ГЛАВА ВТОРАЯ ОБРАЗОВАНИЕ ИОНОСФЕРЫ

Образование ионизованной части атмосферы-ионосферы - сннзаыо с большим комплексом разнообразного типа явлений. Основные из них - фотоионизация, рекомби-национные процессы и перенос частиц.

Главные источники ионизации атмосферы - ультрафиолетовое излучение Солнца, частично рентгеновское излучение и космические лучи; некоторую роль играют и корпускулярные потоки. Диссоциативная рекомбинация, как это теперь можно с уверенностью утверждать, - весьма активный процесс, регулирующий нейтрализацию ионизованных частиц в значительной части ионосферы. Во внешней ионосфере важную роль играет также фоторекомбинация, а у основания ионосферы - прилипание электронов, приводящее к образованию отрицательных ионов.

Ионизацией и рекомбинацией главным образом и определяется баланс ионизации и формирование нижней части ионосферы: областей D, Е ж Fi (z:i;60 200 пм) и, по-видимому, в ряде отношений формирование области F2, вплоть до ее главного максимума JV F2.

Однако уже в этих областях проявляется, а с высотой все увеличивается роль третьего важного фактора, регулирующего формирование структуры ион()сф(фы, - нерепос заряженных частиц; амбиполярная дттффузии, крупномасштабные движения нейтральных и заряженных частиц, а на больших высотах во внешней ионосфере также диссипация легких ионов (гелий, водород) за пределы ионосферы. Исключителыгую роль в этой группе явлений, естественно, играет внешнее магнитное поле Земли как панравляющий вектор переноса частиц и вследствие того, что всюду в ионосфере, вплоть до ее внешней границы (высоты порядка 20-25 тыс. км), постоянное магнитное ноле есть 0С]ЮВ11ая сила, действующая па заряженные частицы. Его давление - плотность энергии Я/втг много больше тепловой энергии частиц NrT и энергии падающих потоков 7VA/Fg/2 {N - концентрация плазмы; N - концентрация потоков).

Таким образом, параметры атмосферы (состав, концентрация и температура нейтральных и Ж)ни;юва1шых частиц), а также микропроцессы, происходящие с ними, и динамические процессы среды составляют круг явлений, единое изучепио которых необходимо для решения задачи о балансе ионизации в ионосфере. Вся эта совокупность вопросов составляет самостоятельный большой раздел - современную аэрономию. В настоящей главе лишь крат1Ш затронуты некоторые стороны этой проблемы, знать которые необходимо, в частности, при интерпретации и анализе различных радио исследований ионосферы и данных по распространению электромагнитных волн. По возмоянтости дапа современная информация об основных физических параметрах рассматриваемых сред. Несмотря на значительный прогресс в исследовании указанных вопросов, достигнутый в шслсд-вем десятилетии в большой мере, благодаря экспериментам на ракетах и ИСЗ, еще нет взаимосогласованной картины о различных физических параметрах и явлениях, характеризующих рассматриваемую приземную область плазмы. Особенно это касается учета явлений переноса заряженных частиц, их динамики. В литературе существует большое разнообразие наименований различных областей верхней атмосферы.

Не касаясь вопроса о целесообразности и оправданности отих наименований, в этой главе, как и всюду в этой книге, область высот от 50-60 kjk до 20-25 тыс. км именуется ионосферой. Нюкнюю ионосферу составляет область до высоты главного максимума NF2 внешнюю - область выше iVj,F2. Сохраняются наименования областей D (основание ионосферы), Е, FI и F2.

§ 7. СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЫ

Вопрос о строении верхней атмосферы во всем многобразии происходящих в ней явлений и сопутствуемых им эффектов выходит далеко за рамки настоящей книги [65, 416, 417, 451, 458, 869-871]. Как мы видели, для изучения атмосферы большую роль играют радиометоды, основанные на исследовании различных явлений, в частности, происходящих при распространении радиоволн. Наряду с этим различные расчеты распространения радиоволн или анализ других электромагнитных процессов, происходящих в приземной плазме, невозможны без использования данных об атмосфере. Поэтому мы коротко рассмотрим здесь некоторые свойства верхней атмосферы. Приведенные данные основаны на результатах различных исследований, в большой мере полученных в последнее время с помощью ракет и ИСЗ [4-8, 32, 67-70, 212-214, 408-4601. Естественно, что многие из этих данных еще недостаточно проверены и обоснованы.

Для полноты картины прежде всего коротко охарактеризуем приземную атмосферу.

1. Состав и плотность атмосферы

Состав атмосферы у земной поверхности в процентах по объему приведен в табл. 7.1, в которой также содержатся значения молекулярного

Таблица 7.1

Состав атмосферы и значения разных ее параметров у земной поверхности

при 5 288° К

веса ilfg и массы разных газов, концентрации нейтральных частиц /г, плотности и давления атмосферы. При этом плотность атмосферы и давление соответственно равны

(7.1)

Pi = Poi exp

(7.3)

или, в случае постоянства Т, g тк М., получаем хорошо известную барометрическую формулу

P = Pq exp

(7.4)

- приведенная высота однородной атмосферы (/.1,382-10 эрг!град - постоянная Больцмана, /? =8,313-10 эрг/молъ - газовая постоянная).

Для ориентации приведем значения Я для основных газов атмосферы при J =273° К:

Газ Воздух Ng Og Ar СО Ne Не

Я, км 8,18 8,26 7,23 5,8 5,23 11,7 58 115

Для расчета плотности атмосферы необходимо знать зависимость входящих под интеграл (7. 3) величин g ш Т or z л процентное содержание раз-.личнътх газов на разных высотах, т. е. зависимость Mq (z) - молекулярного веса от высоты. Что касается величины то при переходе к большим высотам можно использовать соотношение

Tj[e - = 980,665 см сек~; -6,356778 10 см - радиус Земли.

Прямыми измерениями с помощью высотных баллонов и радиозондов первоначальпо было установлено, что атмосфера перемешана до высоты z 20-30 км, т. е. что до этих высот в ней в основном сохраняется такой же процентный состав газов, как у земной поверхности, и не устанавливается равновесное распределение, так что каиодый из составляющих газов атмосферы не ведет себя здесь независимо. Если бы на этих высотах или несколько выше устанавливалось равновесное распределение, то верхняя атмосфера состояла бы в основном из легких газов - водорода или гелия, которым соответствуют большие значения приведенной высоты . Вместе с тем в спектрах свечения ночного неба и полярных сияний не были обнаружепы пи водород, ни гелий; это заставило сделать предположение, что выше 20-30 кж также нет равновесного распределения газов в атмосфере.

Действительно, в дальнейшем разные исследования привели к заключению, которое затем подвердилось в опытах с помощью ракет, что заметное диффузное разделение газов не происходит до высоты 70-80 км и выше, и

Т. е. сумме плотностей парциальных давлений всех газов; здесь

щ = п,; М, = Щ, (7. 1а)

Так как п поле тяготения Земли

dPi = ~9igdz (7.2)

(z - высота над земной поверхностью, g - ускорение силы тяжести), то

1 M,g