Ионосфера (от ионы и греч. spháira — шар), ионизированная часть верхней атмосферы; расположена выше 50 км. Верхней границей И. является внешняя часть магнитосферы Земли. И. представляет собой природное образование разреженной слабоионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли и обладающей благодаря своей высокой электропроводности специфическими свойствами, определяющими характер распространений в ней радиоволн и различных возмущении (подробнее см. Плазма, Распространение радиоволн). Только благодаря И. возможен такой простой и удобный вид связи на дальние расстояния, как радиосвязь.

  Первые предположения о существовании высоко над Землёй электропроводящего слоя высказывались в связи с исследованием магнитного поля Земли и атмосферного электричества (К. Гаусс, 1839; У. Томсон, 1860; Б. Стюарт, 1878). Вскоре после открытия А. С. Поповым радио (1895) А. Кеннелли в США и О. Хевисайд в Великобритании почти одновременно (в 1902) высказали предположение, что распространение радиоволн за пределы прямой видимости обусловлено их отражением от электропроводящего слоя, расположенного на высотах 100—300 км. Научные исследования И. были начаты в 20-х гг., когда применили зондирующие ионосферные станции и, посылая с Земли короткие радиосигналы с различной длиной волны, наблюдали их отражения от соответствующих областей И. Английским учёным У. Эклсом был предложен механизм влияния заряженных частиц на радиоволны (1912), советский учёный М. В. Шулейкин (1923) пришёл к выводу о существовании в И. не менее 2 слоев, английский учёный С. Чепмен (1931) построил теорию простого слоя, в первом приближении описывающую И. Большой вклад внесли работы советских учёных Д. А. Рожанского, М. А. Бонч-Бруевича, А. Н. Щукина, С. И. Крючкова, английских учёных Дж. Лармора, Э. Эплтона и др.

  Наблюдения на мировой сети станций позволили получить глобальную картину изменения И. Было установлено, что концентрация ионов и электронов в И. распределена по высоте неравномерно: имеются области, или слои, где она достигает максимума (рис. 1). Таких слоев в И. несколько; они не имеют резко выраженных границ, их положение и интенсивность регулярно изменяются в течение дня, сезона и 11-летнего солнечного цикла. Верхний слой F соответствует главному максимуму ионизации И. Ночью он поднимается до высот 300—400 км, а днём (преимущественно летом) раздваивается на слои F₁ и F₂ с максимумами на высотах 160—200 км и 220—320 км. На высотах 90—150 км находится область Е, а ниже 90 км область D. Слоистость И. обусловлена резким изменением по высоте условий её образования (см. ниже).

  Применение сначала ракет, а потом и спутников позволило получить более надёжную информацию о верхней атмосфере, непосредственно измерить на ракетах ионный состав (при помощи масс-спектрометра) и основные физические характеристики И. (температуру, концентрацию ионов и электронов) на всех высотах, исследовать источники ионизации — интенсивность и спектр коротковолнового ионизующего излучения Солнца и разнообразных корпускулярных потоков. Это позволило объяснить регулярные изменения в И. С помощью спутников, несущих на борту ионосферную станцию и зондирующих И. сверху, удалось исследовать верхнюю часть И., расположенную выше максимума слоя F и поэтому недоступную для изучения наземными ионосферными станциями.

  Было установлено, что температура и электронная концентрация n_е в И. резко растут до области F (см. таблицу и рис. 2); в верхней части И. рост температуры замедляется, а n_е выше области F уменьшается с высотой сначала постепенно до высот 15—20 тыс. км (так называемая плазмопауза), а потом более резко, переходя к низким концентрациям n_е в межпланетной среде.

  Значения характеристик основных областей ионосферы

  Наряду с ракетами и спутниками получили успешное развитие новые наземные методы исследования, особенно важные для изучения нижней части И. в области D: методы частичного отражения и перекрёстной модуляции; измерения с помощью риометров поглощения космического радиоизлучения на разных частотах, исследования поля длинных и сверхдлинных радиоволн, а также метод наклонного и возвратно-наклонного зондирования. Большое значение имеет метод обратного некогерентного (томпсоновского) рассеяния, основанный на принципе радиолокации, когда посылают в И. короткий мощный импульс радиоизлучения, а затем принимают слабый рассеянный сигнал, растянутый во времени в зависимости от расстояния до точки рассеяния. Этот метод позволяет измерять не только распределение n_е до очень больших высот (1000 км и выше), но даёт также температуру электронов и ионов, ионный состав, регулярные и нерегулярные движения и др. параметры И.

  Образование ионосферы. В И. непрерывно протекают процессы ионизации и рекомбинации. Наблюдаемые в И. концентрации ионов и электронов есть результат баланса между скоростью их образования в процессе ионизации и скоростью уничтожения за счёт рекомбинации и др. процессов. Источники ионизации и процессы рекомбинации разные в различных областях ионосферы.

