Верхняя атмосфера Земли (снимок с МКС)

Атмосфера верхняя — часть земной атмосферы, простирающаяся от высоты 20—30 км до её внешней границы. Уже на высоте 20—30 км в атмосфере начинаются интенсивные фотохимические процессы; несколько выше к ним добавляются ионизационные процессы. По сравнению с нижней атмосферой все эти процессы в верхней атмосфере играют доминирующую роль. Молекулы, атомы, ионы газов и электроны, движущиеся в межпланетном пространстве вместе с Землёй, образуют её атмосферу, плотность которой резко уменьшается с высотой. Вследствие частых взаимных соударений частицы верхней атмосферы до высот 500—1000 км совершают беспорядочное движение; ещё выше, в экзосфере, движение частиц (подъём и возвращение) происходит практически без соударений с другими частицами, что во многом определяет стабильность радиационного пояса Земли, расположенного в экзосфере.

Все нейтральные частицы межпланетной среды могут свободно проникать в земную атмосферу до основания экзосферы. Однако магнитное поле Земли препятствует проникновению в экзосферу внешних заряженных частиц, которые проникают в земную атмосферу тем глубже, чем больше их скорость и чем ближе её направление к полярным геомагнитным силовым линиям. Во внешней области атмосферы и в межпланетной среде присутствуют в основном ионизованные частицы. Межпланетный ионизованный газ (плазма) имеет свои собственные магнитные поля; обтекая геомагнитное поле, он разрушает его на расстоянии нескольких земных радиусов R_З в зависимости от геомагнитной активности (обычно 8—10 R_З в направлении Солнца). Околоземное пространство, в котором располагаются стабильные геомагнитные силовые линии, называется магнитосферой.

Ионизация верхней атмосферы определяет условия распространения радиоволн на большие расстояния. Плотность атмосферы на больших высотах незначительна по сравнению с её приземными значениями, но она оказывает заметное влияние на торможение движения искусственных спутников Земли и определяет время их существования. Радиосвязь на Земле и между космическими аппаратами и Землёй существенно зависит от состояния ионизации.

Верхняя атмосфера интенсивно изучается с помощью приборов, поднимаемых на ракетах и искусственных спутниках Земли, а также с помощью наземных наблюдений распространения радио- и звуковых волн, излучения света (например, во время полярных сияний), изменения интенсивности геомагнитного поля и т.п. Особо важно одновременное комплексное исследование с применением наземных средств и космических аппаратов. Примерами исследований такого рода в XX веке могут служить эксперименты АРАКС, «Аркад», «Омега» и др.

В верхней атмосфере поглощается главным образом ультрафиолетовое излучение Солнца, вследствие чего молекулы воздуха диссоциируют на атомы; излучение короче 0,12 мкм вызывает ионизацию молекул и атомов. В полярные области спорадически вторгаются также энергичные заряженные частицы, повышающие степень диссоциации и ионизации газов верхней атмосферы. Энергия, вносимая электромагнитным излучением и заряженными частицами, приводит к разогреванию верхней атмосферы. Дополнительный источник разогрева — магнитогидродинамические волны, генерируемые во время геомагнитных возмущений в зоне полярных сияний и на границе магнитосферы и затем поглощающиеся в атмосфере. Установлено, что аналогичную роль могут играть генерируемые в самой атмосфере инфразвуковые волны (например, ударные волны от землетрясений). Разогревание верхней атмосферы сопровождается увеличением её протяжённости по высоте; неравномерный разогрев приводит к циркуляции верхней атмосферы, усиливаемой солнечными и лунными приливами. Кроме того, циркуляция и колебательные движения нижней атмосферы также частично передаются вверх.

