к библиотеке  к оглавлению  FAQ по эфирной физике  ТОЭЭ  ТЭЦ  ТПОИ  ТИ  

РЕАЛЬНАЯ ФИЗИКА

Глоссарий по физике
А  Б  В  Г  Д  Е  Ж  З  И  К  Л  М  Н  О  П  Р  С  Т  У  Ф  Х  Ц  Ч  Ш  Э  Ю  Я  

Верхняя атмосфера Земли
Верхняя атмосфера Земли - в узком смысле слова часть атмосферы Земли, расположенная выше 90- 100 км, характеризуемая быстрым изменением относит. содержания осн. газов с высотой, в отличие от нижлежащей части, где относит. содержание осн. газов остаётся неизменным; в широком смысле слова - область атмосферы, расположенная выше примерно 10- 17 км. Область атмосферы от 15 до 100 км часто наз. "средней атмосферой". Отличит. особенность верхней атмосферы Земли (выше 100 км) - непосредств. зависимость её состояния от солнечной активности.

Структура и динамика верхней атмосферы Земли существенно определяются неравновесными в термодинамич. смысле процессами, связанными с ионизацией и диссоциацией солнечным излучением, хим. процессами, возбуждением внутр. степеней свободы молекул и атомов, их дезактивацией, соударениями и др. При этом степень неравновесности возрастает с высотой по мере уменьшения плотности. Однако вплоть до высот 500-1000 км, а часто и выше, степень неравновесности для многих характеристик верхняя атмосфера Земли остаётся достаточно малой, что позволяет использовать для её описания классич. и магнитную гидродинамику с учётом хим. реакций.

Методы исследования верхней атмосферы Земли включают как наблюдения с поверхности Земли с помощью системы наземных радиоустройств, так и специально разработанные эксперименты на ракетах и спутниках, а также теоретич. методы. Сложный характер процессов в верхней атмосфере Земли требует проведения комплексных эксперим. программ с привлечением широкого круга разл. измерений и использованием сложных численных моделей для анализа этих измерений. Важную роль в исследовании А. в. играют системы междунар. станций наблюдения: за ионосферой - методом вертикального радиозондирования и поглощения космич. радиоизлучения; за полярными сияниями и свечением ночного неба - с помощью фотометров и спектрометров; за геомагн. возмущениями и колебаниями магн. поля - с помощью магнитометров; за характеристиками распространения радиоволн - с помощью системы радиоприёмных и передающих устройств; за метеорами - с помощью оптических и радиометодов. Результаты этих наблюдений сопоставляются между собой и с данными наблюдений за Солнцем и его излучением, за космическими лучами и пр.

Знания о верхней атмосфере Земли существенно расширились в 1950-х - 60-х гг. в связи с развитием ракетных и спутниковых методов исследования. При этом новые возможности получили оптические и радиометоды. Измерения стали проводиться непосредственно в самой верхней атмосфере Земли (прямые методы), одноврем. расширились и возможности косвенных методов (по поведению светового луча, радиолуча, собственного свечения атмосферы и т. д.). В 60- 70-х гг. важные заключения о свойствах А. в. принесли локаторы некогерентиого рассеяния радиоволн (рассеяние радиоволн на тепловых неоднородностях электронной концентрации). 

Особая ценность этого метода состоит в том, что он даёт данные об электронной концентрации, электронной и ионной температуре, дрейфе заряж. частиц, оценки температуры нейтрального газа, состава и ветра непрерывно по большой области высот с хорошим временным и достаточным высотным разрешением. Данные о плотности по торможению спутников, данные локаторов некогерентного рассеяния радиоволн, наблюдения собственного излучения верхней атмосферы Земли со спутников и ракетные данные позволили дать описание сезонно-ши-ротных вариаций температуры, плотности и состава верхней атмосферы Земли, а также суточных вариаций этих параметров, зависимости их от солнечной активности и др. Обобщение этих исследований проведено в виде эмпирич. моделей, дающих оценку атм. параметров в зависимости от солнечной и геомагн. активности, широты, долготы, высоты и сезона с весьма умеренными погрешностями. Эти эмпирические модели дают морфологическое описание верхней атмосферы Земли.

Изучением явлений, происходящих в верхней атмосфере Земли, с точки зрения атомных и молекулярных взаимодействий и влияния на них солнечного изучения занимается аэрономия.

