ионосфера

ИОНОСФЕРА - ионизованная часть атмосферы верхней; расположена выше 50 км. Верх, границей И. является внеш. часть магнитосферы Земли. И. представляет собой природное образование разреженной слабоионизованной плазмы, находящейся в магн. поле Земли и подвергающейся воздействию ионизующего излучения Солнца. Только благодаря И. возможно распространение радиоволн на дальние расстояния. Методы наблюдений ионосферы. Изучение И. началось в 20-х гг. 20 в. методом вертикального радиозондирования на разных частотах f. Макс, значение частоты радиоволн, отражённых от данной области И., соответствует её плазм, частоте f₀ и связано с электронной концентрацией n_е ф-лой:

где е и m - заряд и масса электрона, e₀ - диэлектрич. проницаемость вакуума. Вертикальное радиозондирование даёт информацию об изменениях И. над данным пунктом, а мировая сеть станций позволила получить глобальную картину распределения n_е в И. по земному шару за ряд солнечных циклов. Применение ракет и спутников позволило непосредственно измерить ионный состав (при помощи масс-спектрометра) и др. физ. характеристики И. (темп-ру и концентрацию ионов Т_i, n_i и электронов Т_е, п_е)на всех высотах, исследовать источники ионизации - интенсивность и спектр коротковолнового ионизующего излучения Солнца и разнообразных корпускулярных потоков. Это дало возможность построить теорию образования И. С помощью спутников, несущих на борту ионосферную станцию и зондирующих И. сверху, удалось исследовать верх, часть И., расположенную выше гл. максимума n_е и поэтому недоступную для изучения наземными ионосферными станциями. Наряду с ракетами и спутниками применяются наземные методы исследования, особенно важные для изучения ниж. части И.: методы частичного отражения и перекрёстной модуляции, измерения поглощения космич. радиоизлучения на разных частотах, исследования поля длинных и сверхдлинных радиоволн, а также метод наклонного и возвратно-наклонного зондирования. Большое значение имеет метод обратного некогерентного (томпсоновского) рассеяния, основанный на принципе радиолокации. Этот метод позволяет измерять не только распределение n_е до очень больших высот (1000 км и выше), но даёт также Т_е, Т_i, ионный состав, регулярные и нерегулярные движения и др. параметры И.

Рис. 1. Схема вертикального строения ионосферы.

Структура ионосферы. Установлено, что n_е в И. распределена по высоте неравномерно: имеются области или слои, где она достигает максимума (рис. 1). Таких слоев в И. несколько, и они не имеют резко выраженных границ. Верх, слой F соответствует гл. максимуму ионизации И. Ночью он поднимается до высот 300-400 км, а днём (преим. летом) раздваивается на слои F₁ и F₂ с максимумами на высотах 160-200 км и 220-320 км. На высотах 90-150 км находится область Е, а ниже 90 км - область D. Слоистость И. обусловлена резким изменением по высоте условий её образования. Установлено, что Т_е, T_i и n_е в И. резко растут до области F (табл. и рис. 2); в верх, части И. рост T_i замедляется, а n_е выше области F уменьшается с высотой сначала постепенно до высот 15-20 тыс. км (т. н. плазмопауза), а потом более резко, переходя к низким концентрациям n_е в межпланетной среде. Характеристики И. изменяются с широтой; различают среднеширотную, экваториальную, авроральную и полярную И., из к-рых наиб. регулярна среднеширотная. Наблюдаются спокойные и возмущённые состояния

Рис. 2. Типичное распределение по

вертикали электронной концентрации n_е в ионосфере; буквами отмечено положение различных областей. И. Структура спокойной И. регулярно изменяется во времени: в течение дня, сезона и 11-летнего солнечного цикла. От минимума к максимуму солнечного цикла n_е изменяется от n_е^мин до n_е^макс, растут темп-pa и высота слоев И. (табл.). Значения характеристик основных областей ионосферы для средних широт

