Ионосфера Земли — это что такое (от ионы и греч. spháira — шар), ионизированная часть верхней атмосферы; расположена выше 50 км. Верхняя граница ионосферы — внешняя часть магнитосферы Земли. Ионосфера — природное образование разреженной слабо ионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли. Обладает высокой электропроводностью с определёнными специфическими свойствами. Эти свойства определяют характер распространений в ней радиоволн и различных возмущении (подробнее см. Плазма, Распространение радиоволн). Только благодаря этим свойствам ионосферы возможен простой и удобный вид связи на дальние расстояния, как радиосвязь.
Первые предположения о существовании высоко над Землёй электропроводящего слоя высказывались в связи с исследованием магнитного поля Земли и атмосферного электричества (К. Гаусс, 1839; У. Томсон, 1860; Б. Стюарт, 1878). Вскоре после открытия А. С. Поповым радио (1895) А. Кеннелли в США и О. Хевисайд в Великобритании почти одновременно (в 1902) высказали предположение, что распространение радиоволн за пределы прямой видимости обусловлено их отражением от электропроводящего слоя, расположенного на высотах 100—300 км. Научные исследования ионосферы были начаты в 20-х годах, когда применили зондирующие ионосферные станции и, посылая с Земли короткие радиосигналы с различной длиной волны, наблюдали их отражения от соответствующих областей ионосферы. Английским учёным У. Эклсом был предложен механизм влияния заряженных частиц на радиоволны (1912), советский учёный М. В. Шулейкин (1923) пришёл к выводу о существовании в ионосфере не менее 2 слоев, английский учёный С. Чепмен (1931) построил теорию простого слоя, в первом приближении описывающую ионосферу. Большой вклад внесли работы советских учёных Д. А. Рожанского, М. А. Бонч-Бруевича, А. Н. Щукина, С. И. Крючкова, английских учёных Дж. Лармора, Э. Эплтона и др.
Наблюдения на мировой сети станций позволили получить глобальную картину изменения ионосферы. Было установлено, что концентрация ионов и электронов в ионосфере распределена по высоте неравномерно: имеются области, или слои, где она достигает максимума (рис. 1). Таких слоев в ионосфере несколько; они не имеют резко выраженных границ, их положение и интенсивность регулярно изменяются в течение дня, сезона и 11-летнего солнечного цикла. Верхний слой F соответствует главному максимуму ионизации ионосферы. Ночью он поднимается до высот 300—400 км, а днём (преимущественно 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 ионосферы обусловлена резким изменением по высоте условий её образования (см. ниже).
Применение сначала ракет, а потом и спутников позволило получить более надёжную информацию о верхней атмосфере, непосредственно измерить на ракетах ионный состав (при помощи масс-спектрометра) и основные физические характеристики ионосферы (температуру, концентрацию ионов и электронов) на всех высотах, исследовать источники ионизации — интенсивность и спектр коротковолнового ионизующего излучения Солнца и разнообразных корпускулярных потоков. Это позволило объяснить регулярные изменения в ионосфере. С помощью спутников, несущих на борту ионосферную станцию и зондирующих ионосферу сверху, удалось исследовать верхнюю часть ионосферы, расположенную выше максимума слоя F и поэтому недоступную для изучения наземными ионосферными станциями.
Было установлено, что температура и электронная концентрация nе в ионосфере резко растут до области F (см. таблицу и рис. 2); в верхней части ионосферы рост температуры замедляется, а nе выше области F уменьшается с высотой сначала постепенно до высот 15—20 тысяч км (так называемая плазмопауза), а потом более резко, переходя к низким концентрациям nе в межпланетной среде.
Значения характеристик основных областей ионосферы. | ||||||
---|---|---|---|---|---|---|
Область ионосферы | Средняя высота максимума, км | Температура, к | Электронная концентрация ne, см—3 | Эффективный коэффициент рекомбинации α', см3×сек—1 | ||
День | Ночь | |||||
Солнечная активность | ||||||
максимум | минимум | |||||
D | 70 | 220 | 100 | 200 | 10 | 10-6 |
Е | 110 | 270 | 3×105 | 1,5×105 | 3000 | 10-7 |
F1 | 180 | 800—1500 | 5×105 | 3×105 | — | 3×10-8 |
F2 (зима) | 220—280 | 1000—2000 | 25×105 | 6×105 | ~105 | 2×10-10 |
F2 (лето) | 250—320 | 8×105 | 2×105 | 3×105 | 10-10 |
Наряду с ракетами и спутниками получили успешное развитие новые наземные методы исследования, особенно важные для изучения нижней части ионосферы в области D: методы частичного отражения и перекрёстной модуляции; измерения с помощью риометров поглощения космического 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, когда посылают в ионосферу короткий мощный импульс радиоизлучения, а затем принимают слабый рассеянный сигнал, растянутый во времени в зависимости от расстояния до точки рассеяния. Этот метод позволяет измерять не только распределение nе до очень больших высот (1000 км и выше), но даёт также температуру электронов и ионов, ионный состав, регулярные и нерегулярные движения и другие параметры ионосферы.
