МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РЕСПУБЛИКИ КАЗАХСТАН

 Некоммерческое акционерное общество

«Алматинский университет энергетики и связи»

  

Козин И.Д., Федулина И.Н.

  

КОСМИЧЕСКАЯ  ПОГОДА И ЕЁ ВЛИЯНИЕ НА

РАСПРОСТРАНЕНИЕ РАДИОВОЛН

 Учебное пособие

 

 

Алматы  2012

УДК 621.396.946:537.86

ББК 32.883я73

к59 Космическая погода и ее влияние на распространение радиоволн:

Учебное пособие/ И.Д. Козин, И.Н. Федулина;

АУЭС. Алматы, 2012, - 80 с.

 

ISBN  978-601-7327-38-5

 

Учебное пособие даёт определение космической погоды, как возмущений электромагнитной и корпускулярной радиации, создаваемых солнечными вспышками и воздействующих на среду распространения радиоволн. Приводятся основные периодические и стохастические вариации солнечной активности. Даны характеристики околоземных и атмосферных сред и их влияния на распространение радиоволн различных диапазонов.

 

Учебное пособие предназначено для студентов, обучающихся по специальностям:  радиотехника, электроника и телекоммуникации; космическая техника и технологии.

Ил. 30, табл. 13, библиогр. - 22 назв.

  

ББК 32.883я73      

 

РЕЦЕНЗЕНТЫ:   КазАТК, канд. тех. наук, доц. Ж.М. Бекмагамбетова

                            АУЭС, канд. тех. наук, проф. С.В. Коньшин

 

 

Печатается по плану издания Министерства образования и науки Республики Казахстан на 2012 г.

 

ISBN 978-601-7327-38-5

 

 

 

Ó НАО «Алматинский университет энергетики и связи». 2012 г.

	Содержание
	Введение	5
1	Уравнения поля и сред распространения радиоволн	6
1.1	Уравнения поля радиоволн	6
1.2	Уравнения сред распространения радиоволн	8
1.2.1	Классификация сред распространения радиоволн	9
1.2.2	Воздействие среды на условия распространения радиоволн	11
2	Солнечная активность	13
2.1	Индексы солнечной активности	13
2.1.1	Число солнечных пятен W	13
2.1.2	Индекс F10,7	14
3	Электромагнитная радиация	14
3.1	Рентгеновское излучение Солнца	16
3.2	Ультрафиолетовое излучение Солнца	17
3.3	Видимое и инфракрасное излучение	18
3.4	Периодичности солнечной активности	18
4	Корпускулярная радиация	19
4.1	Солнечный ветер	19
4.2	Галактические космические лучи	20
4.3	Модуляция галактических космических лучей солнечным ветром	20
5	Околоземное космическое пространство	22
5.1	Магнитное поле Земли (МПЗ)	22
5.1.1	Магнитные вариации	24
5.1.2	Дрейф магнитных полюсов	24
5.2	Нейтральная атмосфера	25
5.2.1	Состав и высотное распределение параметров атмосферы	25
6	Воздействие волновой радиации на околоземное космическое пространство	27
6.1	Вариации притока солнечной энергии к Земле	27
6.2	Поглощение	28
6.3	Нагревание атмосферы	29
6.4	Фотодиссоциация	31
6.5	Ионизация	31
6.5.1	Фотоионизация	31
6.5.2	Скорость образования ионов и свободных электронов	32
6.5.3	Корпускулярная ионизация атмосферного газа	35
6.6	Образование ионосферы	36
6.6.1	Ионосфера как целое	39
6.6.2	Учёт ионосферных поправок	39
6.7.	Страто-тропосфера	40
6.7.1	Учёт тропосферных поправок	41
7	Распространение радиоволн	42
7.1	Траектории распространения радиоволн в ОКП	42
7.2	Распространение радиоволн в свободном пространстве	43
7.3	Распространение радиоволн в ионосфере	44
7.3.1	Траектории радиоволн в ионосфере	46
7.3.2	Обыкновенная и необыкновенная волны	47
7.3.3	Отклоняющее поглощение	48
7.4	Теоремы эквивалентности	48
7.5	Распространение радиоволн в тропосфере	51
8	Взаимодействие корпускулярной радиации с околоземным космическим пространством	52
8.1	Космические лучи в земной атмосфере	52
8.2	Взаимодействие ГКЛ с магнитным полем Земли	53
8.2.1	Широтный эффект интенсивности космических лучей	54
8.3	Радиационные пояса Земли	55
8.3.1	Движение частиц в магнитном поле Земли	55
8.3.2	Пространственное и энергетическое распределения захваченных частиц в радиационном поясе Земли	56
8.4	Взаимодействие  радиационных поясов и верхней ионосферы	58
9	Солнечные вспышки	58
9.1	Солнечные вспышки и радиационные возмущения	59
9.2	Увеличение интенсивности электромагнитной радиации	60
9.2.1	Возмущения ионосферы и распространение радиоволн	60
9.3	Вариации космических лучей в периоды солнечных вспышек	62
9.4	Вспышки СКЛ. Высокоскоростной солнечный ветер	63
9.5	Выход плазменной неоднородности	64
9.5.1	Взаимодействие магнитного облака с магнитосферой Земли	66
9.5.2	Экранизация потока ГКЛ	66
9.6	Ионосферные бури и распространение радиоволн	67
9.7	Механизмы ионосферных возмущений	68
9.8	Возмущения корпускулярной радиации и реакция страто-тропосферы	72
9.8.1	Влияние планетарных волн на вариации параметров средней и верхней атмосферы	77
	Заключение	78
	Список литературы	78

 

Введение

 

Целью настоящего учебного пособия является представление современных знаний о воздействии космической погоды на среду распространения и характеристики радиоволн.

Космическая погода – это короткопериодные (часы-сутки) изменения  электромагнитной и корпускулярной радиации, вызванные солнечными вспышками, а также связанные с ними возмущения околоземного  космического пространства (магнитосфера, радиационные пояса, ионосфера, атмосфера, земная погода и климат), влияющего на условия распространения радиоволн.

В создании пособия авторы испытывали композиционные трудности. Во-первых, электромагнитная и корпускулярная радиация не оказывают непосредственного влияния на амплитуду, частоту, фазу и поляризацию радиоволны. Оно осуществляется через их воздействие на среды распространения радиоволн.

Во-вторых, и радиация и среды оказываются в тесном взаимодействии между собой. В этой ситуации наиболее приемлемой последовательностью изложения, по мнению авторов, является принятый порядок в настоящем издании и приведенный на рисунке 1.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 1 - Блок-схема построения учебного пособия

Учебное пособие будет полезным студентам астрофизических, геофизических и радиотехнических специальностей, молодым учёным, специалистам высокой квалификации поможет ориентироваться в физике процессов, сопровождающих их собственные исследования в данной области.

 

1 Уравнения поля и сред распространения радиоволн

 

1.1  Характеристики и уравнения поля радиоволн

Радиоволна – это распространяющееся в среде со скоростью света гармоническое  колебание определённого диапазона частот. Радиоволны относятся к классу электромагнитных волн. Их энергия состоит из магнитного Н и электрического Е полей, измеряемых в единицах А/м и В/м соотвественно.

Спектры электромагнитных волн изображены на рисунке 2 и в таблице 1.

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 2 – Спектр электромагнитных волн и их использование

 

Таблица 1 – Спектры частот и длин волн электромагнитных волн

Название ЭМИ	Диапазоны
	частот, Гц	длин волн, м
Крайне и сверхнизкие Инфра- и очень низкие, низкие Длинные волны (ДВ) Средние волны (СВ) Короткие волны (KB) Ультракороткие (УКВ) Микроволны (СВЧ)	3(100-102) 3(102-104) 3(104-105) 3(105–106) 3(106-107) 3(107-108) 3(108-1010)	108-106 106-104 104-103 103-102 102-101 101–100 100-10-3

 

Основные характеристики радиоволны:

1) Векторы  и  электромагнитной волны перпендикулярны друг другу, совпадают по фазе и поперечны направлению распространения (см. рисунок 3).

 

 

 

 

 

 

 Рисунок 3 – Схема распространения  электромагнитной волны

 

2) Электромагнитные волны распространяются в пространстве с конечной скоростью v, определяемой электрическими и магнитными свойствами среды

Здесь ε и μ – диэлектрическая и магнитная проницаемости вещества, ε₀ и μ₀ – электрическая и магнитная постоянные:

                     = 8,854 ·10^–12 ,   Ф/м         и      

                         m₀ = 4p×10^-7 = 1,256 ·10^–6  Гн/м.                                          (1)

Скорость электромагнитных волн в вакууме, где ε = μ = 1 равна                                                                                                                                                                                                                                     

 

 

 

и является одной из фундаментальных физических постоянных.

В электромагнитной волне модули индукции магнитного поля  и напряжённости электрического поля  в каждой точке пространства связаны соотношением

                                       

Плотность потока и направление распространения электромагнитной волны описываются вектором Умова-Пойнтинга, в системе единиц СИ измеряется в Вт/м². Графическое представление вектора  приведено на рисунке

3) Направление его распространения перпендикулярно векторам  и .

Среднее значение плотности потока электромагнитной энергии равно

где E₀ – амплитуда напряжённости электрического поля.

Расчёт характеристик радиоволны, распространяющейся в какой-либо среде, производится на основе решения уравнений Максвелла, которые в конечном виде записываются в виде системы дифференциальных уравнений:

                                                                                             (2)

 

Выражения (2) называются уравнениями электромагнитного  поля.

 

1.2 Уравнения сред распространения радиоволн

 

Закономерности распространения радиоволн в различных средах определяются совместным решением уравнений Максвелла и среды распространения, электрические и магнитные свойства которой характеризуются следующими выражениями:

                                                    (3)

где D и  B - электрическая и магнитная индукция.

На распространение электромагнитных волн оказывает влияние и нейтральная среда, характеристиками которой являются химический состав, концентрация или плотность её компонент, температура и их производные.

Выражения (3) называются уравнениями состояния среды, в которой происходят электромагнитные процессы. Характеристиками среды являются величины: e_а=ee₀, m_а=mm₀ и проводимость среды s.

Диэлектрическая проницаемость среды в общем случае является тензором второго порядка, который  зависит от собственных свойств среды. Соотношение между показателем преломления, диэлектрической  и магнитной проницаемостями определяются следующим образом:

                                                   n²=e ×m.                                             

Значения e, m и s могут быть функциями времени и координат для реального состояния околоземного космического пространства (ОКП).

Основными характеристиками радиоволны и переносимой ими информации являются амплитуда напряжённости поля или их мощности, частота и фаза.

В расчётах параметров радиоволн, распространяющихся в пространстве, задача сводится к решению уравнений Максвелла относительно величин  и . Совместное решение этих уравнений сводится к их преобразованию в два других уравнения, каждое из которых содержит только одну неизвестную величину. Так для однородной среды при отсутствии пространственного заряда (r=0) и сторонних электродвижущих сил (Е^ст=0) легко получить:

 

                                Ñ² +k²=0,   Ѳ +k²=0,                             (4)

где  k  называется постоянной распространения среды. Уравнения (4) называются уравнениями Гельмгольца и однородными волновыми уравнениями.

Для безграничной изотропной среды решение уравнений (4) имеет вид плоской волны:

                           

где - волновой вектор;

 – радиус-вектор точки, в которой определяется напряжённость поля;

– единичный вектор нормали к эквивалентной поверхности (kr)=const.

Для передачи информации с помощью радиоволн важно знать физические особенности их распространения в различных средах. Большинство таких закономерностей описывается законами геометрической оптики.

Геометрическая оптика использует известные из оптики физические законы. К важнейшим из них относятся следующие законы:  отражения, преломления,  поглощения, поляризации, рассеяния, переизлучения, интерференции, флуктуации, дифракции, дисперсии, а также групповая и фазовая скорости радиоволны, эффект Доплера.

Итак, характеристиками среды, определяющими условия распространения радиоволн, являются их магнитные (магнитное поле Земли), электрические (наличие свободных зарядов – ионосфера и радиационные пояса) свойства, плотность, химический состав и температура нейтральной атмосферы.

 

1.2.1  Классификация сред распространения радиоволн

 

Параметрами ОКП являются r, ε, μ и s и подразделяются на линейные и нелинейные, однородные и неоднородные, изотропные и анизотропные среды.

Линейными называются среды, параметры которых не зависят от величины электрического и магнитного полей. Если хотя бы один из перечисленных параметров зависит от величины поля, то среда называется нелинейной. 

Однородными называют среды, параметры которых не зависят от координат. В противном случае среды называются неоднородными.

Свойства изотропных сред одинаковы во всех направлениях, и параметры ε, μ и s являются вещественными или комплексными скалярными величинами. Среды, свойства которых различны по разным направлениям, называются анизотропными.

                                                                                 

                                                               .                                           (5)                                                                                                                                         

                                                                                        

  

В анизотропных средах, по крайней мере, один из параметров является тензором. Примером анизотропных сред является намагниченная плазма – ионосфера, в которой тензором является диэлектрическая проницаемость ε. В декартовой системе координат тензор ε в общем случае записывается в виде матрицы (5).

Величины ε_xx, ε_xy, …. , ε_zz называются компонентами тензора ||ε||. В частных случаях некоторые из них могут равняться нулю. Материальное уравнение  в этом случае имеет вид:

                                                     .                                   

Проекции вектора  на оси декартовой системы координат записываются в следующей форме:                                                          

                                                           

                                                                                                                        (6)

                                                                                                                              

В анизотропной среде векторы  и  не параллельны друг другу.

Удельная проводимость s также может быть величиной тензорной. Для таких сред закон Ома (2) в дифференциальной форме принимает вид:

Вообще говоря, даже изотропные среды могут быть достаточно сложными с электродинамической точки зрения.

Прежде чем перейти к анализу распространения радиоволн рассмотрим основные характеристики и свойства сред распространения, а также характеристики космической радиации.

На условия распространения радиоволн оказывают влияние нейтральные и плазменные среды. К плазменным средам мы относим радиационные пояса и ионосферу, к нейтральным средам - тропосферу, стратосферу и безвоздушное космическое пространство.

Радиоволны, используемые в тех или иных системах связи, могут распространяться в трёх различных средах. Общей компонентой для всех сред является магнитное поле Земли.

Первая среда - это безвоздушное или свободное пространство, которому наиболее близко соответствует область, расположенная выше ионосферы, то есть выше ~ 1000 км. Эту среду также называют экзосферой.

Вторая среда – ионосфера и радиационные пояса. Ионосфера расположена на высотах ~50 ¸ 1000 км и  отличается от других сред наличием свободных электронов и ионов, существенно влияющих на распространение радиоволн. Радиационные пояса располагаются в высотных диапазонах 1,5 – 5 тыс. км (внутренний, протонный) и 20 – 30 тыс. км (внешний, электронный).

Третья среда располагается ниже ионосферы, отличается значительной плотностью атмосферного газа, наличием тяжёлых примесей и молекул воды, влияющих на показатель преломления и поглощение энергии радиосигналов. Этими средами являются стратосфера и тропосфера.

Солнечная и космическая радиация подразделяется на электромагнитные и корпускулярные излучения. Электромагнитная радиация - это волновые излучения, спектр которых приведён в таблице 1. Корпускулярные излучения представляют собой  потоки нейтральных атомов, их ядер и электронов.

Рассмотрим некоторые наиболее важные типы воздействия среды на параметры радиоволн.

 

1.2.2 Воздействие среды на условия распространения радиоволн

 

Поглощение – передача энергии электромагнитной волны среде распространения. Различают уменьшение напряжённости поля или мощности электромагнитной волны в вакууме за счёт сферического расширения потока энергии L₀, дополнительного поглощения нейтральных атомов, ионов и электронов .

Отражение  – одно из наиболее известных явлений на примере отражения солнечного луча от зеркала. Происходит оно на поверхности тела или раздела сред. При отражении количественной характеристикой отражательной способности является величина, называемая коэффициентом отражения  Г = E_r /E₀, где E_r и E₀ – амплитуды отражённой и падающей волны. Известным законом отражения является равенство углов падения и отражения электромагнитной волны.

Комплексная величина коэффициента отражения и фаза отражённой волны зависят от вида поляризации падающей волны, угла падения j, и электрических свойств отражающей поверхности e и её проводимости s.

Для горизонтальной поляризации имеем

 

 

 

Для вертикальной поляризации:

 

 

 

Величина коэффициента отражения               имеет минимум при  угле Брюстера. Для воды угол  Брюстера равен j⁰=5°42^/. Он достигается, если длина линии связи d  и h - высота антенны находятся в соотношении d ³ 20h.   

 

 

 

 

 

 

Рисунок  4 – Схема отражения радиоволны на границе раздела двух сред

 

Скачок фазы a  при отражении горизонтально поляризованной радиоволны всегда равен 180° или числу p  в радианах.

q - зенитный угол, j - угол падения. q = 90^о - j.

Для вертикально поляризованной волны скачок фазы при отражении может принимать два значения:

                                        

 

где j  - угол падения луча,

j₀  - угол Брюстера, который приблизительно определяется из условия

                                                              

Преломление - физический процесс изменения направления движения радиолуча при переходе из одной среды в другую с различными показателями преломления. Величина показателя преломления зависит от химического состава, концентрации или плотности вещества, электрических свойств среды  распространения радиоволны.

Поляризация ЭМВ  – характеризует  поперечную анизотропию волны. Она определяется направлением вектора электрического поля Е. Горизонтально (вертикально) поляризованная волна  имеет электрический вектор, параллельный (перпендикулярный) поверхности земли. Среда распространения может привести к повороту и вращению плоскости поляризации радиоволны, к разделению волны на составляющие с различным направлением вращения поляризации. Направление вращения зависело от направления магнитного поля или направления распространения. Причина этого явления заключается в том, что магнитное поле делает среду анизотропной, так что падающий плоскополяризованный свет расщепляется на две волны с противоположным вращением плоскости поляризации и движущиеся с различными скоростями.

