂) и азот (N₂) являются двумя основными компонентами. Однако выше турбопаузы диффузионное разделение различных компонентов значительно, в результате чего каждый компонент следует своей барометрической высоте с высотой масштаба, обратно пропорциональной его молекулярной массе. Более легкие компоненты – атомный кислород (O), гелий (He) и водород (H) – последовательно преобладают на высоте около и изменяются в зависимости от географического положения, времени и солнечной активности. Соотношение N₂/O, являющееся мерой плотности электронов в ионосферной области F, сильно подвержено этим изменениям. Эти изменения обусловлены диффузией второстепенных компонентов через основной газовый компонент в ходе динамических процессов. Термосфера содержит значительную концентрацию элементарного натрия, расположенного в полосе толщиной , которая находится на границе мезосферы, над поверхностью Земли. Средняя концентрация натрия составляет 400 000 атомов на кубический сантиметр. Эта полоса регулярно восполняется за счет сублимации натрия из входящих метеоров. Астрономы начали использовать эту натриевую полосу для создания «звезд-проводников» в рамках процесса оптической коррекции при получении сверхчетких наземных наблюдений.

It is convenient to separate the atmospheric regions according to the two temperature minima at an altitude of about (the tropopause) and at about (the mesopause) (Figure 1). The thermosphere (or the upper atmosphere) is the height region above , while the region between the tropopause and the mesopause is the middle atmosphere (stratosphere and mesosphere) where absorption of solar UV radiation generates the temperature maximum near an altitude of and causes the ozone layer. The density of the Earth's atmosphere decreases nearly exponentially with altitude. The total mass of the atmosphere is M = ρA H ≃ 1 kg/cm2 within a column of one square centimeter above the ground (with ρA = 1.29 kg/m3 the atmospheric density on the ground at z = 0 m altitude, and H ≃ 8 km the average atmospheric scale height). Eighty percent of that mass is concentrated within the troposphere. The mass of the thermosphere above about is only 0.002% of the total mass. Therefore, no significant energetic feedback from the thermosphere to the lower atmospheric regions can be expected. Turbulence causes the air within the lower atmospheric regions below the turbopause at about to be a mixture of gases that does not change its composition. Its mean molecular weight is 29 g/mol with molecular oxygen (O2) and nitrogen (N2) as the two dominant constituents. Above the turbopause, however, diffusive separation of the various constituents is significant, so that each constituent follows its barometric height structure with a scale height inversely proportional to its molecular weight. The lighter constituents atomic oxygen (O), helium (He), and hydrogen (H) successively dominate above an altitude of about and vary with geographic location, time, and solar activity. The ratio
N2/O which is a measure of the electron density at the ionospheric F region is highly affected by these variations. These changes follow from the diffusion of the minor constituents through the major gas component during dynamic processes. The thermosphere contains an appreciable concentration of elemental sodium located in a thick band that occurs at the edge of the mesosphere, above Earth's surface. The sodium has an average concentration of 400,000 atoms per cubic centimeter. This band is regularly replenished by sodium sublimating from incoming meteors. Astronomers have begun using this sodium band to create "guide stars" as part of the optical correction process in producing ultra sharp ground based observations.

Солнечная ультрафиолетовая радиация

Солнечные рентгеновские лучи и экстремальное ультрафиолетовое излучение (ЭУФ-излучение) с длиной волны < 170 нм почти полностью поглощаются в термосфере. Это излучение вызывает образование различных ионосферных слоев, а также повышение температуры на этих высотах (рисунок 1). В то время как солнечный видимый свет (380–780 нм) практически постоянен, с изменчивостью не более 0,1% солнечной постоянной, солнечное ЭУФ-излучение сильно изменчиво во времени и пространстве. Например, рентгеновские вспышки, связанные с солнечными вспышками, могут резко увеличить свою интенсивность по сравнению с уровнями до вспышки на несколько порядков величины в течение нескольких десятков минут. В экстремальном ультрафиолетовом диапазоне линия Лаймана α на 121,6 нм является важным источником ионизации и диссоциации на высотах ионосферного слоя D. В периоды низкой солнечной активности она одна содержит больше энергии, чем вся остальная часть ЭУФ-спектра. К заметным вариациям солнечного ЭУФ-излучения относятся квазипериодические изменения порядка 100% и более с периодами 27 дней и 11 лет. Однако нерегулярные колебания во всех временных масштабах присутствуют постоянно. Считается, что во время низкой солнечной активности около половины общего поступления энергии в термосферу приходится на солнечное ЭУФ-излучение. Этот приток энергии ЭУФ происходит только в дневное время, достигая максимума на экваторе во время равноденствия.

