Боярчук Прикладная ядерная космофизика 2007

6.Пулинец С.А., Хегай В.В., Боярчук К.А., Ломоносов А.М. Атмосферное электрическое поле как источник изменчивости ио-

носферы // УФН, 1998. Т. 168. № 5. С. 582–589.

7.Pulinets S. A., Boyarchuk K. A. Ionospheric Precursors of Earthquakes, Springer Verlag Publ., Berlin 2004. 360 р.

8.Чернявский Г.М. Космические средства при мониторинге Земли // Земля и Вселенная. 2004. № 5.

61

ГЛАВА 4. ФИЗИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ В БЛИЖАЙШЕМ КОСМИЧЕСКОМ ПРОСТРАНСТВЕ ПРИ ПРОВЕДЕНИИ ДИСТАНЦИОННОГО МОНИТОРИНГА РАДИАЦИОННОЙ

ОБСТАНОВКИ НА ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ

Рассматриваются физические условия в околоземном космическом пространстве на высотах полета искусственных спутников Земли, на которых осуществляется дистанционный мониторинг: в верхней атмосфере, ионосфере, магнитосфере, радиационные условия, а также солнечная активность, влияющая на работу аппаратуры и определяющая, в ряде случаев, время активной работы искусственных спутников Земли.

4.1. Атмосфера

Плотность

Земля окружена плотным слоем вещества – атмосферой. Полная толщина атмосферы составляет 1033 г/см2. Плотность атмосферы ρ (h) изменяется с высотой по барометрической формуле

где h – высота в километрах над уровнем моря, 7,1 км – характерная величина для показателя плотности. Так, если на уровне моря плотность составляет 10–3 г/см3, или 3 1019 частиц в одном кубическом сантиметре, то на высоте 300 ÷ 400 км (эти высоты, как правило, являются высотами круговых орбит ИСЗ, используемых для ДЗЗ) плотность составляет 108част./см3 (рис. 4.1). Ниже увидим, что несмотря на столь малую плотность, именно она ограничивает время существования спутников на низкой орбите.

Температура

На рис. 4.1 представлено изменение температуры атмосферы с высотой. Из рисунка видно, что температура сначала уменьшается с высотой, а затем становится выше, вновь уменьшается и возрастает. Эти изменения температуры с высотой позволяют предста-

62

малые примеси (Аr, СО2, О3 и др.). До высоты 100 км состав атмосферы практически не меняется. Выше – вплоть до 1000 км состав остается тот же, но вместо молекул преобладают атомы. Еще выше, основным химическим элементом атмосферы становится водород. Превращение молекул в атомы происходит под действием ультрафиолетового излучения Солнца. Обратим особое внимание на присутствие в составе атмосферы озона (О3). Озон находится в основном на высотах 25–35 км (см. рис. 4.1). И именно озон сильно поглощает губительное для живого ультрафиолетовое излучение в диапазоне 200–300 нм. Это естественный щит Земли. Вообще атмосфера защищает Землю также и от потоков заряженных космических лучей, которые теряют во взаимодействии с атомами химических элементов, входящих в состав атмосферы, и последующую ионизацию до 95 % своей энергии.

4.2. Ионосфера

Энергии солнечного ультрафиолетового излучения с длиной волны меньше 100 нм достаточно не только для разрушения молекулы, но и для ионизации атомов азота, кислорода и других химических элементов, входящих в состав атмосферы. «Примесь» ионов и электронов в атмосфере становится существенной начиная с высот около 50 км, где плотность электронов ρэл 1÷10 част./см3. С этого момента появляется еще одна структурная особенность атмосферы – ионосфера. Причем, ее также разбивают на слои Д, Е, F (F1, F2) в зависимости от роста плотности ионов и электронов. На рис. 4.2 представлено изменение с высотой плотности электронов и ионов, а также роль слоев в отражении радиоизлучения различных длин волн.