Таким образом, на законы распространения радиоволн и их характеристики воздействует окружающая среда, которая, в свою очередь, подвержена воздействиям электромагнной и корпускулярной радиации, имеет периодические и спорадические вариации. Поскольку в нашем случае средой распространения радиоволн является окружающее космическое пространство, следует рассмотреть источники управления и изменения его характеристик.

 

2 Солнечная активность

 

Источниками электромагнитной радиации Солнца и звёзд являются их атомарные компоненты. Атомы водорода составляют  75 % солнечной массы или 90 % концентрации. На втором месте – это гелий. Его масса не превышает 25 % от общей массы. Концентрации других частиц резко убывают. Мощность общего излучения Солнца 3,8310²⁶ Вт, из которых на Землю попадает около 210¹⁷ Вт.

Солнце излучает поток энергии волновой и корпускулярной природы:

- видимый свет, несущий основную часть энергии и удивительно мало изменяющегося во времени (не более чем на 1-2 %), так что величина этой энергии даже получила название солнечной постоянной.

- спорадические ультрафиолетовые, рентгеновские и радио- излучения, появляющиеся при солнечных вспышках;

- поток ионов и электронов,  называемый солнечным ветром;

- поток заряженных частиц с энергиями от сотен кэВ до сотен МэВ (солнечные космические лучи - СКЛ), генерируемый во время очень мощных солнечных вспышек;

- сгусток замагниченной плазменной неоднородности.

 

2.1 Индексы солнечной активности

 

Все солнечные излучения волновой и корпускулярной природы изменяют свою интенсивность с изменением солнечной активности. Выбор индекса солнечной активности зависит от целого ряда соображений, в том числе о временной шкале рассматриваемого явления,  о необходимой для прогноза заблаговременности получения оперативных данных, о длине рядов индекса, применяемого для изучения явления.

Распределение излучаемой энергии по длинам волн и общее количество излучаемой энергии довольно близко к излучению абсолютно чёрного тела с температурой около 6000, К (см. рисунок 5).

Основными характеристиками солнечной активности являются  группы солнечных пятен,  хромосферные вспышки, протуберанцы и выбросы замагниченной плазмы, интенсивность радиоизлучения Солнца.

Опишем индексы солнечной активности, которые наиболее употребительны в настоящее время.

 

2.1.1 Число солнечных пятен W

 

Наиболее часто употребляемый индекс солнечной активности – относительные числа солнечных пятен, или «числа Вольфа» - W, непрерывная регистрация которых начата с 1749 г. Наиболее полным является ряд чисел Вольфа, полученный Службой Солнца в обсерватории Цюриха (W_z). Определяются относительные числа солнечных пятен так:

W =k(10g+f),

где g - число отдельных групп пятен, 

f - суммарное число всех пятен на диске Солнца,

k -множитель, подбираемый для каждого телескопа так, чтобы число W было  в среднем одинаковым у всех обсерваторий.

Для Цюриха принято k = 1. Числа Вольфа изменяются от W = 0…3 во время минимума, до значений 130…150 во время максимума солнечной активности, но в некоторые дни превосходили 230.

 

2.1.2 Индекс F_10,7

 

В хромосфере и короне активных областей наблюдаются области повышенной интенсивности радиоизлучения на длине волны 10,7 см (2800 МГц). В 11-летнем цикле поток меняется почти втрое. F_10,7 = 70 в минимуме и F_10,7 = 210 в максимуме солнечной активности.

Величину потока радиоизлучения измеряют в «солнечных единицах потока» – 10^-22 Вт×м^-2×Гц. Индекс F_10,7 имеет совершенно чёткий физический смысл. Поток радиоизлучения может характеризовать не только группу пятен, но активную область, что предпочтительнее.

Однако многие исследователи предпочитают пользоваться числами Вольфа W.

 

3 Электромагнитная радиация

 

Все типы излучения рассматриваются в разрезе их воздействия на околоземное космическое пространство, что в конечном итоге определяет свойства среды распространения радиоволн. В результате этого взаимодействия радиация поглощается, приводя к процессам диссоциации, ионизации и нагреву молекул атмосферного газа.

Электромагнитное излучение - ЭМИ наблюдается от гамма-квантов до радиоволн низкочастотного диапазона. Ультрафиолетовое и рентгеновское излучение в сотни тысяч раз слабее, чем видимое излучение Солнца, но их интенсивность резко возрастает с увеличением автивности Солнца.

Количество энергии, получаемое Землей, зависит от четырёх факторов: уровня солнечной активности, расстояния между Землей и Солнцем, зенитного угла Солнца и продолжительности освещённого периода суток.

Состав поступающей к Земле электромагнитной радиации представлен в  таблице 2.

Полная энергия ЭМИ оценивается интеграцией уравнения Планка, известного как Закон Стефана:

W=sT⁴,

где s = 5.67×10^-8 Вт×м^-2×K^-4 - постоянная Стефана-Больцмана.

 

Таблица 2 - Диапазоны спектра электромагнитного излучения

 

Длина волны, на которой наблюдается максимальная амплитуда излучения  l_max - закон Вина, изменяется обратно пропорционально  абсолютной температуре излучающего тела:

Для солнечного излучения она находится в сине-зелёной области спектра вблизи l = 0,46 нм.

 

 

 

Рисунок 5 - Спектр плотности потока электромагнитной энергии Солнца

 

При взаимодействиях внешнего излучения и нейтрального атома, электрон последнего переходит на одну из более низких орбит. При возвращении на исходную орбиту излучается фотон строго определённой энергии.

Поэтому на фоне непрерывного спектра излучения присутствуют отдельные линии. Длина волны излучения атома при переходе электрона с одного уровня на другой определяется выражением:

,

а энергия кванта 

.

Радиусы орбит описываются формулой

где ħ @ 10^-34Дж/с – постоянная Планка,

m = 9×10^{-31 кг  - масса электрона,}

е = 1,6×10^-19 Кл - заряд электрона,

n = 1, 2, 3 … - порядковый номер орбиты электрона.

Для невозбуждённого атома радиус орбиты составляет 0,5×10^{-10 м.}

 

3.1 Рентгеновское излучение Солнца

 

К рентгеновскому излучению относят поток фотонов с энергиями от 0,3 кэВ до 40 кэВ или в длинах волн короче 10 нм.

Энергетический спектр рентгеновского излучения представляется степенной функцией типа D_s(E_x) = k(E_x)^-b, где b является функцией солнечной активности и характеризует «крутизну» спектра.

Авторами D_s(E_x) в виде степенной функции от числа солнечных пятен W и длины волны изучения.

                                           D_s(E_x)=exp,                              ( 7 )

где k = -16.12×exp{-8.945 ×10^-3×W};

l = 0.3847 - 4.86×10^-4×W;                                                                                                                    m = -8.142×exp{-2.585×W}.

Расхождение расчётных и табличных данных D_s(E_x) не превышает 8% .

 

Таблица 3 - Вариации кусочно-интегральных спектров рентгеновского    излучения в пределах солнечного цикла

3.2 Ультрафиолетовое излучение Солнца

 

К ультрафиолетовому излучению относят часть коротковолнового излучения в интервале 10,0¸360 нм. Атом водорода имеет 8 квантованных энергетических уровней и так называемый континуум.

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 6 - Спектр УФ излучения Солнца [1]   

 

Каждой орбите электрона соответствует определённая энергия E_n. Серия переходов с нижележащих уровней на первый названа Лаймановской областью, а спектральные пики - линиями Лаймана. При переходе электрона со второго  уровня на первый происходит выделение кванта энергии  на длине волны L_a= 121,6 нм, интенсивность которого в серии полос наибольшая. Поток её энергии варьирует в зависимости от активности Солнца в пределах (2¸6)×10^-5 Дж/(с×м²).

Переход электрона с третьей орбиты на первую сопровождается излучением кванта в линии L_b= 102,6 нм. Переход с более низких орбит, включая последний  континуум   уровней,  сопровождается   испусканием   в   линиях: L_g = 97,3 нм, L_d = 94,9 нм и L_e = 93,7 нм. Предельная длина волны излучения равна 91,2 нм. Для ионизационных и диссоционных процессов в атмосфере Земли наиболее существенны линии L_a и L_b.

Потоки энергии УФ-излучения в линиях L_a и L_b представлены в зависимости от солнечной активности, выраженной числом солнечных пятен, следующими функциями:

 

                            I(E_La)=(2.95+6.63× 10^-3×W) ×10^-3 , [Дж/(c×м²)];                          (8)

I(E_Lb)=(0.04+2×10^-4×W) ×10^-3 , [Дж/(c×м²)].

 

Вариации интегрального потока УФ-излучения, без учёта спектральных линий L_a и L_b , принимаются равными

 

                        I(E_uv)=(30+10^-3×W) × 10^-3, [Дж/(с×м²].                                 (9)

3.3 Видимое и инфракрасное излучение

 

Переход электрона атома водорода с нижестоящих орбит на вторую сопровождается излучением в видимой области спектра, назван серией Бальмера и имеет спектральные полосы в линиях Н_a= 656,3, Н_b= 486,1, Н_g= 434,0, Н_d= 410,1, Н_e= 397,0 нм. Предельная длина волны  спектрального диапазона – 364,6 нм.

Переходы на третью орбиту относятся к инфракрасному излучению, названы диапазоном Пашена со спектральными линиями: 1875,1, 1281,8, 1093,8 и 1004,9 нм и предельной длиной  820,4 нм. Ещё более низкочастотные группы излучения названы именами Бреккет, Пфунд и Хамфри.

 

3.4 Периодичности  солнечной активности

 

Солнечная активность меняется со временем. Эти изменения носят периодический характер, в том числе и вековой, но основными из них являются: 22- летние, 11-летние, 27-суточные, 160- и 5- минутные колебания. Продолжительность «одиннадцатилетнего» цикла менялась от 7 до 16 лет, средняя продолжительность 11,1 года.

На рисунке 7 приведены три вида солнечной активности: W - среднегодовые числа солнечных  пятен; C - показатель солнечной активности, развитый на основе радиоуглеродного метода С¹⁴; а - среднее за 10 лет число полярных сияний, показанное как точки [2]. Радиоуглерод ¹⁴С генерируется в ядерных реакциях, инициируемых космическими лучами, имеющих отрицательную корреляцию с ходом солнечной активности. Видно, что на Солнце были регулярные и длительные минимумы активности, подобные маундеровскому минимуму в 1645 г. Во время маундеровского минимума солнечной активности отсутствовали значительные протонные вспышки.

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 7 - Вековые изменения солнечной активности за период 1200-2000 гг.

 

Пространственно-временное распределение пятен на Солнце имеет вид  «бабочек» (см. рисунок 8).

Пятна зарождаются в районах экватора и постепенно смещаются к более высоким широтам. Достигая широт в 30^о – 40^о, пятна разрушаются и исчезают.

 

 

 

 

 

 

Рисунок 8 - Распределение солнечных пятен по широте и времени

 

4 Корпускулярная радиация

 

Корпускулярная радиация внеземного происхождения получила название космические лучи - это заряженные частицы: протоны, ядра, электроны, позитроны и антипротоны [3].

 

4.1 Солнечный ветер

 

Истечение вещества из солнечной короны называется солнечным ветром. Интенсивность солнечного ветра зависит от уровня солнечной активности и конкретной ситуации на Солнце. Средняя скорость V_p невозмущённого солнечного ветра составляет 470 км/с, что соответствует энергии протонов ~ 200 кэВ.

 

Таблица 4 - Параметры солнечного ветра на орбите Земли

 

Более точные выражения для V_p в зависимости от солнечной активности, выраженной числом солнечных пятен W, имеют вид

V_p=320+0,7×W, (км/с).

Солнечный ветер, наблюдаемый вблизи орбиты Земли, имеет три градации [4]:

1) Спокойный солнечный ветер - постоянно существующий поток солнечной плазмы, заполняющий всё межпланетное пространство вплоть до границ гелиосферы 50÷200 астрономических единиц.

2) Спорадические высокоскоростные потоки (вспышки солнечных космических лучей) - относительно кратковременные, чрезвычайно неоднородные и сложные по структуре образования.

3) Локализованные квазистационарные высокоскоростные потоки солнечной плазмы с вмороженным магнитным полем.

 

4.2 Галактические космические лучи (ГКЛ)

 

Галактические космические лучи, рождённые, в основном, при вспышках сверхновых звёзд, и ускоренные в специфических галактиках типа Лебедь, заполняют равномерно всё космическое пространство.

 Протоны ГКЛ составляют примерно 90% всего потока частиц, ядер Не (α-частиц) примерно в 10 раз меньше, все остальные ядра вносят в общий поток вклад примерно 1%; поток электронов также примерно 1% полного потока.

Концентрация космических лучей с кинетической энергией E_кл ³1 ГэВ у Земли и в значительной части Галактики N_кл ~10^-4 м^-3 . Плотность энергии космических лучей равна

w_КЛ ~ E _КЛ N _КЛ ~10^-13 Дж/м³.

Энергетический спектр и ядерный состав космических лучей не постоянен в пространстве и времени. На рисунке 9 показаны энергетические спектры протонов, измеренные при низкой и высокой солнечной активности. Более стабильная часть (Е(р)>2,5×10⁹ эВ) меняется в цикле солнечной активности примерно на 30%. Однако при меньших энергиях ГКЛ подвержены очень сильному влиянию солнечной активности. В области энергий Е(р)<10⁹ эВ поток частиц меняется уже почти в 10 раз. Характерной особенностью спектра в области малых энергий является уменьшение интенсивности при увеличении энергии примерно до 10 МэВ и возрастание её вплоть до энергий 400 МэВ.

Спектр протонов ГКЛ для большей его части описывается выражением

                                                      D(p)=b ×E(p)^-g,                                          (10)

где b = 1.32, g = 2,65, а Е(р) в ГэВ.

 

4.3  Модуляция  галактических  космических  лучей солнечным ветром

 

Приходя в солнечную систему, поток ГКЛ модулируется магнитными полями солнечного ветра. С увеличением солнечной активности и при приближении к Солнцу величина конвективного вектора возрастает, и интенсивность ГКЛ падает.

Образовавшийся в солнечной системе градиент концентрации космических частиц  имеет вектор диффузии, направленный к Солнцу. Таким образом, в любой момент времени обе системы (ГКЛ и солнечный ветер) находятся в квазиравновесном состоянии. Таким образом, все изменения солнечной активности должны найти отображение в регистрируемой интенсивности ГКЛ.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 9 - Дифференциальные энергетические спектры протонов и ядер гелия для минимума солнечной активности; ------  -  спектры вне области модуляции (а) и электронов (б) в различные периоды солнечной активности

 

Способы задания модулированного спектра ГКЛ различны. Иногда он выражается изменением показателя степени g в уравнении (10). Чаще всего такой вид спектра относится к узкому интервалу энергий и не всегда удобен в пользовании. Иногда спектр задают сложной функцией активности Солнца.

                            ,                                (11)

где K(W*) - коэффициент модуляции галактических протонов солнечным ветром, представленный авторами в виде аналитической формулы.

K(W*)=exp{0.0126×W*+0.48},

R  и E(p) - жёсткость и энергия галактических протонов,

R₀»17ГВ, C(R) =,

W* - сдвинутые вперёд значения числа солнечных пятен на время максимума модуляции ГКЛ солнечным ветром на удалении траектории Земли от Солнца.

В верхней части рисунка 10 представлены вариации числа солнечных пятен, в нижней части - относительные изменения интенсивности космических лучей на различных магнитных широтах. С увеличением широты амплитуда вариаций интенсивности ГКЛ возрастает.

Влияние солнечного ветра на спектры протонов и ядер гелия отображено на рисунке 9 провалом интенсивности в его низкоэнергичной части.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 Рисунок 10 - Модуляция ГКЛ различных энергий солнечным ветром

 

5 Околоземное космическое пространство

 

Околоземное космическое пространство (ОКП) является магнитоактивной средой. Оно включает магнитное поле Земли, нейтральную и заряженную атмосферу. В результате взаимодействий корпускулярной радиации с магнитосферой образуются радиационные пояса нашей планеты, а воздействие радиации на атмосферный газ приводит к образованию ионосферы. Все образования ОКП взаимодействуют с космической радиацией и между собой, что и определяет понятие космической погоды.

 

5.1 Магнитное поле Земли (МПЗ)

 

Земля обладает собственным магнитным полем. Это самая большая область околоземного космического пространства, где существенна напряжённость МПЗ. Она состоит из магнитосферы и дипольного магнитного поля.

Вектор индукции МПЗ F (см. рисунок 11) принято представлять ориентированными по полярным или декартовым координатам.

В полярной системе координат величина поля обозначается F, а её горизонтальная проекция Н. Склонением D называется угол между направлением на север и горизонтальной составляющей Н, наклонением I – угол между F и Н. D считается положительным, если Н отклоняется к востоку, I положительно при отклонении F вниз от горизонтальной плоскости. Вертикальная плоскость 0HFZ, проходящая через Н, называется (местной) магнитной меридиональной плоскостью.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 11 - Векторное представление напряжённости магнитного поля Земли

 

В декартовой системе координат модуль вектора F разлагается по координатам XYZ, ориентированным на географические север, восток и по вертикали к центру Земли. Все компоненты МПЗ измеряются в нанотеслах - нТ. Напряжённость магнитного поля около Земли (МПЗ) ~ 5×10^-5 Т.

