А   Б  В  Г  Д  Е  Є  Ж  З  І  Ї  Й  К  Л  М  Н  О  П  Р  С  Т  У  Ф  Х  Ц  Ч  Ш  Щ  Ю  Я 


Верхня атмосфера

Верхня атмосфера знаходиться в безперервному русі. Зокрема, до основних типів рухів відносяться: середньодобова циркуляція; термічні гравітаційні припливи з добовими і півдобовий періодами; акустичні і внутрішні гравітаційні хвилі; турбулентні руху. Нижче 80 км в зимовому півкулі переважає західний середньодобовий вітер з максимумом в середніх широтах на висоті60 км, досягає значення 80 м /с; в річному півкулі переважає східний з максимумом в середніх широтах на висоті70 км, досягає 60 м /с. Вище 200 км середньодобовий вітер має такий же сезонний хід, але його величини в спокійних геомагнітних умовах, як правило, менше. Починаючи з висот близько 100 км вище існує шар зворотної циркуляції: східної взимку і західної влітку. Вище 140 - 160 км утворюються глобальні осередки циркуляції, різні в сонцестояння і рівнодення. У зимовому півкулі зворотна осередок обумовлена дією високоширотну джерела нагрівання. Метеорний зона на висотах 75 - 105 км з центром на 95 км знаходиться якраз на кордоні шарів з різною циркуляцією. Дрейф метеорних слідів показують тут піврічний сезонний хід: протягом року - західний вітер, але в період рівнодення спостерігається різке ослаблення західного вітру або звернення вітру на східний.

Подібно верхній атмосфері Землі стік тепла обумовлений спонтанним випромінюванням молекул і атомів у видимій та інфрачервоній областях спектра і турбулентної теплопровідністю.

Ідеалізоване розподіл електронної концентрації в іоносфері Землі. Криві відносяться до очікуваних концентрацій в максимумі сонячної активності на помірних широтах. Максимуми сонячної активності повторюються з періодом 11 років, в останній раз вони були в 1989і2000. З роботи (Evans and Hagfors, 1968. Іонізація верхньої атмосфери викликана ультрафіолетовим випромінюванням Сонця. Характерні денні та нічні вертикальні профілі електронної концентрації показані на рис. 1318. Розподіл електронів і повне утримання електронів змінюються також в залежності від геомагнітної широти, пори року і циклу сонячної активності. Є також значні вітри, що рухаються іоносферні обурення і неоднорідності.

Середнє число іонів, що виникають за 1 з в 1 см3 повітря. | Концентрація космогенних нуклідів в приземному шарі повітря. | Електричний заряд Q. Іонізація верхньої атмосфери в сильному ступені визначається впливом сонця; ступінь іонізації змінюється з часом доби, з сезоном і фазою циклу сонячної активності. Сильний вплив на іонізацію надає також бомбардування атмосфери частинками сонячного походження, що викликають магнітні бурі і полярні сяйва. Область Е імовірно відповідає області дисоціації О2 - - Про О, а область D - іонізації О2 відповідної першому потенціалу іонізації. Максимуми іонізації областей F, і F2 розташовуються приблизно на висоті200і 272 км відповідно. Протягом ночі області F і F2 зливаються, утворюючи один шар іонізації. Шар D вночі зникає, а шар Е помітно розсмоктується.

Типові вертикальні профілі коефіцієнта ослаблення аерозолю на довжині хвилі055 мкм. Аерозоль верхньої атмосфери (вище 30 км) характеризують дві моделі: фонова та екстремальна.

Іонізація верхньої атмосфери в сильному ступені визначається впливом Сонця; ступінь іонізації змінюється з часом доби, з сезоном і фазою циклу сонячної активності. Сильний вплив на іонізацію надає також бомбардування атмосфери частинками сонячного походження, що викликають магнітні бурі і полярні сяйва. Область Е імовірно відповідає області дисоціації Оз - Про О, а область D - іонізації Оа, відповідної першому потенціалу іонізації. Максимуми іонізації областей Р і FI розташовуються приблизно на висотах 200і275 км відповідно. Протягом ночі області FinF2 зливаються, утворюючи один шар іонізації. Шар D вночі зникає, а шар Е помітно розсмоктується.

Іонізація верхньої атмосфери в сильному ступені визначається впливом Сонця; ступінь іонізації змінюється з часом доби, з сезоном і фазою циклу сонячної активності. Сильний вплив на іонізацію надає також бомбардування атмосфери частинками сонячного походження, що викликають магнітні бурі і полярні сяйва.