Источники энергии. Процессы, протекающие в верхней атмосфере Земли, и изменения сё параметров обусловлены поглощением изменяющихся во времени потоков разл. видов энергии. Главным из них является поток УФ-излучения Солнца, сосредоточенный в области длин волн короче 290- 300 HM и несущий около 1% полной энергии Солнца. Осн. доля этого излучения с =240-300 HM проникает до высот 20-40 км, где поглощается озоном, вызывая его диссоциацию. Б. ч. энергии излучения с длинами волн =200-240 HM и=140-170 HM поглощается на высотах 80-100 км, вызывая диссоциацию O2. Излучение с короче 100 HM (т. н. жёсткое УФ- и рентгеновское излучение) ионизует А. в., производя первичную ионизацию. Оно служит источником фотоэлектронов и вызывает процессы, создающие вторичные ионы и электроны, диссоциацию молекул и возбуждение частиц, а также разогрев верхней атмосферы Земли выше 100 км. Поток ионизующего излучения, к-рый образуется в короне и хромосфере Солнца, равен на границе земной атмосферы 3-10 эрг/см2*с, составляя (0,3-1)*10-5 от полного потока излучения Солнца. Это самая активная часть солнечного излучения, и гл. обр. через её вариации осуществляется влияние на А. в. солнечной активности. Интенсивность потока излучения может изменяться в течение солнечного цикла в 3 раза, а в период солнечных вспышек кратковременно увеличивается до 1,5 раза.

Со стороны Земли в верхнюю атмосферу поступают потоки эл--магн. ДВ-излучения, к-рые представляют собой преобразованные поверхностью Земли и нижней атмосферой потоки солнечного излучения в видимой и ИК-областях. В верхней атмосфере Земли поглощается также энергия приливов, к-рые возбуждаются в озонном слое на высотах 30-70 км солнечным УФ-излучением , распространяющихся из тропосферы акустич. и гравитац. волн.

Важным источником энергии в верхней атмосферы Земли является солнечный ветер .Механизмы преобразования энергии солнечного ветра в энергию верхней атмосферы Земли весьма сложны и охватывают цепочку взаимодействий солнечный ветер - магнитосфера - ионосфера - верхняя атмосфера Земли. Неоднородности приходящей к Земле плазмы солнечного ветра вызывают магнитные бури, полярные сияния, нарушения ионосферной радиосвязи и др. Из космоса приходят в верхнюю атмосферу Земли кос-мич. лучи и микрометеоры, также приносящие энергию и приводящие к хим. превращениям. Существуют активные зоны в верхней атмосфере Земли, в к-рых происходит превращение одних видов энергии в другие, благодаря чему энергия легко переносится на большие расстояния. Таковы, напр., зоны полярных сияний или радиационные пояса, из к-рых в периоды магн. бурь высыпаются потоки заряж. частиц.

Протяжённость и температура нейтральной верхней атмосферы
Положение внеш. границы верхней атмосферы Земли. Земли установлено менее чётко, чем нижней, и зависит от множества неопределённых факторов. Для нейтральной атмосферы эта граница является чисто условной. На высоте неск. тысяч км преобладающая компонента верхней атмосферы Земли - атомарный водород. При температуре экзосферы 1500 К концентрация атомов водорода 102 см-8 (условная граница) должна наблюдаться на расстоянии 1500 км от центра Земли. Протяжённость верхней атмосферы Земли для ионизир. компоненты - до 10 радиусов Земли в направлении на Солнце и ещё большая в антисолнечном направлении. Распределение температуры с высотой носит сложный характер (рис. 1). Падение температуры с высотой в тропосфере определяется тем, что эта область излучает энергии больше, чем поглощает. Рост температуры с высотой в стратосфере и падение в мезосфере определяются в осн. балансом между поглощением УФ-излучения Солнца озоном в полосе Хартли (210-290 HM) и излучением CO2 в полосе 15 мкм. Выше 90 км темп-pa растёт с высотой и её изменение определяется гл. обр. балансом между нагревом УФ-излучением Солнца с<100 HM и в континууме Шумана-Рунге (135-175 HM) и отводом тепла молекулярной и турбулентной теплопроводностью вниз. Однако здесь, как и ниже, значит. роль

в распределении температуры играют ветер и вертик. движения. Очевидно, в мезосфере и нижней термосфере над зимним полушарием существуют нисходящие движения, приводящие к адиабатич. нагреву при сжатии, а в летнем полушарии - восходящие движения, приводящие к адиабатич. охлаждению газа. 

