Глава 3.9 ИОНОСФЕРА А.А. Криволуцкий Центральная аэрологическая обсерватория В.Е. Куницын Московский Государственный Университет им. М.В. Ломоносова, Физический факультет СОДЕРЖАНИЕ Введение 3.9.1 Образование ионосферных слоев (областей) 3.9.2 Вариации регулярных параметров ионосферы 3.9.3. Особенности структуры ионосферы 3.9.4. Возмущения ионосферы электромагнитным излучением 3.9.5. Возмущения ионосферы корпускулярными потоками 3.9.6. Метеорологические эффекты в ионосфере 3.9.7. Искусственные воздействия на ионосферу 3.9.8. Распространение радиоволн 3.9.9. Модели ионосферы Заключение Введение В истории изучения верхней атмосферы были периоды бурного развития: первый в 30-х годах XX столетия – время совершенствования радиосвязи – и второй в конце 50-х годов, когда началось освоение космического пространства. Ионосферные исследования при этом стимулировались необходимостью прогноза состояния ионосферы для организации коротковолновой радиосвязи. К настоящему времени накоплен большой опыт как в теоретическом описании процессов, протекающих в ионосферной плазме и ее взаимодействии нейтральной средой и космическим пространством, так и в области ее экспериментального исследования. Тем не менее, исследования в этом направлении по-прежнему актуальны. В частности, важным является понимание и прогноз последствий искусственных воздействий на ионосферу. В настоящей Главе представлена краткая информация о состоянии знаний об этой сложной для изучения области, а также проблемы, которые актуальны на данном этапе развития науки об ионосфере. 3.9.1 Образование ионосферных слоев (областей) В результате наблюдения земного магнитного поля были обнаружены его суточные вариации, достигающие на большей части земной поверхности примерно 0.1% значения постоянного поля; эти изменения связаны с местным временем. Этот факт позволил Б. Стюарту в 1882 г. высказать предположение о существовании свободных электрических зарядов и электрического тока в верхней атмосфере. Экспериментальное доказательство существования ионосферы было получено в 1901г., когда Маркони принял в Ньюфаундленде радиосигнал, переданный через океан (к удивлению многих ученых, предсказывающих неудачу эксперимента). Причина успеха эксперимента была объяснена в 1902 г. Кеннели и Хевисайд, работавшие независимо, предположили, что радиосигналы должны отклоняться проводящим слоем ионов приблизительно на высоте 80 км. Этот слой стал известен как слой Кеннели-Хевисайда. Ионизированный слой, названный ионосферой, впервые наблюдали в 1924 г. в Англии (Appleton, Barnett; 1925), при этом был использован метод интерференции волн, и США (Breit, Tuve; 1926),на основе импульсного метода. Импульсный метод, в котором измеряется время задержки между моментом посылки импульса и моментом приема эхо-сигнала от отражающего слоя, применяется и в настоящее время для исследования и контроля состояния ионосферы с помощью наземных станций. Ионосферой принято называть область атмосферы Земли на высотах 30-1000 км, содержащую частично ионизованную холодную плазму. Ионосфера Земли делится на несколько областей, обозначаемых D, E и F; последняя подразделяется на F1 и F2 (Рис.1). Исторически такое деление возникло из-за образования последовательных плато электронной концентрации ne (действующая высота), наблюдаемых на ионограммах по временной задержке отражений радиосигнала при развертке по частоте. Критическая частота, при которой возникает отражение, изменяется как ne1/2, следовательно, сигнал на более высоких частотах проникает глубже в ионосферу, где выше электронная концентрация как ne. Область Е была обнаружена первой и названа так потому, что представляет собой атмосферный слой, отражающий Е-вектор радиосигнала. Впоследствии были открыты более низкая область D и расположенная выше область F, имеющая главный максимум концентрации заряженных частиц на высоте 250-300 км. Так называемая внешняя ионосфера простирается от главного максимума до высот 20-25 тыс. км. ^ Рис. 1 Типичный дневной высотный профиль электронной концентрации и концентрации атмосферы. В дальнейшем большинство сведений об ионизированных областях, полученных с помощью наземных и ракетных наблюдений, были основаны на распространении