Солнечный ветер

Второй источник энергии для термосферы – это энергия солнечного ветра, которая передается в магнитосферу посредством механизмов, которые до конца не изучены. Один из возможных способов передачи энергии – гидродинамический процесс динамо. Частицы солнечного ветра проникают в полярные области магнитосферы, где геомагнитные силовые линии ориентированы преимущественно вертикально. Создается электрическое поле, направленное от дневного сектора к ночному. Вдоль последних замкнутых геомагнитных силовых линий, с точками соединения в области полярных сияний, могут протекать токи, выровненные по полю, которые замыкаются токами Педерсена и Холла в ионосферной области динамо. Оммические потери в токах Педерсена нагревают нижнюю термосферу (см., например, магнитосферное электрическое поле конвекции). Также, проникновение высокоэнергетических частиц из магнитосферы в область полярных сияний резко увеличивает электрическую проводимость, что приводит к усилению электрических токов и, следовательно, к нагреву Джоуля. Во время спокойной магнитосферной активности вклад магнитосферы в энергетический бюджет термосферы составляет, возможно, около четверти. Это соответствует примерно 250 К экзосферной температуры (см. уравнение (2)). Однако во время сильной активности этот тепловой приток может существенно возрасти, в четыре раза или более. Этот приток энергии солнечного ветра происходит главным образом в области полярных сияний как днем, так и ночью.

Атмосферные волны

В нижней атмосфере существуют два вида крупномасштабных атмосферных волн: внутренние волны с конечными вертикальными длинами волн, способные переносить волновую энергию вверх, и внешние волны с бесконечно большими длинами волн, не способные переносить волновую энергию. Атмосферные гравитационные волны и большинство атмосферных приливов, генерируемых в тропосфере, относятся к внутренним волнам. Амплитуды их плотности экспоненциально возрастают с высотой, так что в мезопаузе эти волны становятся турбулентными и их энергия рассеивается (подобно обрушению океанских волн у берега), тем самым внося вклад в нагрев термосферы примерно на 250 К, как показано в (2). С другой стороны, фундаментальный 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 высотах термосферы он становится преобладающей волной. Он обуславливает электрический ток Sq в ионосферной области динамо на высоте от 100 до 200 км. Нагрев, преимущественно вызванный приливными волнами, происходит в основном на низких и средних широтах. Изменчивость этого нагрева зависит от метеорологических условий в тропосфере и средней атмосфере и не превышает примерно 50%.

Термосферные бури

В отличие от солнечного ультрафиолетового излучения, магнитосферные возмущения, проявляющиеся на Земле геомагнитными вариациями, демонстрируют непредсказуемый импульсивный характер – от кратковременных периодических возмущений продолжительностью в несколько часов до длительных гигантских штормов, длящихся несколько дней. Реакция термосферы на крупную магнитосферную бурю называется термосферной бурей. Поскольку поступление тепла в термосферу происходит на высоких широтах (преимущественно в области полярных сияний), теплоперенос, представленный членом P20 в уравнении (3), изменяет направление. Кроме того, из-за импульсивного характера возмущения генерируются члены более высокого порядка, которые, однако, характеризуются коротким временем затухания и быстро исчезают. Сумма этих мод определяет "время распространения" возмущения к более низким широтам, а следовательно, и время отклика термосферы на магнитосферное возмущение. Важным фактором развития ионосферной бури является увеличение отношения N2/O во время термосферной бури на средних и высоких широтах. Увеличение N2 усиливает процессы потерь ионосферной плазмы и, как следствие, приводит к уменьшению электронной плотности в ионосферном слое F (отрицательная ионосферная буря).

Изменение климата

Наблюдается сжатие термосферы, которое может быть частично вызвано увеличением концентрации углекислого газа. Наиболее сильное охлаждение и сжатие происходят в этом слое во время солнечного минимума. Последнее сжатие в 2008–2009 годах было самым значительным, по крайней мере, с 1967 года.