Іоносфера
 
а б в г д е ж з и й к л м н о п р с т у ф х ц ч ш щ ъ ы ь э ю я
 

Іоносфера

Іоносфера (від іони і греч.(грецький) spháira — куля), іонізована частина верхньої атмосфери; розташована вище за 50 км. . Верхнім кордоном І. є зовнішня частина магнітосфери Землі . І. є природним утворенням розрідженої слабоїонізірованной плазми, що знаходиться в магнітному полі Землі і що володіє завдяки своїй високій електропровідності специфічними властивостями, що визначають характер поширень в ній радіохвиль і різних обуренні (детальніше за див.(дивися) Плазма, Поширення радіохвиль ). Лише завдяки І. можливий такий простій і зручний вигляд зв'язку на далекі відстані, як радіозв'язок.

загрузка...

  Перші припущення про існування високо над Землею електропровідного шару висловлювалися у зв'язку з дослідженням магнітного поля Землі і атмосферної електрики (До. Гаус, 1839; В. Томсон, 1860; Би. Стюарт, 1878). Незабаром після відкриття А. С. Поповим радіо (1895) А. Кеннеллі в США і О. Хевісайд в Великобританії майже одночасно (у 1902) висловили припущення, що поширення радіохвиль за межі прямої видимості обумовлене їх віддзеркаленням від електропровідного шару, розташованого на висотах 100—300 км. . Наукові дослідження І. були початі в 20-х рр., коли застосували зондуючі іоносферні станції і, посилаючи із Землі короткі радіосигнали з різною довжиною хвилі, спостерігали їх віддзеркалення від відповідних областей І. Англійським ученим У. Еклсом був запропонований механізм впливу заряджених часток на радіохвилі (1912), радянський учений М. В. Шулейкин (1923) прийшов до виводу про існування в І. не менше 2 шарів, англійський учений С. Чепмен (1931) побудував теорію простого шару, в першому наближенні І. Большой, що описує, вклад внесли роботи радянських учених Д. А. Рожанського, М. А. Бонч-Бруєвіча, А. Н. Щукина, С. І. Крючкова, англійських учених Дж. Лармора, Е. Еплтона і ін.

  Спостереження на світовій мережі станцій дозволили отримати глобальну картину зміни І. Било встановлено, що концентрація іонів і електронів в І. розподілена по висоті нерівномірно: є області, або шари, де вона досягає максимуму ( мал. 1 ) . Таких шарів в І. декілька; вони не мають різко виражених кордонів, їх положення і інтенсивність регулярно змінюються протягом дня, сезону і 11-річного сонячного циклу. Верхній шар F відповідає головному максимуму іонізації І. Ночью він піднімається до висот 300—400 км. , а вдень (переважно влітку) роздвоюється на шари F 1 і F 2 з максимумами на висотах 160—200 км. і 220—320 км. . На висотах 90—150 км. знаходиться область Е , а нижче за 90 км. область D . Шаруватість І. обумовлена різкою зміною по висоті умов її освіти (див. нижчий).

  Вживання спочатку ракет, а потім і супутників дозволило отримати надійнішу інформацію про верхню атмосферу, безпосередньо виміряти на ракетах іонний склад (за допомогою мас-спектрометра) і основні фізичні характеристики І. (температуру, концентрацію іонів і електронів) на всіх висотах, досліджувати джерела іонізації — інтенсивність і спектр короткохвильового іонізующего випромінювання Сонця і всіляких корпускулярних потоків. Це дозволило пояснити регулярні зміни в І. За допомогою супутників, що несуть на борту іоносферну станцію і що зондують І. зверху, удалося досліджувати верхню частину І., розташовану вище за максимум шаруючи F і тому недоступну для вивчення наземними іоносферними станціями.

  Було встановлене, що температура і електронна концентрація n е в І. різко зростають до області F (див. таблицю і мал.(малюнок) 2 ); у верхній частині І. зростання температури сповільнюється, а n е вище за область F зменшується з висотою спочатку поступово до висот 15—20 тис. км. (так звана плазмопауза), а потім різкіше, переходячи до низьких концентрацій n е в міжпланетному середовищі.