радиоволн. В связи с этим выделение различных ионосферных областей проводилось на основе изучения их влияния на распространение радиоволн. В тоже время области, открытые и идентифицированные радиотехническими методами, характеризуются также особыми аэрономическими условиями, а не только уровнями и градиентами электронной концентрации. Возмущения на Солнце (вспышки и др.) часто приводят к сильным возмущениям в ионосфере, включая условия нарушения в условиях распространения радиоволн. Наиболее низко раcположена область D ионосферы, чувствительная к процессам в средней и даже нижней атмосфере, что позволяет говорить о «метеорологическом контроле» этой области (Данилов и др., 1987). Одним из методов исследования процессов в ионосфере и их прогнозирования является численное моделирование (Брюнелли и Намгаладзе А.А., 1988; Колесник и др., 1993). Было установлено, что солнечная рентгеновская и ультрафиолетовая радиация практически полностью поглощается выше 90 км, образуя ионосферную плазму. Однако, даже в ионосфере число нейтральных молекул значительно превосходит число ионов. Например, их отношение в слое Е приблизительно 108 : 1, а в слое F2 – 104 : 1. Степень ионизации ионосферной плазмы определяется как = ne/(ne + nn), где ne– концентрация электронов, nn – концентрация нейтральных молекул. При этом проводимость имеет максимум в слое Е и быстро убывает выше 150 км. Вследствие этого значительная часть ионосферного тока течет в области слоя Е. В Таблице 1 представлены характерные дневные значения концентраций электронов и нейтральных частиц до высоты 1000 км. ^ Таблица 1 Типичные значения дневных концентрации электронов и нейтральных частиц Z, км 60 100 150 200 300 400 500 700 1000 ne, см-3 1 101 1 104 1 105 1 105 1 106 1 106 4 105 1 105 3 104 nn, см-3 7 1015 9 1012 7 1010 8 109 7 108 5 107 2 107 3 106 3 105 1 10-16 1 10-9 1 10-6 1 10-5 1 10-3 2 10-2 2 10-2 3 10-2 1 10-1 Из таблицы видно, что степень ионизации сильно зависит от высоты, меняясь на 15 порядков величины. Величины будут значительно меньше, если рассматривать ночные условия, поскольку будет отсутствовать основной источник ионизации – ультрафиолетовая радиация Солнца. Поскольку ионосфера не является замкнутой системой, то для нее условие полного термодинамического равновесия (заряженные и нейтральные атомы и молекулы имеют одну и ту же температуру, а распределение является максвелловским) не выполняется. В связи с этим для широкого круга задач используется предположение о локальном термодинамическом равновесии. В основе этого предположения лежит тот факт, что в макроскопически малых объемах время установления мало по сравнению с временем установления равновесия во всей системе, и, следовательно каждый элемент объема плазмы ведет себя так, как бы он вел себя в условиях полного термодинамического равновесия. Второе предположение касается понятия частичного термодинамического равновесия. Оно основывается на том факте, что время установления равновесия внутри частиц данного сорта значительно меньше времени установления равновесия для смеси газа в целом. Это позволяет с учетом предположения о локальном термодинамическом равновесии ввести кинетическую температуру T (r,t) как функцию пространственных координат и времени. Тогда в предположении о частичном, локальном термодинамическом равновесии каждый сорт частиц в газе будет характеризоваться своей температурой T , а его распределение по скоростям v со своей функцией распределения. Обычно для характеристики термодинамического состояния ионосферной плазмы вводятся температуры электронов Te, ионов Ti и нейтральных молекул и атомов Tn , при этом предполагается, что все сорта ионов, а также нейтральных атомов и молекул имеют одну и ту же температуру. Это предположение достаточно хорошо выполняется для ионосферной плазмы, причем 2000 K 50000 K В качестве пространственного масштаба разделения зарядов в плазме обычно принимается дебаевский радиус: rD = ( kT0 / nee2 )1/2, где Т – приведенная температура электронов и ионов, T = TeTi/(Te+Ti); e – заряд электрона; k – постоянная Больцмана; 0 – электрическая постоянная. В ионосферной плазме величина rDизменяется от примерно 1мм на высоте 100 км до 10мм на высоте 