  Основным источником ионизации И. днём является коротковолновое излучение Солнца с длиной волны l короче 1038 , однако важны также и корпускулярные потоки, галактические и солнечные космические лучи и др. Каждый тип ионизующего излучения оказывает наибольшее действие на атмосферу лишь в определённой области высот, соответствующих его проникающей способности. Так, мягкое коротковолновое излучение Солнца с l = 85—911  большую часть ионов образует в И. в области 120—200 км (но действует и выше), тогда как более длинноволновое излучение с l = 911—1038  вызывает ионизацию на высотах 95—115 км, т. е. в области E, а рентгеновское излучение с l короче 85  — в верхней части области D на высотах 85—100 км. В нижней части области D, ниже 60—70 км днём и ниже 80—90 км ночью, ионизация осуществляется так называемыми галактическими космическими лучами. Существенный вклад в ионизацию области D на высотах около 80 км вносят корпускулярные потоки (например, электроны с энергией £ 30—40 кэв), а также солнечное излучение первой линии серии Лаймана (L_a) водорода с l = 1215,7  (см. Атомные спектры).

  До сих пор речь шла об обычных условиях ионизации. Во время солнечных вспышек всплеск рентгеновского излучения вызывает внезапное возмущение в нижней части И. Через несколько часов после солнечных вспышек в атмосферу Земли проникают также солнечные космические лучи, которые вызывают повышенную ионизацию на высотах 50—100 км, особенно сильную в полярных шапках (областях вблизи магнитного полюса). В зоне полярных сияний в отдельные периоды времени действуют потоки протонов и электронов, которые вызывают не только ионизацию, но и заметное свечение атмосферы (полярные сияния) на высотах 100—120 км, но они действуют также и ниже, в области D. Во время магнитных бурь эти потоки корпускул усиливаются, а зона их действия расширяется к более низким широтам (иногда так называемые низкоширотные красные сияния наблюдают на широте Москвы и южнее).

  Процессом, обратным ионизации, является процесс нейтрализации, или рекомбинации. Скорость исчезновения ионов в И. характеризуется эффективным коэффициентом рекомбинации a¢, который определяет величину n_e и её изменение во времени. Например, когда известен источник ионизации, т. е. скорость образования ионов в 1 см³ в 1 сек — q, то  Значения a¢ для различных областей И. различны (см. таблицу и рис. 3).

  Состав ионосферы. Под воздействием ионизующих излучений в И. происходят сложные физико-химические процессы, которые можно подразделить на три типа: ионизацию, ионно-молекулярные реакции и рекомбинацию, — соответствующие трём стадиям жизни ионов: их образованию, превращениям и уничтожению. В разных областях И. каждый из этих процессов проявляется по-своему, что приводит к различию ионного состава по высоте. Так, днём на высотах 85—200 км преобладают положительные молекулярные ионы NO⁺ и O₂⁺, выше 200 км в области F — атомные ионы O⁺, а выше 600—1000 км — протоны H⁺. В нижней части области D (ниже 70—80 км) существенно образование комплексных ионов-гидратов типа (H₂O)_nH⁺, а также отрицательных ионов, из которых наиболее стабильны ионы NO₂^— и NO₃^—. Отрицательные ионы наблюдаются лишь в области D.

  Изменения ионосферы. И. непрерывно изменяется. Различают регулярные изменения и возмущённые состояния. Поскольку основным источником ионизации является коротковолновое излучение Солнца, многие регулярные изменения И. обязаны изменению либо высоты Солнца над горизонтом (суточные, сезонные, широтные изменения), либо уровня солнечной активности (11-летние и 27-дневные вариации).

  После солнечных вспышек, когда резко усиливается ионизующее излучение, возникают так называемые внезапные ионосферные возмущения. Часто возмущённые состояния И. связаны и с магнитными бурями. Многие явления, которые происходят в верхней атмосфере и магнитосфере Земли, тесно связаны. Это обусловлено влиянием солнечной активности одновременно на все эти явления. Когда в межпланетном пространстве в районе Земли возрастает солнечный корпускулярный поток, который задерживается магнитосферой, происходит не только возмущение геомагнитного поля (магнитная буря), но изменяются радиационные пояса Земли, усиливаются корпускулярные потоки в зоне полярных сияний и т. д. При этом происходит также дополнительное разогревание верхней атмосферы и изменяются условия ионизации И. В свою очередь, изменения И. и движения в ней влияют на вариации геомагнитного поля и другие явления в верхней атмосфере.

