ЛЕКЦИЯ 3. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ ЗЕМНОЙ АТМОСФЕРЫ

3.1. Строение атмосферы

Атмосфера — это газообразная оболочка, окружающая Землю и принимающая участие во вращательном движении Земли.

Внешняя часть атмосферы заполнена преимущественно заряженными частицами, захваченными магнитным полем Земли. При спокойном состоянии магнитного поля Земли внешняя граница атмосферы находится на высоте двух...трех радиусов Земли, а при сильных магнитных возмущениях увеличивается до 20 земных радиусов (радиус Земли а =6370 км). На распространение радиоволн влияет, в основном, часть атмосферы, простирающаяся до 1000 км.

При оценке условий распространения радиоволн атмосферу разделяют на три области: тропосферу, стратосферу и ионосферу.

Тропосфера - самая нижняя область атмосферы, расположенная непосредственно над поверхностью Земли и простирающаяся до высот 8...10 км в полярных широтах, до высот 10...12 км в средних широтах и до высот 16...18 км в тропиках. В тропосфере сосредоточено более 4/5 всей массы воздуха.

Стратосфера располагается над тропосферой до высот 50...60 км. Стратосфера, как и тропосфера, состоит из нейтральных частиц газа, но отличается от нее законом распределения температуры. По своим свойствам стратосфера близка к свойствам свободного пространства.

Выше стратосферы, до верхней границы атмосферы, находится ионосфера, отличающаяся от нижних областей наличием значительного количества свободных зарядов - электронов и ионов.

Химический состав атмосферы. Молекулам и атомам химических элементов, составляющих атмосферный газ, соответствует определенная электрическая и магнитная структура, от которой зависят электрические и магнитные параметры атмосферы. Существенное влияние на распространение радиоволн оказывают водяные пары, находящиеся в тропосфере. Влажность воздуха быстро убывает по высоте и у верхней границы тропосферы в сотни раз меньше, чем у поверхности Земли.

Химический состав сухого воздуха примерно однороден до высот 90 км вследствие энергичного перемешивания воздушными течениями. В пределах этих высот сухой атмосферный газ состоит, в основном, из азота и кислорода в молекулярном состоянии. На высотах около 60 км наблюдается некоторое увеличение содержания озона (О₃), что изменяет тепловой режим этой области атмосферы. На высотах более 90 км под действием ультрафиолетового  излучения  Солнца  происходит  диссоциация  молекул, т.е. их расщепление на атомы. Выше 1000 км вследствие диффузного разделения  газов  по  их   молекулярным   весам   атмосфера   состоит  главным образом из нейтрального и ионизированного водорода, т.е. наиболее легкого газа.

Температура атмосферного газа. Температура является мерой средней кинетической энергии движения частиц газа и влияет на его электрические параметры. На различных высотах температура атмосферного газа существенно различна. В тропосфере, которая почти прозрачна для солнечных лучей, основным источником тепловой энергии газа (воздуха) является нагретая Солнцем поверхность Земли. Непосредственно прилегающие к поверхности Земли массы воздуха приобретают более высокую температуру и поднимаются вверх, холодный воздух опускается вниз и т.д. Таким образом, тропосфера прогревается снизу вверх, причем возникающие в ней из-за неравномерного нагревания отдельных участков поверхности Земли восходящие и нисходящие потоки воздуха создают турбулентность атмосферы и перемешивание воздуха по вертикали. Верхняя граница тропосферы определяется по прекращению падения температуры с высотой. Средний вертикальный градиент температуры составляет 6 град/км.

Наблюдаемое на высотах около 60 км увеличение температуры обусловлено поглощением ультрафиолетового излучения Солнца слоем озона. На высотах более 80 км тепловой режим атмосферы определяется поглощением солнечного излучения, и поэтому температура возрастает с высотой, достигая 2000...3000 К на высотах более 500 км.

Плотность нейтральных частиц, т.е. количество нейтральных частиц N_н в единице объема, зависит от температуры, молекулярного веса газа, ускорения силы тяжести, которые меняются с высотой.

Распределение заряженных частиц в ионосфере. В ионосфере, т.е. на высотах более 50...60 км, кроме нейтральных частиц содержатся свободные заряженные частицы: электроны, положительные и отрицательные ионы. Количество положительно и отрицательно заряженных частиц одинаково, так что в целом ионосфера электрически нейтральна. Такие среды называются плазмой, поэтому, в данном случае можно говорить об ионосферной плазме.