500 км. Временным масштабом разделения зарядов в плазме выступает период плазменных колебаний: = ( me0 / nee2 )1/2 На высотах 100-500 км меняется от 10-5 до 10-7 с. Так как в ионосфере масштабы пространственных неоднородностей l0 и характерные времена изменения ее параметров t0 практически всегда удовлетворяют условиям: l0 >> rD и t0 >> , то при анализе и описании разнообразных процессов можно использовать условие квазинейтральности ионосферной плазмы: ne = , где nj – концентрация положительных ионов сорта j, а суммирование проводится по всем сортам ионов. Таким образом, ионосферная плазма удовлетворяет условию идеальности: nerD3 >> 1 и разреженности газа: ne-3 >> d, где d – средний диаметр частиц газа. Одновременное выполнение последних двух неравенств означает, что ионосферная плазма удовлетворяет условиям сплошной среды. Поскольку ионосферная плазма находится в геомагнитном поле, то электроны и ионы имеют гирочастоты: e = eB/me и i = eB/mi , где B – магнитная индукция геомагнитного поля. Типичные значения гирочастот и величин замагниченности электронов e и ионов i , которые определяются как: e = e/eи i = i/i, приведены в таблице 2, где e и i – эффективные частоты соударений электронов и ионов соответственно. ^ Таблица 2 Гирочастоты, степень замагниченности и эффективные частоты соударений электронов и ионов в зависимости от высоты Z, км ei , с-1 en , с-1 in , с-1 e , с-1 I , с-1 e i 100 840 48000 730 107 180 2102 0,25 120 580 6200 680 107 190 1.5103 0,3 150 480 910 60 107 250 1.1104 4,2 200 440 150 6 107 300 6 104 50 250 650 47 2 107 350 2 105 175 300 810 18 0,7 107 350 6 105 500 400 590 3,5 0,2 107 350 3 107 1700 500 300 0,9 0,05 107 350 1 107 7000 Из Таблицы 2 видно, что до высот примерно 150 км ионосферная плазма замагничена частично (e>>1, i >1, i >>1). Кратко остановимся на характеристиках ионосферных слоев. Хотя идея о том, что ионосфера состоит из газа, ионизированного солнечным излучением, находила широкую поддержку, только С.Чепмен впервые [Chapman, 1931] разработал количественную теорию образования ионосферных слоев. Его работа служит основой для многих современных расчетов. Кратко остановимся на основных идеях этой работы. Главным источником тепловой энергии в верхней атмосфере, как уже было сказано, является фотопоглощение солнечного излучения. Выражение для притока тепловой энергии (скорости удельного тепловыделения) при этом имеет вид [Уиттен, Поппов; 1977]: qT(z) = Σ∫ F (, z) αi Qi() ni (z) d, (1) где F (, z) – спектральная плотность излучения на данной высоте z (фотон·см-2ּс-1A-1), ni – концентрация частиц типа i на высоте z; Qi () – эффективное сечение поглощения; αi - количество тепловой энергии, образующейся на единицу поглощенной энергии. Для данной длины волны спектральную плотность излучения на высоте z можно выразить через спектральную плотность на верхней границе атмосферы F (, ∞) и оптическую толщу : F (, z) = F (, ∞) e-(, z) , где , (2) а - зенитный угол Солнца. Для монохроматического излучения с длиной волны 0 и однокомпонентной экспоненциальной атмосферы выражение (1) примет вид: qT (z) = F (0, ∞) n(z0) α Q exp [-z/H - n(z0)secQHe-z/H], (3) где z0 – начальная высота, а Н- высота однородной атмосферы. Очевидно, величина q должна иметь максимум на некоторой высоте вследствие совместного эффекта увеличения скорости нагрева и одновременного увеличения поглощения излучения по мере уменьшения высоты. Пользуясь выражением (6.3) легко определить высоту максимума q дифференцированием: zm= H ln[n(z0)QHsec] (4) С учетом выражения (4) получим: q(z) = qm exp[1-(z- zm)/H - e-(z- zm)/H], (5) где qm ≡ q(zm) = [F(0) α cos]/eH (6) Здесь опущен индекс в соотношениях для притока тепла qT поскольку аналогичное (5) выражение получается и для скорости ионообразования q(z), которая определяется подобно (1), но с другой (вместо α ) размерной константой пропорциональности = 1/w, где w – энергия, затраченная на фотоионизацию одного электрона. Соответственно меняется и qm: qm ≡ q(zm) = [F (0, ∞) cos]/ewH Таким образом профиль скорости ионообразования q(z) и профиль скорости удельного тепловыделения qT (z) описываются одной универсальной функцией – функцией Чепмена (5). На Рис. 2 изображены нормированные