shpory_po_astronomii

27. Венера. Физические характеристики. Атмосфера, поверхность, внутреннее

строение. Элементы орбиты и особенности движения.

Физические характеристики

•Венера – вторая планета Солнечной системы.

•Средний радиус: 6051.8 ± 1.0 км.

•Масса: 4.8685 × 1024 кг или 0.815 массы Земли.

•Средняя плотность: 5.204 г/см³.

•Венера — самый яркий объект на ночном небе за исключением Луны, и достигает видимой звёздной величины в −4,6m.

•Сферическое альбедо равно 0,78.

•У Венеры отсутствуют естественные спутники.

Элементы орбиты и особенности движения

Среднее расстояние Венеры от Солнца 108 млн. км (0,723 а. е.). Орбита очень близка к круговой (e =

0,0068). Период обращения вокруг Солнца равен 224,7 суток; средняя орбитальная скорость — 35

км/с. Наклон орбиты к плоскости эклиптики равен 3,4°.

Венера вращается вокруг своей оси, отстоящей от перпендикуляра к плоскости орбиты на 2°, в

направлении, противоположном направлению вращения большинства планет. Один оборот вокруг оси занимает 243,02 суток.

Атмосфера

Атмосфера Венеры состоит в основном из углекислого газа (96%) и азота (почти 4%). Водяной пар и кислород содержатся в следовых количествах (0,02% и 0,1%). Плотность атмосферы составляет 65

кг/м³ (6.5% плотности воды), а давление вблизи поверхности в 92 раза больше давления земной атмосферы.

Атмосфера Венеры простирается до высоты 250 км. Облачный покров расположен на высоте 30–60

км и состоит из нескольких слоёв. Предполагается, что в облаках может содержаться серная кислота,

а также другие соединения серы и хлора. Измерения, проведённые с борта космических аппаратов,

спускавшихся в атмосфере Венеры, показали, что облачный покров не очень плотный, и, скорее,

напоминает лёгкую дымку. Благодаря наличию плотной атмосферы на Венере никогда не бывает ясных дней.

На длинах волн 1.02, 1.10 и 1.18 мкм атмосфера прозрачна. В УФ диапазоне видно, что облачный покров состоит из светлых и тёмных полос, вытянутых под небольшим углом к экватору. Облачный покров вращается с востока на запад с периодом 4 суток. Таким образом, на уровне облачного покрова дуют ветры со скоростью 100 м/с. Вблизи поверхности скорость ветра составляет около 1

м/с.

В атмосфере Венеры обнаружен озоновый слой, расположенный на высоте около 100 км (намного выше земного). Венерианский озоновый слой содержит на два порядка меньше озона, чем земной.

Предполагается, что озоновый слой на Венере образуется под действием солнечного излучения из углекислого газа.

В венерианской атмосфере молнии бьют в два раза чаще, чем в земной. Природа такой электрической активности пока неизвестна.

Поверхность

Температура поверхности Венеры составляет 740 К, что превышает температуру поверхности Меркурия, который находится вдвое ближе к Солнцу. Причиной такой высокой температуры на Венере является парниковый эффект, создаваемый плотной углекислотной атмосферой. Тепловая инерция атмосферы настолько велика, что, несмотря на медленное вращение планеты, перепада температур между дневной и ночной стороной планеты не наблюдается. Из-за парникового эффекта вблизи поверхности Венеры исключена всякая возможность существования жидкой воды.

Радиолокационное картографирование обнаружило на Венере обширные возвышенности. Две крупнейшие из них (земля Иштар и земля Афродиты) по размерам сравнимы с земными материками.

На поверхности Венеры обнаружено тысячи древних вулканов, извергавших лаву, сотни кратеров,

горы. 90% поверхности планеты покрыто застывшей базальтовой лавой. Это связано с малой толщиной поверхностного слоя (коры), который, слабо препятствовал прорыванию лавы наружу.

Низменности, похожие на океанские впадины, занимают на Венере одну шестую поверхности. Горы Максвелла на земле Иштар возвышаются на 11 км над средним уровнем поверхности. Ударных кратеров на Венере сравнительно немного, всего около 1000.

Внутреннее строение

Согласно наиболее реалистичной модели внутреннего строения Венеру, у неё есть три оболочки.

Первая – кора толщиной примерно 16 км. Далее – мантия, или силикатная оболочка, которая простирается на глубину около 3300 км. В центре планеты – железное ядро, масса которого составляет около четверти всей массы планеты.