Розглядаючи верхню атмосферу як частково ионизованного багатокомпонентну суміш газів, можна при використанні співвідношень Стефана-Максвелла (2369) отримати рівняння руху тільки для нейтральної атмосферної складової.

У верхню атмосферу проникає космічний пил, в тому числі і утворюється при згорянні метеоритів. Підраховано, що за рік на Землю падає близько 1000 т космічного пилу.

У верхній атмосфері існують активні зони, де відбувається інтенсивне перетворення одних видів енергії в інші. Зокрема, можна виділити зони полярних сяйв і радіаційні пояси, в які в періоди магнітних бур висипаються потоки заряджених частинок. Відзначимо, що верхня атмосфера є термодинамічно нерівноважної середовищем. Ступінь неравновесности зростає з висотою до убування щільності. Однак аж до висот 500 - 1000 км і вище ступінь нерівноважності багатьох характеристик верхньої атмосфери залишається досить малою, що дозволяє використовувати класичну гідродинаміку і магнітну гідродинаміку з урахуванням хімічних реакцій для опису верхньої атмосфери.

В верхній атмосфері спостерігаються сильні добові варіації температури.

Іоносфера в літній день (максимум плям. У верхній атмосфері існують іонізовані шари, які містять велику кількість вільних електронів і позитивних іонів. З огляду на невеликий щільності повітря рекомбінація зарядів відбувається дуже повільно, так що встановлюється рівновага з високим значенням іонізації. У найбільш високому шарі іонізація зникає настільки повільно, що протягом всієї ночі існує залишкова іонізація.

У верхній атмосфері існують активні зони, де відбувається інтенсивне перетворення одних видів енергії в інші. Зокрема, можна виділити зони полярних сяйв і радіаційні пояси, в які в періоди магнітних бур висипаються потоки заряджених частинок. Відзначимо, що верхня атмосфера є термодинамічно нерівноважної середовищем. Ступінь неравновесности зростає з висотою до убування щільності. Однак аж до висот 500 - 1000 км і вище ступінь нерівноважності багатьох характеристик верхньої атмосфери залишається досить малою, що дозволяє використовувати класичну гідродинаміку і магнітну гідродинаміку з урахуванням хімічних реакцій для опису верхньої атмосфери.

У верхній атмосфері спостерігаються сильні добові варіації температури.

До верхньої атмосфері відносять розріджену газову оболонку планети, часто асоційовану з навколопланетного космічним простором. Значна її частина служить характерним прикладом багатокомпонентної турбулентного середовища. Многокомпонентность обумовлена тим, що газ неоднорідний за своїм хімічним складом, знаходиться в полі сили тяжіння і частково диссоциирован. Ключову роль в ТЕПЛОМАСООБМІННИХ відіграють різноманітні процеси фотолиза, хімічної кінетики і дифузії відповідальні за енергетику і динаміку середовища. Від відносного вкладу турбулентної та молекулярної дифузії в значній мірі залежить стратифікація атмосферного газу на великих висотах.
 КА з верхньою атмосферою вирішена. Труднощі побудови адекватних моделей взаємодії зумовлені як складністю розрахунку всіх процесів, що відбуваються в факелі ракети[23], Так і необхідністю врахування впливу неоднорідності атмосфери, а також геомагнітного поля на формування структури обурення концентрації заряджених частинок.

Головними компонентами аерозолю верхньої атмосфери є метеорна пил.

Істотний вплив на верхню атмосферу надає сонячний вітер - безперервний потік плазми сонячного походження, що поширюється приблизно радіально від Сонця. Сонячний вітер утворюється при газодинамічному розширенні сонячної корони в міжпланетний простір. При високих температурах (15106 К) сонячної корони тиск верхніх шарів не врівноважує газовий тиск речовини корони, і корона розширюється. Таке розширення корони призводить до розгону корональної речовини до надзвукових швидкостей.

істотне вплив на верхню атмосферу надає сонячний вітер - безперервний потік плазми сонячного походження, що поширюється приблизно радіально від Сонця. Сонячний вітер утворюється при газодинамічному розширенні сонячної корони в міжпланетний простір. При високих температурах (посилання - 15106 К) сонячної корони тиск верхніх шарів не врівноважує газовий тиск речовини корони, і корона розширюється. Таке розширення корони призводить до розгону корональної речовини до надзвукових швидкостей.

