Большая техническая энциклопедия
2 4 7
D L N
А Б В Г Д Е Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Э Ю Я
ВА ВБ ВВ ВЕ ВЗ ВИ ВК ВЛ ВН ВО ВП ВР ВС ВТ ВУ ВФ ВХ ВЫ ВЯ

Верхняя атмосфера

 
Верхняя атмосфера находится в непрерывном движении. В частности, к основным типам движений относятся: среднесуточная циркуляция; термические гравитационные приливы с суточными и полусуточными периодами; акустические и внутренние гравитационные волны; турбулентные движения. Ниже 80 км в зимнем полушарии преобладает западный среднесуточный ветер с максимумом в средних широтах на высоте 60 км, достигающий значения 80 м / с; в летнем полушарии преобладает восточный с максимумом в средних широтах на высоте 70 км, достигающий 60 м / с. Выше 200 км среднесуточный ветер имеет такой же сезонный ход, но его величины в спокойных геомагнитных условиях, как правило, меньше. Начиная с высот около 100 км выше существует слой обратной циркуляции: восточной зимой и западной летом. Выше 140 - 160 км образуются глобальные ячейки циркуляции, различные в солнцестояние и равноденствие. В зимнем полушарии обратная ячейка обусловлена действием высокоширотного источника нагревания. Метеорная зона на высотах 75 - 105 км с центром на 95 км находится как раз на границе слоев с разной циркуляцией. Дрейфы метеорных следов показывают здесь полугодовой сезонный ход: в течение года - западный ветер, но в период равноденствий наблюдается резкое ослабление западного ветра или обращение ветра на восточный.
Подобно верхней атмосфере Земли, сток тепла обусловлен спонтанным излучением молекул и атомов в видимой и инфракрасной областях спектра и турбулентной теплопроводностью.
Идеализированное распределение электронной концентрации в ионосфере Земли. Кривые относятся к ожидаемым концентрациям в максимуме солнечной активности на умеренных широтах. Максимумы солнечной активности повторяются с периодом 11 лет, в последний раз они были в 1989 и 2000. Из работы ( Evans and Hagfors, 1968. Ионизация верхней атмосферы вызвана ультрафиолетовым излучением Солнца. Характерные дневные и ночные вертикальные профили электронной концентрации показаны на рис. 13.18. Распределение электронов и полное содержание электронов меняются также в зависимости от геомагнитной широты, времени года и цикла солнечной активности. Имеются также значительные ветры, движущиеся ионосферные возмущения и неоднородности.
Среднее число ионов, возникающих за 1 с в 1 см3 воздуха.| Концентрация космогенных нуклидов в приземном слое воздуха.| Электрический заряд Q. Ионизация верхней атмосферы в сильной степени определяется влиянием Солнца; степень ионизации изменяется со временем суток, с сезоном и фазой цикла солнечной активности. Сильное влияние на ионизацию оказывает также бомбардировка атмосферы частицами солнечного происхождения, вызывающими магнитные бури и полярные сияния. Область Е предположительно соответствует области диссоциации О2 - - О О, а область D - ионизации О2, соответствующей первому потенциалу ионизации. Максимумы ионизации областей F, и F2 располагаются примерно на высоте 200 и 272 км соответственно. В течение ночи области F и F2 сливаются, образуя один слой ионизации. Слой D ночью исчезает, а слой Е заметно рассасывается.
Типичные вертикальные профили коэффициента ослабления аэрозоля на длине волны 0 55 мкм. Аэрозоль верхней атмосферы ( выше 30 км) характеризуют две модели: фоновая и экстремальная.
Ионизация верхней атмосферы в сильной степени определяется влиянием Солнца; степень ионизации изменяется со временем суток, с сезоном и фазой цикла солнечной активности. Сильное влияние на ионизацию оказывает также бомбардировка атмосферы частицами солнечного происхождения, вызывающими магнитные бури и полярные сияния. Область Е предположительно соответствует области диссоциации Оз - О О, а область D - ионизации Оа, соответствующей первому потенциалу ионизации. Максимумы ионизации областей Р и FI располагаются примерно на высотах 200 и 275 км соответственно. В течение ночи области FinF2 сливаются, образуя один слой ионизации. Слой D ночью исчезает, а слой Е заметно рассасывается.
