Ионосфера

Ионосфера (от ионы и греч. spháira — шар), ионизированная часть верхней атмосферы; расположена выше 50 км. Верхней границей И. является внешняя часть магнитосферы Земли. И. представляет собой природное образование разреженной слабоионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли и обладающей благодаря своей высокой электропроводности специфическими свойствами, определяющими характер распространений в ней радиоволн и различных возмущении (подробнее см. Плазма, Распространение радиоволн). Только благодаря И. возможен такой 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 И. были начаты в 20-х гг., когда применили зондирующие ионосферные станции и, посылая с Земли короткие радиосигналы с различной длиной волны, наблюдали их отражения от соответствующих областей И. 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 И. не менее 2 слоев, английский учёный С. Чепмен (1931) построил теорию простого слоя, в первом приближении описывающую И. 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 И. Было установлено, что концентрация ионов и электронов в И. распределена по высоте неравномерно: имеются области, или слои, где она достигает максимума (рис. 1). Таких слоев в И. 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 И. 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 И. 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 И. (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 И. С помощью спутников, несущих на борту ионосферную станцию и зондирующих И. сверху, удалось исследовать верхнюю часть И., расположенную выше максимума слоя F и поэтому недоступную для изучения наземными ионосферными станциями. 

Было установлено, что температура и электронная  концентрация nе в И. резко растут до области F (см. таблицу и рис. 2); в верхней части И. рост температуры замедляется, а nе выше области F уменьшается с высотой сначала постепенно до высот 15—20 тыс. 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 a', 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 И. 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 И. 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 др. параметры И. 

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 различных областях ионосферы. 

Основным источником ионизации И. днём является коротковолновое  излучение Солнца с длиной волны l короче 1038  , 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 l = 85—911   большую часть ионов образует в И. в области 120—200 км (но действует и выше), тогда как более длинноволновое излучение с l = 911—1038   вызывает ионизацию на высотах 95—115 км, т. е. в области E, а рентгеновское излучение с l короче 85   — 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 l = 1215,7   (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 И. 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 И. характеризуется эффективным  коэффициентом рекомбинации a¢, который  определяет величину ne и её изменение  во времени. Например, когда известен источник ионизации, т. е. скорость образования  ионов в 1 см3 в 1 сек — q, то   Значения a¢ для различных областей И. различны (см. таблицу и рис. 3). 

Состав ионосферы. Под воздействием ионизующих излучений  в И. 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 И. 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. И. непрерывно изменяется. Различают  регулярные изменения и возмущённые  состояния. Поскольку основным источником ионизации является коротковолновое  излучение Солнца, многие регулярные изменения И. 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  И. 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 И. В свою очередь, изменения И. и движения в ней влияют на вариации геомагнитного поля и другие явления в верхней атмосфере. 

Характеристики ионосферных  слоев. Закономерности изменения параметров И. — степень ионизации или ne, ионный состав и эффективный коэффициент  рекомбинации различны в разных областях И.; 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 И. 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 И. 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 И. 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 И. 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.