значения q(z)/qm как функция нормированной высоты (y = (z-zm)/H) для различных значений зенитного угла Солнца. ^ Рис.2 Распределение скорости ионизации (нормированные значения) как функция высоты для различных зенитных углов Солнца. Следует отметить, что использование теории, развитой С. Чепменом требует некоторых оговорок: -Плоскопараллельная геометрия хода лучей неприменима вблизи восхода и захода Солнца. -Реальная атмосфера обладает некоторым запаздыванием реакции на воздействие. -Атмосфера не является изотермической, так что шкала высот зависит от высоты. -Ионизирующее излучение не является монохроматическим. -Продукты ионизации не остаются на той высоте, где они образовались, а смещаются вследствие амбиполярной диффузии. Перечисленные ограничения в значительной степени преодолеваются в современных численных моделях, учитывающих взаимодействие различных физических факторов. С точки зрения физических процессов области Е и F1 представляют собой в основном слои Чепмена. Анализ порога фотоионизации и сечения поглощения атмосферных составляющих показывает, что солнечное излучение, способное вызвать ионизацию, в основном поглощается молекулами N2 , O2 , и атомами О на высотах более 100 км. Ниже 100 км мягкое ренгеновское излучение (1-10 нм) вносит вклад в ионизацию Е-области, а жесткое ( ^ Таблица 3 Порог ионизации некоторых атомов и молекул (эВ) Na 241,2 NO 134,0 H2O 98,5 O 91,0 Al 207,1 CH3 126,0 O3 96,9 CO2 89,9 Ca 202,8 NH3 122,1 N2O 96,1 CO 88,5 Mg 162,2 CH 111,7 CH4 95,4 N 85,2 Si 152,1 O2 102,8 OH 94,0 N2 79,6 C 110,0 SO2 100,8 H 91,1 Ar 78,7 1> Следует заметить, что поток солнечной радиации (в том числе и его ионизирующая часть) меняется в цикле активности Солнца. В Таблице 4 приведены некоторые типичные значения потока ионизирующего излучения в упомянутых линиях. ^ Таблица 4. Поток ионизирующего солнечного излучения (фотон/(см-2 с-1)) для различных уровней солнечной активности Длина волны, нм Очень спокойное Солнце Спокойное Солнце Умеренная активность Высокая активность 102,6 (Lβ) 3,5 (9) 4,0 (9) 5,0 (9) 6,5 (9) 97,7 (CIII) 4,4 (9) 5,0 (9) 6,0 (9) 8,0 (9) 91-79,6 7,5 (9) 1,0 (9) 1,3 (10) 1,5 (10) 79,6-73,2 1,0 (9) 1,3 (9) 1,5 (9) 2,0 (9) 73,2-66,5 5,0 (8) 6,0 (8) 8,0 (8) 1,0 (9) 66,5-37,5 4,0 (9) 6,0 (9) 8,0 (9) 1,2 (10) 37,5-27,5 7,5 (9) 1,0 (10) 1,5 (10) 2,0 (10) 27,5-15,0 7,5 (9) 1,0 (10) 1,5 (10) 2,0 (10) 15,0-8,0 5,0 (8) 7,5 (8) 1,0 (9) 2,0 (9) 8,0-6,0 2,5 (7) 5,0 (7) 1,0 (8) 1,5 (8) 6,0-4,1 2,5 (7) 5,0 (7) 1,0 (8) 1,5 (8) 4,1-3,1 7,5 (6) 1,5 (7) 3,0 (7) 4,5 (7) 0,8-0,5 2,9 (2) 2,9 (3) 2,9 (4) 2,9 (5) 0,5-0,33 2,0 (1) 2,0 (2) 2,0 (3) 2,0 (4) 0,33-0,15 1,0 (0) 1,0 (1) 1,0 (2) 1,0 (3) Поток излучения Солнца в линии Лайман-α также меняется в цикле активности. Интенсивность меняется от (2,5-3,0) 1011 фотон/(см-2 с-1) в минимуме активности до (4,0-6,0) 1011 фотон/(см-2 с-1) в максимуме. На основе исследования корреляции между интенсивностью линий Лайман-α и потоком радиоизлучения Солнца на длине волны 10,7 см была предложена следующая формула: qL α = 2,91∙ 1011 [ 1 + 0,20 (F10,7- 65)/100)], где F10,7 – поток излучения на длине волны 10б7 см в единицах 10-22 Вт∙м-2 Гц-1. Кроме поглощения ультрафиолетовой радиации, верхняя атмосфера может нагреваться за счет других механизмов, таких как химические реакции, поглощение энергии заряженными частицами, гидромагнитные волны, джоулево нагревание электрическими токами, диссипация энергии атмосферных гравитационных волн. Область D Область D образуется под действием наиболее проникающей части ионизирующих излучений. Характерным для этой области является наличие слабо ионизированной плазмы, большая плотность нейтральных частиц, а также реакции прилипания и отрыва электронов и сложных ионообменных реакций. Причем процессы прилипания и отрыва электронов являются отличительной чертой области D. Ионизирующими излучениями являются заряженные частицы высоких энергий (> 1 БэВ), входящие в состав галактических космических лучей, наиболее энергичная часть солнечного ренгеновского спектра ( ^ Рис.3. Высотные распределения некоторых ионов связок, полученные в модельных расчетах Рис.4. Схема химии положительных ионов в области D В средних широтах наблюдались ионы металлов в газовой фазе. Вероятным источником этих ионов является абляция микрометеоров, в результате которой образуется большое количество ионов Mg+, Fe+ и т.