Рис. 1. Структура атмосферы в соответствии с особенностями изменения среднесуточной температуры для низкого (сплошная линия) и высокого (пунктир) уровней солнечной активности.

Этим можно объяснить тот факт, что зимняя мезосфера (в районе мезопаузы) значительно теплее летней, в отличие от стратосферы, к-рая летом теплее, чем зимой.

Выше 200 км темп-pa в летнем полушарии выше, чем в зимнем, что определяется в осн. большей длительностью дня летом, чем зимой. Во всей термосфере имеются сильные суточные вариации температуры. Как ср--суточные значения температуры, так и амплитуды суточных вариаций растут с высотой, выходя для данного часа на пост. значение выше 300 км. Вместе с суточными вариациями температуры наблюдаются большие, систематически растущие с высотой вариации давления и плотности. Cp.-суточные температуры, так же как и её приливные вариации, выше в период высокой солнечной активности. Амплитуда термич. прилива максимальна в подсолнечной и в антиподсолнечной точках и спадает к полюсам. В высоких широтах в нижней термосфере наблюдаются сильные токи, обусловленные электрич. полями, возникающими в магнитосфере и переносимыми в ионосферу. Джоулев нагрев этими токами (а также выделение тепла при высыпании энергичных частиц) оказывает существ. влияние на глобальное распределение температуры. Особенно сильны ''влияния токов в период магн. бурь. Перераспределение температур при этом сопровождается резкими перестройками термосферной циркуляции и скорости ветра могут достигать величины 600 м/с на высотах более 120 км.

Химический состав верхней атмосферы Земли
С высотой абс. концентрация частиц уменьшается и изменяется соотношение N2, O2 и примесей, наблюдаемых в ниж. части атмосферы. На состав химически невзаимодействующих газов верхней атмосферы Земли влияет соотношение между турбулентным и молекулярным (тепловым) перемешиваниями. До высоты 100 км преобладает интенсивное турбулентное перемешивание, безразличное к молекулярному весу отдельных составляющих, поэтому относит. состав в этой области постоянен. В силу этого область атмосферы до 100-110 км наз. гомосферой, т. е. однородной по составу. Выше этого уровня начинает преобладать молекулярное перемешивание и каждый газовый компонент стремится к высотному распределению, определяемому барометрической формулой с молекулярным весом этого компонента.

Выше примерно 140 км можно считать, что каждый компонент газа распределён по своей барометрич. ф-ле. Состав атмосферы здесь меняется с высотой, и эта область изменения состава наз. гетеросферой. Атомный кислород в области своего максимума на высоте 95 км составляет долю менее 0,1%, а выше 200 км он становится преобладающей компонентой. Выше 1000 км его сменяет гелий, выше 5000 км преобладает водород. Аналогичная картина наблюдается для положит. ионов: ниже 170 км преобладают молекулярные ионы , в области 170-1000 км - ион , а выше 1000 км - ион . Указанные границы соответствуют лишь нек-рым ср. условиям, на самом деле они несколько изменяются с временем суток, сезоном, широтой и уровнем солнечной активности. В частности, из-за значит. сезонных и широтных вариаций гелия (в десятки раз) указанное для него преобладание наблюдается гл. обр. в зимний сезон на ср. широтах.

Граница между гомосферой и гетеросферой наз. турбопаузой, поскольку ранее предполагали, что именно здесь коэф. турбулентного и молекулярного перемешивания равны по величине. Ныне стало ясно, что уровень турбопаузы, т. е. границы, где начинает меняться относит. состав А. в., зависит также от движений, прежде всего вертикальных. Для химически взаимодействующих газов распределение их концентрации определяется относит. ролью скоростей хим. реакций и дивергенции их потоков (молекулярного, турбулентного, конвективного). Характерен в этом отношении атомный кислород О, концентрация к-рого имеет максимум между 80 и 100 км. Ниже максимума распределение концентрации О определяется из условий хим. равновесия, а выше максимума - стремится к барометрич. распределению.