Поскольку собственное магнитное поле у Венеры отсутствует, следует считать, что в железном ядре нет перемещения заряженных частиц (электрического тока), вызывающего магнитное поле.

Следовательно, движения вещества в ядре не происходит, и оно находится в твёрдом состоянии.

28. Земля. Физические характеристики. Атмосфера, поверхность, внутреннее

строение. Форма Земли. Геоид. Метод триангуляции. Дуга Струве.

Магнитосфера.

Физические характеристики

•Земля – третья планета Солнечной системы и единственная известная планета, на которой существует жизнь.

•Средний радиус: 6371 км.

•Масса: 5,9736 × 1024 кг.

•Средняя плотность: 5,5153 г/см³.

Форма Земли. Метод триангуляции. Дуга Струве. Геоид

В первом приближении Земля шарообразна. Принцип определения ее размеров был предложен впервые еще в III в. до н. э. древнегреческим философом и географом Эратосфеном Александрийским (276–194 гг. до н. э.).

Длина единичной дуги (т. е. дуги в 1°) может быть найдена из простых построений: l° = l/Δφ° = l/(φ2

– φ1) = πRφ/180°, где Rφ – радиус кривизны земного шара, φ – широта местности. Отсюда радиус кривизны этой дуги Rφ = 180°l/(π(φ2 – φ1)).

Если Rφ разных участков земного меридиана одинаковы, то он является полуокружностью и Земля имеет форму шара. В противном случае форма Земли отличается от шаровой.

Непосредственное измерение значительных линейных расстояний вдоль географического меридиана невозможно из-за естественных преград. Для их измерения применяется метод триангуляции (от лат. triangulum – треугольник). Вдоль дуги меридиана, длину которой нужно определить, по обеим сторонам устанавливают специальные вышки (геодезические сигналы), служащие вершинами сети треугольников. Эта система называется триангуляционной сетью. Одна из сторон треугольника,

связанная с концевым пунктом, принимается за базис, длина которого тщательно измеряется непосредственным образом. Затем с помощью угловых измерений определяются все углы всех треугольников и с помощью формул для сферических треугольников рассчитываются все стороных треугольников и длины их проекций на меридиан, т.е. в конечном итоге – длина дуги меридиана.

Первые масштабные измерения длины дуги меридиана проводились в середине XIX века под руководством Ф. Струве. Была построена сеть из 265 геодезических пунктов протяжённостью более

2800 км (дуга Струве). Сохранившихся 34 пункта дуги Струве (из них 19 находятся на территории Беларуси) в 2005 году внесены ЮНЕСКО в число памятников Всемирного наследия.

В настоящее время измерения базиса выполняются с помощью свето- и радиолокации. Длина базиса в этом случае может составлять до 40 км, которая измеряется с погрешностью ±2 мм на каждые 10

км. В современной триангуляционной сети используется довольно сложная наземная радиолокационная аппаратура и данные искусственных спутников Земли.

Измерения показали, что l° и кривизна единичной дуги Rφ меняется от экватора к географическому полюсу. При φ = 0 величина l° = 110,576 км; при φ = 45° величина l° = 111,143 км; при φ = 90°

величина l° = 111,696 км. Таким образом, длина дуги l° увеличивается к полюсам. Следовательно,

Земля отличается от шара и имеет несколько сплющенную форму, близкую к эллипсоиду вращения

(сфероиду). Это означает, что кривизна земной поверхности меньше в полярных областях, чем в экваториальных, поскольку широта какой-либо точки на поверхности эллипсоида отсчитывается не по линии, соединяющей данную точку с центром эллипсоида, а по отвесной линии,

перпендикулярной касательной к поверхности эллипсоида в данной точке.

В1979 году на XVII съезде Международного геодезического и геофизического союза были приняты следующие элементы сфероида: экваториальная полуось – a = R0 = 6378,136 км; полярная полуось – b = RP = 6356,751 км; ΔR = 21,385 км; сжатие сфероида – ε = ΔR/0 = 1/298,257.

Вгеодезии и гравиметрии при точных измерениях принято считать, что фигура Земли отличается и от эллипсоида вращения, и от трехосного эллипсоида, и близка к поверхности спокойного океана,

продолженной под материками. Такая фигура – геоид – описывается поверхностью равновесия или уровенной поверхностью, в каждой точке которой нормаль совпадает с отвесной линией (на материках это бывает не всегда из-за различной плотности пород). Высоты геоида относительно эллипсоида не превышают ±100 м.