д. Именно эти компоненты присутствуют на высотах 85-100 км, образуя отдельные слои. В Таблице 6.5 представлены реакции, в которых участвуют ионы металлов. Таблица 5. Реакции, в которых участвуют ионы металлов Реакция* Металлы X+ + O3 XO+ + O2Al, Fe, Mg, Si, Ti, ScX+ + O2 + М XO+ + O2 Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScXO2+ + O XO+ + O2 Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScXO+ + O X+ + O2 Al, Fe, Mg, Na, SiX + O XO+ + e Ti, ScX+ + O2 XO+ + O Ti, ScX + NO+ X+ + NO Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScO2+ + X X+ + O2 Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScX + h X+ + e Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScXO + h XO+ + e Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScXO + NO+ XO+ + NO Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScO2+ + XO XO+ + O2 Al, Fe, Mg, Na, Si, Ti, ScXO+ + e X + O Al, Fe, Mg, Na, SiXO+ + e XO + h Ti, Sc* X обозначает любой из указанных металлов Наблюдения ионосферы, основанные на анализе распространения радиоволн, показали, что ниже 65-70 км днем и 75-80 км ночью концентрация электронов мала. Однако из условия электронейтральности и регистрации наличия положительных ионов следовало, что должны существовать заметные концентрации отрицательных ионов. В результате лабораторных исследований была предложена схема химических реакций, приводящих к образованию отрицательных ионов, изображенная на Рис.4. Цепочка реакций начинается с прилипания электрона к молекуле кислорода: e + O2 + M O2- + M Скорость этой реакции зависит от плотности атмосферы (М), поэтому свободные электроны почти полностью исчезают ниже некоторой высоты. На Рис.5 изображена схема химии отрицательных ионов, а на Рис.6 и Рис.7 профили концентраций отрицательных ионов, полученные по наблюдениям и в модельных расчетах соответственно. Рис.5. Схема химии отрицательных ионов Рис.6. Профили концентраций отрицательных ионов, полученные по наблюдениям Рис.7. Профили концентраций отрицательных ионов, полученные в модельных расчетах Области Е и F1 В области Е доминируют процессы ионизации молекулярных составляющих, а потери электронов и ионов определяются процессами диссоциативной рекомбинации типа: NO+ + e N* + O* O2+ + e O* + O* , где N*, O* - возбужденные частицы. Отрицательные ионы и процессы ионно-ионной рекомбинации являются несущественными. Для нейтральных частиц в области Е более важным становится фоторавновесие. Основными ионами при этом являются N2+ и O2+, ионы О+ и NO+менее важны. Важную роль могут играть ионы металлов, приводя к образованию так называемого спорадического слоя Еs – тонких ионизированных слоев с повышенной концентрацией ионов металлов. Считается, что это явление возникает из-за ветрового сдвига в присутствии магнитного поля. Важным ионизирующим излучением для этой области является солнечная линия водорода Лайман-β (102,6 нм), ультрафиолетовый спектр (λ Область F2 На высотах ниже 200 км в спокойных дневных условиях все заряженные компоненты находятся в фотохимическом равновесии, но это не так для высот выше 250 км. На этих высотах скорость химической рекомбинации ионов сравнима со скоростью их диффузии в нейтральном газе, и механизмы переноса (диффузия) начинают влиять на величину ионной и электронной концентрации. С ростом высоты диффузия становится преобладающим физическим механизмом. В самом слое F2 доминирующим является ион О+ , однако на высотах порядка 1000 км в больших концентрациях присутствует ион Н+ . Если в слое F1 максимальная электронная концентрация имеет тенденцию следовать закону (cosχ)1/2 , отчетливо показывая суточную вариацию, обусловленную ходом солнечной радиации, то в слое F2 такой простой зависимости нет. Например, максимальная электронная концентрация может быть в зимние месяцы значительно выше, чем летом. Одной из наиболее важных причин, вызывающих подобные отклонения является диффузия. Однако это не просто диффузия электронов, поскольку подвижность электронов почти в 100 раз выше подвижности положительных ионов. Незначительное