Обратим внимание на то, что по-прежнему на всех высотах плотность неионизированного (нейтрального) газа на порядки выше плотности ионов и электронов и, тем не менее, с появлением электронов и ионов возникает новое свойство – атмосфера становится проводящей. На больших высотах в атмосфере протекают токи. Ионосфера замыкает токовые системы в магнитосфере. Ионосферный ток – дополнительный нагрев и, соответственно, расширение объема верхней атмосферы.

64

4.3. Магнитное поле Земли (магнитосфера)

Магнитное поле Земли имеет почти дипольную конфигурацию

(рис. 4.3).

Рис. 4.3. Взаимная ориентация магнитной и географической осей Земли

Ось диполя составляет угол 11° с осью вращения Земли. Ось не проходит через геометрический центр вращения Земли, а сдвинута на 342 км в сторону, противоположную восточной оконечности Бразилии. Полярность магнитного поля Земли противоположна географической. Северный магнитный полюс расположен на юге, в Антарктиде. Он имеет координаты 76,3° южной широты и 121,2° восточной долготы. Южный магнитный полюс находится, соответственно, на севере, в Канаде, и имеет координаты: 80,1° северной широты и 82,7° западной долготы (магнитная ось прецессирует в пространстве, это необходимо учитывать при вычислении напряженности магнитного поля в пространстве). Естественно, что и географический экватор не совпадает с магнитным. Например,

66

Москва, расположенная на 56° северной географической широты, имеет южную магнитную широту 51°. Магнитный момент Земли М = 8,1 1025 Гс см3. В среднем, на поверхности Земли магнитное поле составляет 0,4 эрстед. Оно больше на полюсе и меньше не экваторе. Реально дипольная картина магнитного поля Земли искажена (рис. 4.4): с внешней стороны сплющена давлением магнитного потока, приносимого солнечным ветром (потоком заряженных частиц, покинувших солнечную корону), с внутренней - магнитными аномалиями (например, Курской).

Рис. 4.4. Общая картина магнитосферы Земли. Заштрихованны области повышенных потоков захваченных частиц – радиационный пояс Земли

В ряде случаев, например, на высотах 300 ÷ 400 км можно считать магнитное поле Земли чисто дипольным. Тогда напряженность магнитного поля не зависит от поворота меридиональной плоскости вокруг оси диполя, и мы имеем двухмерную плоскую геометрию. Каждая точка на плоскости может быть задана расстоянием r от центраG диполя до этой точки и геомагнитной широтой λm (наклоном r по отношению к геомагнитному экватору), т.е зная r или λm , можно определить и положение точки в пространстве и значение магнитного поля в этой точке. Напряженность поля в этой точке

67

С другой стороны, каждая точка находится на определенной силовой линии и положение точки на линии определяется выражением

где r0 – коэффициент, имеющий размерность длины. Магнитную

силовую линию можно определять расстоянием между экваториальной точкой этой магнитной силовой линии и центром диполя. Это расстояние можно выразить в относительных единицах – радиусах Земли, т.е. линия будет маркирована параметром

L = rэкв / rЗ ,

где rэкв – расстояние от экваториальной точки до центра диполя, а rЗ – радиус Земли (рис. 4.5). В этих обозначениях магнитная сило-

вая линия с параметром L = 1 имеет экваториальную точку на поверхности Земли, отстоящую от центра Земли на расстоянии 6,4 103 км (без учета смещения оси диполя). Вторая координата точки – величина магнитного поля В в этой точке, однозначно определяет положение точки на силовой линии.

Таким образом, положение точки в дипольном магнитном поле можно выразить двумя системами координат: (r, λM) и (L, B). В дальнейшем мы увидим, что система

(L, B), введенная Мак-Илвайном и носящая его имя, часто используется при вычислении потоков захваченных частиц в околоземном космическом пространстве. На рис. 4.6 представлен переход из системы

(L, B) в (r, λM).

68