Наибольшее влияние на условия распространения радиоволн оказывают свободные электроны, обладающие наименьшей массой и, следовательно, инерцией. Основными параметрами ионосферной плазмы являются: электронная концентрация (плотность) N_е (1/м³) и эффективная частота соударений γ_эф (1/с) электронов с тяжелыми частицами (положительными ионами и нейтральными молекулами и атомами).

Свободные заряды появляются в атмосфере в результате процесса ионизации, т.е. отрыва  одного  или  нескольких   электронов   с   наружных оболочек молекул и атомов за счет энергии воздействия внешних источников энергии. Основным источником ионизации газов в атмосфере является солнечная радиация в виде фотонов. Сравнение энергии, необходимой для ионизации, с энергией фотонов  показывает,  что  фотоионизацию способно производить только ультрафиолетовое и более коротковолновое излучение Солнца (λ < 0,134 мкм).

Кроме процесса фотоионизации в земной атмосфере имеет место ударная ионизация, возникающая при столкновении корпускул с нейтральными частицами. Корпускулами называют заряженные частицы (электроны, протоны), которые выбрасываются Солнцем и образуют так называемый солнечный ветер. В средних широтах роль ударной ионизации сравнительно невелика. В значительной мере этот вид ионизации проявляется в полярных районах, куда стекается основная часть корпускул, вторгающихся в земную атмосферу.

Количество свободных зарядов в атмосфере зависит не только от процессов ионизации, но и от обратных процессов, являющихся причиной их исчезновения. Из этих процессов наиболее важен процесс рекомбинации. Рекомбинация происходит за счет хаотического теплового движения, когда частицы, имеющие заряды разных знаков, оказываются настолько близко друг к другу, что под действием сил электростатического притяжения соединяются, превращаясь в нейтральные молекулы или атомы.

Рис.3.1. К образованию простого слоя

            Электронная концентрация N_е определяется балансом процессов ионизации и рекомбинации. В идеализированном случае распределение N_е(h) имеет один максимум N_еmах на конечной высоте в атмосфере (рис.3.1). Такое распределение называется простым слоем (слоем Крючкова-Чепмена). Образование простого слоя обусловлено тем, что интенсивность ионизирующего излучения П_с уменьшается с приближением к поверхности Земли, а плотность нейтральных частиц увеличивается при уменьшении высоты атмосферы. Максимум N_е(h) возникает на той высоте, где ионизирующее излучение еще не сильно
ослаблено, а плотность нейтральных частиц еще не очень мала. Часть ионосферы, расположенную ниже N_еmах называется внутренней ионосферой,  а   выше  -  внешней ионосферой.

В реальной атмосфере распределение N_е(h) имеет сложный характер. На рис.3.2 показано типичное распределение электронной концентрации по высоте, полученное на основании измерений.

Во внутренней ионосфере закономерность N_е(h) характеризуется наличием нескольких относительных максимумов электронной концентрации, которые называются слоями. В ионосфере имеются четыре регулярных слоя: D, Е, F1 и F2.

Состояние ионосферных слоев подвержено регулярным суточным и сезонным вариациям, которые связаны с обычными суточными и сезонными изменениями радиации Солнца. Так, слой D является типично дневным слоем; после захода Солнца из-за процесса рекомбинации слой D исчезает. Слой   Е   существует  круглые  сутки,  но  в  дневное  время  его  электронная концентрация N_е значительно больше, чем в ночное время. Слой F1 наблюдается в средних  широтах    только   в    дневное     летнее время,  в остальные  периоды  он сливается со слоем F2, образуя единую область F. Слой F2 существует всегда, но его параметры претерпевают значительные изменения.

К регулярным относят также изменения состояния ионосферы в течение цикла солнечной активности, имеющего среднюю длительность около 11 лет. Солнечная активность обычно характеризуется относительным числом солнечных пятен W (числом Вольфа).

Кроме регулярных слоев в ионосфере наблюдаются также нерегулярные, спорадические слои, возникающие на высотах слоев Е и F, но имеющие повышенную относительно обычного уровня электронную кон    Рис.3.2. Структура ионосферы центрацию. Спорадические слои характеризуются сложной структурой и ограниченными горизонтальными размерами, которые обычно не превышают нескольких сотен километров.

10*

10*

Значение γ_эф зависит,  в основном, от расстояния между частицами и скорости их движения. С увеличением высоты над земной поверхностью γ_эф уменьшается, как это показано на рис. 3.3.