Образование ионосферы. В И. непрерывно протекают процессы ионизации и рекомбинации. Наблюдаемые в И. концентрации ионов и электронов есть результат баланса между скоростью их образования в процессе ионизации и скоростью уничтожения за счёт рекомбинации и др. процессов. Источники ионизации и процессы рекомбинации разные в разл. областях И. Осн. источником ионизации И. днём является коротковолновое излучение Солнца с длиной волны l[1038 Е, однако важны также и корпускулярные потоки, галактические и солнечные космические лучи и др. Каждый тип ионизующего излучения оказывает наиб, действие на атмосферу лишь в определ. области высот, соответствующих его проникающей способности. Так, коротковолновое излучение Солнца с l=85-911 Е большую часть ионов образует в И. в области 120-200 км (но действует и выше), тогда как излучение с l=911-1038 Е вызывает ионизацию на высотах 95-115 км, т. е. в области Е, а рентг. излучение с l короче 85 Е - в верх, части области D на высотах 85-100 км. В ниж. части области D, ниже 60-70 км днём и ниже 80-90 км ночью, ионизация осуществляется т. н. галактич. космич. лучами. Существенный вклад в ионизацию области D на высотах ок. 80 км вносят корпускулярные потоки (напр., электроны с энергией х30-40 кэВ), а также солнечное излучение первой линии серии Лаймана (L_a) водорода с l=1215,7 Е (см. Спектральная серия). Кроме обычных условий ионизации, во время солнечных вспышек всплеск рентг. излучения вызывает внезапное возмущение в ниж. части И. Через неск. часов после солнечных вспышек в атмосферу Земли проникают также солнечные космические лучи ,к-рые вызывают повыш. ионизацию на высотах 50-100 км, особенно сильную в полярных шапках (областях вблизи магн. полюса). В этой зоне в отд. периоды времени действуют потоки протонов и электронов, к-рые вызывают не только ионизацию, но и заметное свечение атмосферы (полярные сияния)на высотах 100-120 км, но они действуют и ниже, в области D. Во время магн. бурь эти потоки корпускул усиливаются, а зона их действия расширяется к более низким широтам (иногда т. н. низкоширотные красные сияния наблюдают на широте Москвы и южнее). Когда в межпланетном пространстве в районе Земли возрастает солнечный корпускулярный поток, к-рый задерживается магнитосферой, происходит не только возмущение геомагн. поля (магнитная буря), но изменяются радиационные пояса Земли, усиливаются корпускулярные потоки в зоне полярных сияний и т. д. При этом происходит также дополнит, разогревание верх. атмосферы и изменяются условия ионизации И. В свою очередь, изменения И. и движения в ней влияют на вариации геомагн. поля и др. явления в верх, атмосфере. Процессом, обратным ионизации, является процесс нейтрализации, или рекомбинации. Механизм рекомбинации изменяется с высотой. Обычная радиоактивная рекомбинация эффективна лишь выше ~1000 км, где концентрация атомных ионов на 5 порядков выше концентрации молекулярных. В осн. части И. происходит диссоциативная рекомбинация молекулярных ионов с коэф. см³ с^-1. На малых высотах ниже ~70 км (где n_еЪn_i) преобладает процесс взаимной нейтрализации положит, и отрицат. ионов, или ион-ионная рекомбинация, с участием стабилизирующей нейтральной частицы (рекомбинация Томсона). Скорость исчезновения ионов в И. характеризуется эффективным коэф. рекомбинации a', к-рый определяет величину n_е и её изменение во времени. Значения a' для разд. областей И. различны (табл. и рис. 3). Наряду с рассмотренными выше процессами в области F существенны процессы амбиполярной диффузии и дрейфового переноса.

Рис. 3. Среднее измеренное значение эффективного коэффициента рекомбинации a на высотах 50-300 км.