Газовий склад у верхній атмосферіііоносфері міряється з висотою: внизу (до висоти приблизно 200 км) розташовані найбільш важкі (молекулярні) частини-ди, вище - атомарний кисень.

У наступні роки дослідження верхньої атмосфери за допомогою ракет дало додаткові більш точні дані про її структуру.

З Космосу приходять в верхню атмосферу також мікрометеоров і корпускулярні потоки космічних променів, що приносять енергію і призводять до хімічних перетворень.

З боку Землі на верхню атмосферу впливають поширюються з тропосфери акустичні і гравітаційні хвилі.

З Космосу приходять в верхню атмосферу також мікрометеоров і корпускулярні потоки космічних променів, що приносять енергію і призводять до хімічних перетворень.

З боку Землі на верхню атмосферу впливають поширюються з тропосфери акустичні і гравітаційні хвилі.

ефективні температури затемнених зірок.

А з запускаються в верхню атмосферу ракет показують, що інтенсивність континууму нижче тієї, яку можна було очікувати на підставі колишніх вимірювань в області більш довгих хвиль. Белл[10]розглядав таку низьку температуру як результат додавання до загального поглинання лінійного поглинання і вважав, що ця температура, можливо, наближається до граничної температури Сонця. Розгляд табл. 9 показує, що ця гранична температура близька до величини температури збудження, отриманої з лінійного спектра Сонця.

Важливість хімічних процесів у верхній атмосфері в принципі добре встановлена. Я хочу навести декілька прикладів того, яким Про браза частина проблем верхньої атмосфери була б вже сьогодні вирішена, якби деякі наші дані були детально розглянуті фахівцями того профілю, який представлений на цьому симпозіумі.

Отже, в нижній частині верхньої атмосфери (мезосфера, нижня термосфера), де щільність газу ще досить висока, обурене сонячною радіацією стан газу наближається до стану локального теплового рівноваги через високу частоти пружних зіткнень. Однак у міру падіння щільності з висотою частота пружних релаксаційних зіткнень також зменшується, і відповідно, слабшають зовнішні впливи; при цьому динамічний перенесення надтеплових і збуджених частинок з нижчих областей призводять до значних збурень стану атмосферного газу. 
Розглянемо хімічно активну газову суміш верхньої атмосфери, що складається з N компонентів. Змінні стану є функціями часу t і просторових координат х, у, z у відносній системі координат, нерухомою щодо планети.

Є переклад: Раткпіфф Ц. А. Фізика верхньої атмосфери.

Проведено моделювання структури і енергетики верхньої атмосфери Землі в області висот 70 - 400 км. Поряд з урахуванням вкладу основних джерел нагріву, включаючи поглинання сонячного ультрафіолетового випромінювання і каналів охолодження в інфрачервоному діапазоні виконано детальний опис дифузійних процесів на основі систематичного використання співвідношень Стефана-Максвелла для багатокомпонентної молекулярної дифузії і градієнтних співвідношень для турбулентних потоків тепла і речовини в турбулентному багатокомпонентної суміші.

Процеси дисоціації молекулярного азоту у верхній атмосфері Титана є важливим джерелом сверхтеплових атомів азоту. Утворені при дисоціації атоми азоту характеризуються надлишком кінетичної енергії і відповідно, грають істотну роль в динамічних процесах формування гарячої азотної корони і нетеплового потоку догляду газу в магнітосферу.

Ізотоп 14С безперервно утворюється у верхній атмосфері Землі під дією космічних променів. Потім у вигляді СО2 завдяки процесу фотосинтезу вуглець потрапляє в дерева, де його ізотопи спонтанно розпадаються з відомими з ядерної фізики швидкостями.

Розподіл по висоті концентрацій малих компонентів в середній атмосфері Землі. Концентрації вказані у вигляді відношення суміші (за об'ємом, тобто щодо одиничного обсягу, утвореного сумою основних компонентів N2 O2 і Аг. Індексами д, н, в, в позначені відповідно змісту компонентів днем, вночі VTDOM і вечеоом. Згідно Сонячно земні дослідження. 1981. Згасання ВГВ служить важливим енергетичним джерелом верхньої атмосфери.