Образование ионосферы. В ионосфере непрерывно протекают процессы ионизации и рекомбинации. Наблюдаемые в ионосфере концентрации ионов и электронов есть результат баланса между скоростью их образования в процессе ионизации и скоростью уничтожения за счёт рекомбинации и других процессов. Источники ионизации и процессы рекомбинации разные в различных областях ионосферы.
Основным источником ионизации ионосферы днём является коротковолновое излучение Солнца с длиной волны λ короче 1038 Å, однако важны также и корпускулярные потоки, галактические и солнечные космические лучи и др. Каждый тип ионизующего излучения оказывает наибольшее действие на атмосферу лишь в определённой области высот, соответствующих его проникающей способности. Так, мягкое коротковолновое излучение Солнца с λ = 85—911 Å большую часть ионов образует в ионосфере в области 120—200 км (но действует и выше), тогда как более длинноволновое излучение с λ = 911—1038 Å вызывает ионизацию на высотах 95—115 км, т. е. в области E, а рентгеновское излучение с λ короче 85 Å — в верхней части области D на высотах 85—100 км. В нижней части области D, ниже 60—70 км днём и ниже 80—90 км ночью, ионизация осуществляется так называемыми галактическими космическими лучами. Существенный вклад в ионизацию области D на высотах около 80 км вносят корпускулярные потоки (например, электроны с энергией ≤ 30—40 кэв), а также солнечное излучение первой линии серии Лаймана (La) водорода с λ = 1215,7 Å (см. Атомные спектры).
До сих пор речь шла об обычных условиях ионизации. Во время солнечных вспышек всплеск рентгеновского излучения вызывает внезапное возмущение в нижней части ионосферы. Через несколько часов после солнечных вспышек в атмосферу Земли проникают также солнечные космические лучи, которые вызывают повышенную ионизацию на высотах 50—100 км, особенно сильную в полярных шапках (областях вблизи магнитного полюса). В зоне полярных сияний в отдельные периоды времени действуют потоки протонов и электронов, которые вызывают не только ионизацию, но и заметное свечение атмосферы (полярные сияния) на высотах 100—120 км, но они действуют также и ниже, в области D. Во время магнитных бурь эти потоки корпускул усиливаются, а зона их действия расширяется к более низким широтам (иногда так называемые низкоширотные красные сияния наблюдают на широте Москвы и южнее).
Процессом, обратным ионизации, является процесс нейтрализации, или рекомбинации. Скорость исчезновения ионов в ионосфере характеризуется эффективным коэффициентом рекомбинации α', который определяет величину ne и её изменение во времени. Например, когда известен источник ионизации, то есть скорость образования ионов в 1 см3 в 1 сек — q, то . Значения α' для различных областей ионосфери различны (см. таблицу и рис. 3).
Состав ионосферы. Под воздействием ионизующих излучений в ионосфере происходят сложные физико-химические процессы, которые можно подразделить на три типа: ионизацию, ионно-молекулярные реакции и рекомбинацию, — соответствующие трём стадиям жизни ионов: их образованию, превращениям и уничтожению. В разных областях ионосферы каждый из этих процессов проявляется по-своему, что приводит к различию ионного состава по высоте. Так, днём на высотах 85—200 км преобладают положительные молекулярные ионы NO+ и O2+, выше 200 км в области F — атомные ионы O+, а выше 600—1000 км — протоны H+. В нижней части области D (ниже 70—80 км) существенно образование комплексных ионов-гидратов типа (H2O)nH+, а также отрицательных ионов, из которых наиболее стабильны ионы NO2— и NO3—. Отрицательные ионы наблюдаются лишь в области D.
Изменения ионосферы. Ионосфера непрерывно изменяется. Различают регулярные изменения и возмущённые состояния. Поскольку основным источником ионизации является коротковолновое излучение Солнца, многие регулярные изменения ионосферы обязаны изменению либо высоты Солнца над горизонтом (суточные, сезонные, широтные изменения), либо уровня солнечной активности (11-летние и 27-дневные вариации).