На границе магнитосферы земное поле переходит в межпланетное магнитное поле (ММП). Магнитосфера имеет форму капли с длинным "хвостом" (см. рисунок 12). Со стороны Солнца магнитосфера простирается до 10 радиусов Земли R_Å, на ночной стороне - хвост магнитосферы тянется не менее чем на 8000 радиусов Земли.

В первом приближении приземная часть магнитного поля Земли аналогична полю диполя. Ось магнитного поля проходит внутри планеты и смещена относительно центра Земли на 462 км в направлении 18,3° с. ш. и 147,8° в. д. Точки прикосновения оси диполя с поверхностью земли называются геомагнитыми полюсами.

Точки на земной поверхности, где максимальна напряжённость магнитосферы, называются магнитными полюсами, которые не совпадают с геомагнитными полюсами, хотя в какой-то мере эти полюса связаны между собой.

Соотношение между дипольными координатами (Ф - магнитной широтой и L - магнитной долготой) и соответствующими географическими координатами (j, l) в любой точке на поверхности Земли имеет следующий вид:

где j₀ и l₀ - географические широта и долгота северного полюса.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

                      

Рисунок 12 – Магнитосфера и радиационные пояса Земли

 

5.1.1 Магнитные вариации

 

Магнитное поле, вызванное электрическими токами в ионосфере, испытывает суточные и сезонные изменения, связанные с солнечной активностью. Дни, когда временные магнитные вариации являются «плавными» и регулярными, называются q-днями, при этом q означает магнитноспокойный. Другие дни, d-дни, называют магнитновозмущёнными.

Воздействие солнечного ветра на общую форму МПЗ изображено на рисунке 12. Со стороны Солнца МПЗ сжато, с противоположной стороны вытянуто, где формируется длинный хвост. Таким образом, фактическое поле сильно отличается от дипольного приближения.

 

5.1.2 Дрейф магнитных полюсов

 

Смещение магнитных полюсов регистрируется с 1885 г. Новейшие данные по состоянию арктического магнитного полюса (движущегося по направлению к Восточно-Сибирской мировой магнитной аномалии через Ледовитый океан) показали, что с 1973 по 1984 г.г. его  пробег составил 120 км, с 1984 по 1994 гг. - более 150 км. К началу 2002-го года скорость дрейфа северного магнитного полюса увеличилась до 40 км/год. В феврале 2002 г. произошёл скачок северного полюса на 200 км.

За последние 100 лет магнитный полюс в южном полушарии переместился почти на 900 км и вышел в Индийский океан. 

Итак, скорость движения магнитного полюса постоянно возрастает. В 2012 году магнитный полюс будет на наименьшем удалении от географического полюса. Картина движения магнитного полюса приведена на рисунке 13.

Геомагнитные полюса также подвержены временному смещению, но в меньшей степени.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок  13 - Карта движения северного  магнитного полюса  Земли и его прогноз

 

5.2. Нейтральная атмосфера

 

Нейтральное околоземное космическое пространство состоит из самой атмосферы и вакуумного пространства. Приведём сведения о свойствах нейтральной атмосферы и о протекающих в ней процессах.

 

5.2.1 Состав и высотное распределение параметров атмосферы

 

Состав и концентрации молекул атмосферы неоднородны по высоте. Основная часть нейтральных молекул состоит из N₂ и О₂, но выше 200 км начинают преобладать атомарные компоненты, в основном О. На высотах более 500 км основной компонентой атмосферного газа являются атомы водорода Н, поэтому сама область получила название протоносферы.

Нейтральную атмосферу условно разделяют на ряд высотных областей по характеру доминирующих в них процессов. Верхние границы некоторых из этих областей, называемые «паузами», привязывают к особенностям высотного профиля температуры нейтрального  газа   (см. рисунок  14).

Тропосфера - самая нижняя область атмосферы с отрицательным высотным градиентом температуры (примерно -7^о/км). Она простирается от поверхности Земли до тропопаузы, где градиент Т обращается в нуль. Высота тропопаузы максимальна на экваторе (~18 км), где её температура минимальна (~190, К), и минимальна у полюсов (~8 км) при температуре ~220, К. В тропосфере формируются основные погодные  явления.

Стратосфера - область с положительным высотным градиентом температуры от тропопаузы до стратопаузы (50±5 км), на которой температура достигает величины 270±20, К. Рост температуры в стратосфере обусловлен наличием в ней слоя озона, эффективно поглощающего солнечное ультрафиолетовое излучение. В связи с этим употребляется термин озоносфера, означающий область, примыкающую к максимуму концентрации озона, расположенному на высоте порядка 30 км. В противоположность тропопаузе на экваторе температура стратопаузы выше, чем наблюдаемая в полярных областях.

Мезосфера - область высот от стратопаузы до мезопаузы (85±5 км), в которой температура вновь падает с высотой, достигая на мезопаузе  абсолютного минимума (~180, К).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 14 - Высотный ход температуры нейтрального газа и характерные         высотные области нейтральной атмосферы

 

Термосфера - область с положительным высотным градиентом температуры, расположенная над мезопаузой. В термосфере с увеличением высоты рост температуры замедляется и, наконец, выше некоторой высоты, называемой термопаузой, прекращается, атмосфера становится изотермичной по высоте, испытывая, однако, вариации по горизонтальным координатам.  Высота термопаузы минимальна при низкой солнечной активности (~200 км) и максимальна при высокой солнечной активности (~500 км). Соответствующие минимальные и максимальные значения температуры в области изотермии составляют ~500 и ~2000, К при характерном среднем значении ~1200, К.

Экзосфера. Основа экзосферы – приблизительно между 500 км и 750 км. Здесь атомы кислорода, водорода и гелия (приблизительно 1 процент которых ионизирован), формируют нейтральную атмосферу, в которой газовые законы становятся недействительными. Нейтральный гелий и водородные атомы, которые имеют низкие атомные веса, могут убежать в космос, так как шанс на молекулярные столкновения, отклоняющие их вниз, становятся меньше с увеличением высоты. Водород образуется при диссоциации (разрушении) водяного пара и метана (CH₄) на высотах мезопаузы, в то время как гелий – ядерным воздействием космической радиации на азот и медленным, но устойчивым разрушением радиоактивных элементов в земной  коре.

Молекулярная плотность убывает с высотой h по экспоненциальному закону.

                                                                                                              (12)

Это один из видов барометрического уравнения, где Н – высота однородной атмосферы.

Все физические параметры нейтральной атмосферы имеют периодические вариации, связанные с солнечной активностью и движением Земли.

 

6 Воздействие  волновой  радиации  на околоземное космическое     пространство

 

Электромагнитные излучения практически не оказывают какого-либо воздействия на земную магнитосферу. В атмосфере Земли ЭМИ испытывает поглощение и рассеяние, вызывает нагревание, диссоциацию и ионизацию молекул атмосферного газа.

При рассмотрении радиационных процессов в атмосфере выделяются 2 больших спектральных диапазона: диапазон солнечной радиации с длиной волны короче 4 мкм и теплового излучения Земли (суши, океана, атмосферы) с длиной волны > 4 мкм.

Одной из основных вспомогательных величин является телесный угол, определяемый как отношение площади к квадрату радиуса сферической поверхности. В сферической системе координат дифференциальный телесный угол выражается как

Спектральная плотность энергетической яркости I_l  определяется как

где dE_l- дифференциальное количество энергии излучения в спектральном интервале (l, l+dl), падающее на элементарную площадку dS за промежуток времени dt в пределах дифференциального телесного угла dW, ориентированного под углом Q к площадке.

Спектральная плотность энергетической освещённости полусферы -

 

6.1 Вариации притока солнечной энергии к Земле

 

Максимальная величина солнечной энергии на перпендикулярный м² за пределами атмосферы равна 1,36 кВт. Количество поступающей солнечной энергии к земной поверхности зависит от высоты или зенитного угла Солнца, продолжительности освещённого периода суток и показано в таблице 5.

 

Таблица 5 – Зависимость поступающей солнечной энергии Вт/м² от    широты и сезона года

 

Зимы северного полушария тёплее, а лето прохладнее, чем в южном полушарии. Северный летний период (21 марта - 22 сентября) – на пять дней больше, чем лето южного полушария (22 сентября - 21 марта).

Альбедо и переизлучение солнечной энергии в атмосферу зависит от свойств подстилающей поверхности, к которым относятся коэффициент отражения (снег, лёд, вода, песок и т.п.), удельная теплоёмкость и т.д.

Большая часть поступающей солнечной радиации отражается назад в атмосферу, не достигая поверхности земли вообще. Морская поверхность при малом угле падения отражает практически всю падающую энергию. Свежий снег может отразить почти 90% солнечной радиации, деревья отражают 30-50%.

 

6.2 Поглощение

 

Поглощение монохроматической радиации определяется сечением поглощения s_l (см²) и концентрацией поглощающей компоненты N (см^-3). Если поглощающих компонент несколько, то

где i-номер поглощающей компоненты,

a_l - сечение  поглощения.

Мощность поглощающего объёма dV излучения интенсивности I_ndn, распространяющегося в телесном угле dW, связана с коэффициентом поглощения соотношением

dP_a=a_nI_ndn dW dV.

Солнечная радиация в коротковолновой области спектра поглощается в атмосфере главным образом О₂, О₃, N_2, CO₂, H₂O, O и N. Спектры поглощения, связанные с электронными переходами в О₂, О, N₂, N, O₃, лежат в основном в УФ-области спектра, а колебательно-вращательные переходы в трёхатомных молекулах типа  H₂O, O₃, CO₂ дают спектры поглощения в ИК-области.

Характеристики поглощения электромагнитной радиации малыми компонентами атмосферного газа – воды Н₂О, углекислого газа СО₂, озона О₃ и других можно найти в справочнике [5].

 

6.3 Нагревание атмосферы

 

Нагревание средней атмосферы солнечной радиацией происходит в результате поглощения в страто- и мезосфере в основном озоном, и в верхней мезосфере и нижней термосфере - молекулярным кислородом: энергия возбуждения быстро переходит в тепловую в результате рекомбинации атомов кислорода, образующихся при фотодиссоциации О₂ и О₃. Нагревание средней атмосферы УФ- радиацией компенсируется лучистым выхолаживанием за счёт ИК-излучения СО₂ (полоса 15 мкм), в меньшей степени - О₃ (полоса 9,6 мкм) и Н₂О (вращательная полоса). На термическую структуру средней атмосферы могут влиять и такие процессы, как диссипация атмосферных волновых движений в мезо- и термосфере.

Скорость нагревания элемента объёма атмосферы коротковолновой радиацией можно рассчитать как

                        ,                                            (13)

где    - функция притока энергии излучения;

Т-температура,

r - плотность воздуха;

С_р - удельная теплоёмкость воздуха при постоянном давлении;

g-ускорение свободного падения;

р-давление.

В правой части уравнения (13) проводится интегрирование по  спектральному параметру n.

Для скорости нагревания имеем также

                                                                 (14)

где - актинический поток; 

первое слагаемое описывает нагревание за счёт прямой солнечной радиации;

второе - за счёт рассеянной.

Основной источник нагревания в страто-мезосфере - поглощение солнечной УФ-радиации озоном в полосах Хеггинса

Q_He/[O₃]=1/N₃× {4,66×10³ - 7,8 × 10² × exp (-1,77× 10^-19N₃) –

- 3,88×10²×exp(-4,22×10^-18N₃)}

и Хартли

Q_Ha/[O₃]=4,8×10^-14 ×exp(-8,8×10^-18N₃).

Здесь N_i – интегральная (полная) концентрация элемента в вертикальной плоскости.

 Скорость нагревания составляет 12 К/сут вблизи стратопаузы, достигая максимума (18 К/сут) вблизи летнего полюса. Поглощение в длинноволновой части полос Хеггинса становится существенным в нижней стратосфере, где скорость нагревания составляет около 1 К/сут. Скорость нагревания, очевидно, зависит от концентрации озона на данном уровне и его содержания в столбе воздуха выше рассматриваемого уровня, определяя и само положение страто- и мезопауз. Схема распределения энергии  атмосфере представлена на рисунке  15.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1 - падающая на атмосферу КВ-радиация; 2- падающая на земную поверхность КВ-радиация; 3- отраженная от земной поверхности КВ-радиация и 4 – переизлученная земной поверхностью ИК-радиация.

Рисунок 15 - Схема прохождения, поглощения и отражения электромагнитной солнечной энергии в атмосфере

 

 Озон поглощает 3-7% солнечной энергии, пары воды - 4-10%, облачность поглощает до 10%, а отражает 20-80% электромагнитной энергии.

 

6.4 Фотодиссоциация

 

Процессы фотодиссоциации (разбиение молекул на составляющие атомы) играют важную роль в формировании состава средней атмосферы. Скорость фотодиссоциации молекулы А выражается через частоту фотодиссоциации J_A как

.

Солнечная радиация ультрафиолетового диапазона с длиной волны свыше 100 нм может фотодиссоциировать молекулы атмосферных газов.

Все численные значения по электромагнитным излучениям, атмосферным параметрам и коэффициентам взаимодействия радиации с атмосферой в целом и с каждой её составляющей приведены в многочисленных справочниках [5].

 

6.5 Ионизация

 

Ионосфера – это область атмосферы, расположенная на высотах 50¸1000 км, в которой часть атомов и молекул находится в ионизированном состоянии. В формировании высотного профиля электронной концентрации на уровнях ниже 100 км основную роль играют следующие молекулы и атомы: N₂, О₂, NО, О₃, О₂(¹Dg), NО₂, СО₂ и Н₂О. Молекулярные азот N₂ и кислород О₂ относятся к основным составляющим атмосферы и их высотное распределение хорошо известно. В высотном диапазоне 50-100 км относительные концентрации азота N₂ и кислорода О₂ постоянны, составляют 78% и 21%, соответственно как и у земной поверхности. На высотах 200-250 км концентрация атомарного кислорода О становится преобладающей. Выше 500 км преобладают атомы волорода Н.

Ионизация нейтральных атомов осуществляется воздействием внешних источников электромагнитной и корпускулярной природы.

 

6.5.1 Фотоионизация

 

Ионизированные частицы образуются из нейтральных молекул, общая масса которых в 10¹²¸10¹³ раз превосходит общую массу заряженных частиц. Ниже атмосфера практически полностью нейтральна, выше степень ионизации  растёт с высотой, но лишь на высотах около 1000 км, т. е. у основания протоносферы, концентрации заряженных и нейтральных частиц сравниваются, а на уровнях ионосферы заряженные частицы являются малой примесью к нейтральной атмосфере. В максимуме электронной концентрации в дневное время суток это отношение не превышает величины 10^-4. Ясно, что состав и динамика нейтральной атмосферы решающим образом влияют на поведение заряженных частиц. Это влияние состоит в том, что нейтральная атмосфера поглощает солнечное ионизирующее излучение, определяя его интенсивность на нижележащих уровнях. Она является источником ионизируемых частиц, концентрация которых определяется скоростями ионообразования и рекомбинации заряженных частиц.

Схема ионизации электромагнитным излучением изображается следующим образом

                                             .                                      (15)

В уравнении химической реакции (15) hν - это квант электромагнитной энергии электромагнитного излучения, М и М⁺ - ионизируемые молекула или атом и их положительный ион, е – свободный электрон. При столкновении фотона с молекулой квант энергии hν погибает, отдавая свою энергию на диссоциацию, ионизацию и нагрев молекул.

Основными компонентами атмосферного газа, участвующими в реакции (15) являются: молекулярные азот N₂, кислород O₂, окись азота NO, а также атомарный кислород О. Каждой из этих составляющих присущ свой потенциал ионизации, то есть некий минимум энергии, необходимый для осуществления реакции (15). Это значит, что энергия кванта электромагнитного излучения hν должна быть равна или больше потенциала ионизации. Как видим из реакции (15) после столкновения фотона с молекулой атмосферного газа сам фотон исчезает. Излишки его энергии передаются свободному электрону, при столкновениях которого они рассеиваются и расходуются на нагрев окружающего пространства.

В случае если энергия свободного электрона превышает энергию ионизации нейтральной молекулы, возможен акт вторичной ионизации.

 

6.5.2 Скорость образования ионов и свободных электронов

 

Для расчётов скорости ионизации q [м^-3×с^-1], производимой каким-либо i-тым диапазоном  электромагнитной радиации на исследуемой высоте h_k, необходимо знать:

1) Интенсивность в i-том поддиапазоне ионизирующего излучения за пределами атмосферы– I_i  [Дж×м^-2×с^-1].

2) Интенсивность поглощаемого атмосферой ионизирующего излучения на высоте  h_k – I_i,k.  То есть следует определить интегральное поглощение излучения от границы атмосферы до точки наблюдения с учётом, конечно, зенитного угла c  прихода излучения к атмосфере. С увеличением c степень поглощения излучения возрастает на величину secc. Для учёта кривизны Земли в формулах для ионизации и поглощения множитель secc надо заменить на функцию Чепмена - Ch(x, c), где  х = Q + (h – h₀)/H, Q = (R_Å  +h₀)/H,  H - шкала высот однородной атмосферы, R_Å - радиус Земли, h -  высота наблюдения, h₀ - высота, на которой скорость ионизации достигает максимума.

3) Концентрацию  ионизируемой  компоненты   М_j,k [м^-3 ] на высоте  h_k .

4) Долю энергии ионизирующего излучения, поглощаемую атмосферным газом D I_i,j,k. Эта величина определяется сечением поглощения и измеряется в единицах s_j[м^-2].

D I_i,j,k = I_i,j,k ×s_j×M_j,k.

Поглощённая солнечная энергия расходуется на нагрев и ионизацию атмосферного газа. Часть энергии излучения, отданная на ионизацию, определяется коэффициентом ионизации фотонами

h = 360/l,    200 < l < 10000 , l в нм

 h » 20     l < 200 нм.