Энергия, вносимая в верхнюю атмосферу, только частично переходит в тепловую и вызывает расширение атмосферы. Друугая часть поглощаемой энергии переходит в потенциальную форму, связанную с возбуждением молекул и появлением свободных атомов, ионов и электронов. Температуpa в каждой области атмосферы определяется равновесием между притоком и оттоком теплоты; это очень сложные процессы, ещё во многом не изученные. Температуpа неоднородна как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Распределение скоростей молекул, атомов, ионов и электронов в области их максимальных концентраций значительно отличается от равновесного (максвелловского). Избыточные скорости особенно преобладают у вновь образующихся частиц (у атомов — при диссоциации, у электронов — при ионизации). Средняя температуpa нейтральных частиц, ионов и электронов иногда значительно различается; особенно высокой она бывает у электронов (с превышением на тысячи Кельвинов). На высоте 20—100 км атмосфера охлаждается в основном за счёт инфракрасного излучения, главным образом, озона, гидроксила, а также водяного пара и углекислого газа. Выше 80 км охлаждение совершается за счёт инфракрасного излучения излучения гидроксила, окиси азота (в области длин волн ~5,3 мкм), излучения атомарного кислорода (в области длин волн ~6,3; 0,63; 0,56 мкм), а также за счёт теплопроводности, обеспечивающей отток теплоты из более тёплых высоких областей вниз, примерно к уровню 80 км. Во время полярных сияний эмиссионное излучение резко возрастает и появляется много различных эмиссий в видимой и ультрафиолетовой областях спектра. При вторжении электронов с энергией в несколько десятков кэВ возникает также рентгеновское излучение.

Энергия, выделяющаяся при воссоединении (рекомбинации) атомов в молекулы, а также ионов и электронов в нейтральные частицы, переходит частично в излучение, а частично — в теплоту. Эти процессы происходят значительно позже первичных процессов диссоциации и ионизации, поэтому разогревание атмосферы несколько запаздывает относительно этих первичных процессов. Всё это ещё более усложняется циркуляцией в вертикальном и в особенности в горизонтальном направлениях. Кинетическая энергия циркуляции также переходит в тепловую с запаздыванием. В результате циркуляции вновь образующиеся атомы, ионы и электроны уносятся из места их образования, поэтому отток теплоты может не только запаздывать относительно поглощения активного агента, но может даже сказываться в других областях, в т.ч. более протяжённых; охлаждение атмосферы после дневного разогрева продолжается в ночное время.

С проблемой теплового баланса связаны также малоизученные вопросы потери частиц земной атмосферы и захвата ею внеземного вещества. Диссипация действует как охлаждающий фактор: преимущественно улетучиваются из атмосферы атомы водорода и гелия, имеющие большую кинетическую энергию. Есть основания полагать, что во время полярных сияний поток протонов, вторгающихся в верхнюю атмосферу над высокоширотными областями, может достигать 10¹⁴ м^–2·с^–1. Несмотря на то, что в приземных слоях содержится много водорода в водяном паре, его относительная концентрация на высотах свыше 100 км на много порядков меньше. Это свидетельствует о преобладании процесса диссипации водорода над его аккрецией.

В верхней атмосфере задерживается большое количествово вещества микрометеоритов (~10⁴ т/сут над всей поверхностью Земли). Температура этих частиц может быть и выше, и ниже температуры окружающей их газовой среды, поскольку первая определяется не только энергией, получаемой от атомов и молекул атмосферы, но и поглощением излучения Солнца и Земли и их собственным тепловым излучением. В результате разрушения микрометеоритов там создаётся значительный запас легкоионизующихся металлических атомов. Иногда проникновение микрометеоритной пыли в холодные области на высоте ~80 км сопровождается появлением прозрачных, т.н. серебристых облаков, замечаемых в сумеречное время; такие облака появляются при оледенении микрометеоритной пыли.

Циркуляция верхней ионизованной атмосферы в геомагнитном поле сопровождается появлением электрических полей. При скоростях ветров, доходящих до нескольких сотен м/с, напряжённость поля достигает 10^–2 В/м. Это приводит к появлению в верхней атмосфере систем электрических токов и связанных с ними магнитных полей. Наиболее регулярными являются системы токов, вызываемые циркуляцией, связанной с приливами; эти токи локализуются главным образом в области, имеющей наибольшую электрическую проводимость на высоте ~100 км. Электрические поля в верхней атмосфере вызывают направленный дрейф ионов. Эффект особенно значителен для долгоживущих металлических ионов. Иногда такие ионы концентрируются в очень тонкие спорадические слои в области высоты 90—130 км. Вследствие преобладания электрической проводимости вдоль геомагнитных силовых линий, электрические поля из нижних слоев атмосферы передаются вверх, в магнитосферу, и оказывают существенное воздействие на движение в ней заряженных частиц. Ветровые движения практически прекращаются на высотах свыше 200—300 км, где частицы начинают удерживаться около геомагнитных силовых линий.