После солнечных вспышек, когда резко усиливается ионизующее излучение, возникают так называемые внезапные ионосферные возмущения. Часто возмущённые состояния ионосфер ы связаны и с магнитными бурями. Многие явления, которые происходят в верхней атмосфере и магнитосфере Земли, тесно связаны. Это обусловлено влиянием солнечной активности одновременно на все эти явления. Когда в межпланетном пространстве в районе Земли возрастает солнечный корпускулярный поток, который задерживается магнитосферой, происходит не только возмущение геомагнитного поля (магнитная буря), но изменяются радиационные пояса Земли, усиливаются корпускулярные потоки в зоне полярных сияний и т. д. При этом происходит также дополнительное разогревание верхней атмосферы и изменяются условия ионизации ионосферы. В свою очередь, изменения ионосферы и движения в ней влияют на вариации геомагнитного поля и другие явления в верхней атмосфере.
Характеристики ионосферных слоев. Закономерности изменения параметров ионосферы — степень ионизации или ne, ионный состав и эффективный коэффициент рекомбинации различны в разных областях ионосферы; это обусловлено в первую очередь значительным изменением по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верхней атмосферы.
В области D наблюдаются наиболее низкие ne < 103 см-3 (рис. 2). В этой области ионосферы из-за высокой концентрации молекул, а следовательно, и высокой частоты столкновения с ними электронов происходит наиболее сильное поглощение радиоволн, что иногда приводит к прекращению радиосвязи. Здесь же, как в волноводе, распространяются длинные и сверхдлинные радиоволны. От всей остальной части ионосферы область D отличается тем, что наряду с положительными ионами в ней наблюдаются отрицательные ионы, которые определяют многие свойства области D. Отрицательные ионы образуются в результате тройных столкновений электронов с нейтральными молекулами O2. Ниже 70—80 км концентрация молекул и число таких столкновений настолько возрастают, что отрицательных ионов становится больше, чем электронов. Уничтожаются отрицательные ионы при взаимной нейтрализации с положительными ионами. Так как этот процесс очень быстрый, то именно им объясняется довольно высокий эффективный коэффициент рекомбинации, который наблюдается в области D.
При переходе ото дня к ночи в области D концентрация электронов ne резко уменьшается и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой D исчезает. В момент солнечных вспышек на освещенной Солнцем земной поверхности сильно возрастает интенсивность рентгеновского излучения, увеличивающая ионизацию области D, что приводит к увеличению поглощения радиоволн, а иногда даже к полному прекращению радиосвязи, — так называемое внезапное ионосферное возмущение (Делинджера эффект). Продолжительность таких возмущений обычно 0,3—1,5 часа. Более длительные и более значительные поглощения бывают на высоких широтах (так называемые поглощения в полярной шапке — ППШ). Повышенная ионизация тут вызывается солнечными космическими лучами (в основном протонами с энергией в несколько Мэв), которые способны проникнуть в атмосферу только в районе геомагнитных полюсов (полярных шапок), т. е. там, где магнитные силовые линии не замкнуты. Длительность явлений ППШ достигает иногда нескольких дней.
Область ионосферы на высотах 100—200 км, включающая слои Е и F1, отличается наиболее регулярными изменениями. Это обусловлено тем, что именно здесь поглощается основная часть коротковолнового ионизующего излучения Солнца. Фотохимическая теория, уточняющая теорию простого слоя ионизации, хорошо объясняет все регулярные изменения ne 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 ne сильно уменьшается, однако в области Е на высотах 100—120 км обычно сохраняется довольно высокая ne = (3—30) × 103 см-3. О природе источника ночной ионизации в области Е мнения расходятся.
На высотах областей D и Е часто наблюдают кратковременные необычайно узкие слои повышенной ионизации (так называемые спорадические слои Es), состоящие в основном из ионов металлов Mg+, Fe+, Ca+ и др. За счёт Es возможно дальнее распространение телевизионных передач. Признанной теорией образования слоев Es является так называемая теория «ветрового сдвига», по которой в условиях магнитного поля движения газа в атмосфере «сгоняют» ионы к области нулевой скорости ветра, где и образуется слой Es.
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 ионосферы совершенно различны. Так, днём в области максимума ионизации коротковолновым излучением Солнца, когда он расположен ниже этого уровня, образуется слой F1. Поэтому слой F1 регулярно наблюдается на ионограммах только при большой высоте Солнца над горизонтом, преимущественно летом и в основном при низкой активности Солнца, а в максимуме активности зимой он вообще не наблюдается. Выше указанного уровня создаются благоприятные условия для образования области F2.