 

  Значення характеристик основних областей іоносфери

Область іоносфери

Середня висота максимуму, км.

Температура, До

Електронна концентрація n e , см —3

Ефективний коефіцієнт рекомбінації a '', см 3 ×сек —1

День

Ніч

Сонячна активність

максимум

мінімум

D

70

220

100

200

10

10 -6

Е

110

270

3×10 5

1,5×10 5

3000

10 -7

F 1

180

800—1500

5×10 5

3×10 5

3×10 -8

F 2 (зима)

220—280

1000—2000

25×10 5

6×10 5

~10 5

2×10 -10

F 2 (літо)

250—320

8×10 5

2×10 5

3×10 5

10 -10

 

  Поряд з ракетами і супутниками отримали успішний розвиток нові наземні методи дослідження, особливо важливі для вивчення нижньої частини І. в області D : методи часткового віддзеркалення і перехресній модуляції ; виміри за допомогою ріометров поглинання космічного радіовипромінювання на різних частотах, дослідження поля довгих і наддовгих радіохвиль, а також метод похилого і поворотно-похилого зондування. Велике значення має метод зворотного некогерентного (томпсонівського) розсіяння, заснований на принципі радіолокації, коли посилають в І. короткий потужний імпульс радіовипромінювання, а потім приймають слабкий розсіяний сигнал, розтягнутий в часі в залежності від відстані до точки розсіяння. Цей метод дозволяє вимірювати не лише розподіл n е до дуже великих висот (1000 км. і вище), але дає також температуру електронів і іонів, іонний склад, регулярні і нерегулярні рухи і ін. параметри І.

  Утворення іоносфери. У І. безперервно протікають процеси іонізації і рекомбінації . Спостережувані в І. концентрації іонів і електронів є результат балансу між швидкістю їх освіти в процесі іонізації і швидкістю знищення за рахунок рекомбінації і ін. процесів. Джерела іонізації і процеси рекомбінації різна в різних областях іоносфера.

  Основним джерелом іонізації І. вдень є короткохвильове випромінювання Сонця з довжиною хвилі l коротше 1038 проте важливі також і корпускулярні потоки, галактичні і сонячні космічні промені і ін. Кожного типа іонізующего випромінювання надає найбільша дія на атмосферу лише в певної області висот, відповідних його проникаючій здатності. Так, м'яке короткохвильове випромінювання Сонця з l = 85—911  велику частину іонів утворює в І. в області 120—200 км. (але діє і вище), тоді як більш довгохвильове випромінювання з l = 911—1038  викликає іонізацію на висотах 95—115 км. , тобто в області E , а рентгенівське випромінювання з l коротше 85  — у верхній частині області D на висотах 85—100 км. . У нижній частині області D , нижче за 60—70 км. вдень і нижче за 80—90 км. вночі, іонізація здійснюється так званими галактичними космічними променями. Істотний вклад в іонізацію області D на висотах близько 80 км. вносять корпускулярні потоки (наприклад, електрони з енергією £ 30—40 кев ), а також сонячне випромінювання першої лінії серії Лаймана ( L а ) водню з l = 1215,7  (див. Атомні спектри ).

  До цих пір йшлося про звичайні умови іонізації. Під час сонячних спалахів сплеск рентгенівського випромінювання викликає раптове обурення в нижній частині І. Через декілька годин після сонячних спалахів в атмосферу Землі проникають також сонячні космічні промені, які викликають підвищену іонізацію на висотах 50—100 км. , особливо сильну в полярних шапках (областях поблизу магнітного полюса). У зоні полярних сяянь в окремі періоди часу діють потоки протонів і електронів, які викликають не лише іонізацію, але і помітне свічення атмосфери (полярні сяяння) на висотах 100—120 км. , але вони діють також і нижче, в області D. Під час магнітних бурь ці потоки корпускул посилюються, а зона їх дії розширюється до нижчих широт (інколи так звані нізкоширотниє червоні сяяння спостерігають на широті Москви і південніше).

