Лекція електричні параметри земної атмосфери будова атмосфери

Лекція 3. ЕЛЕКТРИЧНІ ПАРАМЕТРИ земної атмосфери

3.1. будова атмосфери

Атмосфера - це газоподібна оболонка, що оточує Землю і бере участь в обертальному русі Землі.

Зовнішня частина атмосфери заповнена переважно заряджений-ними частками, захопленими магнітним полем Землі. При спокійному стані магнітного поля Землі зовнішня межа атмосфери знаходиться на висоті двох. трьох радіусів Землі, а при сильних магнітних возму-щеннях збільшується до 20 земних радіусів (радіус Землі а = 6370 км). На поширення радіохвиль впливає, в основному, частина атмосфери, про-стирається до 1000 км.

При оцінці умов поширення радіохвиль атмосферу поділу-ляють на три області: тропосферу, стратосферу і іоносферу.

Тропосфера - сама нижня область атмосфери, розташована безпосередньо над поверхнею Землі і тягнеться до висот 8. 10 км в полярних широтах, до висот 10. 12 км в середніх широтах і до висот 16. 18 км в тропіках. У тропосфері зосереджено понад 4/5 всієї маси повітря.

Стратосфера розташовується над тропосферою до висот 50. 60 км. Стратосфера, як і тропосфера, складається з нейтральних частинок газу, але відрізняється від неї законом розподілу температури. За сво-їм властивостями стратосфера близька до властивостей вільного достатньо міс-ва.

Вище стратосфери, до верхньої межі атмосфери, знаходиться іоносфера, що відрізняється від нижніх областей наявністю значної кількості вільних зарядів - електронів і іонів.

Хімічний склад атмосфери. Молекулам і атомам хімічних елементів, що становлять атмосферне газ, відповідає певна електрична і магнітна структура, від якої залежать електричні та магнітні параметри атмосфери. Істотний вплив на поширеною-ня радіохвиль надають водяні пари, що знаходяться в тропосфері. Вологість повітря швидко убуває по висоті і у верхньої межі тропо-сфери в сотні разів менше, ніж у поверхні Землі.

Хімічний склад сухого повітря приблизно однорідний до висот 90 км внаслідок енергійного перемішування повітряними течіями. В межах цих висот сухий атмосферне газ складається, в основному, з азоту і кисню в молекулярному стані. На висотах близько 60 км спостерігаючи-ється деяке збільшення вмісту озону (О3), що змінює тепловий режим цієї області атмосфери. На висотах понад 90 км під дією ультрафіолетового випромінювання Сонця відбувається дисоціація молекул, тобто їх розщеплення на атоми. Вище 1000 км внаслідок дифузного раз-ділення газів по їх молекулярною ваг атмосфера складається головним

чином з нейтрального і іонізованого водню, тобто найбільш легкого газу.

Температура атмосферного газу. Температура є мірою середньої кінетичної енергії руху частинок газу і впливає на його елек-тричних параметри. На різних висотах температура атмосферного газу істотно різна. У тропосфері, яка майже прозора для сонячних променів, основним джерелом теплової енергії газу (повітря) є нагріта Сонцем поверхні Землі. Безпосередньо приле-гающие до поверхні Землі маси повітря набувають більш високу температуру і піднімаються вгору, холодне повітря опускається вниз і т.д. Таким чином, тропосфера прогрівається знизу вгору, причому метушні-кається в ній через нерівномірне нагрівання окремих ділянок по-поверхні Землі висхідні і низхідні потоки повітря створюють тур-булентность атмосфери і перемішування повітря по вертикалі. Верхня межа тропосфери визначається по припиненню падіння температури з висотою. Середній вертикальний градієнт температури становить 6 град / км.

Щільність нейтральних частинок, тобто кількість нейтральних годину-тиц Nн в одиниці об'єму, залежить від температури, молекулярної ваги га-за, прискорення сили тяжіння, які змінюються з висотою.