5) Потенциал ионизации данной компоненты атмосферного газа. Обычно эта величина U задаётся в эВ.

Итак, для скорости ионизации можем записать:

                               q_ijk = I_j,k ×s_j×h × M_j,k/U_j.                                                  (16)

 

Рассмотрим поток солнечного ионизирующего излучения, падающего на земную атмосферу, которая предполагается изотермической. В верхней части атмосферы газ является настолько разреженным, что лишь незначительная часть энергии поглощается. С другой стороны, в нижние слои атмосферы, где плотность высока, попадает лишь незначительная доля энергии излучения, поскольку она поглощается на более высоких уровнях. Таким образом, следует ожидать, что максимум поглощения энергии (а, следовательно, максимум образования ионов) имеет место где-то на промежуточной  высоте.

Взаимодействие потока ионизирующего излучения с возрастающей концентрацией ионизируемого газа приводят, естественно,  к образованию на некоторой высоте максимума скорости ионизации.

Общий результат теории сводится к тому, что скорость образования ионных пар q(c, z) как функция зенитного угла Солнца c и высоты z даётся в виде

                                                                                    (17)

Здесь q₀ - скорость образования ионных пар на уровне z = 0, когда Солнце находится в зените, а

Поэтому опорная высота h₀ является высотой максимума образования ионов, когда Солнце находится в зените.

Слой Чепмена имеет более резкий градиент ионообразования в зависимости от высоты на нижней стороне слоя, чем на верхней. Высоты слоёв увеличиваются с увеличением значений c, фактически высоты максимума при такой шкале лежат на прямой линии. Уравнение этой прямой можно получить следующим образом.

Высота максимума ионообразования z_m получается путём дифференцирования уравнения (17) и приравнивания его нулю. Это даёт

                                                                                                (18)                                                         

или

                                                                                     (19)

Подстановка этого выражения в (17) даёт

                                                                                       (20)

Если в уравнении (17) заменить z на  z - ln sec c и положить c=0, то получим

                                                             (21)                                       

Уравнение (21) даёт очень важное правило пересчёта, а именно кривая q(c, z) имеет ту же самую форму, что и кривая q(0, z), но смещается на ln secc и снижается на cosc. Максимальная скорость ионообразования q_m получается из уравнений (18) и (20):

                                                                                               (22)                                                                                                          

Изменение интенсивности потока не влияет на высоту максимума ионообразования.

Однако если в падающем излучении имеются волны различной длины, для которых коэффициенты ионизации заметно различаются, то в результате образуется несколько отчётливых слоёв, поскольку волны разной длины поглощаются на различных высотах.

 

Таблица 6 - Потенциалы и эквивалентные длины волн ионизации атмосферных компонент

 

Таким же образом различные ионизованные слои будут возникать при наличии различных компонент газа в атмосфере.

Воспользовавшись информацией о высотном распределении и потенциалах ионизации нейтральных газовых компонент, а также об интенсивности солнечного электромагнитного излучения несложно по формуле (16) рассчитать высотный профиль скорости ионизации q.

Пример таких расчётов [6] q для  модельной ночной (сплошные линии c= 90,1°) и полуденной (штриховые линии c = 35,5°) среднеширотной ионосферы в равноденствие и в минимуме солнечной активности приведён на рисунке 16.

Здесь учтена скорость ионизации атмосферы солнечной ультрафиолетовой радиацией и вторичными электронами (15).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 16 - Высотные профили скоростей ионизации

 

6.5.3 Корпускулярная ионизация атмосферного газа

 

Корпускулярная радиация – это поток протонов и более тяжёлых ядер солнечного и галактического происхождения. Рассматривая воздействия космических лучей на атмосферу, следует сказать, что наиболее существенными из них являются ядерные и электромагнитные.

Уравнение ионизации атмосферного газа  корпускулярной радиации записывается следующим образом:

                                          М + (р, е) ® М⁺ + е + (p^*, e^*),                                     (23)

где р, e и p^*, e^* - протон и электрон до и после ионизации молекулы газа.

Как видим, ионизирующая частица не исчезает, как квант электромагнитной энергии, но их первоначальная энергия уменьшается.

Итак, резюмируя, можно сказать, что скорость ионизации атмосферы ГКЛ определяется отношением величины поглощённой энергии DE(CR, h_k) на высоте h_k к значению энергии, необходимой для образования пары ион-электрон в атмосфере U = 32 эВ.

DE(CR, h_k) = 2p×r(h_k)(CR)_E(E_p)dE,

                                         q(CR, h_k) = DE(CR, h_k) / U,                                     (24)

где r(h_k) – глубина атмосферы на высоте h_k, равная значению давления;

e(E_p) - коэффициент поглощения энергии протонов на единице глубины атмосферы, который может быть определён как функция энергии протона в следующем виде [3]

                  e(E_p) = exp{-6.32+[0.107-0.015×ln(E_p)][ln(E_p)-0.8]².                     (25)

В уравнении (24) неизвестным является дифференциальный спектр космических лучей. Можно принять, что поток ГКЛ представляет собой поток протонов.

Спектр протонов ГКЛ без модуляции солнечным ветром описывается выражением

                                                D(p)=b ×E(p)^-g,                                                   (26)

где   b=1,32, g=2,65, а Е(р) в ГэВ.

ГКЛ отдают верхней атмосфере от 0,01 до 0,1% своей энергии, но эта величина имеет существенное значение в формировании нижней ионосферы на высотах менее 65 км. Отношение между потерями быстрых частиц на ионизацию и возбуждение постоянно и не зависит от энергии проникающей частицы. Этот факт даёт возможность считать, что число электрон-ионных пар, образованных на единице пути, пропорционально энергетическим потерям – e(Е_р).

Поскольку скорость ионизации любым видом ядер пропорциональна квадрату заряда Z², для протонного эквивалента космических лучей уравнение (24) примет вид

                        q(p, h_j) = e(E_p) dE_p.                                         (27)

Е_с – энергия геомагнитного обрезания спектра протонов - минимальная энергия протонов, которые пропускает магнитное поле Земли. Она наименьшая в высоких широтах и наибольшая на экваторе.

 

6.6 Образование ионосферы

 

Свободные электроны, образовавшиеся при ионизации атмосферного газа, существенно влияют на распространение радиоволн.

Ионосфера обладает свойствами проводника, имеющего сопротивление. В ней, как раз, выполняются все условия распространения радиоволн, описываемые уравнениями Максвелла. Высотное распределение концентрации нейтральных молекул М и основных параметров ионосферы приведены в таблице 7.

Различают четыре области ионосферы.

В самой нижней её части (50-90 км) расположена область D. В ней может быть два слоя С и D. Слой С образуется корпускулярной компонентой галактического излучения. В образовании слоя D принимают участие, как корпускулярная радиация, так и ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца.

Выше области D до 120 км  расположена область Е, в которой кроме нескольких регулярных слоёв Е иногда образуется спорадический слой E_s, появление которого не вписывается в какие-либо закономерности.

Над областью Е до высот примерно 1000 км расположена область F ионосферы, в которой достигается максимальная концентрация свободных электронов. В области F также может находиться несколько слоёв, их именуют как F1, F1_½ и  F2.

 

Таблица 7 - Изменения с высотой дневных  параметров ионосферы

 

Выше области F располагается область, именуемая экзосферой.

Полагая, что  концентрации ионов и электронов равны N_i= N_e, равновесная концентрация свободных электронов N_e, определяемая скоростью ионизации q, скоростью рекомбинации  a×N_i×N_e  = aN_e² , записывается в виде следующего уравнения:

dN_e /dt = q - a¢N_e².

Эффективный коэффициент рекомбинации a¢ зависит от сорта иона М⁺. Существенным различием коэффициента рекомбинации a обладают атомарные, молекулярные и кластерные (типа М⁺×(Н₂О)_n) ионы.

Основные характеристики нейтральных компонент N₂, О₂ и О, вызывающие электронообразование, следующие: потенциалы ионизации мало отличаются друг от друга и равны 15.51 для молекулярных и 13.61 эВ для атомарных компонент, коэффициенты  рекомбинации a различаются почти на 6 порядков и равны 1,0  и 1,5 × 10^-6 м³/с  соответственно.

N₂⁺ +  e ® N + N,

O₂⁺ +  e ® O + O,

O⁺ + e ®  O + hn.

Первые два уравнения называются уравнениями диссоциативной рекомбинации, а третье - уравнением радиативной рекомбинации. При радиативной рекомбинации выделяется квант энергии.

При этом эффективный коэффициент рекомбинации ионной смеси определяется как  

 

Существование процесса перезарядки атомарных ионов на молекулярные

О⁺ + N₂ ® N₂⁺  + О,

О⁺ + O₂ ® O₂⁺  + О.

предполагает существенную зависимость эффективной скорости рекомбинации и, соответственно, концентрации свободных электронов в ионосфере от отношения концентраций молекулярных и атомарных составляющих атмосферного газа O/N₂  и, в меньшей степени,  от О/O₂ из-за количественного соотношения N₂/O₂ в атмосфере.

Высотное распределение эффективного коэффициента рекомбинации a¢ приведено в таблице 7, для отдельных слоёв ионосферы в таблице 8.

 Электронная концентрация, кроме того, зависит от скорости образования отрицательных ионов М^- в реакции, например,

О₂+е+М®О₂^-+М,

где М - любая нейтральная молекула.

Эта реакция существенна для области D ионосферы. Данные высотного распределения эффективной частоты соударений электронов n_en с нейтральными молекулами используются для расчётов поглощения радиоволн в ионосфере. Высотные профили электронной концентрации среднеширотной ионосферы для дневного и ночного времени суток приведены на рисунке 17.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 17 - Дневной и ночной профили электронной концентрации

Таблица 8 - Значения характеристик основных областей ионосферы

Область ионосферы	Средняя высота максимума, км	Температура, К	Электронная концентрация ne, м-3			Эффективный коэффициент рекомбинации a', м-3×с-1
			День		Ночь
			Солнечная активность
			максимум	минимум
D	70	220	106	2×106	106	1,0
Е	110	270	3×1011	1,5×1011	3×109	0,1
F1	180	800¸1500	5×1011	3×1011	—	3×10-2
F2 (зима)	220¸280	1000¸2000	2,5×1012	6×1011	~1011	2×10-4
F2 (лето)	250¸320		8×1011	2×1011	3×1011	10-4

 

6.6.1 Ионосфера как целое

 

Эквивалентная толщина ниже максимума В = 60 км, эквивалентная толщина выше максимума А =220 км. Полное содержание электронов для полуденной ионосферы средних широт составляет

                                                      = N_max(A+B) » 3×10¹⁹, м^-2.

 

Абревиатура полного содержания электронов в ионосфере - ТЕС и ПЭС в англоязычной и русской транскрипции соответственно. Она измеряется в единицах TECU (10¹⁶ м^-2). В течение суток на средних широтах эти величины варьируют в сотни раз.

 

6.6.2 Учёт ионосферных поправок

 

Уменьшение скорости распространения радиоволн в ионосфере приводит к ошибкам определения расстояния между передатчиком и приёмником. Поправка к псевдодальности, учитывающая влияние ионосферы, достаточно точно выражается эмпирической формулой

                                                                                     (28)

где k = 40,4 – эмпирический коэффициент, зависящий от угла распространения сигнала.

Знак в этой формуле зависит от того, какой сигнал используется для вычисления псевдодальности: фаза несущей частоты или кодовая последовательность, содержащая группу волн в некоторой полосе частот. Первому случаю соответствует фазовая скорость распространения, второму - групповая скорость, меньшая по величине. Интересно что при этом поправки Dd_ion оказываются, согласно теории, одинаковыми по абсолютной величине в обоих случаях, но при фазовых измерениях их следует вычесть, а при кодовых - прибавить к значению расстояния, рассчитанного с использованием значения скорости света в вакууме.

Концентрация электронов на пути следования радиоволн в ионосфере сильно зависит от солнечной активности, от времени года и времени суток, от географического положения станции. Значение поправки Dd_ion в направлении зенита может колебаться от 1 до 20 м, а при низких углах наклона радиолуча - достигать 100 м. Это, конечно, очень большие величины, которые надо обязательно каким-то образом учитывать, чтобы не свести на нет высокую точность спутниковых радионавигационных измерений.

 

6.7 Страто-тропосфера

 

Тропосфера поглощает некоторую часть энергии проходящего через неё радиолуча. Заметное поглощение энергии в атмосфере вызывают молекуля кислорода и воды. Эта зависимость от длины волны показана на рисунках 18 и 19.

Зависимость поглощения радиоволн в тумане и дожде от частоты показана на рисунке 19.  Туманы, дождь и снегопады могут быть заметны и на частотах, выше 3000 МГц, но потери большую часть времени невелики и могут быть не более 0,01 дБ/км. Только при очень сильном дожде (16 мм/час) и сильном снегопаде (2,3 г/м³) затухание на волне 5 см может доходить до 0,08 дБ/км. Однако такие явления редки и не могут происходить одновременно на всей трассе длинных УКВ линий связи.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 18 -  Поглощающая способность земной атмосферы от частоты волны

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 19 - Зависимость поглощения радиоволн в тумане и дожде от частоты

Кроме того, тропосфера искривляет первоначальную траекторию радиолуча и уменьшает скорость его распространения. При этом n_t >1  и скорость распространения радиоволны определяется выражением с=с₀/n_t.

Показатель преломления радиоволн в тропосфере n_t,  является функцией атмосферного давления р, парциального давления молекул воды p(H₂O) и температуры Т, которые имеют существенные сезонные и суточные вариации.

 

                            (29)

где р и p(H₂O) выражаются в мм ртутного столба, а T в °С.

 

6.7.1 Учёт тропосферных поправок

 

Существуют различные модели тропосферных задержек, отличающиеся гипотезами о характере изменения метеопараметров с высотой, наиболее употребительными из которых являются две: Хопфилда и Саастамойнена. Приведём формулу для второй из них, чтобы дать представление о подобных моделях, выводимых из уравнений для показателя преломления (29):

                                         (30)

где z - зенитное расстояние наблюдаемого спутника,

          p - атмосферное давление,

          Т- температура,

          p(H₂O) - давление водяных паров (температура выражена в Кельвинах, другие две величины - в миллибарах).

Отметим одно важное обстоятельство: величина тропосферной задержки зависит от угла наклона направления распространения. Чем больше наклон, тем длиннее путь через тропосферный слой. Когда радиоволна распространяется по вертикали (z = 0), поправка самая маленькая. Достаточно найти лишь поправку в зените Dd_tr (0), полагая для других зенитных расстояний

.

Если измерения на пункте продолжаются достаточно долго и наблюдается распространение при разных углах наклона, то поправку Dd_tr(0) можно определить методом наименьших квадратов.

Принято рассматривать тропосферу как смесь сухого воздуха и водяных паров и рассчитывать задержки для каждого из этих компонентов по своим формулам. Отметим, что «сухая» часть задержки составляет около 90% от полной, и она достаточно точно определяется по метеоданным  вблизи приёмника. «Влажная» часть зависит от давления водяных паров, которое очень неустойчиво во времени и пространстве.

В среднем тропосферная поправка в зените составляет 2,3 м, а при угле наклона над горизонтом 15° - около 10 м.

 

7 Распространение  радиоволн

 

С удалением от излучателя плотность потока мощности уменьшается за счёт пространственного расширения пронизываемой сигналом площади сферы L₀ и за счёт поглощающих свойств самой среды распространения DL_i.

При этом мощность на приёмной антенне P_AR будет меньше излучаемой мощности P_AТ  на величину L_p= L₀ ×DL_i. То есть P_AR = P_AТ / L_p.

 

7.1 Траектории распространения радиоволн в ОКП

 

Траектория распространения радиоволны зависит от целого ряда параметров (используемый частотный диапазон, рельеф местности, высота установки антенн, электромагнитные и нейтральные свойства среды) и может быть точно определена только в результате экспериментальных измерений или адекватными модельными расчётами.

На рисунке 20 приведены основные траектории распространения радиосигналов.

В пределах прямой видимости (луч 2)  распространяются сигналы всех диапазонов, а СВ-, ДВ- и СДВ- сигналы из-за эффекта дифракции распространяются за пределы горизонта. Радиоволны, имеющие частоты меньше плазменной частоты ионосферы, отражаются от неё (3 и 4 - односкачковое распространение сигналов, причём f₃ > f₄; 5 - двускачковое распространение). Луч, отражённый от земной поверхности, обозначен цифрой 6. Радиоволны УКВ-диапазона распространяются в космическое пространство через ионосферу (трансатмосферное распространение – луч 1).

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 20 - Основные траектории распространения радиоволн

 

7.2              Распространение радиоволн в свободном пространстве

 

Свободным пространством называют среду, параметры которой не влияют на распространение радиоволн, то есть s = 0, а диэлектрическая проницаемость e =e₀ и магнитная проницаемость m =m₀. Распространение радиоволн в этих условиях прямолинейно, а скорость постоянна и равна скорости света в вакууме.

Изучение распространения радиоволн в свободном пространстве позволяет выявить общие закономерности, присущие любому механизму распространения радиоволн.

Единственным параметром, характеризующим распространение радиоволны в свободом пространстве, является затухание с расстоянием потока мощности L₀ за счёт расширения пронизываемой сигналом площади.

Действительно, на большом расстоянии от излучателя электромагнитную волну на ограниченной площадке можно считать плоской. Она имеет лишь составляющие Е_y и Н_z и величина вектора Умова-Пойнтинга равна

                                                           (31)

где R_x  - волновое сопротивление свободного пространства, называемое импедансом.