  Процесом, зворотним іонізації, є процес нейтралізації, або рекомбінації. Швидкість зникнення іонів в І. характеризується ефективним коефіцієнтом рекомбінації a¢, який визначає величину n e і її зміна в часі. Наприклад, коли відоме джерело іонізації, тобто швидкість утворення іонів в 1 см 3 в 1 сік q , то  Значення a¢ для різних областей І. різні (див. таблицю і мал.(малюнок) 3 ).

  Склад іоносфери. Під впливом іонізующих випромінювань в І. відбуваються складні физико-хімічні процеси, які можна підрозділити на трьох типів: іонізацію, іонно-молекулярні реакції і рекомбінацію, — відповідні трьом стадіям життя іонів: їх освіті, перетворенням і знищенню. В разных областях І. кожен з цих процесів виявляється по-своєму, що приводить до відмінності іонного складу по висоті. Так, вдень на висотах 85—200 км. переважають позитивні молекулярні іони No + і O 2 + , вище за 200 км. в області F — атомні іони O + , а вище за 600—1000 км. — протони H + . У нижній частині області D (нижче за 70—80 км. ) істотне утворення комплексних іонів-гідратів типа (H 2 O) n H + , а також негативних іонів, з яких найбільш стабільні іони No 2 , — і No 3 . Негативні іони спостерігаються лише в області D .

  Зміни іоносфери. І. безперервно змінюється. Розрізняють регулярні зміни і збурені стани. Оскільки основним джерелом іонізації є короткохвильове випромінювання Сонця, багато регулярних змін І. зобов'язані зміні або висоти Сонця над горизонтом (добові, сезонні, широтні зміни), або рівня сонячної активності (11-річні і 27-денні варіації).

  Після сонячних спалахів, коли різко посилюється іонізующєє випромінювання, виникають так звані раптові іоносферні обурення. Часто збурені стани І. зв'язані і з магнітними бурями. Багато явищ, які відбуваються у верхній атмосфері і магнітосфері Землі, тісно зв'язано. Це обумовлено впливом сонячної активності одночасно на всі ці явища. Коли в міжпланетному просторі в районі Землі зростає сонячний корпускулярний потік, який затримується магнітосферою, відбувається не лише обурення геомагнітного поля (магнітна буря), але змінюються радіаційні пояси Землі, посилюються корпускулярні потоки в зоні полярних сяянь і так далі При цьому відбувається також додаткове розігрівання верхньої атмосфери і змінюються умови іонізації І. У свою чергу, зміни І. і рухи в ній впливають на варіації геомагнітного поля і інші явища у верхній атмосфері.

  Характеристики іоносферних шарів. Закономірності зміни параметрів І. — міра іонізації або n e , іонний склад і ефективний коефіцієнт рекомбінації різні в різних областях І.; це обумовлено в першу чергу значною зміною по висоті концентрації і складу нейтральних часток верхньої атмосфери.

  В_області D спостерігаються найбільш низькі n e < 10 3 см -3 ( мал. 2 ). У цій області І. із-за високої концентрації молекул, а отже, і високої частоти зіткнення з ними електронів відбувається найбільш сильне поглинання радіохвиль, що інколи приводить до припинення радіозв'язку. Тут же, як у хвилеводі, поширюються довгі і наддовгі радіохвилі. Від всієї останньої частини І. область D відрізняється тим, що поряд з позитивними іонами в ній спостерігаються негативні іони, які визначають багато властивостей області D . Негативні іони утворюються в результаті потрійних зіткнень електронів з нейтральними молекулами O 2 . Нижче за 70—80 км. концентрація молекул і число таких зіткнень настільки зростають, що негативні іонів стає більше, ніж електронів. Знищуються негативні іони при взаємній нейтралізації з позитивними іонами. Оскільки цей процес дуже швидкий, то саме їм пояснюється досить високий ефективний коефіцієнт рекомбінації, який спостерігається в області D .