В астрономии часто используют такие значения параметров Земли: R0 = 6378 км, RP = 6357 км, l° = 111,2 км, ε = 1/298. Земной экватор подобен окружности длиной 40075 км, а меридианы – эллипсам с длиной 40008 км.

Атмосфера

Земная атмосфера в основном состоит из азота (78,1%), кислорода (20,9%), аргона (0,93%) и

углекислого газа (около 0,03%). Остальные составляющие – это Ne, He, Kr, H2, CH4, N2O. Важными переменными составляющими также являются водяной пар H2O (от 0 до 3%, причем в полярных зонах – 0,2%, а на экваторе – 3%) и озон О3 (3 × 10–6% – на уровне моря, а на высоте 20–30 км от 3 ×

10–4% до 1%). Этот же процентный состав сохраняется примерно до высоты 100–120 км, кроме озона, который находится преимущественно на высоте около 30 км, и водяных паров, которых выше

10–15 км почти нет.

Атмосфера Земли состоит из пяти слоёв: тропосферы, стратосферы, мезосферы (озоносферы),

термосферы (ионосферы) и экзосферы. Подобное разделение хорошо видно на зависимости температуры атмосферы от высоты.

Внизу расположена тропосфера, идёт до высоты 11–12 км в средних широтах, до 8–10 км в полярных широтах и до 16–18 км на экваторе. В тропосфере температура падает быстро (~6 град/км) с высотой до –55°С, а давление – от 1 атм до 0,026 атм. Тропосфера содержит 80% всей массы атмосферы и почти все водяные пары. Часть тепла передаётся в тропосфере конвекцией, поэтому она называется еще конвективной зоной.

После тропосферы идёт стратосфера (граница между ними называется тропопаузой), в нижних (до 20

км) слоях которой температуру можно считать примерно постоянной (около –55°С). Выше 20 км в стратосфере температура начинает возрастать почти до 0°С на уровне стратопаузы (границы между стратосферой и мезосферой) на высоте ~55 км. Стратосфера содержит примерно 20% всей массы атмосферы. На остальные части выше приходится всего около 0,5% массы атмосферы.

Одной из причин увеличения температуры при высотах более 20 км является экзотермическая реакция разложения озона: O3 + hν → O2 + O. А сам озон в стратосфере появляется в результате таких реакций: O2 + hν → O + O; O + O2 + M → O3 + M, где М – третья молекула (катализатор).

Концентрация озона растёт с высотой и достигает максимума на высоте ~30 км. На этой высоте идёт наиболее активное образование О3. Общая масса озона составила бы при нормальном давлении слой толщиной всего 1,7–4,0 мм, но этого количества О3 достаточно для поглощения всего ультрафиолетового излучения от 200 до 300 нм, губительного для жизни. Поглощение также приводит к разогреву стратосферы.

Слой атмосферы, находящийся на высотах от 55 до 80 км, где вновь происходит понижение температуры с высотой, называется мезосферой. На границе мезосферы и термосферы (в мезопаузе)

находится температурный минимум, где температура падает до –90°С, а давление составляет всего 7

Па.

Выше мезопаузы идёт термосфера, где температура начинает расти до высоты ~400 км и достигает днём в период солнечной активности 1800 К (в обычном состоянии – менее 1000 К). Причиной повышения температуры является поглощение ультрафиолетового излучения Солнца на высотах

150–300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода: О + hν → O+ + e–.

Выше 400 км температура постоянна. Отсюда и название данного слоя – термосфера. В общем,

термосфера представляет собой слабо ионизированную плазму за счёт ионизации О, О2, N2 под действием УФ излучения. Поэтому термосферу называют ещё ионосферой.

Выше термосферы на высотах более 1000 км находится экзосфера, откуда атмосферные газы рассеиваются в пространство (происходит постепенный переход от атмосферы к межпланетному пространству).

До 100–120 км газовый (химический) состав атмосферы однороден за счёт перемешивания из-за конвекции. Выше происходит дифференциация состава атмосферы (зона диффузного разделения).

Там до 400 км азот находится еще в молекулярном виде, а кислород – уже в атомарном состоянии. В

результате этого на высотах 400–500 км азота уже почти нет, а атмосфера состоит главным образом

из атомарного кислорода и более легких газов (концентрация газов атмосферы здесь в 1011–1012 раз меньше, чем на уровне моря). Выше 700 км преобладают только водород и гелий.

Экзосфера состоит из водорода и простирается на несколько земных радиусов (ее ещё называют водородной геокороной). Концентрация атомов и молекул водорода в геокороне 102–103 см–3.

Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в термосфере

(ионосфере) на высоте 300 км составляет днём около 106 см–3. Такая плазма отражает радиоизлучение с длинами волн λ ≥ 20 м, а более короткие пропускает и поглощает. Критическая частота (граница пропускания) зависит от электронной концентрации и равна ν = 9 × 103 ne½ (Гц),

которая в свою очередь зависит от интенсивности излучения Солнца (днём и ночью она разная). При рекомбинации ионов и электронов (образования молекул из атомов) часто получаются атомы

(молекулы) в возбуждённом состоянии, которые дают слабое свечение ночью. К свечению приводят также некоторые химические реакции в верхней атмосфере. Свечение ночного неба ограничивает минимальную яркость космических объектов, которые можно наблюдать с Земли. Например, звёзды слабее 22m будут "забиваться" фоном свечения ночного неба (22m – звёздная величина квадратной угловой секунды ночного неба).

Важную роль в оптике атмосферы играют также аэрозоли, взвешенные в атмосфере, которые обусловливают рассеяние излучения. Однако их концентрация сильно убывает с высотой.

Внутреннее строение

Ускорение силы тяжести Земли не одинаково вдоль меридиана и зависит от широты местности. На произвольной широте φ ускорение силы тяжести на уровне океана можно выразить формулой gφ = g0 + (g90 – g0)sin2φ, где g0 = 9,780 м/с2 – ускорение на экваторе и g90 = 9,833 м/с2 – ускорение на полюсе. Отклонение Δgφ = g′φ – gφ называется гравитационной аномалией, где gφ – среднее значение ускорения на широте φ, а g′φ – местное его значение, связанное с возможными залежами полезных ископаемых, неоднородным строением земной коры и т. п. Если Δgφ > 0, то в данном месте, возможно, имеются залежи тяжелых элементов (руды), если Δgφ < 0 – то, наоборот, нефть или газ.

Из подобных гравиметрических измерений силы тяжести был сделан вывод, что масса Земли примерно равна MT = 5,98 × 1024 кг, а её средняя плотность ‹ρT› = 5,52 г/см3. В то же время известно, что плотность земной коры – ρ = 2,70 г/см3. Из этого следует прежде всего, что плотность Земли значительно растет с глубиной.

О свойствах литосферы Земли (здесь – в широком смысле этого слова – т. е. о твердой составляющей Земли) судят в основном по данным сейсмологии и других разделах геофизики. Например, момент инерции шара, плотность которого возрастает к центру, меньше, чем у однородного шара. Чем больше концентрируется масса к центру, тем меньше момент инерции. Момент инерции Земли равен

0,83 от момента инерции однородного шара такого же размера и массы.

Известно, что сейсмические волны бывают продольные и поперечные. Зная их тип и характер

(например, скорость) распространения в Земле, можно судить о составе и свойствах литосферы. Т. к.

поперечные волны существуют только в твёрдых телах, их наличие говорит о том, что литосфера является твердой вплоть до больших глубин. Однако было доказано, что, начиная с глубины ~3000

км, поперечные волны распространяться не могут. Следовательно, внутри литосферы есть жидкое ядро.

Верхний слой литосферы – кора с толщиной в среднем h ≈ 35 км в некоторых местах доходит до 70

км. Возраст земной коры оценивается примерно в 4,5 × 109 лет. Верхний слой коры (5–7 км) состоит преимущественно из осадочных пород, окислов Si, Al, Fe и щелочных металлов. Средний слой – гранитный (состоит на 70% из кремнезёма) толщиной до 35–40 км, но в некоторых местах он может выходить на поверхность. Нижний слой коры – базальтовый толщиной до 30 км.

В земной коре с глубиной повышается температура: за первые 3 км – 1° на каждые 100 м, а затем 2°

на 100 м. На глубине 10 км температура составляет примерно t ≈ 180°С. Такое повышение обусловлено, прежде всего, потоком тепла из глубин.

Под корой залегает слой, называемый мантией. Граница между корой и мантией довольно резко обозначена и называется слоем (поверхностью) Мохоровичича (на глубине в среднем 40 км). Мантия состоит в основном из веществ в твёрдом состоянии (базальты, силикаты) за исключением отдельных лавовых «карманов», которые находятся в жидком состоянии при данных температуре и давлении. Плотность мантии возрастает от поверхности Мохоровичича до границы ядра,

соответственно, от 3,3 г/см3 до 5,2 г/см3. Нижняя граница мантии находится на глубине около 2950

км.