Рис. 4. Распределение с высотой концентрации ионов в верхней части ионосферы.

Состав ионосферы. Ионный состав И. отличается от первичного ионного состава, образующегося при ионизации верх, атмосферы солнечным излучением, в связи с тем, что в ней происходят физ--хим. процессы трёх типов: ионизация, ионно-молекулярные реакции и рекомбинации, соответствующие трём стадиям жизни ионов - их образованию, превращениям и уничтожению. В разных областях И. каждый из этих трёх процессов проявляется по-своему, что приводит к различию ионного состава по высоте. Так, днём на высотах 85-200 км преобладают положит, молекулярные ионы NO⁺ и О₂⁺; концентрация ионов N₂⁺ на 3 порядка меньше концентрации ионов NO⁺ . Выше 200 км в области F преобладают атомные ионы O⁺, а выше 600-1000 км - протоны Н⁺. Ниже 70-80 км существенно образование комплексных ионов-гидратов типа (Н₂О)_nН ⁺ , а также отрицат. ионов, из к-рых наиб, стабильны ионы О₂^-, NO₃^- и HCO₃^-. Отрицат. ионы наблюдаются лишь в области D. Распределение по высоте ионов с относительно малой концентрацией важно для объяснения осн. особенностей процессов, протекающих в И. Так, в области ионизационно-рекомбинац. равновесия (ниже 200 км) доля первичных ионов N₂⁺ и О⁺ уменьшается с уменьшением высоты, свидетельствуя об усилении ионно-молекулярных реакций из-за роста плотности атмосферы. Выше 200-300 км доля ионов N⁺ лишь немного возрастает по сравнению с O⁺, а концентрации ионов Н⁺ и Не⁺ обладают максимумами вблизи области высот, где концентрации ионов О⁺ и Н⁺ становятся равными (рис. 4), что обусловлено распределением этих ионов по барометрической формуле. Этим же обусловлено аналогичное распределение с максимумом для двукратно ионизованных ионов Не⁺⁺ и O⁺⁺ . В ниж. части области Е на высотах 90-95 км часто образуется максимум E_s (рис.2) ионов металлов Mg⁺, Fe⁺ c примесью Si⁺, Na⁺, Са⁺, Аl⁺ и Ni⁺ (их происхождение связывают с дроблением метеоров на этих высотах). Меньшая концентрация ионов металлов наблюдается в вечернее время на разл. высотах вплоть до 500-600 км; она особенно возрастает вблизи геомагн. экватора, что свидетельствует об особых условиях движений и перемешивания в И. Характеристики ионосферных слоёв. Закономерности изменения параметров И.- степени ионизации или n_е, ионного состава и эффективного коэф. рекомбинации различны в разных областях И.; это обусловлено в первую очередь значит, изменением по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верх, атмосферы. В области D наблюдаются наиб, низкие n_e<10³ см^-3 (рис. 2). В этой области И. из-за высокой концентрации молекул, а следовательно, и высокой частоты столкновения с ними электронов происходит наиб, сильное поглощение радиоволн, что иногда приводит к прекращению радиосвязи. Здесь же, как в волноводе, распространяются длинные и сверхдлинные радиоволны. От всей остальной части И. область D отличается тем, что наряду с положит, ионами в ней наблюдаются отрицат. ионы, к-рые определяют мн. свойства области D. Первоначально отрицат. ионы образуются в результате тройных столкновений электронов с нейтральными молекулами O₂. Ниже 70-80 км концентрация молекул и число таких столкновений настолько возрастают, что отрицат. ионов становится больше, чем электронов. Уничтожаются отрицат. ионы при взаимной нейтрализации с положит, ионами. Т. к. этот процесс очень быстрый, то именно им объясняется довольно высокий