Атомы и ионы чрезвычайно активны в химическом отношении. Они легко вступают в реакции с другими нейтральными частицами; химическая активность усиливается в верхней атмосфере благодаря присутствию в ней особенно активных колебательно возбуждённых молекул. В результате имеет место цепь сложных химических превращений, при этом возникает эмиссионное излучение. Присутствие в верхней атмосфере промежуточных продуктов иногда легко обнаруживается по их сумеречной флуоресценции. Так, например, обнаружены атомы натрия, кальция, лития, ортогелия, ионизованные молекулы азота. В верхней атмосфере образуются молекулы окиси азота и её ионы, а также отрицательные ионы, в особенности ночью, когда разрушающее их световое излучение незначительно. Наиболее эффективна диссоциация молекулярного кислорода; атомы кислорода легко присоединяются к молекулам кислорода, в результате чего образуется озон. Наибольшая концентрация озона приходится на высоту ~30 км. Озон интенсивно поглощает солнечное ультрафиолетовое излучение, что приводит к образованию температурного максимума (мезопика).

Концентрация ионов и электронов верхней атмосферы зависит не только от скорости новообразования, но и от времени существования ионов и электронов до их рекомбинации в нейтральные частицы. Электроны очень медленно рекомбинируют с атомарными ионами и очень быстро — с молекулярными. Ионы атомарного кислорода и азота легко вступают в реакции с молекулами кислорода и азота, в результате которых образуются молекулярные ионы. Поэтому в присутствии большого числа нейтральных молекул рекомбинация ионов и электронов протекает очень быстро. Хотя качественно процесс рекомбинации достаточно ясен, его количественная оценка всё ещё значительно затруднена из-за большой изменчивости коэффициента эффективности реакций, обеспечивающих рекомбинацию.

Вследствие интенсивной циркуляции в верхней атмосфере её атомарный состав остаётся приблизительно постоянным до высоты 100—150 км, однако молекулярный состав даже ниже этих высот не является неизменным. В области от 20 до 80 км содержится озон, выше 100 км начинается диссоциация молекулярного кислорода, а выше 200 км — молекулярного азота. На высотах более 150—200 км циркуляция атмосферы оказывается недостаточной для постоянного равномерного перемешивания, поэтому выше этих уровней начинают преобладать более лёгкие частицы. На высоте 150—180 км доминирует атомарный кислород, затем начинается зона преобладания лёгких атомов гелия и в особенности водорода. Детальная картина состава верхняя атмосфера существенно меняется в зависимости от времени суток, сезона, географической широты, солнечной активности и геомагнитных возмущений.

От состава верхней атмосферы зависит и температуpa её нейтральных частиц. В верхней атмосфере наблюдаются 2 температурных минимума, приблизительно 220 и 180 К на высотах соответственно около 15 и 80 км, разделённых мезопиком. Выше температуpa возрастает обычно до значений 1000—1500 К на высоте 200—400 км, а дальше она практически остаётся неизменной. На больших высотах колебания температуpы более значительны. В дневное время на экваториальных и средних широтах температуpa верхней атмосферы имеет максимальное значение в освещенной области, однако ночью температуpа над полярными областями больше, особенно во время полярных сияний и геомагнитных возмущений.

Плотность верхней атмосферы также существенно меняется в зависимости от тех же условий. Вот пример возможного распределения плотности:

На расстоянии нескольких земных радиусов плотность нейтральных частиц падает до значений меньше 10^–21 м³. Плотность верхней атмосферы выше 150—200 км существенно увеличивается с усилением солнечной активности и геомагнитных возмущений; обнаруживаются её небольшие колебания и с синодическим (27-дневным) периодом вращения Солнца. Плотность верхней атмосферы выше 150—200 км значительно больше днём, чем ночью, заметны небольшие вариации её и в течение года. Основные вариации плотности верхней атмосферы обязаны изменениям интенсивности солнечного излучения короче 0,12 мкм. Однако плотность верхней атмосферы на больших высотах резко возрастает во время полярных сияний и геомагнитных возмущений. Это происходит из-за разогревания верхней атмосферы магнитогидродинамическими волнами и вторгающимися быстрыми заряженных частицами.

Для описания давления в верхней атмосфере удобнее всего пользоваться понятием атмосферы однородной высоты. Эта высота увеличивается со значений 10 км приблизительно на 100-км уровне до значений 60 км на 300-км уровне и до ещё больших значений на больших высотах.