Рис.3.3. Зависимость   γ_эф(h) 

3.2. Электрические свойства тропосферы

Диэлектрическая проницаемость тропосферы. Электрические свойства атмосферы, как и любой среды, характеризуются диэлектрической проницаемостью, магнитной проницаемостью и удельной проводимостью. Магнитная проницаемость атмосферы с достаточно высокой степенью точности принимается величиной постоянной и равной магнитной проницаемости вакуума. Остальные два параметра испытывают значительные изменения в зависимости от положения точки наблюдения, времени, солнечной активности, частоты распространяющейся волны и т.д.

Относительная диэлектрическая проницаемость тропосферы

ε_т = [(1 + 1,552 × 10 ^-4) / Т](р + 4810е / Т),

где р - давление газа, мБар; е - абсолютная влажность воздуха, т.е. давление водяных паров, мБар; Т - температура, К.

Из формул видно, что чем больше р и е, тем больше ε_т. Это связано с тем, что при возрастании р и е увеличивается число молекул в единице объема и, следовательно, ток поляризации. При увеличении Т возрастает скорость хаотического теплового движения молекул, препятствующего упорядоченному смещению связанных зарядов, т.е. ток поляризации уменьшается.

Относительная диэлектрическая проницаемость тропосферы связана с коэффициентом преломления тропосферы n_т выражением

n_т==[1+(0,776×10 ^-4/Т)](р+4810е/Т).

Сильное влияние на коэффициент преломления оказывают водяные пары. Так как значение n_т (как и ε_т) весьма мало отличаются от единицы у поверхности Земли и лежат в пределах 1,00025...1,00046, то оперировать такими значениями не всегда удобно, поэтому для удобства был введен индекс коэффициента преломления тропосферы, показывающий насколько миллионных долей коэффициент преломления отличается от единицы.

N = (n_т - 1 )  × 1 0⁶  =  77,6(р + 4810е / Т) / Т.

Численные значения индекса коэффициента преломления называются           N - единицами. У поверхности Земли N_т меняется от 260 до 460 N - единиц. Зависимость величины N_т от высоты h оценивается градиентом индекса коэффициента преломления тропосферы dN_т/dh.

Аналогичная зависимость для ε_т(h) имеет вид

ε_т(h) = 1 + 5,78 × 10 ^-4ехр(- 1,36 × 10 ^–4h).

На практике также пользуются понятием вертикального градиента диэлектрической проницаемости тропосферы

g_T = dε_T / dh = 2dn_T / dh.

На распространение радиоволн сильное влияние оказывают локальные неоднородности диэлектрической проницаемости тропосферы.

Слоистые неоднородности представляют собой образования, горизонтальные размеры которых заметно превышают  вертикальные. Одной  из основных причин их возникновения является температурная инверсия, а также наличие облачности.

Интенсивность неоднородностей слоистого типа, оцениваемая как отличие диэлектрической проницаемости в пределах слоя от диэлектрической проницаемости окружающей среды колеблется от 10 ^-6 до (5...10)×10 ^-5 Число и интенсивность слоев с увеличением высоты над земной поверхностью уменьшаются. Размеры слоистых неоднородностей изменяются в широких пределах. Толщина слоев характеризуется величинами от десятых долей метра до нескольких сотен метров, а их горизонтальные размеры изменяются от десятков метров до десятков километров и более.

Неоднородности турбулентного характера имеют соизмеримые размеры во всех направлениях. Из-за малых сил вязкости движение атмосферного газа практически всегда турбулентное, так что неоднородности такого типа всегда существуют в тропосфере при любых метеоусловиях.

Размеры неоднородностей турбулентного происхождения определяются размерами (масштабами) элементарных вихрей и ограничиваются размерами от нескольких миллиметров до нескольких десятков метров.

3.3. Электрические свойства ионосферы

Диэлектрическая проницаемость и проводимость ионосферы. В ионосфере полный ток, наводимый внешним полем, равен сумме трех токов: тока смещения свободного пространства и конвекционного тока, обусловленного  движением  свободных  зарядов  под  действием  поля,  т.е.

j = j_смо + j_k = iwε₀E + eN_eu_e , где u_е - средняя скорость упорядоченного движения электронов, которая определяется из уравнения движения электрона,           Е -напряженность электрического поля.

j_k = eN_eu_e = - ie²N_ewE / [m_e(γ_эф² + w²)] + e²N_eγ_эфE / [m_e(γ_эф² + w²)],

где е - заряд электрона, m_е - масса электрона, ε₀ - электрическая постоянная,

w  = 2πf.

Формула показывает, что конвекционный ток, возбужденный полем волны, имеет две составляющие: реактивную и активную. Реактивная составляющая за счет инерции электронов отстает по фазе от поля на 90°. Активная составляющая, синфазная с полем, представляет собой ток проводимости (j_пр = s_ИЕ) и обуславливает необратимые тепловые потери. Плотность полного тока в ионосфере равна

j = j_смо+ j_k = iw.