эффективный коэф. рекомбинации a', к-рый наблюдается в области D (табл.). При переходе от дня к ночи в области D концентрация электронов n_е резко уменьшается и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой D исчезает. В момент солнечных вспышек на освещённой Солнцем земной поверхности сильно возрастает интенсивность рентг. излучения, увеличивая ионизацию области D, что приводит к увеличению поглощения радиоволн, а иногда даже к полному прекращению радиосвязи - т. н. внезапноеиионосферное возмущение (Делинджера эффект). Продолжительность заметных возмущений обычно 0,3-1,5 ч. Более длительные и более значит, поглощения бывают на высоких широтах (т. н. поглощения в полярной шапке, ППШ). Повыш. концентрация n_е тут вызывается солнечными космич. лучами (в основном протонами с энергией в неск. МэВ), к-рые способны проникнуть в атмосферу только в районе геомагн. полюсов (полярных шапок), где магн. силовые линии не замкнуты. Длительность явлений ППШ достигает иногда неск. дней. Область И. на высотах 100-200 км, включающая слои Е и F₁, отличается наиб, регулярными изменениями. Это обусловлено тем, что именно здесь поглощается осн. часть коротковолнового ионизующего излучения Солнца. Теория ионизационно-рекомбинац. равновесия, уточняющая теорию простого слоя ионизации, хорошо объясняет все регулярные изменения n_е и ионного состава в течение дня и в зависимости от уровня солнечной активности. Ночью из-за отсутствия источников ионизации в области 125-160 км величина n_е сильно уменьшается, однако в области Е на высотах 100-120 км обычно сохраняется довольно высокая n_е=(3-30)310³ см^-3. О природе источника ночной ионизации в области Е мнения расходятся. На высотах областей D и Е иногда наблюдают кратковременные, необычайно узкие слои повыш. ионизации (т. н. спорадические слои E_s), состоящие часто из ионов металлов Mg⁺, Fe⁺ , Ca⁺ и др. За счёт E_s возможно дальнее распространение телевизионных передач. Признанной теорией образования слоев E_s является т. н. теория "ветрового сдвига", согласно к-рой в условиях магн. поля движения газа в атмосфере "сгоняют" ионы к области нулевой скорости ветра, где и образуется слой E_s. Концентрация ионов О⁺ становится больше 50% выше уровня 170-180 км днём и выше 215-230 км утром, вечером и ночью. Выше и ниже этого уровня условия образования И. совершенно различны. Так, днём, когда максимум ионизации коротковолновым излучением Солнца расположен ниже этого уровня, образуется слой F₁. Этот слой регулярно наблюдается по ионограммам только при большой высоте Солнца над горизонтом, преим. летом и в основном при низкой активности Солнца, а в максимуме активности зимой он не наблюдается. Выше указанного уровня создаются благоприятные условия для образования области F₂. Поведение гл. максимума ионизации, или области F₂, является очень сложным, оно коренным образом отличается от поведения областей Е и F₁. Так, хотя в среднем электронная концентрация n_е в слое F₂ определяется солнечной активностью, но ото дня ко дню она сильно изменяется. Максимум n_е в суточном ходе бывает сильно сдвинут относительно полудня, при этом сдвиг зависит от широты, сезона и даже долготы. Сезонной аномалией наз. необычное увеличение n_е зимой по сравнению с летним сезоном. В экваториальной области до полудня имеется один, а после полудня и ночью - два максимума n_е, расположенных в геомагн. широтах