смещение электронов относительно положительных ионов приводит к возникновению электрического поля, что препятствует электронам совершать диффузионное движение независимо от положительных ионов. Результирующее движение называется амбиполярной диффузией, и характеризуется тем, что электроны и ионы диффундируют совместно с коэффициентом диффузии, который в 50 раз меньше, чем для одних электронов (или в 2 раза больше, чем для одних ионов). На этот процесс сильно влияет магнитное поле. Полагая, что: vi = ve = vp и vn = 0 Скорость диффузии при этом может быть получена в виде выражения: , где Tp=(Ti+Te)/2, Hi=kTi/mig, а Da – коэффициент амбиполярной диффузии, равный: Da = (2kTp )/(mi νin ) . Если принять во внимание наличие геомагнитного поля, то коэффициент диффузии следует умножить на sin2I (где I – магнитное наклонение), поскольку амбиполярная диффузия происходит преимущественно вдоль направления геомагнитного поля. Решение соответствующего уравнения неразрывности для величины ne , учитывающего амбиполярную диффузию, позволяет получить результаты, согласующиеся с наблюдениями. Электронная концентрация в области F2 испытывает суточные вариации, которые тесно связаны с системой термосферных ветров, в частности со вздутием термосферы в дневные часы, что приводит к существованию интенсивного воздушного течения через полярную шапку из освещенного Солнцем полушария в неосвещенное. Поскольку силовые линии геомагнитного поля наклонены по отношению к ионосферному слою, за исключением высоких широт, вектор скорости воздушного течения имеет компоненту вдоль B , которая заставляет воздушные частицы двигаться вдоль B. При этом компонента ветра, направленная к полюсу, заставляет заряженные частицы на дневной стороне ионосферы двигаться вниз, где коэффициент потерь велик. Поэтом максимальная электронная концентрация в области F2 (или f0F2) уменьшается. На Рис.8 изображены суточные вариации значений f0F2 и вариация компоненты дрейфовой скорости в ионосфере, обусловленная системой атмосферных ветров. ^ Рис.8 Суточные вариации значений f0F2 и вариация компоненты дрейфовой скорости в ионосфере, обусловленная системой атмосферных ветров. Важную роль в перераспределении атмосферной плазмы играют приливные движения. Наблюдаемые приливные эффекты в ионосфере при этом обусловлены сложным совместным влиянием дрейфового движения (ЕВ) и движений, связанных с увлечением заряженных частиц нейтральными приливными ветрами. Наиболее заметна солнечно-суточная компонента, обнаруживается также полусуточная компонента и компонента с зональным волновым числом, равным 3 (три колебания в сутки). Протоносфера С ростом высоты гелий и атомарный водород становятся все более существенными составляющими нейтральной атмосферы. Оба газа фотоионизируются солнечным излучением и оба вида ионов рекомбинируют в реакциях с нейтральными частицами: He+ + N2 He + N + N+ H+ + O (3P) H(2S) + O+(4S) Тот факт, что коэффициенты скоростей приведенных реакций почти равны, с учетом того, что масса Н+ много меньше массы О+, приводит к образованию диффузионного барьера для Н+ и О+. Это означает, что ионы Н+, которые переносятся вниз, замещаются ионами О+ со скоростью , достаточной для поддержания химического равновесия Н+ на высотах ниже 1000 км. Кроме того, электрическое поле, возникшее вследствие разделения зарядов, вызывает «всплывание» легких ионов над более тяжелыми. Следовательно, в той области, где имеются большие концентрации O+, содержится мало Н+ и наоборот. Область, где преобладает Н+, называется протоносферой. На Рис.9 показаны рассчитанные профили концентраций O+ и Н+. ^ Рис.9 рассчитанные профили концентраций O+ и Н+ (протоносфера) 3.9.2 Вариации регулярных параметров ионосферы Вариации в спектре ионизирующих излучений или в концентрации и составе нейтральных частиц будут влиять на ионосферные характеристики. Такие вариации имеют регулярный или спорадический характер. Спорадические вариации будут рассмотрены ниже. Регулярные вариации можно классифицировать в соответствии с временным масштабом явления. Основными являются суточные, сезонные и гелиоциклические. ^ Суточные вариации. Ночью, когда Солнце уходит за горизонт, исчезает основной источник ионизации (остается