Значение слова ИОНОСФЕРА в Большой советской энциклопедии, БСЭ

ИОНОСФЕРА

(от ионы и греч. sphaira - 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 F 1 и F 2 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

F 1

180

800-1500

5×105

3×105

-

3×10-8

F 2 (зима)

220-280

1000-2000

25×105

6×105

~105

2×10-10

F 2 (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 ( L a) 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 см 3 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) n H+, 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 F 1, 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 F 1. Поэтому слой F 1 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 F 2.

Поведение главного максимума ионизации, или области F , является очень сложным, оно коренным образом отличается от поведения областей Е и F 1. Так, хотя в среднем электронная концентрация в слое F 1 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 И. ( h max F ) 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 И., расположенной над максимумом области F , повторяют суточный ход и глобальное распределение nе в максимуме слоя. Это говорит о тесной связи этих областей И. 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 И. по направлению к высоким широтам обнаружен рост доли тяжёлых ионов на данной высоте, что аналогичным образом связывается с наблюдаемым ростом температуры. Однако поведение И. в полярных областях пока полностью не объяснено.

Движения потоков заряженных 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 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 И. Осуществление такой задачи требует сочетания теоретических и лабораторных исследований с методами непосредственных измерений на ракетах и спутниках и систематических наблюдений И. на сети наземных станций.

Лит.: Гинзбург В. Л., Распространение электромагнитных волн в плазме, М., 1960; Альперт Я. Л., Распространение радиоволн и ионосфера, М., 1960; 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.

Г. С. Иванов-Холодный.

Большая советская энциклопедия, БСЭ. 2012