Ионизация верхней атмосферы в сильной степени определяется влиянием Солнца; степень ионизации изменяется со временем суток, с сезоном и фазой цикла солнечной активности. Сильное влияние на ионизацию оказывает также бомбардировка атмосферы частицами солнечного происхождения, вызывающими магнитные бури и полярные сияния.
Рассматривая верхнюю атмосферу как частично ионизованную многокомпонентную смесь газов, можно при использовании соотношений Стефана-Максвелла (2.3.69) получить уравнение движения только для нейтральной атмосферной составляющей.
В верхнюю атмосферу проникает космическая пыль, в том числе и образующаяся при сгорании метеоритов. Подсчитано, что за год на Землю падает около 1000 т космической пыли.
В верхней атмосфере существуют активные зоны, где происходит интенсивное превращение одних видов энергии в другие. В частности, можно выделить зоны полярных сияний и радиационные пояса, в которые в периоды магнитных бурь высыпаются потоки заряженных частиц. Отметим, что верхняя атмосфера является термодинамически неравновесной средой. Степень неравновесности возрастает с высотой с убыванием плотности. Однако вплоть до высот 500 - 1000 км и выше степень неравновесности многих характеристик верхней атмосферы остается достаточно малой, что позволяет использовать классическую гидродинамику и магнитную гидродинамику с учетом химических реакций для описания верхней атмосферы.
В верхней атмосфере наблюдаются сильные суточные вариации температуры.
Ионосфера в летний день ( максимум пятен.
В верхней атмосфере существуют ионизированные слои, которые содержат большое число свободных электронов и положительных ионов. Ввиду небольшой плотности воздуха рекомбинация зарядов происходит очень медленно, так что устанавливается равновесие с высоким значением ионизации. В наиболее высоком слое ионизация исчезает настолько медленно, что в течение всей ночи существует остаточная ионизация.
В верхней атмосфере существуют активные зоны, где происходит интенсивное превращение одних видов энергии в другие. В частности, можно выделить зоны полярных сияний и радиационные пояса, в которые в периоды магнитных бурь высыпаются потоки заряженных частиц. Отметим, что верхняя атмосфера является термодинамически неравновесной средой. Степень неравновесности возрастает с высотой с убыванием плотности. Однако вплоть до высот 500 - 1000 км и выше степень неравновесности многих характеристик верхней атмосферы остается достаточно малой, что позволяет использовать классическую гидродинамику и магнитную гидродинамику с учетом химических реакций для описания верхней атмосферы.
В верхней атмосфере наблюдаются сильные суточные вариации температуры.
К верхней атмосфере относят разреженную газовую оболочку планеты, часто ассоциируемую с околопланетным космическим пространством. Значительная ее часть служит характерным примером многокомпонентной турбулентной среды. Многокомпонентность обусловлена тем, что газ неоднороден по своему химическому составу, находится в поле силы тяжести и частично диссоциирован. Ключевую роль в тепломассообмене играют разнообразные процессы фотолиза, химической кинетики и диффузии ответственные за энергетику и динамику среды. От относительного вклада турбулентной и молекулярной диффузии в значительной степени зависит стратификация атмосферного газа на больших высотах.
КА с верхней атмосферой решена. Трудности построения адекватных моделей взаимодействия обусловлены как сложностью расчета всех процессов, происходящих в факеле ракеты [23], так и необходимостью учета влияния неоднородности атмосферы, а также геомагнитного поля на формирование структуры возмущения концентрации заряженных частиц.
Главными компонентами аэрозоля верхней атмосферы является метеорная пыль.
Существенное влияние на верхнюю атмосферу оказывает солнечный ветер - непрерывный поток плазмы солнечного происхождения, распространяющийся приблизительно радиально от Солнца. Солнечный ветер образуется при газодинамическом расширении солнечной короны в межпланетное пространство. При высоких температурах ( 1 5 106 К) солнечной короны давление вышележащих слоев не уравновешивает газовое давление вещества короны, и корона расширяется. Такое расширение короны приводит к разгону коронального вещества до сверхзвуковых скоростей.
Существенное влияние на верхнюю атмосферу оказывает солнечный ветер - непрерывный поток плазмы солнечного происхождения, распространяющийся приблизительно радиально от Солнца. Солнечный ветер образуется при газодинамическом расширении солнечной короны в межпланетное пространство. При высоких температурах ( - 1 5 106 К) солнечной короны давление вышележащих слоев не уравновешивает газовое давление вещества короны, и корона расширяется. Такое расширение короны приводит к разгону коронального вещества до сверхзвуковых скоростей.