слабый источник ионизации космическими лучами). Прекращаются также процессы фотоотлипания, а фотохимические продукты начинают исчезать. В области D электроны исчезают за счет процессов прилипания, хотя остаточная ионосфера все же сохраняется ночью вследствие процессов отлипания при столкновении и ассоциативного отлипания, а также под действием слабого потока излучения в линии L α , которое рассеивается водородной короной в неосвещенную полусферу и ионизирует окись азота. Ночью электронная концентрация в области Е также быстро уменьшается вследствие электронно-ионной рекомбинации. В тоже время в ночное время могут существовать два источника – электромагнитный (в первую очередь рассеянное излучение Лайман-α, Лайман-β) и корпускулярный (потоки мягких электронов с энергиями 1-10 кэВ). Концентрации электронов при этом могут достигать 103-104 см-3 в зависимости от геомагнитных условий. На область F1 оказывает влияние не только прекращение фотоионизации, но и прекращение фотохимического образования нейтральных атомов. Концентрации электронов при этом могут достигать 103-104 см-3 зависимости от геомагнитных условий. Время наступления сумерек зависит от высоты, поэтому исчезновение электронов на высотах области F1 начинается позже, чем на высотах области D. Скорости исчезновения электронов в области F также меньше из-за высоких температур и меньших концентраций частиц. Слой F2 ночью не исчезает (см. Рис.10). После захода Солнца электронная концентрация уменьшается, а затем мало меняется. Возможно, в ночное время существует приток энергии с больших высот (из протоносферы). ^ Рис.10 Средняя суточная вариация электронной концентрации в области F для трех месяцев по наблюдениям. Сезонные вариации Сезонные вариации обусловлены двумя эффектами. Зенитный угол Солнца является функцией сезона, кроме этого, в зависимости от сезона меняется температура и плотность верхней атмосферы. Наблюдения показывают, что зимой в области D наблюдается аномальное поглощение радиоволн. Эти зимние аномалии связывают с увеличением электронной концентрации. Специальные эксперименты, а также модельные расчеты, показали, что первопричиной зимней аномалии является спорадический перенос большого количества окиси азота из термосферы в мезосферу, вызванный изменением динамики атмосферы. Расчеты показывают, что ионизация области D более интенсивна зимой, чем летом, даже в нормальных условиях из-за больших концентраций NO зимой. На Рис.11 изображено поглощение усиление поглощения радиоволн зимой по сравнению с летом. ^ Рис.11. Увеличение поглощение в области D в зимний период («зимняя аномалия) по сравнению с летом (пунктир). Одной из возможных причин увеличения NO на высотах мезосферы может служить усиление турбулентного обмена, который в средней атмосфере в значительной степени обусловлен планетарными волнами различных масштабов, распространяющихся из нижних слоев. Амплитуды этих волн при этом растут с высотой вследствие уменьшения плотности воздуха, что приводит к усилению роли крупномасштабной турбулентности на высотах нижней ионосферы. Таким образом, наблюдаемое увеличение электронной концентрации зимой (зимняя аномалия), вероятно, вызван увеличением турбулентного потока NO из термосферы, который в свою очередь обусловлен распространением планетарных волновых движений из тропосферы (летом планетарные волны не проникают в более высокие слои вследствие изменения знака зональной циркуляции [Холтон, 1979]. Сезонный эффект в области F2 проявляется в том, что зимой электронная концентрация значительно выше, чем летом. Возможно, причины этого эффекта связаны с оседанием атмосферы и геомагнитными эффектами, поскольку геомагнитное поле может приводить к движению плазмы из летнего полушария в зимнее. ^ Гелиоциклические вариации Как известно, активность Солнца меняется в течение 11-летнего цикла. Эти циклические вариации особенно сильно воздействуют на излучение Солнца в коротковолновой области спектра, представляющей интерес для исследования ионосферы. При этом потоки рентгеновских лучей при этом меняются на несколько порядков величины. Изменение потоков ультрафиолетовой радиации приводит к соответствующей модуляции температуры нейтральной