  При переході від дня до ночі в області D концентрація електронів n e різко зменшується і відповідно зменшується поглинання радіохвиль, тому раніше вважали, що вночі шар D зникає. У момент сонячних спалахів на освітленій Сонцем земній поверхні сильно зростає інтенсивність рентгенівського випромінювання, що збільшує іонізацію області D , що приводить до збільшення поглинання радіохвиль, а інколи навіть до повного припинення радіозв'язку, — так зване раптове іоносферне обурення (Делінджера ефект). Тривалість таких обурень зазвичай 0,3—1,5 години. Триваліші і значніші поглинання бувають на високих широтах (так звані поглинання в полярній шапці — ППШ). Підвищена іонізація тут викликається сонячними космічними променями (в основному протонами з енергією в декілька Мев ), які здатні проникнути в атмосферу лише в районі геомагнітних полюсів (полярних шапок), тобто там, де магнітні силові лінії не замкнуті. Тривалість явищ ППШ досягає інколи декількох днів.

  Область І. на висотах 100—200 км. , що включає шари Е і F 1 , відрізняється найбільш регулярними змінами. Це обумовлено тим, що саме тут поглинається основна частина короткохвильового іонізующего випромінювання Сонця. Фотохімічна теорія, що уточнює теорію простого шару іонізації, добре пояснює всі регулярні зміни n e і іонного складу протягом дня і залежно від рівня сонячної активності. Вночі через відсутність джерел іонізації в області 125—160 км. величина n e сильно зменшується, проте в області Е на висотах 100—120 км. зазвичай зберігається досить висока n e = (3—30)×10 3 см -3 . Про природу джерела нічної іонізації в області Е думки розходяться.

  На висотах областей D і Е часто спостерігають короткочасні незвичайно вузькі шари підвищеної іонізації (так звані спорадичні шари E s ), що складаються в основному з іонів металів Mg + , Fe + , Ca + і ін. За рахунок E s можливе далеке поширення телепередач. Визнаною теорією утворення шарів E s є так звана теорія «вітрового зрушення», по якій в умовах магнітного поля руху газу в атмосфері «зганяють» іони до області нульової швидкості вітру, де і утворюється шар E s .

  Концентрація іонів О + стає більше 50% вище за рівень 170—180 км. вдень і вище за 215—230 км. вранці, увечері і вночі. Вище і нижче за цей рівень умови освіти І. абсолютно різні. Так, вдень в області максимуму іонізації короткохвильовим випромінюванням Сонця, коли він розташований нижче за цей рівень, утворюється шар F 1 . Тому шар F 1 регулярно спостерігається на іонограмах лише при великій висоті Сонця над горизонтом, переважно влітку і в основному при низькій активності Сонця, а в максимумі активності взимку він взагалі не спостерігається. Вище вказаного рівня створюються сприятливі умови для утворення області F 2 .

  Поведінка головного максимуму іонізації, або області F , є дуже складним, воно корінним чином відрізняється від поведінки областей Е і F 1 . Так, хоча в середньому електронна концентрація в шарі F 1 визначається сонячною активністю, але від дня до дня вона сильно змінюється. Максимум n e в добовому ході буває сильно зрушений відносно полудня, при цьому зрушення залежить від широти, сезону і навіть довготи. Сезонною аномалією називається незвичайне збільшення n e взимку в порівнянні з літнім сезоном. У екваторіальної області до полудня є один, а пополудні і вночі — два максимуми n e , розташованих на геомагнітних широтах ± 15° (екваторіальна або геомагнітна аномалія). В період сходу Сонця обидва максимуми починають розходитися, переміщаючись у вищі широти, і швидко зникають, тоді як на екваторі утворюється новий максимум. На високих широтах також виявлена незвичайна поведінка області F і, зокрема, утворення вузької зони зниженої іонізації, що йде паралельно зоні полярних сяянь, де спостерігається підвищена іонізація. Все це говорить про те, що, окрім сонячного випромінювання, зміни n e в області F визначаються рядом геофизичних чинників.

  Висота головного максимуму І. ( h max F ) у середніх широтах Північної півкулі змінюється протягом доби складним чином ( мал. 4 ), глибоко спускаючись вранці і досягаючи максимуму поблизу півночі. Висота шаруючи F взимку нижче (крива I), ніж влітку (крива II), а при високій активності Сонця (крива III) вище, ніж при низькій (криві I і II).