В практической системе единиц СИ для воздуха                                                                                                                          

                          R_x = Е₀/Н₀ = (m₀/e₀)^1/2 = 120p = 377 Ом.                           (32)

Отсюда

                                                                                     (33)

где Е - значение электрической компоненты напряжённости поля.

Тогда значение напряжённости поля Е на расстоянии d в любом направлении свободного пространства   при усилении излучающей антенны  G_T 

Затухание в свободном пространстве между изотропными антеннами  равно

                                                                                                                                                            (34)

 

 

В децибелах значение L₀ определяется по формуле:

                        L₀, дБ= 20(lg f [МГц]+lgd [км])+32,45.                              (35)

Величину L₀ также называют коэффициентом поглощения мощности радиоволны в свободном пространстве.

Приведённые выше соотношения позволяют осуществить моделирование радиотрассы в свободном пространстве. Амплитуда напряжённости поля, создаваемого антенной с коэффициентом усиления действия G, будет равна в соответствии с эмпирической формулой Шулейкина-Ван-дер-Поля:

 

                                          E_m = .                                                            (36)

Это уравнение часто называют уравнением радиосвязи.

 

7.3 Распространение радиоволн в ионосфере

 

Радиосвязь в диапазоне КВ возможна как прямым лучом вдоль земной поверхности, так и посредством радиоволн, отражённых от ионосферы. Несомненно, основной интерес представляют именно отражённые волны. Отражение волн позволяет осуществлять связь на расстояния, намного превышающие прямую видимость.

Распространение радиоволн в ионосферной плазме, находящейся в магнитном поле Земли,  имеет сложный характер. Наиболее важными параметрами ионосферы, влияющими на распространение электромагнитных волн, являются электронная концентрация и  частота соударений электронов с нейтральными частицами атмосферного газа.

Вернёмся непосредственно к теории распространения радиоволн в магнитоактивной ионосфере. Компоненты матрицы (6) для ионосферной плазмы можно представить следующим образом:

                         

где w - круговая частота радиоволны;

 - коэффициент влияния магнитного поля Земли;

w_H = 8,8 МГц – круговая гирочастота электронов, т.е угловая частота вращения электрона вокруг силовой линии магнитного поля Земли;

v=- функция воздействия электронной концентрации;

е, m – заряд и масса электрона;

N_e - электронная концентрация;

w₀ – плазменная частота ионосферы;

s=n/w - функция воздействия частоты соударений;

n - частота соударений электронов с нейтральными атомами;

a - угол между векторами магнитного поля и направлением распространения радиоволны.

Напомним, что необходимости всегда использовать полное волновое уравнение для определения характеристик напряжённости поля электромагнитной волны, распространяющейся в дисперсной среде, нет. Такие решения имеют смысл в так называемых особых точках. К ним относятся области резкого поворота радиоволны, где v » 1; в областях резкого изменения e и s; где s »1. В других областях можно пользоваться допустимыми приближениями.

Одним из наиболее часто используемых приближений для расчётов распространения радиоволн в ионосфере является условие, при котором вектор магнитного поля лежит в плоскости распространения.

Вариации характеристик сигнала в ионосфере определяются комплексной диэлектрической проницаемостью e¢, связанной с показателем преломления n и поглощения æ следующим выражением [7]:

                                 e¢ = (n-iæ)² = (n² - æ ²) – i2n æ.                                  (37)

При этом выражение для комплексной диэлектрической проницаемости e¢  принимает вид:

         (38)

где знак «+» перед корнем в знаменателе выражения (38) даёт решение для обыкновенной, а знак «-» - для необыкновенной компонент радиосигнала.

Методами замены переменных и подстановки выражение (38) легко приводится к виду (39), из которого по данным диэлектрической проницаемости e и проводимости s  плазмы рассчитываются величины показателя  преломления n и поглощения æ радиоволны в ионосферной плазме:

                     æ =            (39)

Выражения (39) используются для расчётов траектории распространения радиосигнала в диспергирующей среде через закон Снеллиуса

 

       (40)

 

и поглощения энергии радиоволны                                              

                                 .                                                      (41)

 

7.3.1 Траектории радиоволн в ионосфере

 

Для исследования ионосферы используют радиоволны КВ-диапазона с вертикальным и наклонным направлением зондирования.

К рассматриваемому диапазону относим частоты, меньшие наклонной критической частоты.

Отражение радиоволны будет происходить в области, где величина sin q_i+1 станет равной единице. Полагая, что на поверхности земли n₀=1, а в области отражения излучённого с земли радиосигнала sin q _i+1 =1, то нетрудно убедиться, что отражение радиосигнала от ионосферы происходит на высоте, где показатель преломления равен синусу вертикального угла зондирования

                                                      n_r = sin q₀ .

 

 

                          

Рисунок 21 - Плоскослоистая модель ионосферы

Показатель преломления n рассчитывается из выражений (30-32). Нетрудно определить и длину горизонтального скачка для каждого слоя ионосферы.

Время распространения радиоволны по траекториям ТАR и ТВR одинаково. Меньший по протяжённости путь ТВR  компенсируется меньшей скоростью распространения радиоволны из-за отличия величины показателя преломления от единицы.

Несложно осуществить переход на сферически слоистую модель ионосферы.

 

7.3.2 Обыкновенная и необыкновенная волны

 

По аналогии с терминологией, используемой при распространении света в кристалле с двойным лучепреломлением, рассматриваемые здесь характеристические волны называются обыкновенной и необыкновенной волнами. В оптическом случае следует помнить, что для обыкновенной волны скорость не зависит от направления распространения, тогда как для необыкновенной волны скорость распространения зависит. Однако для радиоволн в магнитоплазме скорость обеих волн зависит от направления распространения, так что в оптическом смысле обе характеристические волны являются необыкновенными волнами. Хотя терминология, перенесённая из оптики, вводит в заблуждение, тем не менее, есть некоторое обоснование для её использования. Например, если рассмотреть распространение волны перпендикулярно магнитному полю, тогда cosa = 0 и отрицательный знак в уравнении (38).

Для поперечного распространения радиоволны a=p/2 уравнение (38) принимает вид:

а) для обыкновенной компоненты

                                       e¢ = (n-iæ)²_o = 1-,                        (42)

б) для необыкновенной компоненты

                                                e¢ = (n-iæ)²_n = 1-.                                    (43)

Для продольного распространения a=0 уравнение (31) принимает вид

                              (n-iæ)²_{n, о} = 1-.                                                 (44)

Для обыкновенной компоненты высокочастотного сигнала, удовлетворяющего соотношению w>>n, можем записать

                                                  (45)

Неотклоняющее поглощение энергии радиоволн в ионосфере определяется выражением (41), в котором

                                 æ»4,6×10^-2, дБ/км.                                             (46)

Коэффициентом поглощения называют величину

 æ.

 

Расчёты траектории радиоволны в ионосфере производят, используя закон Снеллиуса (40) по слоистой модели. Схема плоскослоистой ионосферы приведена на рисунке 21.

Уравнение (46) показывает, что показатель поглощения зависит от трёх параметров: электронной концентрации N, частоты соударения электронов n и частоты волны w.

Дифференцируя n /(n² + w²) по n и приравнивая производную нулю,  получим, что показатель поглощения æ максимален на уровне, на котором частота соударений равна угловой частоте волны. Отсюда, чем выше частота волны, тем ниже уровень максимума показателя поглощения.

 

7.3.3 Отклоняющее поглощение

 

Отклоняющее поглощение имеет место в том случае, когда волна испытывает сильное групповое замедление и заметное искривление траектории. При нормальном падении на плоскослоистую (медленно меняющуюся) плазму отклоняющее поглощение является важным, когда вещественная часть e = n²-æ² показателя преломления мала.

При этих условиях лучевая теория теряет силу, и необходимо решать полное волновое уравнение.

 

7.4 Теоремы эквивалентности

 

Существует несколько теорем, которые связывают определенные характеристики волны, распространяющейся наклонно, со свойствами другой волны, которая, распространяясь вертикально, отражается на той же истинной высоте, что и первая волна. Эта волна называется эквивалентной вертикальной волной.

Соотношение между частотой  f_ob  волны, падающей наклонно на плоский слой, и частотой эквивалентной вертикальной волны f_v определяется выражением:

                                           f_v = f_ob cos q₀                                                  (47)

 или

                                           f_ob = f_v sec q₀,                                                 (48)

где q₀ – зенитный угол между вертикалью и направлением луча у основания слоя.

Формулу (48) называют законом секанса.

Согласно теореме Брейта и Тьюва, время, за которое волна проходит по своему истинному, искривленному пути TBR (см. рисунок 21), равно тому времени, которое необходимо волне, чтобы пройти в вакууме вдоль эквивалентного пути TAR по сторонам треугольника, описанного около истинной траектории. Время t прохождения волны вдоль траектории TBR равно

 

                                                                             (49)

где u_ob - групповая скорость; 

с - скорость распространения в пустоте.

Из рисунка 21 видно, что ds = dx/sinq_i = m_ob dx/sinq₀. Подставляя это выражение в (49), получим

                                                       (50)

где d - длина отрезка TR на земной поверхности.

Теорема Мартина об эквивалентном пути гласит, что действующая высота отражения при наклонном падении волны на слой равна действующей высоте отражения эквивалентной вертикальной волны.

Действующая высота h^/_ob при наклонном падении равна (½)P^/_{ob ×}cosq₀,  где P^/_ob – групповой путь

                                                   .  

Отсюда

                                                                                 (51)

 

Пусть m_v - показатель преломления эквивалентной вертикальной волны на той высоте, на которой показатель преломления волны, наклонно падающей на слой, равен m_ob. Тогда  имеем

m_ob cosq_i=m_vcosq₀.

Подставляя это соотношение в формулу (51), получим

                                                (52)

 

Отсюда

                                              (53)

где h'_v - действующая высота отражения эквивалентной вертикальной волны.

Теорема Мартина позволяет моделировать ионосферу некоторым фиктивным зеркальным отражателем, расположенным на действующей высоте отражения эквивалентной вертикальной волны. Для волны с частотой f_v, отражающейся вертикально вниз от ионосферы, значение действующей высоты h^/_v можно найти экспериментальным путём по ионограмме. Зная h^/_v как функцию частоты, можно найти f_ob по следующей формуле:

 

                                                            (54)

Высотный профиль электронной концентрации в ионосфере получают экспериментально или задают какой-либо моделью. Наиболее распространённым способом получения высотного профиля электронной является пересчёт высотно-частотных характеристик - ВЧХ (ионограмм) при вертикальном зондировании [6, 8]. Пример такой ионограммы для полуночного времени суток на средних широтах, приведён на рисунке 22.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 22 - Типичная среднеширотная ионограмма  вертикального зондирования для ночного времени суток

 

Основные параметры ионосферы определяются по данным вертикального зондирования. Станция вертикального зондирования представляет собой импульсный локатор с частотной разверткой. Установка перекрывает частотный диапазон от 1 до 20 МГц. Положение отражённого  импульса на временной развертке является мерой длительности распространения импульса.

По мере того как частота увеличивается волна проникает глубже в слой и запаздывание возрастает. В конце концов, частота окажется настолько большой, что волна не отразится, а проникнет слой. Самая высокая частота волны, отражённой от слоя ионосферы, называется критической частотой f_с. Она является непосредственной мерой максимальной электронной концентрации N_mах слоя. Связь между f_c и N_max  имеет следующий вид:

                                                                                (55)   

где N измеряется в единицах электрон/м³;

f_c - в МГц.

Время запаздывания t, измеряемое для любой частоты ниже критической, можно перевести в «эквивалентную», или «действующую» высоту h_r на основе предположения, что волна распространяется со скоростью света до ионосферы и обратно к Земле. Таким образом,

                                                    h' = ct/2.                                                    (56)

Фактически радиосигнал замедляется в ионосфере, останавливаясь на уровне отражения. Поэтому действующая высота h' всегда больше истинной высоты отражения h_r. Так как импульс распространяется с групповой скоростью, то действующая высота определяется из

                                                                          (57)

Функция действующей высоты от частоты называется ионограммой.

Из ионограммы видно, что ионосфера представляет собой слоистую структуру. Вблизи критической частоты наблюдается расщепления сигнала на обыкновенную и необыкновенную компоненты. Частоты выше критических значений не отражаются, и радиоволна проходит сквозь ионосферу.

 

7.5 Распространение радиоволн в тропосфере

 

Для расчётов траектории распространения радиосигнала в  среде с градиентом показателя преломления используется закон Снеллиуса (40). 

                                                                                              

                                   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 23 – Направление движения радиолуча в нейтральной атмосфере в зависимости от угла зондирования

 

Среда представляется плоскослоистой. Тогда из выражения (40) имеем

В нейтральной атмосфере, в которой плотность газа и, следовательно, показатель преломления меняется только в вертикальном направлении, направление горизонтальных и вертикальных лучей - не изменяется. При наклонном распространении траектория  луча искривляется, как показано на рисунке 23.

 

8 Взаимодействие   корпускулярной   радиации с  околоземным космическим пространством

 

8.1 Космические лучи в земной атмосфере

 

При столкновениях космических лучей и атмосферного газа происходит ядерная реакция, если энергия падающей частицы больше энергии связи нуклонов ядра мишени. Энергия связи  нуклонов в ядре E_св описывается формулой Вайцзеккера:

               E_св =15,75А - 17,8 A^-2/3 - 0,71 Z²/ A^1/3 +34d A^-3/4-94,8(А/2-Z)²/ A,        (58)

где E_св  - в МэВ;

d = 1, 0, -1 соответственно для чётно-чётных, чётно-нечётных и нечётно-нечётных ядер.

Чётно-чётные атомные ядра, т.е. с чётными зарядами Z и атомными весами A более прочны. Значит, ядра молекул азота ₇N¹⁴ разрушаются легче, чем ядра кислорода ₈O¹⁶.

Средняя энергия ядерных расщеплений, производимых протонами,  для  воздуха  равна  E_св = 400 МэВ/ядро. Для падающих нейтронов энергия, необходимая для разрушения ядра мишени, 120 МэВ.

Все вертикально падающие протоны, достигающие глубины х₀=60 г/см², вступают в ядерные взаимодействия с атмосферным газом. После чего спектр и состав космических лучей изменяется.

Еcли Е(р)<400 МэВ, их энергия тратится на ионизацию, возбуждение и диссоциацию атмосферного газа. Нейтроны вступают в ядерные реакции с молекулами атмосферного газа, если их энергия E(n)³120 МэВ. Иногда сталкиваясь с ядрами, они вызывают ядерные расщепления вплоть до энергий E(n) ~ 20¸30 МэВ. Ионизационными потерями нейтронов можно пренебречь, так как их сечение ионизации значительно меньше, чем у протонов и m-мезонов из-за отсутствия кулоновских сил.

Распределение энергии после ядерного взаимодействия нейтрона с молекулами атмосферного газа аналогично реакции с протоном, только ведущей частицей будет нейтрон.

Минимальная энергия первичного протона, который в состоянии (с учётом ядерных реакций) достичь глубины атмосферы х, приближенно может быть вычислена по выражению

                                   E_min(p) = E_св × (1/b)^х/60.                                               (59)

Таким образом, энергия солнечных и галактических космических лучей в атмосфере Земли расходуется в ионизационных и ядерных процессах.

 

 

 

 

                                                                                   

 

 Рисунок 24 - Схема корпускулярного каскада в атмосфере

 

Надо отметить ещё одну реакцию. Образовавшийся в ядерном каскаде малоэнергичный нейтрон распадается на протон р, электрон е и нейтрино. Поток вверх образовавшихся заряженных частиц, именуемый потоком альбедо, захватывается магнитным полем и является одним из источников радиационных поясов Земли.

 

8.2 Взаимодействие ГКЛ с магнитным полем Земли

 

Известна физика движения заряженной частицы в магнитном поле. На заряженную частицу с зарядом Zе, движущуюся со скоростью  V в магнитном поле В действует сила Лоренца

                                                                                             (60)

перпендикулярная к векторам V  и B.

 Движущийся заряд испытывает искривление траектории с радиусом Лоренца R, который рассчитывается из равенства силы Лоренца и центростремительной силы

                                                                                     (61)

В выражении (61) R-сила Лоренца;

c – скорость света;

m и Ze- масса и заряд частицы;

V_^- составляющая скорости поперёк магнитной силовой линии;  

E – энергия частицы и  

В - индукция магнитного поля.

Для электрона с кинетической энергией 1 МэВ радиус закрутки будет равен R_e = 7.5 × 10⁹ см.

Гирочастота вращения зарядов в магнитном поле определяется выражением

 

Для условий Земли гирочастота электронов равна  f_He = 1.4 МГц, а для протонов  f_Hp = 762 Гц.

Параметры магнитного поля и частицы определяют три ситуации, при которых частица достигнет поверхности земли (верхних слоёв атмосферы), отклонится и вновь уйдет в космическое пространство или будет захвачена во вращательное движение вокруг магнитной силовой линии.

 

8.2.1 Широтный эффект интенсивности космических лучей

 

Взаимодействие космических лучей с магнитным полем Земли приводит к тому, что в любой пункт земного шара, находящийся на геомагнитной широте Ф_м под зенитным углом c и азимутальным углом a могут  приходить  все  частицы,   жёсткость   которых                                                                                                                                                                                                                        

 

 

(p - импульс) больше некоторого значения R_min. При этом, если космическое излучение строго изотропно, то, согласно теореме Лиувилля, интенсивность частиц с R > R_max будет равна интенсивности этих частиц за пределами сферы влияния геомагнитного поля. С другой стороны, все частицы, обладающие жёсткостью меньше, чем

, ГВ

не попадут на Землю. В области жёсткостей R_min < R < R_max только часть частиц попадёт на Землю. Причём у экватора порог обрезания стремится к R_max и, наоборот, в районе высоких широт порог обрезания определяется в основном величиной R_min. Если положить c=0°, то получим

                                            R_c » 14.9×cos⁴Ф_м.                                             (62)

Соотношение между энергией и жёсткостью частиц имеет простое выражение

.