Розподіл заряджених частинок в іоносфері. У іоносфері, тобто на висотах понад 50. 60 км, крім нейтральних частинок містяться вільні заряджені частинки: електрони, позитивні і негативні-тільні іони. Кількість позитивно і негативно заряджених годину-тиц однаково, так що в цілому іоносфера електрично нейтральна. Та-кі середовища називаються плазмою, тому, в даному випадку можна говорити про іоносферній плазмі.

Найбільший вплив на умови поширення радіохвиль окази-ють вільні електрони, що володіють найменшою масою і, таким чи-тельно, інерцією. Основними параметрами іоносферної плазми являють-ся: електронна концентрація (щільність) Nе (1 / м3) і ефективна годину-тота зіткнень γеф (1 / с) електронів з важкими частинками (поклади-них іонами і нейтральними молекулами і атомами).

Вільні заряди з'являються в атмосфері в результаті процесу іонізації, тобто відриву одного або декількох електронів з зовнішніх оболонок молекул і атомів за рахунок енергії впливу зовнішніх дже-ників енергії. Основним джерелом іонізації газів в атмосфері є-ється сонячна радіація у вигляді фотонів. Порівняння енергії, необхід-мій для іонізації, з енергією фотонів показує, що фотоионизацию здатне

виробляти тільки ультрафіолетове і більш короткохвильове випромінювання Сонця (λ -4) / Т] (р + 4810е / Т),

де р - тиск газу, мбар; е - абсолютна вологість повітря, тобто тиску-ня водяної пари, мБар; Т - температура, К.

З формул видно, що чим більше р і е. Тим більше εт. Це пов'язано з тим, що при зростанні р і е збільшується число молекул в одиниці об'єму і, отже, струм поляризації. При збільшенні Т зростає швидкість хаотичного теплового руху молекул, що перешкоджає впорядкованого зміщення зв'язаних зарядів, тобто ток поляризації зменшується.

Відносна діелектрична проникність тропосфери пов'язана з коефіцієнтом заломлення тропосфери nт виразом

Сильний вплив на коефіцієнт заломлення надають водяні пари. Так як значення nт (як і εт) досить мало відрізняються від одиниці у поверхні Землі і лежать в межах 1,00025. 1,00046, то оперувати такими значеннями не завжди зручно, тому для зручності був введений індекс коефіцієнта заломлення тропосфери, що показує насколь-ко мільйонних часток коефіцієнт заломлення відрізняється від одиниці.

N = (nт - 1) × 1 0 6 = 77,6 (р + 4810е / Т) / Т.

Чисельні значення індексу коефіцієнта заломлення називаються N - одиницями. У поверхні Землі Nт змінюється від 260 до 460 N - одиниць. Залежність величини Nт від висоти h оцінюється град-те індексу коефіцієнта заломлення тропосфери dNт / dh.

Аналогічна залежність для εт (h) має вигляд

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

На практиці також користуються поняттям вертикального градієнта діелектричної проникності тропосфери

На поширення радіохвиль сильний вплив надають локаль-ні неоднорідності діелектричної проникності тропосфери.

Шаруваті неоднорідності являють собою освіти, гори-зонтальним розміри яких помітно перевищують вертикальні. Одною з

основних причин їх виникнення є температурна інверсія, а також наявність хмарності.

Інтенсивність неоднорідностей шаруватого типу, що оцінюється як відміну діелектричної проникності в межах шару від діелектричної проникності навколишнього середовища коливається від 10 -6 до (5. 10) × 10 -5 Число і інтенсивність шарів зі збільшенням висоти над земною поверхно-стю зменшуються. Розміри шаруватих неоднорідностей змінюються в широких межах. Товщина шарів характеризується величинами від деся-тих часткою

метра до декількох сотень метрів, а їх горизонтальні розмі-ри змінюються від десятків метрів до десятків кілометрів і більше.

Неоднорідності турбулентного характеру мають сумірні розміри у всіх напрямках. Через малі сил в'язкості рух атмо-сферного газу практично завжди турбулентний, так що неоднорідності такого типу завжди існують в тропосфері при будь-яких метеоумовах.