Рис. 5. Изменение высоты максимума области F в течение дня по ракетным данным: I и II - зима и лето при низкой активности Солнца; III - при высокой активности Солнца.

b15 (экваториальная, или геомагн., аномалия). В период восхода Солнца оба максимума начинают расходиться, перемещаясь в более высокие широты, и быстро исчезают, в то время как на экваторе образуется новый максимум. Обнаружено необычное поведение области F₂ и на высоких широтах, в частности образование широтной зоны пониж. ионизации ("провала"), идущей параллельно зоне полярных сияний, где наблюдается повыш. ионизация. Всё это говорит о том, что помимо солнечного излучения изменения n_е в области F₂ определяются рядом геофиз. факторов. Высота гл. максимума И. h_макс слоя F в ср. широтах северного полушария изменяется в течение суток сложным образом (рис. 5), глубоко спускаясь утром и достигая максимума вблизи полуночи. Высота слоя F₂ зимой ниже (кривая I), чем летом (кривая II), а при высокой активности Солнца (кривая III) выше, чем при низкой (кривые I и II). Новая теория образования области F учитывает действие амбиполярной диффузии, к-рая объяснила мн. особенности области F, в т. ч. осн. аномалию - образование максимума F значительно выше максимума новообразования, расположенного в области 150 км. Описанные выше вариации высоты слоя F она связывает с изменением в течение дня интенсивности ионизации и темп-ры атмосферы. Существование слоя F ночью объясняется притоком ионов сверху, из протоносферы, где они накапливаются в течение светлой части дня. Из-за различия механизма образования высота слоя ночью выше, чем днём. Мн. особенности в изменении верх, части И., расположенной над максимумом области F, повторяют суточный ход и глобальное распределение n_е в максимуме слоя. Это говорит о тесной связи этих областей И. Выше максимума области F уменьшение концентрации ионов с высотой происходит по барометрич. ф-ле. При этом с увеличением высоты возрастает доля более лёгких ионов. Поэтому преобладание ионов О⁺ в области F сменяется днём выше 1000 км преобладанием ионов Н⁺ (протоносфера). Ночью в связи с понижением темп-ры протоносфера опускается до высот ~600 км. В верх, части И. по направлению к высоким широтам обнаружен рост доли тяжёлых ионов на данной высоте, что аналогичным образом связывается с наблюдаемым ростом темп-ры. Однако поведение И. в полярных областях пока полностью не объяснено. Движения потоков заряж. частиц в И. приводят к возникновению турбулентных неоднородностей электронной концентрации. Причины их возникновения - флуктуация ионизующего излучения и непрерывное вторжение в атмосферу метеоров, образующих ионизированные следы. Движение ионизованных масс и турбулентность И. влияют на распространение радиоволн, вызывая замирание. Изучение И. продолжает развиваться в двух направлениях - с точки зрения её влияния на распространение радиоволн и исследования физ--хим. процессов, происходящих в ней, чем занимается аэрономия .Совр. теория позволила объяснить и распределение ионов с высотой, и эффективный коэф. рекомбинации. Ставится задача построения единой глобальной динамич. модели И. Осуществление такой задачи требует сочетания теоретич. и лаб. исследований с методами непосредств. измерений на ракетах и спутниках и систематич. наблюдений И. на сети наземных станций. Лит.: Ратклиф Дж. А., Уикс К., Ионосфера, в сб.: Физика верхней атмосферы, пер. с англ., М., 1963; Ионосферные процессы, под ред. В. Е. Степанова, Новосиб., 1968; Уиттен Р. К., Поппов И. Д., Физика нижней ионосферы, пер. с англ., М., 1968; Иванов-Холодный Г. С., Никольский Г. М., Солнце и ионосфера, М., 1969; Распределение электронов в верхней атмосфере, пер. с англ., М., 1969; Гершман Б. Н., Динамика ионосферной плазмы, М., 1974; Ришбет Г., Гарриот О. К., Введение в физику ионосферы, пер. с англ., Л., 1975; Митра А., Воздействие солнечных вспышек на ионосферу Земли, пер. с англ., М., 1977; Иванов-Холодный Г. С., Михаилов А. В., Прогнозирование состояния ионосферы, Л., 1980; Мизун Ю. Г., Полярная ионосфера, Л., 1980; Физика и структура экваториальной ионосферы. [Сб. ст.], М., 1981. Г. С. Иванов-Холодный.

   <<      Предметный указатель      >>