Вплив сонячного і корпускулярних випромінювань на верхню атмосферу призводить до іонізації і світіння верхньої атмосфери. Світіння на висотах близько 100 км підрозділяють на нічний, сутінковий і денний. Світіння атмосфери вночі пов'язано з утворенням збуджених атомів і молекул в результаті хімічних реакцій. Зазвичай порушені частинки утворюються в результаті процесів іонізації, дисоціації, в іонно-молекулярних реакціях і при зіткненнях з іншими порушеними частинками. Світіння складається з безперервного спектра і ліній (емісій) атомів і молекул і спостерігається від ІК до УФ області спектра. Більшість емісій утворюється на висотах близько 100 км і спостерігається з космічних кораблів як єдиний світиться шар. На низьких широтах і висотах близько 250 км спостерігається також світіння слабшого другого шару.

Оцінки величини турбулентної дифузії в атмосфері Сатурна на основі даних вимірювань вмісту Н2 - СЯ4 і Чи не. а - Залежність від величини D щільності молекулярного водню Н2 на висоті що відповідає вертикальній оптичної товщині в метані т. СШ на лінії La на рівні гомопаузи Сатурна. измеренному розподілу газів відповідає величина DT - 2 - 108 см2 /с. заштрихованная область на осі абсцис відповідає можливої похибки у визначенні висоти рівня iCm 1. На 139 показані профілі температури і щільності верхньої атмосфери Сатурна. У середній атмосфері температура практично така ж як на Юпітері вона становить близько 140 К. У той же час, середня екзо- сферними температура на Сатурні (600 - 800 К) лише трохи нижче, ніж на Юпітері де вона приблизно 1ШК; майже така ж, як у Сатурна, екзосферная температура Урана, і навіть на далекому Нептуні вона досягає 500 К.

Нестаціонарні потоки різних видів енергії визначають зміну стану верхньої атмосфери. Найбільш істотним з них є зосереджений в області довжин хвиль А коротше 300 нм потік УФ і рентгенівського випромінювань, який становить близько 1% повного сонячного потоку. Велика частина цього випромінювання з А 240 - 300 нм проникає до висот 20 - 40 км, де викликає дисоціацію озону і поява так званого озонового шару.

Зміна по висоті концентрації і складу нейтральних часток верхньої атмосфери визначає основні закономірності зміни параметрів іоносфери: ступеня іонізації, іонного складу і ефективного коефіцієнта рекомбінації. Висока концентрація нейтральних атомів і молекул yVm, а отже, і висока частота зіткнення з ними електронів викликає сильне поглинання радіохвиль (пропорційне твору Nmi /): що нерідко перериває короткохвильовий радіозв'язок. У хвилеводі між поверхнею Землі і jD - шаром, можуть поширюватися довгі і наддовгі радіохвилі. Вночі електронна концентрація в області D істотно падає і відповідно зменшується поглинання радіохвиль, тому раніше вважали, що вночі шар D зникає. Тривалість подібних обурень зазвичай 20 - 90 хвилин. на високих широтах іноді виникає більш тривалий (до декількох днів) і значне поглинання. Тут підвищення концентрації визначається в основному протонами сонячних космічних променів (з енергіями в декілька МеВ), які проникають в іоносферу тільки в районі геомагнітних полюсів (полярних шапок), де магнітні силові лінії розімкнуті.

Зіткнення енергійних частинок з атомами і молекулами газів верхньої атмосфери призводить до порушення останніх. Крім того, глибина проникнення корпускул в атмосферу безпосередньо пов'язана з їх енергією. Особливості спектра дають відомості про темп-ре шарів атмосфери, к-які перетинають корпускули, їх щільності та складі ступеня іонізації і вітрах на цих висотах. Однорідне висипання авроральной радіації в верхню атмосферу викликає дифузне свічення, до-рої несе осн. На цьому тлі виникають яскраві різнокольорові рухливі і спалахують завіси і промені дуги, смуги і плями, к-які зазвичай н Нае.

В результаті вирішена одна з важливих проблем фізики верхньої атмосфери - побудована кінетична модель надтеплових атомів кисню та азоту в земній термосфере. Показано, що надтеплових атоми кисню та азоту повністю не термалізуются, і у верхній атмосфері формуються стаціонарні нерівноважні функції розподілу цих частинок. Зроблено висновок, що надтеплових атоми кисню та азоту вносять істотний внесок в освіту радіоактивно і хімічно активних домішок в нижній термосфере.