Увеличение интенсивности ГКЛ с ростом геомагнитной широты и названо широтным эффектом.

 

 

8.3 Радиационные пояса Земли

 

Область околоземного космического пространства в виде кольца, окружающего Землю, в которой сосредоточены огромные потоки протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли, получила название радиационного пояса Земли (РПЗ). Его часто называют поясом Ван-Аллена. РПЗ был открыт американскими и советскими учёными в 1957-1958 годах [9-11].

Качественно это можно объяснить следующим образом. Дипольное магнитное поле Земли - это набор вложенных друг в друга магнитных оболочек. Магнитную оболочку можно определить как замкнутую поверхность магнитных силовых линий. Чем ближе оболочка к центру диполя, тем больше напряжённость магнитного поля и импульс, необходимый заряженной частице, чтобы проникнуть извне к этой оболочке.

L-оболочка, линия Мак-Клайна, представляет собой безразмерную величину, равную отношению расстояния в экваториальной плоскости от центра Земли до L-оболочки r₀  к величине земного радиуса R_Å (L = r₀ / R_Å)  и является функцией геомагнитной широты Ф_М и жёсткости геомагнитного обрезания R_c, то есть L = L(Ф_М, R_c) × cos² Ф_М = R_Å  / r₀ или L=(14,9/R_c)^0,5.

Смещение зарядов радиационных поясов к более низким L-оболочкам, следовательно, сдвигает возмущения радиации к более низким широтам и более низким высотам. Последнее приводит к усилению поглощения энергии заряженных частиц атмосферным газом и затуханию возмущений. Ясно, что до экватора любое возмущение дойти не может, так как на экваторе L=1, то есть оболочка расположена на поверхности Земли. Именно поэтому в экваториальных широтах при возмущениях магнитного поля Земли образуется протонный пояс бури.

Захваченной магнитным полем Земли радиацией являются:

1) протоны и электроны альбедо из стратосферы, генерированные при ядерных реакциях первичных протонов космических лучей с ядрами атмосферного газа;

2) протоны и электроны галактических космических лучей;

3) протоны и электроны солнечных космических лучей и солнечного ветра;

4) ионы атомного кислорода O⁺ и электроны из области F ионосферы.

Если же эта частица каким-то образом окажется на L-й оболочке, то покинуть её она уже не сможет. Такая захваченная частица останется в ловушке, пока не рассеется или не потеряет энергию при столкновении с атомами атмосферы.

 

8.3.1 Движение частиц в магнитном поле Земли

 

Движение захваченной частицы может быть представлено как ларморовское вращение вокруг магнитной силовой линии и поступательное движение вдоль магнитной силовой линии. В результате сложения этих составляющих частица движется по спиральной траектории, навиваясь на магнитные силовые линии. Период обращения T_л составляет

                                                                                       (63)

где m - масса частицы;

c - скорость света;

Ze - заряд частицы;

v_^- составляющая скорости, перпендикулярная к магнитному полю.

Рассмотрим теперь поступательное движение. Двигаясь по инерции вдоль магнитной силовой линии дипольного поля, частица приближается к Северному или Южному магнитному полюсу, причём напряжённость поля сильно увеличивается. На частицу действует сила

,

нарастающая по мере приближения к полюсу. B_r - радиальная составляющая магнитной индукции. Она замедляет поступательное движение частицы к полюсу до полной остановки, после чего заставляет частицу двигаться с ускорением к противоположному полюсу. Точку, где движение частицы вдоль магнитной силовой линии изменяет направление на обратное направление, называют зеркальной точкой. Для электронов и протонов с энергией 10 МэВ периоды колебаний между парой зеркальных точек РПЗ составляют секунду и десятую долю секунды соответственно.

Помимо этих двух видов движения захваченной частицы существует и третий. В дипольном магнитном поле нельзя полностью выполнить условие адиабатичности, особенно для захваченных частиц с высокими энергиями. Действительно, когда частица совершает один оборот вокруг магнитной силовой линии, она пересекает области с разной напряжённостью магнитного поля: оно больше на внутренней части ларморовской окружности, чем на внешней. Следовательно, и ларморовский радиус на внутренней части будет меньше, чем на внешней. По этой причине частица, совершив полный оборот, промахивается мимо исходной точки, так что ведущий центр смещается к западу в случае положительного заряда частицы или к востоку в случае отрицательного. Смещение будет происходить и на последующих витках. Так возникает третий вид движения - долготный дрейф. Частица оборачивается вокруг Земли именно из-за долготного дрейфа: период обращения обратно пропорционален энергии частицы. Для электронов и протонов с энергией ~10 МэВ этот период равен приблизительно двум минутам и нескольким десяткам секунд соответственно.

 

8.3.2     Пространственное     и     энергетическое     распределения захваченных частиц в радиационном поясе Земли

 

В магнитном поле Земли одна и та же оболочка на разных долготах отстоит на различном расстоянии от поверхности Земли из-за несовпадения оси вращения с осью магнитного поля. Этот эффект наиболее заметен над Бразильской магнитной аномалией, где магнитные силовые линии опускаются и движущиеся по ним захваченные частицы рискуют оказаться ниже высоты 100 км и погибнуть в атмосфере Земли.

Распределение электронов и протонов внутри пояса неодинаково. В частности, из рисунке 25 видно, что протоны располагаются во внутренней части пояса, а электроны - во внешней.

Во внутреннем радиационном поясе наблюдаются протоны высоких энергий от 20 до 800 МэВ с максимумом плотности энергии на Е(р) = 20 МэВ, равной 10⁸ м^-2 ×с^-1 ×ср^-1 на оболочке L=1,5. Электроны во внутреннем поясе имеют энергии от 20 кэВ до 1 МэВ, плотность  потока на Е(е) = 40 кэВ составляет в максимуме 10¹⁰ – 10¹¹ м^-2 ×с^-1 ×ср^-1. С внешней стороны этот пояс ограничен оболочкой  L=2, которая пересекается с поверхностью Земли на широте Ф_М =45⁰.

Пояс протонов малых энергий 30 кэВ – 10 МэВ во внешнем радиационном поясе простирается от L=1,5 до L=7-8.

Рисунок 25 - Потоки электронов и протонов различных энергий в плоскости  геомагнитного  экватора.  R -  расстояние  от  центра Земли,  выраженное  в радиусах Земли. Стабильный пояс электронов с E_e > 20 МэВ выделен жирной линией

Понятие поясов в достаточной мере условно, их границы и размеры зависят от того, какие именно частицы и с какими энергиями принимаются в расчёт при анализе измерений. На высоте 50 000-60 000 км расположен третий пояс радиации или кольцевой ток, силой до 107 А, состоящий из электронов с энергией 200 эВ.

 

 

 

8.4 Взаимодействие  радиационных поясов и верхней ионосферы

 

Между радиационными поясами и ионосферой происходит постоянный энергетический обмен. Частицы поясов затрачивают энергию в ионизционных процессах, ионосфера пополняет радиационные пояса заряженными частицами.

Для частиц радиационных поясов эффективность процессов ионизации резко возрастёт по сравнению с принятыми моделями, поскольку расчёты расстояния воздействия для движущейся между сопряжёнными точками надо умножить на 2pR× V_L× f_Н. Здесь величина R есть радиус вращательного движения протона или электрона вокруг магнитной силовой линии, а f_Н - гирочастота. Для электрона она равна 1,4 МГц. Только за её счёт все результаты взаимодействия электронов с атмосферным газом (ионизация, диссоциация и т.д.) возрастут 1, 4 миллиона раз.

В расчётах надо будет знать и линейную скорость заряженных частиц вдоль магнитной силовой линии V_L. Следует учесть, что при подходе к зеркальной точке отражения (а это высота ~ 200 км), линейная скорость зарядов V_L падает до нуля, поскольку частице предстоит движение в противоположном направлении к сопряженной точке.

f_H =(eH₀)/(2p×mc) – гирочастота вращения зарядов в магнитном поле. H₀ = 39,8 А/м - напряжённость магнитного поля Земли у земной поверхности, f_He = 1.4 МГц – гирочастота электронов;  f_Hp = 762 Гц – гирочастота протонов.

Радиус вращательного движения заряда вокруг магнитной силовой  линии определяется следующим выражением:

                                    

Для протонов радиус закрутки вокруг магнитной силовой линии равен

                           

Для электрона с кинетической энергией 1 МэВ радиус закрутки будет равен R_e = 7.5 × 10⁹ см, а для протона – 2,86 км. В северном полушарии протоны вращаются против часовой стрелки, если смотреть из центра Земли на полюс.

 

9 Солнечные вспышки

 

Солнечные вспышки являются наиболее мощными проявлениями солнечной активности. Они сопровождаются локальными и сравнительно кратковременными (от нескольких минут до трёх часов) увеличениями яркости небольших  участков хромосферы в линиях Н_a. Затем наступает фаза максимального свечения, которую плавно сменяет продолжительная стадия затухания. Подобным образом изменяется и поток рентгеновского излучения.

Во время вспышек на Солнце происходит выделение огромного количества энергии (до 10²⁶ Дж и более). Заряженные частицы (электроны, протоны, ядра) ускоряются до высоких энергий (электроны до ультрарелятивистских энергий, более 200 кэВ, протоны до 10-100 МэВ и в очень редких случаях до 1-10 ГэВ). При взаимодействии с плазмой солнечной атмосферы пучки ускоренных частиц порождают жёсткое электромагнитное излучение  и радиовсплески, ударные волны и возмущения солнечного ветра. В годы максимума активности на Солнце происходит до 3000 мощных  вспышек.

Рассмотрим круг явлений, который наблюдается в ионизирующих излучениях при солнечных вспышках, взаимосвязанность отдельных явлений и временную последовательность их проявлений в околоземном космическом пространстве.

 

9.1 Солнечные вспышки и радиационные возмущения

 

Солнечные вспышки сопровождаются выбросом в межпланетное пространство электромагнитной и корпускулярной радиации с широким энергетическим спектром. Высокоэнергичные частицы выходят из Солнца в виде конуса, угловые размеры которого зависят от мощности выходящего потока. Эти энергичные частицы легко обнаруживаются в земной магнитосфере, в средней атмосфере вплоть до поверхности Земли.

Достигая Земли, вспышечные излучения воздействуют на её магнитосферу и атмосферу, повышают радиационную опасность в околоземном космическом пространстве и стали предметом исследований по космической погоде.

Корпускулярные потоки достигают концентрации в (1-3)×10⁷ частиц в м³ и скорости 7×10⁵ м/с (см. таблицу 4  в столбце «высокоскоростной солнечный ветер»).  Особенно сильные солнечные вспышки со значительным влиянием на земные явления называются протонными вспышками, так как после них вблизи Земли обнаруживаются потоки протонов с большой энергией.

По международной классификации первая оценка вспышки производится  по площади и яркости и приведена  в таблице 9.

 

Таблица 9 – Первичная классификация солнечных вспышек

 

Вторичная классификация вспышки производится по интенсивности потока рентгеновского излучения (Х-лучей), наблюдаемого на Земле в пределе 5-80 нм (классы С, М, Х).

 

Таблица 10 - Вторичная классификация солнечных вспышек

 

I- принимает значения от 1 до 9.

 

9.2 Увеличение интенсивности электромагнитной радиации

 

 При вспышках Солнце генерирует дополнительный поток электромагнитной энергии в радиодиапазоне, ультрафиолетовом, рентгеновском и гамма - излучениях. Существенным в ионизации области D ионосферы является дополнительный поток рентгеновского излучения, интенсивность и жёсткость спектра которого при солнечных вспышках значительно возрастают. Спектр вспышки рентгеновского излучения в диапазоне (10÷88 нм) [12] практически всегда можно представить в виде степенной функции вида

 

                                                     D_f(E_x)=b ×l^g.                                                                  (64)

 

9.2.1 Возмущения ионосферы и распространения радиоволн

 

Возрастание интенсивности рентгеновского излучения во время солнечной вспышки приводит к резкому (на порядок и более) увеличению концентрации электронов в области D ионосферы, чему способствуют не только увеличение скорости ионизации, но и резкое увеличение концентрации положительных ионов молекулярного кислорода [О₂⁺]. Поскольку скорость кластеризации [О₂⁺] гораздо меньше скорости гидратации NO⁺, значение эффективного коэффициента рекомбинации уменьшает свою величину. Рентгеновская вспышка приводит также к увеличению скорости разрушения кластерных и отрицательных ионов. Как показано в [13] учёт разрушения отрицательных ионов приводит к лучшему согласию между данными спектров рентгеновского  излучения и высотным профилем электронной концентрации». Здесь же показано,  что эффективный коэффициент рекомбинации на высотах ~ 65 км, где в спокойных условиях всегда присутствуют и ионы-связки, и отрицательные ионы, при мощных вспышках становится практически равным коэффициенту диссоциативной рекомбинации - a_е(О₂⁺). Это подтверждает, что поглощение атмосферой энергии рентгеновского излучения приводит к возрастанию скорости разрушения не только отрицательных ионов, но и к распаду кластерных ионов.

Для выяснения закономерностей изменения высотного профиля электронной концентрации рассчитаны 3 вида N_e - профилей для спокойных и возмущённых условий. За возмущения взяты 2 спектра рентгеновской вспышки, отличающиеся жёсткостью и интенсивностью:

                 

Варьировались также следующие параметры:

1) Географическая широта: 20°, 40° и 60°, долгота принималась постоянной и равной 75° в.д.

2) Сезон: равноденствие, верхнее и нижнее солнцестояние.

3) Время суток: 12.00 местного солнечного времени.

Результаты расчётов вариаций профиля электронной концентрации приведены на рисунке 26 соответственно. Сплошными линиями изображены  N_e - профили для нормальных (невозмущённых) условий, штриховыми - для рентгеновской вспышки со спектром 1 и штрихпунктирными - со спектром 2.

Обратим внимание на особенности и закономерности вариаций профиля электронной концентрации при солнечных вспышках с различными спектрами в периоды верхнего и нижнего солнцестояния на низких и высоких широтах. Остальные вариации, как видно из рисунка 26, носят промежуточный характер.

 

 

Рисунок 26 – Вариации N_e-профиля в периоды солнечных вспышек на различных широтах и время года

 

1) Для всех изменений N_e - профиля можно отметить высотные уровни, где ощутимых изменений при солнечных вспышках практически не наблюдается. Для обеих временных отметок этот уровень располагается на высотах 65 - 70 км и лишь на широте 60° для зимнего периода и 12.00 часов местного солнечного времени он поднимается до отметки в 75 км.

2) Ниже указанных уровней  N_e - профили качественно изменяются идентично. А именно, наблюдаемое увеличение  N_e зависит от интенсивности вспышечного рентгеновского потока и зенитного угла Солнца.

3) Сезонные вариации N_e - профиля на высотах выше отмеченного уровня для высоких и низких широт отличаются, особенно существенно для зимнего периода года. На широтах 20° характер вариаций профиля электронной концентрации практически одинаков и хорошо отображает изменения жёсткости и интенсивности спектра рентгеновской вспышки. На широте 60^о вид спектра вспышки и вариации электронной концентрации согласуются лишь в самой верхней части профиля – выше 80 км, а в интервале 65-80 км определяющей характеристикой является лишь интенсивность потока. В зимнее время на высоких широтах вариации N_e -профиля   выше 65 км несущественны, что можно объяснить большим содержанием окиси азота и, естественно, фоновой электронной концентрации (зимняя аномалия), так что добавка электронов от рентгеновской вспышки несущественна.

Во время мощных рентгеновских вспышек на дневной стороне Земли происходят нарушения радиосвязи в ВЧ диапазоне – эффект Деллинджера. Степень этих нарушений зависит от мощности вспышки и рабочей радиочастоты.

 

9.3 Вариации космических лучей в периоды солнечных вспышек

 

Все существенные изменения интенсивности солнечных и галактических космических лучей, а также высыпания энергичных частиц из радиационных поясов Земли, связаны со вспышечной деятельностью Солнца. Отметим два наиболее ярких в смысле воздействия на ОКП явления.

1) Солнечные протоны субрелятивистских энергий из-за влияния геомагнитного поля достигают атмосферных уровней только через разрешённые области, которыми являются хвост ночной магнитосферы, дневные каспы и полюсные воронки. Эти потоки пополняют магнитные ловушки радиационных поясов и их воздействие на ионосферу, как показали исследования, распространяется на средние и умеренные широты. Запаздывание и степень реакции ОКП от начала вспышки составляет 4-6 часов и зависит от мощности и геокоординат выхода СКЛ. При вспышках солнечных космических лучей в ионосфере, на высотах максимума области F2 наблюдается рост электронной концентрации.  Максимум положительной ионосферной бури достигается спустя 4-6 часов после солнечной вспышки.

2) Потоки частиц меньших энергий движутся от Солнца практически вдоль силовых линий межпланетного магнитного поля (ММП) в виде локального замагниченного плазменного образования. В научной литературе это образование получило различные названия. Авторы представили его как «плазменная неоднородность». Имеются названия «выброс корональной массы», «магнитное облако» и др. Оба последние названия мало соответствуют физике процесса. Концентрация выбрасываемого сгустка замагниченной плазмы во много раз превосходит концентрацию частиц в короне Солнца. Название «магнитное облако» говорит лишь о магнитном поле образования и никак не отображает плотность плазмы. И хотя название этого образования прижилось в словосочетании «выброс корональной массы», оставим принятое нами.

Рассмотрим эти эффекты возмущения корпускулярной радиации подробнее.