  Характеристики ионосферных слоев. Закономерности изменения параметров И. — степень ионизации или n_e, ионный состав и эффективный коэффициент рекомбинации различны в разных областях И.; это обусловлено в первую очередь значительным изменением по высоте концентрации и состава нейтральных частиц верхней атмосферы.

  В области D наблюдаются наиболее низкие n_e < 10³ см^-3 (рис. 2). В этой области И. из-за высокой концентрации молекул, а следовательно, и высокой частоты столкновения с ними электронов происходит наиболее сильное поглощение радиоволн, что иногда приводит к прекращению радиосвязи. Здесь же, как в волноводе, распространяются длинные и сверхдлинные радиоволны. От всей остальной части И. область D отличается тем, что наряду с положительными ионами в ней наблюдаются отрицательные ионы, которые определяют многие свойства области D. Отрицательные ионы образуются в результате тройных столкновений электронов с нейтральными молекулами O₂. Ниже 70—80 км концентрация молекул и число таких столкновений настолько возрастают, что отрицательных ионов становится больше, чем электронов. Уничтожаются отрицательные ионы при взаимной нейтрализации с положительными ионами. Так как этот процесс очень быстрый, то именно им объясняется довольно высокий эффективный коэффициент рекомбинации, который наблюдается в области D.

  При переходе ото дня к ночи в области D концентрация электронов n_e резко уменьшается и соответственно уменьшается поглощение радиоволн, поэтому раньше считали, что ночью слой D исчезает. В момент солнечных вспышек на освещенной Солнцем земной поверхности сильно возрастает интенсивность рентгеновского излучения, увеличивающая ионизацию области D, что приводит к увеличению поглощения радиоволн, а иногда даже к полному прекращению радиосвязи, — так называемое внезапное ионосферное возмущение (Делинджера эффект). Продолжительность таких возмущений обычно 0,3—1,5 часа. Более длительные и более значительные поглощения бывают на высоких широтах (так называемые поглощения в полярной шапке — ППШ). Повышенная ионизация тут вызывается солнечными космическими лучами (в основном протонами с энергией в несколько Мэв), которые способны проникнуть в атмосферу только в районе геомагнитных полюсов (полярных шапок), т. е. там, где магнитные силовые линии не замкнуты. Длительность явлений ППШ достигает иногда нескольких дней.

  Область И. на высотах 100—200 км, включающая слои Е и F₁, отличается наиболее регулярными изменениями. Это обусловлено тем, что именно здесь поглощается основная часть коротковолнового ионизующего излучения Солнца. Фотохимическая теория, уточняющая теорию простого слоя ионизации, хорошо объясняет все регулярные изменения n_e и ионного состава в течение дня и в зависимости от уровня солнечной активности. Ночью из-за отсутствия источников ионизации в области 125—160 км величина n_e сильно уменьшается, однако в области Е на высотах 100—120 км обычно сохраняется довольно высокая n_e = (3—30)×10³ см^-3. О природе источника ночной ионизации в области Е мнения расходятся.

  На высотах областей D и Е часто наблюдают кратковременные необычайно узкие слои повышенной ионизации (так называемые спорадические слои E_s), состоящие в основном из ионов металлов Mg⁺, Fe⁺, Ca⁺ и др. За счёт E_s возможно дальнее распространение телевизионных передач. Признанной теорией образования слоев E_s является так называемая теория «ветрового сдвига», по которой в условиях магнитного поля движения газа в атмосфере «сгоняют» ионы к области нулевой скорости ветра, где и образуется слой E_s.

  Концентрация ионов О⁺ становится больше 50% выше уровня 170—180 км днём и выше 215—230 км утром, вечером и ночью. Выше и ниже этого уровня условия образования И. совершенно различны. Так, днём в области максимума ионизации коротковолновым излучением Солнца, когда он расположен ниже этого уровня, образуется слой F₁. Поэтому слой F₁ регулярно наблюдается на ионограммах только при большой высоте Солнца над горизонтом, преимущественно летом и в основном при низкой активности Солнца, а в максимуме активности зимой он вообще не наблюдается. Выше указанного уровня создаются благоприятные условия для образования области F₂.

  Поведение главного максимума ионизации, или области F, является очень сложным, оно коренным образом отличается от поведения областей Е и F₁. Так, хотя в среднем электронная концентрация в слое F₁ определяется солнечной активностью, но ото дня ко дню она сильно изменяется. Максимум n_e в суточном ходе бывает сильно сдвинут относительно полудня, при этом сдвиг зависит от широты, сезона и даже долготы. Сезонной аномалией называется необычное увеличение n_e зимой по сравнению с летним сезоном. В экваториальной области до полудня имеется один, а после полудня и ночью — два максимума n_e, расположенных на геомагнитных широтах ± 15° (экваториальная или геомагнитная аномалия). В период восхода Солнца оба максимума начинают расходиться, перемещаясь в более высокие широты, и быстро исчезают, в то время как на экваторе образуется новый максимум. На высоких широтах также обнаружено необычное поведение области F и, в частности, образование узкой зоны пониженной ионизации, идущей параллельно зоне полярных сияний, где наблюдается повышенная ионизация. Всё это говорит о том, что, помимо солнечного излучения, изменения n_e в области F определяются рядом геофизических факторов.