В отличие от O2, у N2 не происходит сильной диссоциации под действием солнечного излучения, поэтому в целом атомного азота N в верхней атмосфере Земли много меньше, чем атомного кислорода. Максимум слоя атомного азота днём находится на высоте ок. 250 км. Несмотря на низкую концентрацию, атомный азот играет важную роль в аэрономич. процессах, особенно в области максимума слоя. Напр., концентрация ионов составляет примерно 0,1 от концентрации осн. иона ~ в области и во внеш. ионосфере.

К области высот 500-600 км концентрация нейтральных частиц уменьшается до 106-107 см-3, т. е. настолько, что столкновения между нейтральными частицами становятся редкими. Эта область термосферы наз. экзосферой или геокороной. В экзосфере частицы с очень большими скоростями способны преодолеть земное притяжение и покинуть Землю (убегающие или диссипирующие частицы). Это происходит прежде всего с атомами водорода.

Динамика верхней атмосферы
Верхняя атмосфера Земли находится в непрерывном движении. Осн. типы движений: ср--суточная циркуляция, как зональная, так и меридиональная; термич. и гравитац. прилив с суточными и полусуточными модами; внутр. гравитац. и акустич. волны; турбулентность. Ниже 80 км ср--суточный ветер (иногда наз. преобладающим) - западный (дует с запада на восток) в зимнем полушарии с максимумом в средних широтах на высоте 60 км и достигающий значения 80 м/с, и восточный - в летнем полушарии с максимумом в средних широтах на высоте 70 км и достигающий 60 м/с.

Выше 200 км ср--суточный ветер имеет такой же сезонный ход, но его величины несколько меньше (в спокойных геомагн. условиях). Очевидно, начиная со 100 км и несколько выше существует слой обратной циркуляции - восточной зимой и западной летом. Выше 140-160 км образуются глобальные ячейки циркуляции, различные в солнцестояние (риг 2 а)и равноденствие (рис. 2 б). Обратная ячейка в зимнем полушарии обусловлена действием высокоширотного источника нагревания. T. н. метеорная зона 75-105 км с центром на 95 км находится как раз на границе слоев с разной циркуляцией. Дрейфы метеорных следов показывают здесь полугодовой сезонный ход: в течение года - западный ветер, но в период равноденствий наблюдается обращение ветра на восточный или резкое ослабление западного ветра.

Рис. 2. Схема циркуляции в гетеросфере (меридиональный разрез): а - в период солнцестояния; б - в период равноденствия.

Благодаря суточной смене нагрева и охлаждения верхней атмосферы Земли расширяется и сжимается с суточным периодом, возбуждая приливные волны, к-рые приводят в движение верхнюю атмосферу Земли в горизонтальном направлении. Суточные вариации ветра нарастают по амплитуде от 10-30 м/с на высоте 95 км до 100-150 м/с на высотах более 200 км. Для наблюдателя, находящегося вне Земли, картина суточных вариаций ветра здесь выглядит так, как если бы воздух растекался от подсолнечной точки и устремлялся через полюсы к антиподсолнечной. В области высот 100-200 км преобладает полусуточная мода приливного ветра, обязанная своим происхождением распространению прилива из стратосферы и мезосферы (термич. прилив вызван поглощением УФ-излучения Солнца озоном). 

Важную роль в динамике термосферы играют столкновения нейтральных частиц с заряженными, концентрация к-рых с высотой падает значительно медленнее нейтральных. Заряж. частицы из-за геомагн. поля не могут двигаться поперёк магн. силовых линий. Поэтому трение нейтральных частиц о заряженные, как бы привязанных к магн. силовым линиям, играет очень большую роль, определяя одну из гл. гидродинамич. сил здесь - ионное трение.

Зимой в гомосфере наблюдаются стоячие планетарные волны масштаба полушария до высоты 80 км (возможно, и выше), распространяющиеся от неоднородностей земной поверхности. Обнаруживаемые на высотах 80-120 км гравитац. волны (с периодами от 8 мин до неск. часов) хотя бы частично обязаны своим появлением источникам, находящимся в тропосфере (атм. фронты, струйные течения). Природа наблюдаемой в мезосфере и ниж. термосфере турбулентности ныне не имеет последоват. объяснения. Всего вероятнее, она обязана своим происхождением нелинейному разрушению внутр. гравитац. волн, распространяющихся снизу.