 

9.4 Вспышки СКЛ. Высокоскоростной солнечный ветер

 

Как видно из таблицы 4, высокоскоростной солнечный ветер характеризуется повышенной скоростью (около 700 км/с), пониженной плотностью плазмы (n = 4 см^-3) и повышенной ионной температурой. Минут через 10 - 15 после мощных солнечных вспышек к Земле приходят протоны высоких энергий  > 10 МэВ. Этот радиационный удар может вызывать нарушения и поломки в аппаратуре космических аппаратов, приводить к опасному облучению космонавтов и получению повышенной дозы радиации пассажирами и экипажами реактивных самолётов на высоких широтах. Существуют, по меньшей мере, два рода таких потоков: рекуррентные и спорадические.

Рекуррентные потоки высокоскоростного солнечного ветра существуют в течение многих месяцев, регулярно появляясь в окрестностях Земли примерно через 27 суток (период оборота Солнца, наблюдаемый с Земли).  Эти потоки зарождаются на Солнце в области так называемых корональных дыр.

Корональные дыры отчетливо видны на фотографиях Солнца в рентгеновском и крайнем ультрафиолетовом диапазонах спектра и фиксируются как обширные области пониженной интенсивности излучения. Их протяжённость по долготе составляет 30° ÷ 90°. Время прохождения её через центральный меридиан Солнца составляет 3¸6 суток.

Спорадические высокоскоростные потоки — это кратковременные (время достижения Земли t ~ 1÷ 2 суток), часто чрезвычайно интенсивные (скорость солнечного ветра до 1200 км/с) потоки, имеющие весьма большую долготную протяжённость. Их появления часто связывают с корональными выбросами (или CME), которые представляют собой протяжённые плазменные образования, удаляющиеся от солнечной короны. Сам процесс в большинстве случае связан с солнечными вспышками. Двигаясь в межпланетном пространстве относительно медленного спокойного солнечного ветра, высокоскоростной поток создаёт фронт  ударной волны.

Таким образом, солнечные вспышки являются одним из основных источников высокоскоростных спорадических потоков в солнечном ветре.

 

9.5 Выход плазменной неоднородности

 

Ещё в периоды властвования оптических наблюдений были обнаружены события, сопровождаемые выбросом в корону огромных масс Солнца. Эти явления были названы протуберанцами. При очень сильных вспышках эти образования преодолевали солнечное притяжение и устремлялись в космическое пространство в виде огромной замкнутой светящейся петли размером порядка радиуса Солнца, т.е. около миллиона км, уносящей значительную энергию и массу. Оказалось, что эти образования представляли собой сгустки плазмы с вмороженным магнитым полем на фоне постоянно присутствующего солнечного ветра. Схематично выброс массы выглядит как оторвавшийся от Солнца сгусток заманиченной плазмы – плазменной неоднородности (см. рисунок 27).

Именно они являются основным источником геоэффективных возмущений солнечного ветра, производящих заметное воздействие на земные процессы - магнитные бури, нарушения радиосвязи, интенсивные полярные сияния.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок   27 - Плазменная    неоднородность    солнечной вспышки     в    межпланетном пространстве

 

При своём движении от Солнца плазменная неоднородность часто принимает форму замкнутых образований со своеобразным поведением плазмы и магнитного поля, приводящих к сильным (иногда экстремальным) возмущениям на Земле.

Полученные данные о плазменных неоднородностях дают следующие усредненные их характеристики:

- масса выброшенной в межпланетную среду плазмы около 10 миллиардов тонн;

- энергия выброса составляет около 10²⁴ Дж;

- скорость движения выброса вблизи Солнца равна, в среднем, около  1000 км/с; при этом перед выбросом, летящим со сверхзвуковой скоростью, образуется ударная волна, отделённая от самого выброса слоем сжатой и нагретой плазмы;

- плазменная неоднородность часто отличается от обычного солнечного ветра повышенным до 10-15% содержанием ионов гелия.

Существенен вопрос о частоте появления плазменных неоднородностей. Частота их наблюдения изменяется в пределах от 0,5 до 2,5 раз в день в зависимости от близости к максимуму цикла солнечной активности.

Наиболее действенным методом слежения за движением плазменной неоднородности от Солнца к Земле и определения его скорости является наблюдение радиоизлучения, возникающего в межпланетной среде и имеющего частоту от нескольких десятков до нескольких сот кГц. Эта частота значительно ниже частоты пропускания сигналов ионосферной плазмой (несколько МГц), поэтому такие наблюдения можно проводить только на космических аппаратах, находящихся достаточно далеко от Земли.

Эти колебания называются плазменными ленгмюровскими колебаниями, частота которых пропорциональна корню из плотности частиц плазмы.

За счёт нелинейного взаимодействия плазменные колебания, в свою очередь, генерируют электромагнитные волны на плазменной частоте или на её второй гармонике. Данные волны свободно распространяются во все стороны и улавливаются широкополосным приемником, установленным на борту космического аппарата, на частоте, определяемой плотностью частиц плазмы в том месте, где они возникли. Имея модель распределения плотности плазмы в межпланетной среде можно для каждой зарегистрированной частоты радиоизлучения указать предположительное место её рождения.

Когда фронт плазменной неоднородности находится не очень далеко от Солнца, где плотность порядка 10 000 частиц/см³, регистрируется излучение на частоте около 1 МГц, когда фронт пройдет примерно половину пути от Солнца к Земле - на частоте около 100 кГц. При приближении фронта неоднородности к Земле, где плотность межпланетной плазмы около 10 частиц/см³, фиксируется радиоизлучение на частоте около 40 кГц.

Оценка размеров этого облака на орбите Земли получена из времени прохождения его мимо космического аппарата (около 20 часов) при скорости плазмы в 450 км/с и составляет около 30 млн. км, то есть облако расширилось в десятки раз при движении от Солнца к Земле. Как видно, магнитное облако является весьма крупной космической структурой.

Магнитное поле плазменной неоднородности взаимодействует с магнитным полем Земли (МПЗ) и с потоком ГКЛ.

 

9.5.1 Взаимодействие магнитного облака с магнитосферой Земли

 

  Для прикладных целей - обеспечения безопасности космической и наземной деятельности человечества - вопрос о влиянии плазменной неоднородности на геофизическую обстановку является важнейшим и занимает одно из центральных мест в программе международных исследований солнечно-земных связей и космической погоды. Взамодействие магнитного поля плазменной неоднородности и магнитосферы Земли приводит к очень сильным возмущениям в околоземном космическом пространстве и, особенно, в полярных районах на Земле.

При близком проходе плазменной неоднородности от Земли происходит эффект Ганджи, заключающийся в пересоединений  равных магнитных силовых линий. То есть поля вытягиваются навстречу друг другу и в какой-то части магнитные поля становятся общими. Эффект пересоединения увеличивает вертикальную составляющую и, естественно, уменьшает горизонтальную составляющую геомагнитного поля. На поверхности планеты это взаимодействие регистрируется как магнитная буря, хотя величина возмущения незначительна.

Стало привычным считать, что магнитные бури, наблюдаемые на Земле, серьёзно влияют на здоровье людей, ответственны за аварии на линиях электропередач, возмущения ионосферы, сбои в работе космических радиосистем связи и навигации.

Как показано в работе [14], сколь-либо серьёзных обоснований наблюдаемых на Земле явлений просто не имеется, отмечаются лишь значения корреляции или совпадающие по времени события. Возмущение магнитного поля Земли более 100 нТ считается мощным.

Вариации величины полного вектора магнитного поля не превышают 1%, а направления  ±0,2^о. Такие вариации параметров поля вряд ли можно признать существенными. Скорее можно признать их отсутствие.

Индукционное наведение токов в ЛЭП за счёт вариаций магнитного поля во время бури не может дать наблюдаемые значения увеличения тока в сотни килоампер.

Для верхних слоёв магнитосферы возмущение будет, конечно, впечатляющим.

Итак, взаимодействие магнитных полей плазменной неоднородности  и Земли приводит к возмущению последнего, называемого магнитной бурей.

 

9.5.2 Экранизация потока ГКЛ

 

Размеры плазменной неоднородности с вмороженным магнитным полем достаточно велики. При прохождении её вблизи траектории Земли становится заметной экранировка направленного к Земле потока ГКЛ. Этот эффект известен как эффект Форбуша, заключающийся во внезапном уменьшении интенсивности ГКЛ с постепенным восстановлением. Амплитуда и длительность Форбуш-эффекта зависят от гелиодолготы, длительности и мощности вспышки [15]. Максимальные амплитуды и длительности понижения интенсивности космических лучей наблюдаются, когда вспышки происходят западнее 30° от центрального радиана. Основная доля (свыше 76%) эффективных вспышек концентрируется в пределах ±40° от центрального меридиана Солнца.

Итак, экранирующие свойства плазменной неоднородности приводят к уменьшению регистрируемой на земле интенсивности ГКЛ, называемому Форбуш-эффектом.

С точки зрения космической погоды наземные магнитные бури и изменения интенсивности потока корпускулярной радиации солнечного и галактического происхождения отходят на второй план по сравнению с возмущениями верхней ионосферы и нижележащей страто-тропосферы и реакцией радиоволн и земной погоды на эти события.

 

9.6 Ионосферные бури и распространение радиоволн

 

Ионосферные бури классифицируются как малые, умеренные, большие и очень большие. Они подразделяются на отрицательные, положительные и комбинированные.

Характерные параметры ионосферных бурь в средних широтах приведены в таблице 11. За возмущение приняты относительные отклонения критических частот в слое F2 - f_oF2 от скользящих месячных медианных значений за тот  же час

.

 

Таблица 11. - Характеристики ионосферных бурь средних широт

 

Все сильные положительные возмущения отнесены к умеренным бурям, так как они практически не ухудшают радиосвязь.

Напомним, что по данным критической частоты обыкновенной компоненты вертикального зондирования достаточно просто рассчитать электронную концентрацию в максимуме слоя F2 с помощью выражения (55).

Атмосферный газ на высотах области F земной ионосферы состоит, в основном, из атомов кислорода О. Потенциал ионизации О, равный 13,61 эВ, определяет, что основными ионизационными компонентами верхней атмосферы являются рентгеновское и жёсткое ультрафиолетовое излучения Солнца. Поскольку даже в периоды мощных солнечных вспышек интенсивность этих электромагнитных компонент изменяется незначительно, достигая единиц процентов, а изменения электронной концентрации области F ионосферы во время бурь существенны и составляют десятки процентов, следует искать другие, неионизационные механизмы воздействия.

Вариации электронной концентрации в области F ионосферы имеют положительную корреляцию с изменениями интенсивности космических лучей, но их амплитуды невозможно объяснить, ни интенсивностью космических лучей, ни изменениями напряжённости магнитного поля Земли.

Как в случае возмущений ионосферы, связанных со вспышками космических лучей, так и при Форбуш-эффектах отмечается задержка реакции ионосферы в несколько часов.

 

9.7 Механизмы ионосферных возмущений

 

Можно назвать несколько причин возмущений области F ионосферы, связанных с изменением интенсивности корпускулярной радиации.

За первую причину изменения электронной концентрации принимают изменения соотношения нейтральных компонент O / N₂.

Этот механизм хорошо объясняет наблюдаемые в ионосфере отрицательные бури. Экспериментальные данные [6, 16] подтверждают, что отрицательные ионосферные бури действительно сопровождаются уменьшением отношения концентраций O / N₂. Смещение отрицательных бурь в сторону экватора вдоль меридионального направления вектора магнитного поля Земли объясняется нагревом полярной области ионосферы солнечными космическими лучами.

Второй причиной ионосферных бурь являются механизмы взаимодействия с радиационными поясами Земли. Здесь имеется также два пути влияния заряженных частиц захваченной радиации на верхнюю ионосферу.

В радиационных поясах движутся ионы O⁺, протоны p и электроны e. Ионы и протоны при столкновениях с атомами кислорода O передают им в процессах обмена импульсом и резонансной перезарядки свою энергию и заряд. В результате ионы и протоны теряют свою энергию, а ускоренные атомы кислорода тратят энергию на нагрев окружающей среды и производят дополнительную ионизацию.

Для рассмотрения взаимодействия заряженных частиц радиационных поясов с ионосферой или верхней атмосферой необходимо рассматривать не три, как это принято, а четыре инварианта движений зарядов в магнитном поле Земли.

1) Движение заряда вокруг магнитной силовой линии.

2) Движение зарядов вдоль магнитной силовой линии.

3) Смещение поперек магнитных силовых линий. Электроны движутся с запада на восток, а протоны - с востока на запад.

4) Смещение зарядов к меньшим L-оболочкам от высоких широт к низким из-за высотно-широтного градиента напряженности магнитного поля Земли.

Схема взаимодействия заряженных частиц радиационных поясов с верхней атмосферой развивается по трём каналам.

В первом канале ионы кислорода O_f⁺ и водорода H_f⁺ (протоны) в столкновениях с атомами кислорода обмениваются скоростью и зарядами.

                                         O_f⁺ + O ® O_f +O⁺                                                 (65)

                                        ,                                  (66)

                                         H_f⁺ + O ® H⁺ + O_f ,                                          (67)

где нижний индекс  f обозначает быструю частицу.

Образовавшиеся в результате реакций (65 - 67) быстрые атомы кислорода O_f  теряют свою энергию на ионизацию атомов кислорода O

                                        O_f + O ® O⁺ + e_f + O_f .                                     (68)

В ионизационных процессах принимают участие и электроны радиационных поясов

                                         e_f + O ® O⁺ + e + e_f  .                                       (69)

Реакции (68, 69) с образованием низкоэнергичных ионов кислорода O⁺ продолжается до снижения энергии O_f, e_f и е ниже потенциала ионизации атома О.

Полная скорость ионизации (интегрированная по всем энергиям для наблюдаемых событий с O⁺) примерно равна 10⁸  м^-3 ×с^-1 около максимума F слоя и одного порядка со скоростью ионизации солнечной электромагнитной радиацией.

Атомы кислорода, увеличившие свою энергию в результате столкновений до 10 эВ, способны просто покинуть ионосферу, соответственно изменив соотношение O/N₂. Поток  убегания равен  7.5×10¹³  м^-2×с^-1, а поток, способный к выходу на баллистические орбиты, будет 2.8×10¹⁵ м^-2×с^-1. Эти атомы были бы результатом потока O⁺ в 2.8×10¹³ м^-2×с^-1, который в 10 раз больше, чем приходящий поток O_f⁺  в диапазоне 0.7-12 кэВ.

Низкоэнергичные ионы O⁺ и электроны вновь захватываются магнитным полем в радиационные пояса, где ускоряются и начинают участвовать во взаимодействии с атмосферным газом, начиная с реакции (65). То есть образуется самоподдерживающийся цикл движения атомарных ионов  кислорода и электронов из радиационных поясов в ионосферу и обратно.

В этом канале изменение ионизации в области F ионосферы однозначно изменениям концентрации заряженных частиц в радиационных поясах и, следовательно, такими же изменениями интенсивности внемагнитосферных корпускулярных потоков солнечного или галактического происхождения.

Во втором канале образованные в реакциях (66, 67) быстрые атомы кислорода O_f теряют свою энергию на нагрев атмосферного газа. Пиковая энергетическая потеря располагается между ~250-300 км и составляет ~96 % полного поступающего энергетического потока. Для такого события величина потока поступающей энергии могла быть порядка 4×10^-4 Дж×м^-2×с^-1×ср^-1, что по порядку энергетического потока сопоставимо с солнечным энергетическим притоком к F области.  Таким образом, большие взаимные сечения  передачи импульса обеспечивают очень эффективный механизм для передачи магнитосферной энергии в верхнюю термосферу. Нагрев атмосферы при возрастании концентрации заряженных частиц в радиационных поясах приводит к расширению атмосферы и изменению отношения нейтральных компонент O/N₂.  В области разогрева отношение O/N₂  возрастает. Если высота максимума слоя F2 будет располагаться вблизи области разогрева, то электронная концентрация также будет возрастать. Если максимум ионосферы будет располагаться много ниже области разогрева, то можно ожидать уменьшение электронной концентрации. Следовательно, будут условия, когда электронная концентрация в максимуме ионосферы реагировать не будет.

Высота максимума ионизации области F2 – h_mF2 зависит от солнечной активности и композиций нейтральных составляющих атмосферы N₂, O₂, O, He и Н. Наиболее вероятна регистрация противоположной по знаку бури (относительно интенсивности корпускулярной радиации в областях захвата)  в околополуденное время зимнего периода года, когда h_mF2 имеет наименьшие значения (см. таблицу 12). Вероятность возникновения отрицательной бури ещё более уменьшается с приближением к экваториальной зоне, поскольку при этом h_mF2 возрастает (см. таблицу 13).

Таблица 12 - Временная модель истинных высот максимума ионизации h_mF2  (км) для периода минимума солнечной активности

 

Таблица  13 - Широтно-временная модель приведенных высот  h_p, км

 

 Приведенная высота h_p  соответствует уровню отражения зондирующего сигнала на частоте f=0,834 f_oF2  и дана в таблице 13 для зимнего периода года.

Широтное распределение концентрации атомарного кислорода [О], характеризуемое его возрастанием к экватору, подчёркивает уже указанную широтную зависимость ионосферных бурь, возникающих из-за изменения отношения [O/N₂].

Концентрация заряженных частиц в радиационных поясах стремится к постоянству, она пополняется как за счёт внемагнитосферных источников, так и из ионосферы. В третьем канале с увеличением потоков внемагнитосферных протонов и электронов радиационные пояса временно переполняются в сотни раз, и единственным механизмом уменьшения вынужденного нарастания является уменьшение скорости отбора зарядов из ионосферы. При этом концентрации ионов и электронов в ионосфере будут возрастать, поскольку ионизация атмосферы на этих высотах солнечным электромагнитным излучением остаётся прежней. В периоды, например, Форбуш-эффектов (понижение интенсивности ГКЛ) электронная концентрация в области F ионосферы падает [16].