Нестаціонарні потоки різних видів енергії визначають зміну стану верхньої атмосфери. Найбільш істотним з них є зосереджений в області довжин хвиль А коротше 300 нм потік УФ і рентгенівського випромінювань, який становить близько 1% повного сонячного потоку. Велика частина цього випромінювання з А 240 - 300 нм проникає до висот 20 - 40 км, де викликає дисоціацію озону і поява так званого озонового шару.

Зміна по висоті концентрації і складу нейтральних часток верхньої атмосфери визначає основні закономірності зміни параметрів іоносфери: ступеня іонізації, іонного складу і ефективного коефіцієнта рекомбінації. Висока концентрація нейтральних атомів і молекул yVm, а отже, і висока частота зіткнення з ними електронів викликає сильне поглинання радіохвиль (пропорційне твору /Vmj /), що нерідко перериває короткохвильовий радіозв'язок. У хвилеводі між поверхнею Землі і jD - шаром, можуть поширюватися довгі і наддовгі радіохвилі. Вночі електронна концентрація в області D істотно падає і відповідно зменшується поглинання радіохвиль, тому раніше вважали, що вночі шар D зникає. Тривалість подібних обурень зазвичай 20 - 90 хвилин. На високих широтах іноді виникає більш тривалий (до декількох днів) і значне поглинання. Тут підвищення концентрації визначається в основному протонами сонячних космічних променів (з енергіями в декілька МеВ), які проникають в іоносферу тільки в районі геомагнітних полюсів (полярних шапок), де магнітні силові лінії розімкнуті.

Серйозні наслідки запуску космічних ракет викликає викид в верхню атмосферу великих кількостей хімічно активних речовин: водню (в перерахунку на атоми,% від його змісту у верхній атмосфері) і його сполук, які в кінцевому підсумку, ведуть до появи іоносферних дірок, а викиди оксидів азоту, хлор - і фторводородов з фреонів виступають в якості каталізаторів в освіті озонових дір в результаті руйнування озону.

Такі області різної щільності можуть спонтанно виникати у верхній атмосфері внаслідок турбулентних потоків.

Вони призначені для вивчення Землі як планети, її верхньої атмосфери, навколоземного космічного простору, Сонця, зірок і міжзоряного середовища.

Добова зміна нагріву і охолодження призводить до розширення і стиснення верхньої атмосфери з добовим періодом, збуджуючи приливні хвилі які викликають руху середовища в горизонтальному напрямку зі швидкостями від 10 - 30 м /с на висоті95 км до 100 - 150 м /с на висотах понад 200 км. При добових варіаціях повітря розтікається від соняшникового точки і спрямовується через полюси до антіподсолнечной. В області висот 100 - 200 км переважає Напівдобова мода приливної вітру, зобов'язана своїм походженням поширенню термічного припливу зі стратосфери і мезосфери, викликаного поглинанням озоном УФ випромінювання Сонця. Особливу роль в динаміці термосфери грають зіткнення нейтральних частинок з іонами, рух яких поперек магнітних силових ліній геомагнітного поля утруднено. Тертя нейтральних частинок з іонами, прив'язаними до магнітних силових ліній, визначає одну з головних гідродинамічних сил верхньої атмосфери - іонну тертя.

Оцінимо, чи можуть мати будь-яке значення для температурного режиму верхньої атмосфери отримані нами величини потоків енергії акустичної радіації.

Добова зміна нагріву і охолодження призводить до розширення і стиснення верхньої атмосфери з добовим періодом, збуджуючи приливні хвилі які викликають руху середовища в горизонтальному напрямку зі швидкостями від 10 - 30 м /с на висоті95 км до 100 - 150 м /с на висотах понад 200 км. При добових варіаціях повітря розтікається від соняшникового точки і спрямовується через полюси до антіподсолнечной. В області висот 100 - 200 км переважає Напівдобова мода приливної вітру, зобов'язана своїм походженням поширенню термічного припливу зі стратосфери і мезосфери, викликаного поглинанням озоном УФ випромінювання Сонця. Особливу роль в динаміці термосфери грають зіткнення нейтральних частинок з іонами, рух яких поперек магнітних силових ліній геомагнітного поля утруднено. Тертя нейтральних частинок з іонами, прив'язаними до магнітних силових ліній, визначає одну з головних гідродинамічних сил верхньої атмосфери - іонну тертя.