атмосферы, температуры ионов и электронов. ^ 3.9.3. Особенности структуры ионосферы В соответствии с теорией простого слоя (5) скорость ионизации монотонно зависит от зенитного угла Солнца , поэтому при равномерном распределении газов атмосферы по сфере на заданной высоте должно наблюдаться достаточно простое распределение электронной плотности по широтам и долготам с максимумом на экваторе. Однако реальное распределение электронной плотности имеет ряд глобальных структурных особенностей, определяемых перераспределением плазмы под воздействием соответствующих электрических и магнитных полей. Основной структурной особенностью ионосферы южных широт является экваториальная аномалия. В приэкваториальной области днем по обе стороны от геомагнитного экватора на геомагнитных широтах 10-20 образуются максимумы (или гребни) ионизации. Это явление, известное как экваториальная аномалия или геомагнитная аномалия или аномалия Эпплтона, было обнаружено в середине 1940-х годов [Appleton, 1946; Liang, 1947]. Механизм образования этой аномалии связан с так называемым “фонтан-эффектом”, который заключается в следующем. В области геомагнитного экватора существующие геомагнитное поле (почти параллельное поверхности Земли вблизи геомагнитного экватора) и восточно-западная компонента электрического поля вызывают дрейф заряженных частиц в поперечном обоим полям направлении. В результате этого происходит вынос плазмы из района экватора, где ионизация максимальна, в области более высоких широт, как показано схематично на рис.12. Возникает явление “фонтан–эффекта”, т.е. плазма поднимается вверх в экваториальной области и постепенно поворачивает по направлению на север в северном полушарии и на юг в южном, что вызвано увеличением наклона геомагнитных силовых линий по обе стороны от геомагнитного экватора (см., например, [Moffett, 1979]). Экваториальная аномалия является важным фактором в прогнозировании параметров радиосвязи, радионавигации, локации, существенным образом влияет на работу различных наземных технологических систем и т.д. Поэтому исследование динамики экваториальной аномалии, физических причин, определяющих ее формирование, развитие и изменчивость, находится в ряду одной из актуальных и фундаментальных проблем геофизики. ^ Рис.12 Схема образования гребней экваториальной аномалии (фонтан-эффект).Область аномалии изучалась и продолжает активно исследоваться с помощью методов внешнего радиозондирования ионосферы и наземных методов измерений: наблюдением за сигналами со спутников и радиомаяков, вертикальным зондированием ионосферы на сети станций. Здесь мы приведем примеры структуры северного гребня ЭА, полученные методом спутниковой радиотомографии. В 1994-1996гг. был проведен радиотомографический эксперимент в Юго-Восточной Азии по низкоширотной трассе Шанхай–Манила в области северного гребня ЭА. Шесть пунктов наблюдений регистрировали спутниковые радиосигналы американской навигационной системы NNSS и были расположены вдоль 121ºЕ меридиана. Предлагаемые примеры структурных особенностей ЭА основаны на анализе РТ-сечений ионосферы за осень 1994г. [Andreeva et al, 2000] по данным РТ эксперимента в Юго-Восточной Азии на низкоширотной трассе Шанхай–Манила вдоль 121ºЕ меридиана в области северного гребня ЭА. Всего за этот период зарегистрировано около 850 пролетов спутников, пригодных для РТ-реконструкций, из них около 550 в дневное время. Примерно в 60% случаев дневных реконструкций наблюдалось типичное временное поведение ЭА: рост концентрации ЭА в районе полудня, смещение максимума электронной плотности к северу и убывание плотности к вечерним часам. В остальных случаях наблюдалось нетипичное поведение ЭА, например, концентрация иногда оставалась почти постоянной в течение 5-7 часов, убывала с полудня или возрастала в вечерние часы (“послезакатный” эффект), максимум плотности иногда смещался к югу и т.д. Однако, несмотря на различное временное поведение электронной плотности наблюдался ряд структурных особенностей ЭА, присущих подавляющему большинству РТ сечений ионосферы. На рис.13 приведены типичные примеры двумерных сечений электронной плотности в изолиниях в единицах 1012м-3. Сечения представлены в координатах географическая ш