Блок-схема взаимодействия ионосферы и радиационных поясов приведена на рисунке 28.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 28 - Механизмы взаимодействия радиационных поясов с ионосферой

 

Надо полагать, что все три канала взаимодействия радиационных поясов с ионосферой работают одновременно, поэтому реакция ионосферы в различных временных условиях может быть не одинаковой как по амплитуде, так и по знаку.

Итак, характер движения заряженных частиц (ионов, протонов и электронов) в радиационных поясах и их концентрация позволяют заключить, что их вклад в процессы изменения электронной концентрации в области F ионосферы являются определяющими. Методы расчётов ионизационных и нагревательных процессов для высыпающихся из радиационных поясов заряженных частиц можно использовать и для частиц, находящихся в захваченном состоянии, увеличив результаты на длину пути по круговой траектории и на гирочастоту их вращения по окружности. Участие зарядов радиационных поясов в ионизационных процессах в атмосфере объясняет все разнообразие ионосферных возмущений, но и их подобие вариациям внемагнитосферных корпускулярных потоков. С учётом четвертого инварианта  движения зарядов к низким оболочкам (широтам и высотам) объясняет меридиональные смещения ионосферных бурь от высоких широт к низким, затухание амплитуды возмущений и смену знака.

Общее заключение о воздействии изменений в профиле электронной концентрации на распространение радиоволн можно сформулировать следующим образом.

1) Если возмущение электронной концентрации, (например, её повышение) происходит в областях неотклоняющего распространения, то оно скажется, в основном, в увеличении поглощения сигнала. Отрицательные возмущения приведут к увеличению его амплитуды.

2) Если возмущение электронной концентрации, (например, её повышение) происходит в областях отражения радиоволны, то оно приведёт к уменьшению высоты отражения и к увеличению амплитуды отражённого сигнала. Отрицательные возмущения приведут к увеличению высоты отражения и уменьшению его амплитуды.

 

9.8 Возмущения корпускулярной радиации и реакция страто-тропосферы

 

Земная метеопогода, основными характеристиками которой являются температура,  облачность или осадки, зависит от количества солнечной электромагнитной радиации, приходящей к земной поверхности.

Долгопериодные и вспышечные изменения солнечной активности приводят к значительным по амплитуде изменениям интенсивности галактических космических лучей. ГКЛ на стратосферных уровнях вступают в ядерные реакции с молекулами атмосферного газа. Вторичные компоненты космических лучей (протоны, электроны, m -мезоны, g-кванты и т.д.), генерированные в этих реакциях, производят ионизацию и диссоциацию молекул атмосферного газа.

Рассмотрим роль корпускулярной радиации в поглощении атмосферой солнечной электромагнитной энергии и в образовании облачности с помощью блок-схемы, приведенной  рисунке 29.

Солнечная электромагнитная  радиация в атмосфере поглощается молекулами озона О₃ и воды Н₂О. Средняя величина этого поглощения около 3% и 10% соответственно. Поглощенная на стратосферных уровнях солнечная энергия расходуется в основном на нагрев стратосферного газа. Диссоциативные процессы в стратосфере, вызванные вторичными космическими лучами, приводят к образованию атомов кислорода О и азота N, которые, в свою очередь, приводят к образованию молекул озона О₃ и воды Н₂О.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 Рисунок 29 - Модель воздействия корпускулярной радиации на погоду

 

Таким образом, концентрации молекул озона и воды, зависящие от интенсивности потока космических лучей, осуществляют распределение солнечной радиации между стратосферой и тропосферой, определяя их температуру, а концентрации окислов азота и кластерных ионов влияют на скорость конденсации водяных паров и образования облачности. Воздействие корпускулярной радиации на концентрацию этих компонент рассмотрено ниже.

Вторичные компоненты ГКЛ производят первичную ионизацию атмосферного газа.

                                           М₂ + x ® М₂⁺  + е + x^*,                                            (70)

где x  и x^* - любая ионизирующая частица вторичного космического излучения  до и после процесса ионизации;

М₂ и  M₂⁺ молекула и ион азота или кислорода.

Энергичный электрон е, появившийся в реакции (70), способен производить повторную ионизацию. Этот электрон эффективно производит также диссоциативную ионизацию молекул азота и кислорода

                                       е + М₂ ® М + М⁺ + 2e.                                                (71)

Реакция (71) повторяется до потери электроном энергии ниже уровня потенциала ионизации, равного около 15 эВ. На каждый акт ионизации молекулы атмосферного газа затрачивается около 35 эВ.

Образование атомарных составляющих происходит и при диссоциативной рекомбинации ионов

                                        М₂⁺  + е ® 2М.                                                            (72)

Существующая положительная корреляция между интенсивностью ГКЛ и концентрациями молекул озона, а также  воды  может быть объяснена следующим образом. В результате диссоциации молекулярного кислорода в реакциях (71 и 72) образуются два вида возбуждённых атомов кислорода О(³Р) и О(¹D).

Простейшая реакция тройного столкновения атомарного и молекулярного кислорода при участии любой третьей молекулы

                                            О(³Р) + О₂ + М ® О₃ + М                                       (73)

приводит к образованию молекулы озона О₃.

Возбуждённый атом кислорода О(¹D) при взаимодействии с молекулой метана СН₄  в реакции

СН₄ + О(¹D) ® СН₃ + ОН

приводит к образованию окиси водорода ОН.  Молекулы OН и NO, участвуя в каталитических циклах с углеводородами,  приводят к образованию молекул воды и озона по следующей схеме:

                                                  CH₄ + OH ® CH₃ + H₂O

                                                  CH₃ + O₂ + M ® CH₃O₂ + M

                                                  CH₃O₂ + NO ® CH₃O + NO₂

                                                  NO₂ + hn ® NO + O

                                                  О+ O₂ + M ® O₃ + M

                                                  CH₃O + O ® CH₂O + HO₂

                                                  HO₂ + NO ® NO₂ + OH

                                                  NO₂ + hn ® NO + O                   

                                                  О+ O₂ + M ® O₃ + M

CH₂O + hn ® CO + H₂

                                 Итог: CH₄ + 4O₂ + hn ® H₂O + CO + H₂ + 2O₃               (74)

Кроме того, окись углерода СО, в том числе полученная в реакциях (74), взаимодействуя с ОН в цепи реакций

                                                   CO +  OH ® CO₂ + H

                                                   H + O₂ + M ® HO₂ + M

                                                   HO₂ + NO ® OH + NO₂

                                                   NO₂ + hn ® NO + O

     О+ O₂ + M ® O₃ + M

                                          Итог:  CO + 2O₂ + hn ® CO₂ + O₃,                           (75)

также приводит к образованию молекул озона и перекиси углерода.  

Будем рассматривать изменения в атмосфере для периодов Форбуш-эффектов, когда интенсивность ГКЛ резко уменьшается, а сам эффект имеет продолжительность несколько суток. Можно ожидать, что изменения высотного профиля молекул озона и воды приведут к уменьшению поглощения солнечной электромагнитной радиации в районе нижней стратосферы и тропопаузы, к уменьшению её температуры и, естественно, к увеличению температуры в нижней тропосфере. В периоды Форбуш-эффектов в среднеширотной стратосфере наблюдается уменьшение парциального давления озона с 200 до 30 нбар. Соответственно  уменьшение температуры на высотах 12-15 км достигают 5-6°С. Одновременно температура нижележащих слоев возрастает почти на 10°С [17].

Проходящая вниз оставшаяся часть энергии расходуется на нагрев приземной атмосферы и земной поверхности.

На распределение температуры в атмосфере существенное воздействие оказывает облачность, в которой поглощается около 10% солнечной радиации, а отражается вверх в зависимости от типа и плотности облаков от 20 до 80% . Скорость образования капель  (снежинок) из паров воды зависит от парциального давления воды, то есть её концентрации и насыщенности, температуры нижележащего атмосферного газа и скорости восхождения потоков тёплого воздуха, а также от концентрации примесей, играющих роль центров конденсации.

Такими компонентами в нижней атмосфере среди прочих являются окислы азота NO_x, положительные и отрицательные кластерные ионы типов H⁺(H₂O)_n  от NO₃^- до HSO₄^-(H₂SO₄)₄ c массовыми числами от 62 до 489. Опускаясь вниз в тропосферу, как и молекулы окислов азота NO_x, они являются ядрами конденсации водяных паров, ускоряя фазовый переход водяной пар ® вода (лёд). Концентрации перечисленных нейтральных и заряженных компонент прямо пропорциональны интенсивности ГКЛ.

Таким образом, молекулы озона и воды, концентрация которых зависит от интенсивности потока ГКЛ, осуществляют распределение солнечной радиации между стратосферой и тропосферой, определяя их температуру, а концентрации окислов азота и кластерных ионов влияют на скорость конденсации водяных паров и образования облачности.

Разработанная авторами модель воздействия корпускулярной радиации на температуру и влажность нижней атмосферы [18] представлена на рисунке 29.

Для анализа высотной зависимости вариаций этих параметров выбраны 6-часовые данные, предоставляемые Национальным Центром прогноза окружающей среды по проекту Reanalysis-II (NCEP/NCAR, USA) за 2001 г. для региона Казахстана на 5-ти высотных уровнях, соответствующих уровням атмосферного давления: 50, 100, 300, 500 и 1000 мбар.  На рисунке 30 а, б  представлены вариации температуры и относительной влажности за апрель 2001 года, которые усреднены для широтного диапазона в 40-50⁰ с.ш. и долготного диапазона 60-80⁰ в.д. и охватывают всю территорию Республики Казахстан. 

Очевидно, что температура и относительная влажность стратосферы на высотах выше 100  мбар изменяются в противофазе, то есть наблюдается отрицательная корреляция между этими параметрами. Аналогичная картина наблюдается для высот ниже 500 мбар.

В промежутке высот между 300 и 500 мбар, где осуществляется поглощение солнечной энергии озоном, знак корреляции между изменениями температуры и относительной влажности становится положительным.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 30 - Вариации температуры и относительной влажности на различных высотах атмосферы

 

Ниже 300 мбар наблюдается, наоборот, повышение температуры, связанное с увеличением прозрачности стратосферы электромагнитному излучению Солнца. Так на высоте 300 мбар повышение температуры достигает 10 градусов, на высоте 500 мбар – 14 градусов, а на поверхности Земли (1000 мбар) – почти 30 градусов. Запаздывание реакции относительной влажности на изменения температуры  атмосферного газа также возрастает с понижением высоты [19].

 

 

9.8.1 Влияние планетарных волн на вариации параметров средней и верхней атмосферы

 

  Необходимо отметить, что при анализе возмущений в атмосфере, вызванных вариациями солнечной активности, следует учитывать вариации метеопараметров в различных временных и пространственных масштабах. Характерной особенностью средней атмосферы Земли, особенно в зимний период,  является существенная долготная неоднородность метеорологических полей. Обычно эти крупномасштабные возмущения  аппроксимируют суммой зональных гармоник, причем на высотах стратосферы и мезосферы (15-110 км) существенный вклад в долготные вариации вносят только гармоники с малыми зональными волновыми числами m=1 и 2, так называемые планетарные волны.

Квазистационарные планетарные волны (под стационарностью понимается неподвижность этих гармоник относительно земной поверхности) генерируются в тропосфере за счет неоднородностей орографии и нагрева подстилающей поверхности. В средней атмосфере также наблюдается широкий спектр бегущих планетарных волн, которые возбуждаются нерегулярными термическими или механическими воздействиями, либо короткопериодной изменчивостью квазистационарных волн [20, 21].

Земная атмосфера, являясь резонансным волноводом, усиливает в основном распространяющиеся на запад планетарные волны Россби (нормальные атмосферные моды). В нижней атмосфере эти свободные атмосферные колебания имеют небольшую амплитуду по сравнению с квазистационарними планетарными волнами, однако при распространении в верхнюю атмосферу их амплитуда значительно увеличивается, и они начинают играть важную роль в динамике мезосферы и нижней термосферы [22]. Диссипируя на высотах средней атмосферы и термосферы, волны передают переносимые энергию и импульс среде, воздействуя тем самым на тепловой баланс и среднезональную циркуляцию атмосферы. Согласно теоретическим расчетам и экспериментальным данным амплитуды основных нормальных атмосферных мод, т.е.  5, 10, 16 и 4- дневных волн максимальны на средних широтах обоих полушарий.

Таким образом, имеется существенная взаимосвязь между всеми слоями атмосферы, а возмущения различных атмосферных параметров могут распространяться как «сверху вниз», так  «снизу вверх» из тропосферы через стратосферу в мезосферу и ионосферу.

 

 

 

 Заключение

 

В понятие «космическая погода» включены  изменения  электромагнитной и корпускулярной радиации, вызванные солнечными вспышками, а также связанные с ними возмущения околоземного  космического пространства (магнитосфера, радиационные пояса, ионосфера, атмосфера, метеорологические явления), влияющего на условия распространения радиоволн.

Солнечные вспышки сопровождаются увеличением интенсивности и мощности рентгеновского и корпускулярного излучения, а также выбросами сгустков замагниченной плазмы. Последние приводят к экранизации потока галактических космических лучей и к возмущениям магнитного поля Земли. Степень возмущения околоземного космического пространства зависит от мощности и гелиокоординат вспышки, близости распространения возмущенной радиации к Земле.

Дополнительная энергия вспышки приводит к возмущениям во всех слоях атмосферы и сопровождается изменениями в электронной концентрации ионосферы, температуры и плотности нейтральной атмосферы, что, естественно, сказывается на условиях распространения радиоволн. Эти изменения приводят к изменению величины поглощения мощности радиоволн, частоты и фазы сигналов.

 

Список литературы

 

1.  Гибсон Э. Спокойное Солнце. - М.: Мир, 1977. - 408 с.

2.  Labitzke K. and H. van Loon. The Stratosphere (Phenomena, History and Relevance). – Berlin: Springer, 1999. - 179 p.

3.  Дорман Л. И. Вариации космических лучей и исследование космоса. -М.: АН СССР, 1963. - 1027 с.

4.  Хундхаузен А. Расширение короны и солнечный ветер. - М.: Мир, 1976. - 302 с.

5.  Атмосфера. Справочник. - Л.: Гидрометеоиздат,  1991. - 510 с.

6.  Брюнелли Б.Е., Намгаладзе А.А. Физика ионосферы.- М.: Наука, 1988. - 528 с.

7.  Гинзбург В.Л. Распространение электромагнитных волн в плазме. -М.: Наука, 1967. - 683 с.

8.  Козин И.Д. Приближённый метод определения вариаций электронной концентрации в области F ионосферы // Геофизические и метеорологические эффекты в ионосфере. – Алма-Ата: Наука КазССР, 1982. – С. 15-19.

9.  Suess S.T., Tsurutani B.T. From the Sun: Auroras,  Magnetic Storms, Solar flares, Cosmic Rays. – Washington, DC: AGU, 1998. – 172 p.

10. Ван Аллен Дж. Радиационные пояса Земли. - М.: ИЛ,  1963,  - 10 c.

11.            Вернов С.Н., Мельников В.В., Савенко И.А. и др. Исследование заряженных частиц малых энергий на спутниках «Космос-12», «Космос-15» и «Электрон-2» // Известия АН СССР. Серия физическая. – 1965. - № 10. - С. 194-199.

12.             Митра А. Воздействие солнечных вспышек на ионосферу Земли. -М.: Мир, 1977. - 370 с.

13.            Дорман Л.И., Козин И.Д. Космическое излучение в верхней атмосфере. - М.: Наука, 1983. -152 с.

14.             Козин И.Д., Федулина И.Н., Соколова О.И. и др. Достоверность воздействия магнитных бурь на биологические и техногенные процессы // Известия НАН РК. Серия физико-математическая. – 2005. - №4. - С. 127-130.

15.             Козин И.Д., Сайфутдинов М.А., Туркеева Б.А. Принципы прогнозирования ионосферных возмущений по данным о мощности и гелиокоординатах вспышки // Ионосферные исследования. – 1989. - № 44. - С. 124-126.

16.             Козин И.Д., Федулина И.Н. Механизмы взаимодействия радиационных поясов с верхней ионосферой // Доклады МОН РК. – 2001. - № 6. – С. 17-21.

17.             Fedulina I.N. Changes of Ozone Content at middle latitudes during Forbush Decreases in Cosmic Rays // Studia geophysica et geodaetica. – 1998. - v. 42. - P. 521-532.  

18.            Зеленков В.Е., Козин И.Д., Федулина И.Н. Галактические космические лучи как причина изменений погоды и климата // Доклады МОН РК. – 2002. - № 1. - С. 23-27.

19.             Васильев И.В., Козин И.Д., Федулина И.Н. и др. Усиление меридиональной циркуляции атмосферы в периоды солнечных вспышек // Вестник НАН РК, № 6, 2005, с. 106-110.

20.            Fedulina I.N. Pogoreltsev A.I., Vaughan G.  Seasonal, interannual, and short-term variability of planetary waves in the UKMO assimilated fields // Q.J.R. Meteorol. Soc. – 2004. - v. 130. - P. 2445-2458.

21.            Козин И.Д., Федулина И.Н. Сезонные вариации метеопараметров в стратосфере // Известия НАН РК. Cерия физико-математическая. – 2004. - № 4. C. 124-129.

22.             Shepherd, M.G., Fedulina I.N., Wu D.L., Gurubaran S. Temperature variability in the tropical mesosphere during the northern hemisphere winter // Advances in Space Research. – 2008. - v. 41. - P. 1434–1445.