  Высота главного максимума И. (h^maxF) в средних широтах Северного полушария изменяется в течение суток сложным образом (рис. 4), глубоко спускаясь утром и достигая максимума вблизи полуночи. Высота слоя F зимой ниже (кривая I), чем летом (кривая II), а при высокой активности Солнца (кривая III) выше, чем при низкой (кривые I и II).

  В последнее время была развита новая теория образования области F, учитывающая действие амбиполярной диффузии, которая объяснила многие особенности области F и в том числе основную аномалию — образование максимума n_е значительно выше максимума ионообразования, расположенного в области 150 км. Описанные выше вариации высоты слоя F она связывает с изменением в течение дня интенсивности ионизации и температуры атмосферы. Существование слоя F ночью объясняется притоком ионов сверху, из протоносферы, где они накапливаются в течение светлой части дня. Из-за различия механизма образования высота слоя ночью выше, чем днём.

  Многие особенности в изменении верхней части И., расположенной над максимумом области F, повторяют суточный ход и глобальное распределение n_е в максимуме слоя. Это говорит о тесной связи этих областей И. Выше максимума области F уменьшение концентрации ионов с высотой происходит по барометрической формуле. При этом с увеличением высоты возрастает доля более лёгких ионов. Поэтому преобладание ионов O⁺ в области F сменяется днём выше 1000 км преобладанием ионов Н⁺ (протоносфера). Ночью в связи с понижением температуры протоносфера опускается до высот ~ 600 км. В верхней части И. по направлению к высоким широтам обнаружен рост доли тяжёлых ионов на данной высоте, что аналогичным образом связывается с наблюдаемым ростом температуры. Однако поведение И. в полярных областях пока полностью не объяснено.

  Движения потоков заряженных частиц в И. приводят к возникновению турбулентных неоднородностей электронной концентрации. Причины их возникновения — флуктуация ионизующего излучения и непрерывное вторжение в атмосферу метеоров, образующих ионизированные следы. Движение ионизованных масс и турбулентность И. влияют на распространение радиоволн, вызывая замирание.

  Изучение И. продолжает развиваться в двух направлениях — с точки зрения её влияния на распространение радиоволн и исследования физико-химических процессов, происходящих в ней, что привело к рождению новой науки — аэрономии. Современная теория позволила объяснить и распределение ионов с высотой, и эффективный коэффициент рекомбинации. Ставится задача построения единой глобальной динамической модели И. Осуществление такой задачи требует сочетания теоретических и лабораторных исследований с методами непосредственных измерений на ракетах и спутниках и систематических наблюдений И. на сети наземных станций.

  Лит.: Гинзбург В. Л., Распространение электромагнитных волн в плазме, М., 1960; Альперт Я. Л., Распространение радиоволн и ионосфера, М., 1960; Данилов А. Д., Химия, атмосфера и космос, Л., 1968; Ратклиф Дж. А., Уикс К., Ионосфера, в сборнике: Физика верхней атмосферы, пер. с англ., М., 1963, с. 339—418; Николе М., Аэрономия, пер. с англ., М., 1964; Исследования верхней атмосферы с помощью ракет и спутников, пер. с англ., М., 1961; Распределение электронной концентрации в ионосфере и экзосфере. Сб. докладов, пер. с англ., М., 1964; Электронная концентрация в ионосфере и экзосфере. Сб. статей, пер. с англ., М., 1966; Распределение электронов в верхней атмосфере, пер. с англ., М., 1969; Данилов А. Д., Химия ионосферы, Л., 1967; Ионосферные процессы, под ред. В. Е. Степанова, Новосиб., 1968; Уиттен Р. К. и Поппов И. Д., Физика нижней ионосферы, пер. с англ., М., 1968; Иванов-Холодный Г. С. и Никольский Г. М., Солнце и ионосфера, М., 1969.

  Г. С. Иванов-Холодный.

Рис. 1. Схема вертикального строения ионосферы.

Рис. 2. Типичное распределение по вертикали электронной концентрации n_е в ионосфере. Буквами отмечено положение различных областей.

Рис. 3. Среднее измеренное значение эффективного коэффициента рекомбинации a¢ на высотах 50 — 300 км.

Рис. 4. Изменение высоты максимума области F в течение дня по ракетным данным: I и II — зима и лето при низкой активности Солнца; III — при высокой активности Солнца.

Оглавление