Другие явления в верхней атмосфере
Под действием солнечного и корпускулярных излучений в верхней атмосфере Земли образуются разл. слои ионизации и свечения. Почти на границе с ниж. атмосферой на высоте ок. 15 км находится максимум скорости образования ионов под действием самых высокоэнергичных частиц - галактич. космических лучей и продуктов ядерных реакций при их взаимодействии с атмосферой (максимум Пфотцера). На этих высотах возникает слой ионизации с концентрацией ионов . Скорость новообразования q на высоких широтах больше, чем на средних и экваториальных, и возрастает при переходе от максимума к минимуму солнечного цикла в соответствии с изменением интенсивности космич. лучей. К высотам 50-70 км эта величина q уменьшается на 3-4 порядка, но всё ещё остаётся выше, чем скорость новообразования под действием др. источников ионизации.

Свечение атмосферы на высотах ок. 100 км подразделяют на ночное, сумеречное и дневное. Оно состоит из непрерывного спектра и линий (эмиссий) атомов и молекул и наблюдается от УФ- до ИК-области спектра. Для ночного свечения наиб. интенсивны в видимой области спектра линии атомного кислорода - зелёная и красные , а также D - линия натрия (5893А). В ближней ИК-области спектра весьма интенсивна группа вращательно-колебат. полос гидроксила. Большинство эмиссий образуются на высотах ок. 100 км и видны с космич. корабля как единый светящийся слой. На высотах ок. 250 км на низких широтах наблюдается также свечение второго, более слабого слоя. Процессы, вызывающие свечение атмосферы ночью, связаны с образованием возбуждённых атомов и молекул в результате хим. реакций. Обычно возбуждённые частицы А. в. образуются в результате процессов ионизации, диссоциации, в ионно-молекулярных реакциях и при столкновениях с др. возбуждёнными частицами. В дневное и сумеречное время нек-рые эмиссии излучаются более интенсивно, чем ночью. Это свечение обусловлено флюоресценцией под действием солнечного излучения. Данные о свечении атмосферы используются для исследования элементарных процессов в верхней атмосфере Земли.

Область верхней атмосферы Земли, расположенная на высотах от ~50 до неск. тысяч км, обладающая высокой концентрацией электронов и приводящая к рефракции радиоволн, наз. ионосферой. В зависимости от изменения осн. свойств её подразделяют на неск. слоев, ионизация в к-рых в дневное время производится разл. участками спектра солнечного излучения: область D (70-90 км) - рентгеновским и линией лайман-альфа водорода, область E (90-130 км)-линиями С III 977 и лайманбета водорода, область F (выше 130 км) - осн. частью излучения 10-950 А.

В верхней атмосфере Земли наблюдаются энергичные электроны разл. происхождения, напр. фотоэлектроны или электроны радиац. поясов. Концентрация энергичных электронов иногда на много порядков выше равновесной, соответствующей максвелловскому распределению по скоростям со ср. электронной температурой, что говорит о неравновесности ионосферной плазмы. Однако отклонения от максвелловского распределения начинаются при энергиях в несколько эВ, т. е. в далёком хвосте распределения.

Фотоэлектроны с энергией 1-500 эВ днём на высотах более 200 км, как показали ракетные измерения, образуют интегральный поток до 109-1010 см-2 с-1, захваченный в магн. силовые трубки. Фотоэлектроны образуются в процессе фотоионизации солнечным излучением, унося с собой энергию, равную избытку энергии фотона над потенциалом ионизации атома или молекулы. Поэтому в спектре фотоэлектронов наблюдаются пики, соответствующие наиб. ярким линиям в спектре КВ-излучения Солнца. Фотоэлектроны служат источником образования возбуждённых атомов и молекул в верхней атмосфере Земли, а при столкновении с тепловыми электронами они передают им часть энергии, благодаря чему электронная темп-pa верхней атмосферы Земли существенно выше нейтральной. При высыпании в верхней атмосфере Земли высокоэнергичных частиц образуются также потоки вторичных электронов.