Поведение главного максимума ионизации, или области F, является очень сложным, оно коренным образом отличается от поведения областей Е и F1. Так, хотя в среднем электронная концентрация в слое F1 определяется солнечной активностью, но ото дня ко дню она сильно изменяется. Максимум ne в суточном ходе бывает сильно сдвинут относительно полудня, при этом сдвиг зависит от широты, сезона и даже долготы. Сезонной аномалией называется необычное увеличение ne зимой по сравнению с летним сезоном. В экваториальной области до полудня имеется один, а после полудня и ночью — два максимума ne, расположенных на геомагнитных широтах ± 15° (экваториальная или геомагнитная 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. На высоких широтах также обнаружено необычное поведение области F и, в частности, образование узкой зоны пониженной ионизации, идущей параллельно зоне полярных сияний, где наблюдается повышенная ионизация. Всё это говорит о том, что, помимо солнечного излучения, изменения ne в области F определяются рядом геофизических факторов.
Высота главного максимума ионосферы (hmaxF) в средних широтах Северного полушария изменяется в течение суток сложным образом (рис. 4), глубоко спускаясь утром и достигая максимума вблизи полуночи. Высота слоя F зимой ниже (кривая I), чем летом (кривая II), а при высокой активности Солнца (кривая III) выше, чем при низкой (кривые I и II).
В последнее время была развита новая теория образования области F, учитывающая действие амбиполярной диффузии, которая объяснила многие особенности области F и в том числе основную аномалию — образование максимума nе значительно выше максимума ионообразования, расположенного в области 150 км. Описанные выше вариации высоты слоя F она связывает с изменением в течение дня интенсивности ионизации и температуры 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.
Многие особенности в изменении верхней части ионосферы, расположенной над максимумом области F, повторяют суточный ход и глобальное распределение nе в максимуме слоя. Это говорит о тесной связи этих областей ионосферы. Выше максимума области F уменьшение концентрации ионов с высотой происходит по барометрической формуле. При этом с увеличением высоты возрастает доля более лёгких ионов. Поэтому преобладание ионов O+ в области F сменяется днём выше 1000 км преобладанием ионов Н+ (протоносфера). Ночью в связи с понижением температуры протоносфера опускается до высот ~ 600 км. В верхней части ионосферы по направлению к высоким широтам обнаружен рост доли тяжёлых ионов на данной высоте, что аналогичным образом связывается с наблюдаемым ростом температуры. Однако поведение ионосферы в полярных областях пока полностью не объяснено.
Движения потоков заряженных частиц в ионосфере 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 ионосферы влияют на распространение радиоволн, вызывая замирание.
Изучение ионосферы продолжает развиваться в двух направлениях — с точки зрения её влияния на распространение радиоволн и исследования физико-химических процессов, происходящих в ней, что привело к рождению новой науки — аэрономии. Современная теория позволила объяснить и распределение ионов с высотой, и эффективный коэффициент рекомбинации. Ставится задача построения единой глобальной динамической модели ионосферы. Осуществление такой задачи требует сочетания теоретических и лабораторных исследований с методами непосредственных измерений на ракетах и спутниках и систематических наблюдений ионосферы на сети наземных станций.
Похожие статьи.
Гинзбург В. Л. Распространение электромагнитных волн в плазме (djvu), М., 1960; Гинзбург В. Л., Распространение электромагнитных волн в плазме (djvu). Изд. 2-е. М., 1967; Альперт Я. Л. Распространение радиоволн и ионосфера. М., 1960; Альперт Я. Л. Распространение радиоволн (pdf). М. 1953; Альперт Я. Л. Распространение электромагнитных волн и ионосфера (djvu). Изд. 2-е. М. 1972; Данилов А. Д. Химия, атмосфера и космос, Л., 1968; Ратклиф Дж. А., Уикс К. Ионосфера, в сборнике: Физика верхней атмосферы, пер. с англ., М., 1963, с. 339—418; Николе М., Аэрономия, пер. с англ., М., 1964; Исследования верхней атмосферы с помощью ракет и спутников, пер. с англ., М., 1961; Распределение электронной концентрации в ионосфере и экзосфере. Сб. докладов, пер. с англ., М., 1964; Электронная концентрация в ионосфере и экзосфере. Сб. статей, пер. с англ., М., 1966; Распределение электронов в верхней атмосфере, пер. с англ., М., 1969; Данилов А. Д., Химия ионосферы, Л., 1967; Ионосферные процессы, под ред. В. Е. Степанова, Новосиб., 1968; Уиттен Р. К. и Поппов И. Д., Физика нижней ионосферы, пер. с англ., М., 1968; Иванов-Холодный Г. С. и Никольский Г. М., Солнце и ионосфера, М., 1969.