+7(904)3314610

Ионосфера Земли. Ионный баланс

moveinfo.ru

баннер статьи

Дата:

В статье рассмотрены некоторые особенности образования и баланса заряженных частиц в атмосфере. Приведены некоторые данные представляющие высотные характеристики ионосферы.

Ионосфера

Ионосфера — ионизированная часть верхней атмосферы (образует сферообразный слой вокруг Земли); расположена выше 50 км, верхней границей ионосферы является внешняя часть магнитосферы Земли. Ионосфера 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 возмущений.

Количество нейтральных частиц в атмосфере

Количество нейтральных частиц в атмосфере N в единице объема (плотность) меняется с высотой h. При неизменных температуре и химическом составе атмосферы Nн(h) меняется в соответствии с барометрической формулой:

Nн(h)= N0 e -h/Hп,    (1)

где N0 — плотность атмосферы при h=0, а Hп — так называемая приведенная высота атмосферы, т.е. высота однородной атмосферы с плотностью N0, создающая при h=0 такое же давление, как и реальная атмосфера. Hп можно вычислить как:

Hп =(RT) / (Mg),    (2)

где R — универсальная газовая постоянная (R=8.31441 ± 0.00026 Дж/(моль•К)), T — температура (K), M — молекулярный вес газа, g — ускорение силы тяжести при h=0.

В реальной атмосфере M, T, g меняются с высотой, поэтому (1) дает только приближенное значение. Для более точных расчетов необходимы сведения о высотном распределении T(h), M(h) и g(h). Законы распределения T(h), M(h) изучены не достаточно, поэтому для точных расчетов часто используют табличные значения, полученные в результате экспериментальных исследований (см. таблицу) [1].


Таблица. Некоторые характеристики ионосферы в зависимости от высоты, полученные при помощи прямых и косвенных измерений.
h, км T° K Nн, см-3 M Mi, кг vн, м/с βн lн
0 288 2.7 1019 28.97 4.8 10-26 4.5 102 3.9 109 1.1 10-7
60 260 ÷ 400 7 1015 28.97 4.8 10-26 4.9 102 1.0 106 4.9 10-4
110 270 ÷ 300 9 1012 28.95 4 10-26 4.9 102 1.4 103 3.5 10-1
300 800 ÷ 1000 3 109 20.00 3.3 10-26 3.3 102 9.0 10-1 1.0 103
1000 2500 ÷ 3500 4 105 14.55 2.4 10-26 2.0 103 2.6 10-4 7.7 106

При составлении таблицы средние тепловые скорости нейтральных частиц vн, число упругих столкновений βн между нейтральными частицами, молекулярный вес M, средний вес молекул Mi и средняя длинна свободного пробега lн определены расчетным путем на основании данных прямого и косвенного измерения плотности Nн и температуры T°К нейтральных частиц.

Средние значения характеристик нейтральных частиц подвержены изменениям за счет регулярных и нерегулярных изменений происходящих в атмосфере.

Процессы, приводящие к образованию и исчезновению заряженных частиц в атмосфере Земли

Свободные электроны и положительные ионы в атмосфере появляются в основном в результате ионизации. Ионизация — процесс отрывания одного или нескольких электронов с наружных оболочек молекул или атомов. Энергия ионизации газов входящих в состав атмосферы известна из экспериментов.

Основным источником энергии для ионизации газов в атмосфере является солнечная радиация в виде фотонов, энергия которых равна:

Eф =(hc) / λи,    (3)

где h — постоянная Планка (6.62606896 10-34Дж с), c — скорость света в вакууме (299792458 м/с), λи — длинна волны ионизирующего излучения. Если Eф превышает энергию ионизации, то этот избыток переходит в энергию электрона.

В простейшем случае процесс фотоионизации протекает по схеме Г + (hc)/λи→Г + + e, где Г — нейтральная частица, Г + — положительный ион, e — электрон. Сравнение фотоионизации газов земной атмосферы с энергией фотонов показывает, что фотоионизацию способно производить только ультрафиолетовое и более коротковолновое излучение Солнца с λи<1340Å.

