Ионосфера Земли. Ионный баланс

Статья со сборника "Информационно-аналитическая система Движение-Жизнь movelife.ru" от 25.01.2010.

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

            Калинин А.И., Черенкова Е.Л.

      Ионосфера — ионизированная часть верхней атмосферы (образует сферобразный 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 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 сведенья 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].

   При составлении таблицы средние тепловые скорости нейтральных частиц vн, число упругих столкновений ?н 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) / ?и,    (3)

   где h — постоянная Планка (6.62606896 10-34Дж с), c — скорость света в вакууме (299792458 м/с), ?и — 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)/?и>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 ?и<1340A.
   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 ?и>2900A.
   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)/?и.
   В этих же областях ионосферы свободные электроны могут появится в результате фотоотлипания: Г - + h?>Г + e, где ? — 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+ h? или отрицательные ионы с положительными ионами: Г -+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) - ?p(h) Ne2(h),   (4)

   где: Jи(h) — эффективный коэффициент ионизации на высоте h, [1/м3с]; ?p(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) / ?p(h)) ?,   (5)

    т.е. в этом так называемом квазиравновесном состоянии электронная плотность примерно постоянна и тем выше, чем больше Jи(h) и чем меньше ?p(h).
   По современным представлениям распределение электронной плотности по высоте определяется не только высотным распределением Jи(h) и ?p(h), но также и дрейфовым перемещением зарядов, т.е. длительным перемещением заряженных частиц в одном определенном направлении.