Газовый состав в верхней атмосфере и ионосфере меряется с высотой: внизу ( до высоты примерно 200 км) расположены наиболее тяжелые ( молекулярные) части-ды, выше - атомарный кислород.
В последующие годы исследование верхней атмосферы с помощью ракет дало дополнительные, более точные данные о ее структуре.
Из Космоса приходят в верхнюю атмосферу также микрометеоры и корпускулярные потоки космических лучей, приносящие энергию и приводящие к химическим превращениям.
Со стороны Земли на верхнюю атмосферу воздействуют распространяющиеся из тропосферы акустические и гравитационные волны.
Из Космоса приходят в верхнюю атмосферу также микрометеоры и корпускулярные потоки космических лучей, приносящие энергию и приводящие к химическим превращениям.
Со стороны Земли на верхнюю атмосферу воздействуют распространяющиеся из тропосферы акустические и гравитационные волны.
Эффективные температуры затменных звезд.
А с запускаемых в верхнюю атмосферу ракет показывают, что интенсивность континуума ниже той, которую можно было ожидать на основании прежних измерений в области более длинных волн. Белл [10] рассматривал столь низкую температуру как результат добавления к общему поглощению линейчатого поглощения и считал, что эта температура, возможно, приближается к граничной температуре Солнца. Рассмотрение табл. 9 показывает, что эта граничная температура близка к величине температуры возбуждения, полученной из линейчатого спектра Солнца.
Важность химических процессов в верхней атмосфере в принципе хорошо установлена. Я хочу привести несколько примеров того, каким О бразом часть проблем верхней атмосферы была бы уже сегодня решена, если бы некоторые наши данные были подробно рассмотрены специалистами того профиля, который представлен на этом симпозиуме.
Следовательно, в нижней части верхней атмосферы ( мезосфера, нижняя термосфера), где плотность газа еще достаточно высока, возмущенное солнечной радиацией состояние газа приближается к состоянию локального теплового равновесия из-за высокой частоты упругих столкновений. Однако по мере падения плотности с высотой частота упругих релаксационных столкновений также уменьшается, и, соответственно, ослабевают внешние воздействия; при этом динамический перенос надтепловых и возбужденных частиц из нижележащих областей приводят к значительным возмущениям состояния атмосферного газа.
Рассмотрим химически активную газовую смесь верхней атмосферы, состоящую из N компонентов. Переменные состояния являются функциями времени t и пространственных координат х, у, z в относительной системе координат, неподвижной относительно планеты.
Имеется перевод: Раткпифф Ц. А. Физика верхней атмосферы.
Проведено моделирование структуры и энергетики верхней атмосферы Земли в области высот 70 - 400 км. Наряду с учетом вклада основных источников нагрева, включая поглощение солнечного ультрафиолетового излучения и каналов охлаждения в инфракрасном диапазоне, выполнено детальное описание диффузионных процессов на основе систематического использования соотношений Стефана-Максвелла для многокомпонентной молекулярной диффузии и градиентных соотношений для турбулентных потоков тепла и вещества в турбулентной многокомпонентной смеси.
Процессы диссоциации молекулярного азота в верхней атмосфере Титана являются важным источником сверхтепловых атомов азота. Образующиеся при диссоциации атомы азота характеризуются избытком кинетической энергии и, соответственно, играют существенную роль в динамических процессах формирования горячей азотной короны и нетеплового потока ухода газа в магнитосферу.
Изотоп 14С непрерывно образуется в верхней атмосфере Земли под действием космических лучей. Затем в виде СО2 благодаря процессу фотосинтеза углерод попадает в деревья, где его изотопы спонтанно распадаются с известными из ядерной физики скоростями.
Распределение по высоте концентраций малых компонентов в средней атмосфере Земли. Концентрации указаны в виде отношения смеси ( по объему, т.е. относительно единичного объема, образованного суммой основных компонентов N2 O2 и Аг. Индексами д, н, у, в обозначены соответственно содержания компонентов днем, ночью, VTDOM и вечеоом. Согласно Солнечно-земные исследования. 1981. Затухание ВГВ служит важным энергетическим источником верхней атмосферы.