Основным источником ионизации в пределах ионосферы от ее верхней границы до высот порядка 80 км является ультрафиолетовое излучение Солнца. В самой нижней области ионосферы (h<80 км) увеличивается роль рентгеновского излучения, поскольку ультрафиолетовая радиация поступает сюда сильно ослабленной поглощением верхних слоёв. Земной поверхности достигает ультрафиолетовое излучение только с λи>2900Å.

Кроме процесса фотоионизации в земной атмосфере имеет место ударная ионизация за счет потока заряженных корпускул (протонов, электронов), выбрасываемых Солнцем (так называемый солнечный ветер — плазма солнечного происхождения, движущаяся с большой скоростью).

Процесс ударной ионизации происходит по схеме Г + (mkvk2)/2→Г + + e, где mk и vk — соответственно масса и скорость корпускулы. Если кинетическая энергия частицы (mkvk2)/2 превышает энергию ионизации, то этот избыток переходит в энергию электрона.

Ударная ионизация изучена не достаточно. Предполагается, что в средних географических широтах роль ударной ионизации незначительна. Влияние ударной ионизации сильно проявляется в полярных районах, куда стекается основная часть корпускул, вторгающихся в земную атмосферу. В этих районах ударная ионизация становится источником ряда аномальных атмосферных явлений в ионосфере.

Современные исследования показали, что действие солнечного ветра может значительно влиять на электронную плотность ионосферы экваториальных и тропических широт, особенно в период активизации вспышечной активности Солнца.

Кроме процессов фотоионизации и ударной ионизации, в нижней части ионосферы, где плотность нейтральных частиц еще достаточно велика, важную роль в образовании свободных зарядов играет процесс прилипания. Процесс прилипания происходит в результате неупругих столкновений электронов с нейтральными частицами и протекает по схеме Г + e→Г -+ (hc)/λи.

В этих же областях ионосферы свободные электроны могут появится в результате фотоотлипания: Г - + hν→Г + e, где ν — частота фотона.

Ионный баланс в атмосфере зависит от процессов ионизации и обратных процессов, наиболее важен из которых процесс рекомбинации.

Рекомбинация происходит за счет хаотического теплового движения, когда частицы, имеющие заряды различных знаков, оказываются настолько близки друг к другу, что под действием сил электростатического притяжения соединяются, превращаясь в нейтральные молекулы или атомы.

В процессе рекомбинации свободные электроны могут соединятся с положительными ионами с выделением энергии: Г++e→Г+ hν или отрицательные ионы с положительными ионами: Г -+→ Г′ + Г′′, где штрихи означают возбужденное состояние нейтральных частиц.

Возможны другие более сложные схемы прохождения рекомбинационных процессов.

В сильно разряженной атмосфере интенсивность рекомбинации зависит от температуры. Чем выше температура, тем менее интенсивно протекает рекомбинация. На больших высотах из-за повышения температуры вероятность рекомбинации значительно уменьшается.

Суммарное изменение во времени электронной плотности Ne на высоте h определяется уравнением баланса ионизации:

dNe(h) / dt =Jи(h) - αp(h) Ne2(h),   (4)

где: Jи(h) — эффективный коэффициент ионизации на высоте h, [1/м3с]; αp(h) — эффективный коэффициент рекомбинации на высоте h, [м3/с].

Эффективный коэффициент ионизации определяет количество ионизированных частиц, появляющихся в единице объема за единицу времени.

Эффективный коэффициент рекомбинации характеризует вероятность воссоединения ионизированных частиц в единице объема за единицу времени.

Если dNe(h)/dt мало, что, например, имеет место в ранние утренние и полуденные часы, то:

Ne(h)=(Jи(h) / αp(h)) ½,   (5)

т.е. в этом так называемом квазиравновесном состоянии электронная плотность примерно постоянна и тем выше, чем больше Jи(h) и чем меньше αp(h).

По современным представлениям распределение электронной плотности по высоте определяется не только высотным распределением Jи(h) и αp(h), но также и дрейфовым перемещением зарядов, т.е. длительным перемещением заряженных частиц в одном определенном направлении.


  1. Калинин А.И., Черенкова Е.Л. Распространение радиоволн и работа радиолиний. —М.: из-во "Связь", 1971. — 450 с.: ил.