Напомним, что в среде с потерями плотность полного тока j = iw(ε₀ε – iσ / w) Сравнивая это выражение с предыдущим, находим относительную диэлектрическую проницаемость ε_и и проводимость σ_и ионосферы:

,

На достаточно высоких частотах, когда w² » g²_эф, т.е. в диапазонах КВ и УКВ выражения для e_и и s_и упрощаются:

e_и  = 1-80,8 N_е / f²;                       s_и = 7,17 10^-10 N_eg_эф /f², См/м.
Рассмотрим основные свойства ионосферы, вытекающие из полученных формул для e_и и s_и формул. Формулы для e_и показывают, что диэлектрическая проницаемость ионосферы:

- меньше диэлектрической проницаемости свободного пространства (e_и < 1) за счет наличия конвекционного тока. Свободные электроны движутся против поля, а j_см совпадает по направлению с Е. Поэтому конвекционный ток, вычитаясь из тока смещения, уменьшает суммарный реактивный ток, наводимый в ионосфере, по сравнению с током в свободном пространстве;

Рис.3. 4. Распределение N_e и e_и по высоте

- зависит от электронной концентрации и частоты столкновений, которые претерпевают пространственные и временные изменения; следовательно, ионосфера является электрически неоднородной средой. На рис.3.4 показано качественное изменение e_и ионосферного слоя по высоте h. Видно, что диэлектрическая проницаемость сначала уменьшается, а затем, выше максимума ионизации слоя, возрастает с высотой;

- диэлектрическая проницаемость зависит от частоты, т.е. ионосфера является диспергирующей средой. Это обусловлено тем, что электроны, обладая конечной массой, проявляют инерционные свойства. С повышением частоты упорядоченная скорость движения электронов, а следовательно и конвекционный ток уменьшаются и свойства ионосферы приближаются к свойствам свободного пространства. Практически основное влияние ионосферы на условия распространения радиоволн наблюдается на частотах f < 100 МГц (l  > 3м);

- диэлектрическая проницаемость может принимать нулевые значения, если частота приложенного поля w будет равна так называемой собственной частоте ионосферной плазмы w_е.

На частотах w < w_е диэлектрическая проницаемость ионосферы e_и < 0. На рис. 3.4 показан случай, когда для некоторой частоты f₃ на высотах от h₁ до h₂          e_и < 0.    Распространение волны с частотой f₃ в указанной области ионосферы невозможно. Это обстоятельство имеет важное значение для отражения радиоволн от ионосферы.

Полученные формулы для удельной проводимости позволяют сделать следующие выводы:

1. Проводимость ионосферы на разных высотах различна, так как зависит от электронной плотности и частоты соударений, которые в свою очередь зависят от высоты. На рис. 3.5 показан пример зависимостей N_е ,g_эф , а также их произведения N_еg_эф от высоты h. Из рисунка видно, что хотя электронная концентрация N_e уменьшается на один - два порядка ниже уровня 100 км, тем не менее это полностью компенсируется более резким возрастанием g_эф, и, таким образом, произведение N_еg_эф оказывается максимальным на высотах слоя D и нижней части слоя Е ионосферы. В результате удельная проводимость g_и, зависящая от произведения N_еg_эф, максимальна на тех же высотах. Учитывая, что слой D существует только в дневное время, можно сделать еще один вывод - проводимость, а следовательно, и поглощение в ионосфере в дневное время больше, чем в ночное.

10²              10⁴                 10⁶

км

Рис.3.5. Зависимость произведения N_eg_эф от высоты h

2. Удельная проводимость, характеризующая поглощение в ионосфере, тем меньше, чем выше частота (при w » g_эф). Это происходит потому, что с увеличением частоты из-за инерции электронов их средняя колебательная скорость уменьшается и, следовательно, уменьшается энергия, которую электроны отдают тяжелым частицам при столкновении. Практически поглощение в ионосфере мало на частотах f  > 100 МГц.

Магнитное поле Земли значительно усложняет характер движения зарядов в ионосфере и приводит к изменениям ее диэлектрической проницаемости и проводимости. На движущийся электрон со стороны магнитного поля Земли действует сила Лоренца, которая закручивает электрон вокруг силовых линий магнитного поля, превращая траекторию его движения в спиральную линию. Частота вращения электронов вокруг магнитных силовых линий (в отсутствие других полей) называется электронной гиромагнитной частотой

w_н = em₀H₃ / m и f_H = em₀H₃ / (2pm), где е и m - заряд и масса электрона соответственно; Н_зм - напряженность магнитного поля Земли. Учитывая, что в средних широтах Н_зм » 40 А/м, гиромагнитная частота равна 1,4 МГц, т.е. лежит в диапазоне средних волн (l = 214 м). На этой частоте работать нельзя так как будет наблюдаться повышенное поглощение. Сила Лоренца зависит от угла между направлением распространения волны и вектором Н_зм.