Современные модели Земли выделяют литосферу (здесь – в узком смысле этого слова) – наружный слой твердой составляющей Земли, включающий в себя кору и верхнюю часть мантии приблизительно до глубины 70 км, и астеносферу – нижнюю часть мантии. Литосфера расколота примерно на 10 больших тектонических плит, по границам которых расположено подавляющая часть очагов землетрясений. Под жёсткой литосферой расположен слой повышенной текучести – астеносфера Земли (здесь температуры мантийного вещества наиболее близко подходят к температурам плавления). Из-за малой вязкости астеносферы литосферные плиты, как говорят, «плавают» в астеносферном «океане». Этим объясняется такое явление, как дрейф материков.

Далее следует ядро Земли, состоящее из двух частей: внутреннее и внешнее. Внешнее ядро (слой толщиной 2100 – 2200 км), которое составляет около 30% массы Земли, обладает свойствами тягучей жидкости и электропроводностью и примерно на 80% состоит из железа. Остальные составляющие – кремний (6–7%), никель (около 5%), сера (около 2%) и другие элементы. На границе мантия– внешнее ядро плотность резко возрастает до 9,4 г/см3, а температура от 2000°C до 4000°С, давление,

соответственно, – от 1,5 × 106 атм до 2 × 106 атм. Внутреннее ядро имеет радиус примерно 1250 км,

составляет около 1,7% массы Земли и обладает свойствами твердого тела. В его центральной зоне t ≈ 5000°С, p = 3,6 × 106 атм и ρ = 12,5 г/см3. Оно состоит на 20% из Ni и на 80% из Fe.

В целом же наиболее распространенные химические элементы в твердой оболочке Земли таковы:

34,6% – Fe, 29,5% – O, 15,2% – Si, 12,7% – Mg. Остальные элементы в сумме дают менее 8%. Из соединений можно выделить SiO2 и Al2O3.

Земля – единственная на данный момент известная планета Солнечной системы, обладающая гидросферой. Гидросфера сыграла решающую роль в возникновении жизни на Земле. Благодаря циркуляции воды и большой её теплоёмкости гидросфера уравнивает климатические условия на разных широтах и вообще формирует климат на планете. Кроме этого она создаёт парниковый эффект: пары воды в атмосфере поглощают инфракрасное излучение с максимумом на длине волны

λ = 10 мкм, которое переизлучается земной поверхностью, и тем самым поднимают равновесную температуру Земли на ~40°С.

Магнитное поле и магнитосфера

Земля обладает довольно сильным (даже в масштабах Солнечной системы) магнитным полем.

Магнитные полюса Земли не совпадают с географическими. Угол между направлением стрелки компаса и истинным направлением на север называется магнитным склонением, а угол между стрелкой (силовой линией) и горизонтальной плоскостью – магнитным наклонением.

Положение магнитных полюсов меняется со временем. Установлено, что магнитный полюс северного полушария дрейфует со скоростью 5–6 км в год. Магнитное поле Земли близко к полю магнитного диполя. Диполь, который в наибольшей степени описывает поле Земли, называется эквивалентным магнитным диполем, а его ось – геомагнитной. Она не совпадает с географической осью: угол между ней и географической осью составляет около 11°,5, а проходит она на расстоянии

~450 км от центра Земли. Геомагнитные полюса, где ось эквивалентного диполя пересекает земную поверхность тоже, естественно, не совпадают с географическими, причём в северном полушарии находится южный магнитный полюс (вектор магнитной индукции направлен вниз). Геомагнитные полюса также не совпадают с реальными магнитными полюсами Земли, т. к. поле эквивалентного диполя не вполне точно совпадает с полем Земли. Встречаются, например, мировые магнитные аномалии (Бразильская, Сибирская, Канадская и др.) и местные аномалии, связанные с намагниченностью горных пород земной коры (Курская и др.) Положение геомагнитных полюсов изменяется довольно медленно. В настоящее время положение геомагнитных полюсов таково:

южный геомагнитный полюс (северное полушарие) – λ = 72°,4; φ = 80°,1; северный геомагнитный полюс (южное полушарие) – λ = 107°,6; φ = –80°,1. Магнитное поле Земли подвержено вековым вариациям с периодами: 10–20, 60–100, 600–1200 и 8000 лет. В частности, геомагнитный полюс прецессирует относительно географического с периодом ~1200 лет. Напряжённость геомагнитного поля убывает от 55,7 А/м на магнитных полюсах до 33,4 А/м на магнитном экваторе.

