|
|
Источники энергии. Процессы, протекающие в А. в., в изменения е╦ параметров обусловлены поглощением изменяющихся во времени потоков разл. видов энергии. Главным из них является поток УФ-излучония Солнца, сосредоточенный в области длин волн К короче 290≈ 300 нм и несущий около 1% полной энергии Солнца, Осн. доля этого излучения е К≈240≈300 нм проникает до высот 20≈40 км, где поглощается озоном, вызывая его диссоциацию. Б, ч. энергии излучения с длинами волн >,≈200≈240 нм и К= 140≈170 нм поглощается на высотах 80 ≈100 км, выбывал диссоциацию 02, Излучение с А, короче 100 нм (т. н. жесткое УФ- и рентгеновское излучение) ионизует А. в., производи первичную ионизацию. Оно служит источником фотоэлектронов а вызывает процессы, создающие вторичные ноны и электроны, диссоциацию молекул и возбуждение частиц, а также разогрев А. в. выше 100 км. Поток ионизующего излучения, к-рый образуется в короне и хромосфере Солнца, равен на границе земной атмосферы 3≈10 эрг/см2-с, составляя (0,3≈1)-Ю"5 от полного потока излучения Солнца. Это саман активная часть солнечного излучения, и гл. обр. через е╦ вариации осуществляется влияние на А. в. солнечной активности. Интенсивность потока излучения может изменяться в течение солнечного цикла в 3 раза, а в период солнечных вспышек кратковременно увеличивается до 1,5 раза.
Со стороны Земли в А. и. поступают потоки зл.-магн. ДВ-излучсчшя, к-рые представляют собой преобразованные поверхностью Земли и нижней атмосферой потоки солнечного излучения в видимой и ИК-областях. В А. в. поглощается также энергия приливов, к-рые возбуждаются в о зонном слое и а высотах 30≈70 км солнечным УФ'Шлучением (Я>200 нм), распространяющихся пз тропосферы акустич. и гравитац. волн.
Важным источником анергии в А. в. является солнечный ветер. .Механизмы преобразования энергии солнечного ветра в энергию А. и. весьма сложны и охватывают цепочку взаимодействии солнечный ветер ≈ магнитосфера ≈ ионосфера ≈ А. в. Неоднородности приходящей к Земле ПЛАЗМЫ солнечного ветра выдывают маг-нитные бури, полярные сияния, нарушения ионосферной радиосвязи и др. Из космоса приходят в А. в. кос-мич. лучи и микрометеоры, также приносящие энергию и приводящие к хим. превращениям. Существуют активные зоны в А, в., в к-рых происходит превращение одних видов энергии в другие, благодаря чему энергия легко переносится на большие расстояния. Таковы, напр-, зоны полярных сияний пли радиационные пояса, из к-рых в периоды магн. бурь высыпаются потоки за-ряж. частиц.
Протяж╦нность и температура нейтральной верхней атмосферы. Положение внеш. границы А. в. Земли установлено менее ч╦тко, чем нижней, и зависит от множества неопредел╦нных факторов. Для нейтральной атмосферы ;>та граница является чисто условной. На высоте неск. тысяч км преобладающая компонента А. в.≈ атомарный водород. При темп-ре экзосферы 1500 К концентрация атомон водорода 10а см~э (условная граница) должна наблюдаться на расстоянии 1500 км от центра Земли. Протяж╦нность А. в. для ио-низвр, компоненты ≈ до 10 радиусов Земли в направлении на Солнце и ещ╦ большая в антисолнечном направлении. Распределение тсмп-ры с высотой носит сложный характер (рис. 1). Падение темп-ры с высотой в тропосфере определяется тем, что эта область излучает энергии больше, чем поглощает. Рост темп-ры с высотой в стратосфере и падение в мезосфере определяются в осы. балансом между поглощением УФ-излучеиия Солнца озоном в полосе Хартли (210≈290 нм) и излучением СО2 п полосе 15 мкм. Выше 90 км темп-pa раст╦т с высотой и е╦ изменение определяется гл. обр. балансом между нагревом УФ-излучснием Солнца с ?-<100 нм и в континууме Шумана≈Рунге (135≈175 им) и отводом тепла молекулярной и турбулентной теплопроводностью вниз. Однако здесь, как и ниже, значит, роль
в распределении темп-ры играют ветер и вертпк, дни-жения. Очевидно» в мезосфере и нижней тсрмосфере над зимним полушарием существуют нисходящие движения, приводящие к адиабатич. нагреву при сжатии, а в летнем полушарии ≈ восходящие движения, приводящие к адиабатич. охлаждению гааа, Этим можно объяснить тот факт, что зимняя мезосфера (в районе
350
3QD
Рис. 1. Структура атмосферы в соответствии с особенностями изменения среднесуточной ТС-МЕГ-рЫ ДЛЯ
низкого (сплошная линия) и высокого (пунктир) уровней солнечной активности.
250
2DO
150
100
Термосфера
Гетеросфера Турбопауэа
Страто- { Мезосфера пауза
/Тропопауза
≈:≈N^~T~~,~
Стратосфера
-Тропосфера
200 400 600 800 1000
г, к
ш
е
и
о
ыезопаузы) значительно теплее летней, в отличие от стратосферы, к-рая летом теплее, чем зимой.
Выше 2UO км темп-pa в летном полушарии выше, чем в зимнем, что определяется в осн. большей длительностью дня летом, чем зимой. Во всей термосфере имеются сильные суточные вариации томп-ры. Как ср.-суточные значения темп-ры, так и амплитуды суточных вариаций растут с HMCOTOII, выходя для данного часа на пост, значение выше 300 км. Вместе с суточными вариациями темп-рьт наблюдаются большие, систематически растущие с высотой вариации давления и плотности. Ср.-суточные тсмп-ры, так же как и е╦ приливные вариации, выше в период высокой солнечном активности. Амплитуда термич. прилива максимальна в подсолнечной и в антиподсолпечной точках и спадает к полюсам. В высоких широтах в нижней термосфере наблюдаются сильные токи, обусловленные электрич, нолями, возникающими в магнитосфере и переносимыми в ионосферу. Джоулей нагрев этими токами (а также выделение тепла при высыпании энергичных частиц) оказывает существ, влияние на глобальное распределение темп-ры. Особенно сильны влияния токов в период магп. бурь. Перераспределение темп-р при этом сопровождается резкими перестройками термосфсрпой циркуляции и скорости нетра могут достигать величины 600 м/с на высотах более 120 км.
Химический состав. С высотой абс. концентрация частиц уменьшается и изменяется соотношение N2, O2 и примесей, наблюдаемых в ниж. части атмосферы. На состав химически невзаимодействующих газов А. ». влияет соотношение между турбулентным и молекулярным (тепловым) перемешиваниями. До высоты 100 км преобладает интенсивное турбулентное перемешивание, безразличное к молекулярному весу отдельных состав^ ляющих, поэтому относит, состав в этой области постоянен, В силу этого область атмосферы до 100≈110 км наз, гомосферой, т. е. однородной по составу* Выше этого уровня начинает преобладать молекулярное перемешивание и каждый газовый компонент стремится к высотному распределению, определяемому баромет- _ рической формулой с молекулярным весом этого компо- 137
")
}