  Останнім часом була розвинена нова теорія утворення області F , що враховує дію амбіполярній дифузії, яка пояснила багато особливостей області F і у тому числі основну аномалію — утворення максимуму n е значно вище за максимум іоноутворення, розташованого в області 150 км. . Описані вище варіації висоти шаруючи F вона пов'язує із зміною протягом дня інтенсивності іонізації і температури атмосфери. Існування шаруючи F вночі пояснюється припливом іонів зверху, з протоносфери, де вони накопичуються протягом світлої частини дня. Із-за відмінності механізму освіти висота шаруючи вночі вище, ніж вдень.

  Багато особливостей в зміні верхній частині І., розташованій над максимумом області F , повторюють добовий хід і глобальний розподіл n е в максимумі шаруючи. Це говорить про тісний зв'язок цих областей І. Више максимуму області F зменшення концентрації іонів з висотою відбувається по барометричній формулі . При цьому із збільшенням висоти зростає доля легших іонів. Тому переважання іонів O + в області F змінявся вдень вище за 1000 км. переважанням іонів Н + (протоносфера). Вночі у зв'язку з пониженням температури протоносфера опускається до висот ~ 600 км. В верхній частині І. у напрямку до високих широт виявлено зростання долі важких іонів на даній висоті, що аналогічним чином зв'язується із спостережуваним зростанням температури. Проте поведінка І. у полярних областях доки повністю не пояснено.

  Рухи потоків заряджених часток в І. приводять до виникнення турбулентних неоднородностей електронної концентрації. Причини їх виникнення — флуктуація іонізующего випромінювання і безперервне вторгнення в атмосферу метеорів, створюючих іонізовані сліди. Рух іонізованних мас і турбулентність І. впливають на поширення радіохвиль, викликаючи завмирання .

  Вивчення І. продовжує розвиватися в двох напрямах — з точки зору її впливу на поширення радіохвиль і дослідження физико-хімічних процесів, що відбуваються в ній, що привело до народження нової науки — аерономії . Сучасна теорія дозволила пояснити і розподіл іонів з висотою, і ефективний коефіцієнт рекомбінації. Ставиться завдання побудови єдиної глобальної динамічної моделі І. Осуществленіє такого завдання вимагає поєднання теоретичних і лабораторних досліджень з методами безпосередніх вимірів на ракетах і супутниках і систематичних спостережень І. на мережі наземних станцій.

  Літ.: Гинзбург Ст Л., Поширення електромагнітних хвиль в плазмі, М., 1960; Альперт Я. Л., Поширення радіохвиль і іоносфера, М., 1960; Данілов А. Д., Хімія, атмосфера і космос, Л., 1968; Раткліф Дж. А., Уїкс До., Іоносфера, в збірці: Фізика верхньої атмосфери, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1963, с. 339—418; Ніколі М., Аерономія, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1964; Дослідження верхньої атмосфери за допомогою ракет і супутників, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1961; Розподіл електронної концентрації в іоносфері і екзосфері. Сб. доповідей, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1964; Електронна концентрація в іоносфері і екзосфері. Сб. статей, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1966; Розподіл електронів у верхній атмосфері, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1969; Данілов А. Д., Хімія іоносфери, Л., 1967; Іоносферні процеси, під ред. Ст Е. Степанова, Новосиб., 1968; Уїттен Р. До. і Поппов І. Д., Фізика нижньої іоносфери, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1968; Холодний для Іванова Р. С. і Никольський Р. М., Сонце і іоносфера, М., 1969.

  Р. С. Холодний для Іванова.

Мал. 1. Схема вертикальної будови іоносфери.

Мал. 2. Типовий розподіл по вертикалі електронної концентрації n е в іоносфері. Буквами відмічено положення різних областей.

Мал. 3. Середнє виміряне значення ефективного коефіцієнта рекомбінації a¢ на висотах 50 — 300 км. .

Мал. 4. Зміна висоти максимуму області F протягом дня за ракетними даними: I і II — зима і літо при низькій активності Сонця; III — при високій активності Сонця.