Воздействие солнечного и корпускулярных излучений на верхнюю атмосферу приводит к ионизации и свечению верхней атмосферы. Свечение на высотах около 100 км подразделяют на ночное, сумеречное и дневное. Свечение атмосферы ночью связано с образованием возбужденных атомов и молекул в результате химических реакций. Обычно возбужденные частицы образуются в результате процессов ионизации, диссоциации, в ионно-молекулярных реакциях и при столкновениях с другими возбужденными частицами. Свечение состоит из непрерывного спектра и линий ( эмиссий) атомов и молекул и наблюдается от ИК до УФ области спектра. Большинство эмиссий образуется на высотах около 100 км и наблюдается с космических кораблей как единый светящийся слой. На низких широтах и высотах около 250 км наблюдается также свечение более слабого второго слоя.
Оценки величины турбулентной диффузии в атмосфере Сатурна на основе данных измерений содержаний Н2 - СЯ4 и Не. а - Зависимость от величины D плотности молекулярного водорода Н2 на высоте, соответствующей вертикальной оптической толщине в метане т. Сш на линии La на уровне гомопаузы Сатурна. измеренному распределению газов отвечает величина DT - 2 - 108 см2 / с. заштрихованная область на оси абсцисс соответствует возможной погрешности в определении высоты уровня iCm 1. На 1.3.9 показаны профили температуры и плотности верхней атмосферы Сатурна. В средней атмосфере температура практически такая же как на Юпитере, она составляет около 140 К. В то же время, средняя экзо-сферная температура на Сатурне ( 600 - 800 К) лишь немного ниже, чем на Юпитере, где она примерно 1ШК; почти такая же, как у Сатурна, экзосферная температура Урана, и даже на далеком Нептуне она достигает 500 К.
Нестационарные потоки различных видов энергии определяют изменение состояния верхней атмосферы. Наиболее существенным из них является сосредоточенный в области длин волн А короче 300 нм поток УФ и рентгеновского излучений, который составляет около 1 % полного солнечного потока. Большая часть этого излучения с А 240 - 300 нм проникает до высот 20 - 40 км, где вызывает диссоциацию озона и появление так называемого озонового слоя.
Изменение по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верхней атмосферы определяет основные закономерности изменения параметров ионосферы: степени ионизации, ионного состава и эффективного коэффициента рекомбинации. Высокая концентрация нейтральных атомов и молекул yVm, а следовательно, и высокая частота столкновения с ними электронов вызывает сильное поглощение радиоволн ( пропорциональное произведению Nmi /): что нередко прерывает коротковолновую радиосвязь. В волноводе между поверхностью Земли и jD - слоем, могут распространяться длинные и сверхдлинные радиоволны. Ночью электронная концентрация в области D существенно падает и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой D исчезает. Продолжительность подобных возмущений обычно 20 - 90 минут. На высоких широтах иногда возникает более длительное ( до нескольких дней) и значительное поглощение. Здесь повышение концентрации определяется в основном протонами солнечных космических лучей ( с энергиями в несколько МэВ), которые проникают в ионосферу только в районе геомагнитных полюсов ( полярных шапок), где магнитные силовые линии разомкнуты.

Соударения энергичных частиц с атомами и молекулами газов верхней атмосферы приводит к возбуждению последних. Кроме того, глубина проникновения корпускул в атмосферу непосредственно связана с их энергией. Особенности спектра дают сведения о темп-ре слоев атмосферы, к-рые пересекают корпускулы, их плотности и составе, степени ионизации и ветрах на этих высотах. Однородное высыпание авроральной радиации в верхнюю атмосферу вызывает диффузное свечение, к-рое несет осн. На этом фоне возникают яркие разноцветные подвижные и вспыхивающие занавеси и лучи, дуги, полосы и пятна, к-рые обычно н наэ.
В результате решена одна из важных проблем физики верхней атмосферы - построена кинетическая модель надтепловых атомов кислорода и азота в земной термосфере. Показано, что надтепловые атомы кислорода и азота полностью не термализуются, и в верхней атмосфере формируются стационарные неравновесные функции распределения этих частиц. Сделан вывод, что надтепловые атомы кислорода и азота вносят существенный вклад в образование радиоактивно и химически активных примесей в нижней термосфере.