Розміри неоднорідностей турбулентного походження визна-ляють розмірами (масштабами) елементарних вихорів і обмежуються розмірами від декількох міліметрів до декількох десятків метрів.

3.3. Електричні властивості іоносфери

Діелектрична проникність і провідність іоносфери. В

іоносфері повний струм, що наводиться зовнішнім полем, дорівнює сумі трьох то-ков: струму зміщення вільного простору і конвекційного струму, обумовленого рухом вільних зарядів під дією поля, тобто

j = jсмо + jk = i ε0 E + eNe e. де е - середня швидкість упорядкованого руху електронів, яка визначається з рівняння руху електрона, Е-напруга електричного поля.

де е - заряд електрона, mе - маса електрона, ε0 - електрична постійного-ва,

Формула показує, що конвекційний струм, збуджений полем хвилі, має дві складові: реактивну і активну. Реактивна складова за рахунок інерції електронів відстає по фазі від поля на 90 °. Активна складова, синфазна з полем, є струм провідності (jпр = ІЕ) і обумовлює незворотні теплові втрати. Щільність повного струму в іоносфері дорівнює

Нагадаємо, що в середовищі з втратами щільність повного струму j = i (ε0 ε - i σ / ) Порівнюючи цей вираз з попереднім, знаходимо відносну діелек-тричних проникність εі і провідність σі іоносфери:

На досить високих частотах, коли  2 » 2 еф. тобто в діапазонах КВ і УКВ вираження для і і і спрощуються:

і = 1-80,8 Nе / f 2; і = 7,17 10 -10 Ne еф / f 2. См / м.
Розглянемо основні властивості іоносфери, що випливають з напів-чинних формул для і і і формул. Формули для іпоказивают, що діелектрична проникність іоносфери:

- менше діелектричної проникності вільного достатньо міс-ва (і 3м);

- діелектрична проникність може приймати нульові зна-чення, якщо частота прикладеної поля  дорівнюватиме так званої власній частоті іоносферної плазми е.

На частотах  2 10 4 10 6
2. Питома провідність, характери-зує поглинання в іоносфері, тим менше, чим вище частота (при  »еф). Це відбувається із-дит тому, що зі збільшенням частоти через інерцію електронів їх середня коливальна швидкість зменшується і, отже, зменшується енергія, яку електрони від-дають важким частинкам при зіткненні. Практично поглинання в іоносфері мало на частотах f> 100 МГц.

Магнітне поле Землі значно ус-ложняет характер руху зарядів в ионо-сфері та призводить до змін її діелектричної проникності і провідності. На електрон, що рухається з боку магнітного поля Землі діє сила Лоренца, яка закручує електрон навколо сило-вих ліній магнітного поля, перетворюючи траєкторію його руху в спи-ральную лінію. Частота обертання електронів навколо магнітних силових ліній (за відсутності інших полів) називається електронної гіромагніт-ної частотою

н = e0 H3 / m і fH = e0 H3 / (2m), де е і m - заряд і маса електро-трону відповідно; НЗМ - напруженість магнітного поля Землі. Учи-тивая, що в середніх широтах НЗМ  40 А / м, гіромагнітного частота дорівнює 1,4 МГц, тобто лежить в діапазоні середніх хвиль ( = 214 м). На цій частоті працювати не можна так як буде спостерігатися підвищене поглинання. Сила Лоренца залежить від кута між напрямком поширення хвилі і вектором НЗМ.

Це призводить до того, що хвилі, що рухаються в різних на-правліннях щодо НЗМ, наводять різні струми і, отже, ді-електрична проникність і провідність іоносфери виявляються залежними від напрямку поширення. Таким чином, іоносфера являє собою анізотропну середу. Відзначимо, що під впливом магнітного поля Землі в іоносфері виникають деякі специфічні явища, характерні для анізотропних середовищ. Наприклад, виникає явле-ня подвійного променезаломлення, коли електромагнітна хвиля розщеплюючи-ється на дві хвилі - звичайну і незвичайну, поширюю-щіеся по різних траєкторіях з різними швидкостями і випробувальний-вающие різне поглинання.

