о.
s
U О
138
иента. Выше примерно 140 км можно считать, что каждый компонент газа распредел╦н но своей барометрич, ф-ле. Состав атмосферы здесь меняется с высотой, и эта область изменения состава наз. г е т о р о с ф е р о и. Атомный кислород в области своего максимума ыа высоте 95 км составляет долю менее 0,1%, а выше 200 км он становится преобладающей компонентой. Выше 1000 км его сменяет гелий, вышо 5000 км преобладает водород. Аналогичная картина наблюдается для положит, ионов: ни/ко 170 км преобладают молекулярные
иопы N0+ Q~2, в области 170 ≈ 1000 км ≈ ион 0 + , а выше 1000 км ≈ ион Н + . Указанные границы соответствуют лишь пек-рым ср. условиям, па самом деле они несколько изменяются с временем суток, сезоном, широтой и уровнем солнечной активности, В частности, ия-за значит, сезонных и широтных вариации гелия (в десятки раз) указанное для него преобладание наблюдается гл. обр. в зимний сезон на ср. широтах.
Граница между гомосфорой и гетсросферой наз. т у р б о п а у з о и, поскольку ранее предполагали, что именно здесь ко^ф. турбулентного и молекулярного перемешивания раины по величине. Ныне стало ясно, что уронопь турбонаузы, т. е. границы, где начинает меняться относит, состав А. п., зависит также от движении, прежде всего вертикальных. Дли химически взаимодействующих газов распределение их концепт-рации определяется относит, ролью скоростей хим. реакций и дивергенции их потоков (молекулярного, турбулентного, конвективного). Характерен в этом отношении атомный кислород О, концентрация к-рого имеет максимум между 80 и 100 км. Ниже максимума распределение концентрации О определяется из условий хим. равновесия, а нышо максимума ≈ стремится к барометрич. распределению.
В отличие от 02, у Na не происходит сильной диссоциации под действием солнечного излучения, поэтому в целом атомного азота N ц Л. и. много меньше, чем атомного кислорода. Максимум слоя атомного азота днем находится на высоте ок. 250 км. Несмотря на ииз-кую концентрацию, атомный азот играет важную роль в аорономич. процессах, особенно в области максимума слоя. Напр., концентрация ионов N+ составляет примерно 0,1 от концентрации осн. иона 0+ в области F2 и во внеш. ионосфере.
К области высот 500≈600 км концентрация нейтральных частиц уменьшается до 10е≈1U7 см^3, т. о. настолько, что столкновения между нейтральными частицами становятся редкими. Эта область термосферы ная. экзосферой или г с о к о р о и о п. В экзосфере частицы с очень большими скоростями способны преодолеть земное притяжение и покинуть Землю (убегающие или дис.сшшрующие частицы). Это происходит прежде всего с атомами водорода.
Динамика верхней атмосферы. Л. в. находится в непрерывном движении. Осн. типы движении: ср.-суточная циркуляция, как зональная, так и меридиональная; термич. и гравитац. прилив с суточными и полусуточными модами; внутр. гравитац. и акустич. волны; турбулентность. Ниже 80 км ср.-суточный ветер (иногда паз. преобладающим) ≈ западный (дует с запада на восток) в зимнем полушарии с максимумом в средних широтах на выпоте 60 км и достигающий значения 80 м/с, и восточный ≈ в летном полушарии с максимумом п средних широтах на высоте 70 км и достигающий 60 м/с.
Выше 200 км ср.-суточный ветер имеет такой же сезонный ход, но его величины несколько меньше (в спокойных геомагн. условиях). Очевидно, начиная со 100 км и несколько выше существует слой обратной циркуляции ≈ восточной зимой и западной летом. Выше 140≈160 км образуются глобальные ячейки циркуляции, различные в солнцестояние (рис. 2я) и равноденствие (рис. 26). Обратная ячейка в зимнем полушарии обусловлена действием, высокоширотного источника
нагревания, Т. н. метеорная зона 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 обращение ветра на восточный или резкое ослабление западного ветра,
Благодаря суточной смене нагрева и охлаждения Л. в. расширяется и сжимается с суточным периодом,
Рис. 2. Схема циркуляции в гстеро-сфере (меридиональный разрез): о ≈ в псряод солн-1ДЕ>стонниа; б ≈ в период равнодействия.
возбуждая приливные волны, к-рые приводят в движение А. в. в горизонтальном направлении. Суточные вариации ветра нарастают но амплитуде от 10≈30 м/с на высоте 95 км до 100 ≈ 150 м/с па высотах более 200 км. Для наблюдателя, находящегося вне Земли, картина суточных вариаций ветра здесь выглядит так, как если бы воздух растекался от подсолнечной точки и устремлялся через полюсы к антиподсолнечной. В области высот 100≈200 км преобладает полусуточная мода приливного ветра, обязанная своим происхождением распространению прилива из стратосферы и мсзосферы (термич. прилив вызван поглощением УФ-из-лучелия Солнца озоном). Важную роль в динамике термосферы играют столкновения нейтральных частиц с заряженными, концентрация к-рых с высотой падает значительно медленнее нейтральных. Зарлж. частицы из-за геомагн. поля не могут двигаться попер╦к магк. силовых линий. Поэтому трение нейтральных частиц о заряженные, как бы привязанных к маги, силовым линиям, играет очень большую роль, определяя одну из гл. гидродинамич. сил здесь ≈ ионное трение.
Зимой в гомосфоре наблюдаются стоячие планетарные волны масштаба полушария до высоты 80 км (возможно, и выше), распространяющиеся от неоднород-ностей земной поверхности. Обнаруживаемые па высотах 80≈120 км гравитац. волны (с периодами от 8 мин до неск. часов) хотя бы частично обязаны своим появлением источникам, находящимся в тропосфере (атм. фронты, струйные течения). Природа наблюдаемой в ме-зосфере и ниж. термосфере турбулентности ныне не имеет последоват, объяснения. Всего вероятнее, она обязана своим происхождением нелинейному разрушению внутр. гравитац, волн, распространяющихся снизу.
Другие явления и верхней атмосфере. Под действием солнечного и корпускулярных излучении в Л. в. обра-
")
}