Нестационарные потоки различных видов энергии определяют изменение состояния верхней атмосферы. Наиболее существенным из них является сосредоточенный в области длин волн А короче 300 нм поток УФ и рентгеновского излучений, который составляет около 1 % полного солнечного потока. Большая часть этого излучения с А 240 - 300 нм проникает до высот 20 - 40 км, где вызывает диссоциацию озона и появление так называемого озонового слоя.
Изменение по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верхней атмосферы определяет основные закономерности изменения параметров ионосферы: степени ионизации, ионного состава и эффективного коэффициента рекомбинации. Высокая концентрация нейтральных атомов и молекул yVm, а следовательно, и высокая частота столкновения с ними электронов вызывает сильное поглощение радиоволн ( пропорциональное произведению / Vmj /), что нередко прерывает коротковолновую радиосвязь. В волноводе между поверхностью Земли и jD - слоем, могут распространяться длинные и сверхдлинные радиоволны. Ночью электронная концентрация в области D существенно падает и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой D исчезает. Продолжительность подобных возмущений обычно 20 - 90 минут. На высоких широтах иногда возникает более длительное ( до нескольких дней) и значительное поглощение. Здесь повышение концентрации определяется в основном протонами солнечных космических лучей ( с энергиями в несколько МэВ), которые проникают в ионосферу только в районе геомагнитных полюсов ( полярных шапок), где магнитные силовые линии разомкнуты.
Серьезные последствия запуска космических ракет вызывает выброс в верхнюю атмосферу больших количеств химически активных веществ: водорода ( в пересчете на атомы, % от его содержания в верхней атмосфере) и его соединений, которые, в конечном итоге, ведут к появлению ионосферных дыр, а выбросы оксидов азота, хлор - и фторводородов из фреонов выступают в качестве катализаторов в образовании озоновых дыр в результате разрушения озона.
Такие области различной плотности могут самопроизвольно возникать в верхней атмосфере вследствие турбулентных потоков.
Они предназначены для изучения Земли как планеты, ее верхней атмосферы, околоземного космического пространства, Солнца, звезд и межзвездной среды.
Суточная смена нагрева и охлаждения приводит к расширению и сжатию верхней атмосферы с суточным периодом, возбуждая приливные волны, которые вызывают движения среды в горизонтальном направлении со скоростями от 10 - 30 м / с на высоте 95 км до 100 - 150 м / с на высотах более 200 км. При суточных вариациях воздух растекается от подсолнечной точки и устремляется через полюсы к антиподсолнечной. В области высот 100 - 200 км преобладает полусуточная мода приливного ветра, обязанная своим происхождением распространению термического прилива из стратосферы и мезосферы, вызванного поглощением озоном УФ излучения Солнца. Особую роль в динамике термосферы играют столкновения нейтральных частиц с ионами, движение которых поперек магнитных силовых линий геомагнитного поля затруднено. Трение нейтральных частиц с ионами, привязанными к магнитным силовым линиям, определяет одну из главных гидродинамических сил верхней атмосферы - ионное трение.
Оценим, могут ли иметь какое-либо значение для температурного режима верхней атмосферы полученные нами величины потоков энергии акустической радиации.
Суточная смена нагрева и охлаждения приводит к расширению и сжатию верхней атмосферы с суточным периодом, возбуждая приливные волны, которые вызывают движения среды в горизонтальном направлении со скоростями от 10 - 30 м / с на высоте 95 км до 100 - 150 м / с на высотах более 200 км. При суточных вариациях воздух растекается от подсолнечной точки и устремляется через полюсы к антиподсолнечной. В области высот 100 - 200 км преобладает полусуточная мода приливного ветра, обязанная своим происхождением распространению термического прилива из стратосферы и мезосферы, вызванного поглощением озоном УФ излучения Солнца. Особую роль в динамике термосферы играют столкновения нейтральных частиц с ионами, движение которых поперек магнитных силовых линий геомагнитного поля затруднено. Трение нейтральных частиц с ионами, привязанными к магнитным силовым линиям, определяет одну из главных гидродинамических сил верхней атмосферы - ионное трение.
 
Loading
на заглавную 10 самыхСловариО сайтеОбратная связь к началу страницы

© 2008 - 2014
словарь online
словарь
одноклассники
XHTML | CSS
Лицензиар ngpedia.ru
1.8.11