Локальні неоднорідності в іоносфері і іоносферні бурі. Істотний вплив на роботу радіоліній надають відхилення елек-тронної концентрації від регулярних середніх значень. Розрізняють два види відхилень: флуктуації близько середніх значень і тривалі ано-формальні зміни самих середніх значень. Флуктуації спостерігаються завжди, аномальні зміни - тільки в періоди так званих ионо-сферних збурень. Флуктуації електронної концентрації обумовлений-вают неоднорідну швидко мінливу мікроструктуру іоносфери. Іоносфера представляється як скупчення локальних утворень, изме-няющих в часі і рухомих в просторі. В межах неоднорідностей електронна концентрація відрізняється від середнього значення в даній області іоносфери.

Дрібномасштабні неоднорідності з горизонтальними розміру-ми в кілька сотень метрів утворюються в результаті процесів турбу-лентності і дифузії. Інтенсивність неоднорідностей визначається среднеквадратическим значенням відношення перепаду електронної кон-центрації на неоднорідності до середнього значення. В області висот 80. 400 км інтенсивність дрібномасштабних неоднорідностей оцінюється величиною порядку 10 -2.

Великомасштабні неоднорідності з горизонтальними розміру-ми в десятки і сотні кілометрів утворюються в результаті коливальних процесів в іоносфері і представляють освіти еліпсоїдальної форми з переважною орієнтацією уздовж силових ліній магнітно-го поля Землі.

Тривалі аномальні зміни середніх значень електронної концентрації, які спостерігаються протягом 1 години і більше, називаються ионо-сферними збуреннями або бурями. Найбільш важливі для роботи радіоліній іоносферні збурення мають корпускулярну природу. На-пам'ятаємо, що корпускули виробляють ударну іонізацію атмосферного газу. Обурення з'являються, коли атмосфера Землі потрапляє в корпус-кулярние потоки, що випромінюють з активних областей обуреного Сонця. Корпускули, досягаючи області дії магнітного поля Землі як за-виряджені частки, починають рухатися по спіралях навколо магнітних силових ліній і направляються до полярних областях. Корпускулярні потоки викликають не тільки іоносферні, а й магнітні бурі, тому часто говорять про магнітно-іоносферних збурень. Обурення проте-кают-різному в залежності від широти точки спостереження.

Обурення корпускулярного походження в середніх і низьких широтах характеризуються аномальним зміною електронної концен-трації в основному в області F. Лише в періоди дуже сильних бур воз-мущенія досягають нижніх шарів іоносфери.

Для середніх широт характерні так звані негативні віз-мущенія, при яких електронна концентрація шару знижується на 30. 40%. Під час бурі на плавну зміну електронної концентрації шару F2 накладаються інтенсивні неоднорідності.

Обурення корпускулярного походження в полярних широтах характеризуються зміною іонізації всій товщі іоносфери, включаючи шар D. При аномальному підвищенні іонізації цього шару збільшується питома провідність іоносфери і, отже, поглинання радіо-хвиль. У кільцевій зоні полярних сяйв одночасно зі зміною со-стояння шару D спостерігається обуреність шару F2, що виявляється в ос-освітленні частини зони у вигляді значного зниження Nеmах. а в затінений-ної - у вигляді значного підвищення Nеmах за рахунок спорадичних обра-тання.

Обурення хвильового походження проявляються у вигляді різкого зростання іонізації шару D в результаті потужного рентгенівського випро-чення, джерелом якого є хромосферні спалах на Сонці. Обурення цього типу, що супроводжуються різким збільшенням поглинаючи-ня (ефект Делінжера), наступають раптово і тривають від кількох мі-нут до 1. 2 годин. Зазвичай вони охоплюють всю освітлену частину земної кулі, розподіляючись з різною інтенсивністю в залежності від широти.