Это приводит к тому, что волны, движущиеся в разных направлениях относительно Н_зм, наводят разные токи и, следовательно, диэлектрическая проницаемость и проводимость ионосферы оказываются зависящими от направления распространения. Таким образом, ионосфера представляет собой анизотропную среду. Отметим, что под влиянием магнитного поля Земли в ионосфере возникают некоторые специфические явления, характерные для анизотропных сред. Например, возникает явление двойного лучепреломления, когда электромагнитная волна расщепляется на две волны — обыкновенную и необыкновенную, распространяющиеся по различным траекториям с различными скоростями и испытывающие различное поглощение.

Локальные неоднородности в ионосфере и ионосферные бури. Существенное влияние на работу радиолиний оказывают отклонения электронной концентрации от регулярных средних значений. Различают два вида отклонений: флуктуации около средних значений и длительные аномальные изменения самих средних значений. Флуктуации наблюдаются всегда, аномальные изменения - только в периоды так называемых ионосферных возмущений. Флуктуации электронной концентрации обусловливают неоднородную быстро меняющуюся микроструктуру ионосферы. Ионосфера представляется как скопление локальных образований, изменяющихся во времени и подвижных в пространстве. В пределах неоднородностей электронная концентрация отличается от среднего значения в данной области ионосферы.

Мелкомасштабные неоднородности с горизонтальными размерами в несколько сотен метров образуются в результате процессов турбулентности и диффузии. Интенсивность неоднородностей определяется среднеквадратическим значением отношения перепада электронной концентрации на неоднородности к среднему значению. В области высот 80...400 км интенсивность мелкомасштабных неоднородностей оценивается величиной порядка 10^-2 .

Крупномасштабные неоднородности с горизонтальными размерами в десятки и сотни километров образуются в результате колебательных процессов в ионосфере и представляют образования эллипсоидальной формы с преимущественной ориентацией вдоль силовых линий магнитного поля Земли.

Длительные аномальные изменения средних значений электронной концентрации, наблюдаемые в течение 1 часа и более, называются ионосферными возмущениями или бурями. Наиболее важные для работы         радиолиний ионосферные возмущения имеют корпускулярную природу. Напомним, что корпускулы производят ударную ионизацию атмосферного газа. Возмущения появляются, когда атмосфера Земли попадает в корпускулярные потоки, излученные из активных областей возмущенного Солнца. Корпускулы, достигая области действия магнитного поля Земли как заряженные частицы, начинают двигаться по спиралям вокруг магнитных силовых линий и направляются к полярным областям. Корпускулярные потоки вызывают не только ионосферные, но и магнитные бури, поэтому часто говорят о магнитно-ионосферных возмущениях. Возмущения протекают поразному в зависимости от широты точки наблюдения.

Возмущения корпускулярного происхождения в средних и низких широтах характеризуются аномальным изменением электронной концентрации в основном в области F. Лишь в периоды очень сильных бурь возмущения достигают нижних слоев ионосферы.

Для средних широт характерны так называемые отрицательные возмущения, при которых электронная концентрация слоя понижается на 30...40%. Во время бури на плавное изменение электронной концентрации слоя F2 налагаются интенсивные неоднородности.

Возмущения корпускулярного происхождения в полярных широтах характеризуются изменением ионизации всей толщи ионосферы, включая слой D. При аномальном повышении ионизации этого слоя увеличивается удельная проводимость ионосферы и, следовательно, поглощение радиоволн. В кольцевой зоне полярных сияний одновременно с изменением состояния слоя D наблюдается возмущенность слоя F2, проявляющаяся в освещенной части зоны в виде значительного понижения N_еmах, а в затененной - в виде значительного повышения N_еmах за счет спорадических образований.

Возмущения волнового происхождения проявляются в виде резкого возрастания ионизации слоя D в результате мощного рентгеновского излучения, источником которого является хромосферная вспышка на Солнце. Возмущения этого типа, сопровождаемые резким увеличением поглощения (эффект Делинжера), наступают внезапно и длятся от нескольких минут до 1...2 часов. Обычно они охватывают всю освещенную часть земного шара, распределяясь с разной интенсивностью в зависимости от широты.