На высотах более 10-20 тыс. км геомагн. поле удерживает захваченные им высокоэнергичные протоны (0,1 -100 МэВ) и электроны (1-1000 кэВ), образуя два радиац. пояса. Источником таких частиц для внутр. радиац. пояса являются, вероятно, распадающиеся нейтроны, к-рые возникают в ядерных реакциях на высотах 20-25 км при бомбардировке А. в. космич. лучами. Вне области поясов захваченных частиц магн. силовые трубки проектируются в т. н. зоны аврорального овала, расположенные вокруг обоих геомагн. поясов на широтах 68-75°. В этих зонах происходит высыпание частиц высоких энергий, к-рые вызывают полярные сияния.

Радиоизлучение ионосферы и магнитосферы. На поверхности Земли наблюдают разнообразные эл--магн. НЧ-сигналы естеств. происхождения. Источником нек-рых из них служат электрич. разряды в тропосфере-атмосферики, "Свистящие атмосферики" (или вистлеры) звуковой частоты, способные распространяться вдоль силовых линий геомагн. поля, были использованы для первых оценок концентрации электронов во внеш. частях магнитосферы на расстоянии 3-4 радиусов Земли; оказалось, см-3. На ИСЗ были подтверждены эти оценки и найдено, что далее 4-5 радиусов Земли (плазмопауза) величина скачком уменьшается примерно в 100 раз - т. н. эффект колена.

В диапазоне низких частот 1-10 кГц обнаружено радиоизлучение ионосферного происхождения. По своему характеру оно разделяется на неск. типов: "шипение" - теплового характера, дискретное с определ. тоном (типа "щебетания птиц", "львиного рёва" и др.) и смесь дискретных излучений, т. н. хоры. Излучение локализовано в области диам. 200-1000 км, т. к. распространяется вдоль узкого пучка магн. силовых линий. Источником радиоизлучения могут быть возмущения ионосферной плазмы, вызванные вторжением заряж. частиц.

С помощью Удалённых ИСЗ обнаружено т. н. километровое радиоизлучение магнитосферы, всплески к-рого возникают в периоды локального усиления потоков высокоэнергичных электронов. Излучение концентрируется вокруг зоны полярных сияний.

Геомагнитные вариации. Выше 130-150 км плотность энергии геомагн. поля выше плотности энергии плазмы, к-рая оказывается вмороженной в магн. поле. Ниже 70-80 км движения ионов и электронов определяются взаимодействиями при столкновениях с нейтральным газом. В промежуточной области высот 80- 130 км ионы движутся совместно с нейтральным газом, электроны уже привязаны к магн. силовым линиям и их движение может значительно отличаться от движения ионов, что является причиной возникновения здесь слоя электрич. тока. Такие токи, вызываемые циркуляцией атмосферы, наз. динамо-токами; с ними связаны регулярные суточные вариации напряжённости геомагн. поля, составляющие несколько десятков гамм.

Кроме медленных наблюдаются сравнительно кратковременные флуктуации и пульсации геомагн. поля с периодами колебаний от долей секунды до неск. минут. Они классифицированы на неск. типов, среди к-рых имеются микро- и "гигантские пульсации", коротко-периодические и "жемчужины" (колебания с периодом 0,2-5 с, с регулярными вариациями амплитуды, длящиеся иногда часами). Возникновение кратковременных колебаний геомагн. поля выяснено не до конца, его связывают с гидромагн. колебаниями магнитосферы.

Др. источником геомагн. вариаций являются изменения на границе магнитосферы, обусловленные вариациями солнечного ветра. В обычных условиях они составляют десятки гамм. Но после солнечных вспышек и др. возмущений солнечного ветра вариации магн. поля на поверхности Земли могут достигать сотен гамм - это т. н. магн. бури. Во время магн. бурь происходит возмущение многих параметров А. в.: температуры и состава, свечения и ионизации, радиац. поясов, радиоизлучения и геомагн. вариаций. В межпланетном пространстве при этом происходит ослабление космич. лучей, приходящих к Земле (форбуш-эффект).

Во время солнечных вспышек наблюдаются также возмущения верхней атмосферы Земли в Так, одноврем. со вспышкой происходят внезапные ионосферные возмущения и связанные с ними магнитные "кроше" (внезапные возмущения геомагн. поля), объясняемые увеличением УФ- и рентгеновского излучения, а спустя неск. часов рост поглощения в полярных шапках, вызываемый приходом от вспышки т. н. солнечных космич. лучей, т. е. протонов с энергией 1-10 МэВ.

Исследования верхней атмосферы Земли имеют большое значение в связи с полётами ИСЗ, космонавтикой, радиосвязью. Для надёжного обеспечения приземления космич. аппаратов необходимо иметь точные сведения о параметрах верхней атмосферы Земли. Длительные полёты космонавтов требуют тщательного анализа условий радиац. облучения в верхней атмосфере Земли и от солнечных вспышек, для чего создана служба радиац. безопасности. Получили развитие разл. радиотехн. средства и системы, такие как радиосвязь, радиовещание, радиолокация, использующие ионосферу в качестве элемента тракта передачи информации. Для обеспечения их работы создана служба ионосферы.

От наблюдений за ионосферой и магнитосферой стали переходить к активным экслериментам и искусств. воздействиям, таким, как разогрев ионосферы и образование в ней областей с пониженной концентрацией электронов ("дыры"), вызывание искусств. полярных сияний или трассирование магн. силовых линий с помощью выброса с ракет светящихся бариевых облаков.

Другие планеты
Исследование с помощью сов. космич. аппаратов "Марс", "Венера" и амер. космич. зондов "Пионер", "Вояджер", "Маринер" позволило существенно расширить знания о др. планетах и их атмосферах, что важно и для сравнит. изучения нашей планеты. В отличие от азотно-кислородной атмосферы Земли, в атмосфере Марса и Венеры преобладает углекислый газ, а на Юпитере и Сатурне - водород и его соединения. Вблизи поверхности Венеры, Земли и Марса давление атмосферы находится примерно в отношении , а темп-pa равна 750, 300 и 250 К соответственно.

С помощью космич. аппаратов исследованы свечение верхней атмосферы Земли и ионосфера Марса и Венеры. Отличия от земной ионосферы обусловлены, во-первых, разницей расстояния от Солнца, во-вторых, хим. составом А. в. Днём максимум на Марсе составляет 2*105см-3 на высоте 135 км, на Венере - 5*105 на высоте 145 км. На Венере, лишённой магн. поля, днём обнаружена довольно низко расположенная плазмо-пауза (~300 км), что обусловлено действием солнечного ветра. На Юпитере с его сильным магн. полем обнаружены полярные сияния и радиац. пояс, значительно более интенсивные, чем на Земле.

Литература по верхней атмосфере Земли

1. Физика верхней атмосферы Земли, пер. с англ., Л., 1971; 
2. Красовский В. И., Штили и штормы в верхней атмосфере, M., 1971; 
3. Редерер X., Динамика радиации, захваченной геомагнитным полем, пер. с англ., M., 1972, 
4. Гульельми А. В., Троицкая В. А, Геомагнитные пульсации и диагностика магнитосферы, M., 1973; 
5. Акасофу С. И., Чепмен С , Солнечно-земная физика, пер. с англ., q. 1, M., 1974: 
6. Ришбет Г., Гарриот О. К., Введение в физику ионосферы, пер. с англ., Л., 1975, 
7. Ратклифф Д ж., Введение в физику ионосферы и магнитосферы, пер. с англ., M., 1975; 
8. Бауэр Э., Физика планетных ионосфер, пер. с англ., M., 1976; 
9. Pоч Ф., Гордон Дж., Свечение ночного неба, пер. с англ., M., 1977; 
10. Кринберг И. А., Кинетика электронов в ионосфере и плазмосфере Земли, M., 1978; 
11. Гульельми А. В., МГД-волны в околоземной плазме, M., 1979; 
12. Щепкин Л. А., Климов H. H., Термосфера Земли, M., 1980; 
13. Перов С. П., Xргиан A. X., Современные проблемы атмосферного озона, Л., 1980; 
14. Метеорология верхней атмосферы, под ред. Г. А. Кокина, С. С. Гайгерова, Л., 1981; 
15. Харгривс Дж. К. Верхняя атмосфера и солнечноземные связи, пер. с англ.. Л., 1982; 
16. Кошелев В. В., Климов H. H., Сутырин H. А., Аэрономия мезосферы и нижней термосферы, M., 1983; 
17. Молчанов О. А., Низкочастотные волны и индуцированные излучения в околоземной плазме, M., 1985. 

Г. С. Иванов-Холодный, A. H. Ивановский

к библиотеке  к оглавлению  FAQ по эфирной физике  ТОЭЭ  ТЭЦ  ТПОИ  ТИ