Соответственно, можно ввести геомагнитную систему координат (геомагнитную широту и долготу).

Возраст магнитного поля Земли составляет по меньшей мере 2,5 млрд. лет (возраст Земли – примерно 4,6 млрд. лет). Установлено с помощью палеомагнитологии, которая изучает величину и

направление древнего поля Земли по сохраняющейся намагниченности осадочных горных пород,

содержащих соединения железа, что среднее за 104–105 лет положение геомагнитных полюсов совпадает с географическими. Характеристики геомагнитного поля сохраняются неизменными в течение 105–107 лет, затем магнитное поле неожиданно уменьшается в 3–10 раз, и в этот период времени (103–104 лет) может изменится знак магнитного поля (произойти инверсия), т. е. северный и южный магнитный полюсы меняются местами. (Иногда в этот период происходит несколько инверсий – до 2–3). Затем магнитное поле снова достигает нормального уровня и сохраняется в течение 105–107 лет.

В настоящее время единственная теория, объясняющая происхождение магнитного поля Земли, – это теория гидромагнитного динамо. Согласно ей, генерация магнитного поля Земли происходит вследствие конвективного движения электропроводящего вещества во внешнем, жидком ядре планеты.

Температура вещества в жидком ядре довольно высокая (несколько тысяч кельвинов), и оно имеет заметную проводимость. Если в ядре имеется какое-либо (пусть вначале очень слабое) начальное магнитное поле, то при пересечении этого поля потоком проводящего вещества возникает электрический ток. Электрический ток создаёт магнитное поле, которое при благоприятной геометрии течений может усилить начальное поле, а это усилит ток. Процесс усиления будет продолжаться до тех пор, пока растущие с увеличением тока потери на джоулево тепло не уравновесят притоки энергии, поступающей за счет гидродинамических движений.

Магнитное поле Земли совместно с солнечным ветром формирует магнитосферу. Внешней границей магнитосферы является магнитопауза, отделяющая геомагнитное поле от обтекающего Землю солнечного ветра (электронов, протонов, ядер тяжёлых элементов). Таким образом, магнитосфера – это система электрических и магнитных полей и потоков заряжённых частиц.

Магнитосфера не симметрична относительно дневной и ночной стороны: магнитное поле с дневной стороны «сжато» солнечным ветром до расстояния примерно 10RT, но имеет вытянутый на миллионы километров «хвост» с ночной стороны (его диаметр примерно 40RT, а протяжённость около 1000RT). Линии магнитного поля в магнитосфере делятся на замкнутые (на расстоянии менее

3RT), близкие к линиям магнитного диполя, и открытые, уходящие в «хвост» магнитосферы.

Замкнутые линии магнитного поля Земли являются геомагнитной ловушкой для заряжённых частиц,

образующих радиационные пояса Земли. Известно, что заряжённые частицы движутся в магнитном поле по спирали. Если энергии частиц велики, то радиус этой спирали >> RT, и они движутся сквозь магнитосферу, практически не отклоняясь (чтобы частице проникнуть сквозь магнитное поле Земли в экваториальной области, нужно иметь энергию > 1 ГэВ). Такие частицы вторгаются в атмосферу и,

взаимодействуя с её атомами, порождают вторичные космические лучи, которые уже регистрируются на Земле. 99% таких частиц имеют галактическое происхождение и только 1% –

солнечное. Если частицы имеют меньшую энергию, то радиус их спирали сравним с RT, они не долетают до поверхности Земли, захватываются ее магнитным полем и образуют так называемые

радиационные пояса. Электрические токи, протекающие в ионосфере и магнитосфере, создают переменный компонент магнитного поля Земли, который составляет около 1% от всего поля. "Воронки" в магнитосфере, расширяющиеся от поверхности Земли вплоть до магнитопаузы,

наываются каспами. Они образованы силовыми линиями магнитного поля. Они разделяют дневную часть магнитосферы и геомагнитный «хвост».

Из множества радиационных поясов, как правило, выделяют три, которые имеют наибольшую концентрацию частиц: внутренний пояс, состоящий из протонов с энергией около 100 МэВ и электронов с энергией 20–500 кэВ. Он начинается на высоте 2400 км, заканчивается на высоте 5600

км и расположен между широтами ±30°. Далее идет внешний пояс, который расположен на высотах от 12000 до 20000 км. Затем выделяется кольцевой ток, расположенный на высоте 50000–60000 км.

Сила этого тока достигает 107 А. Он состоит из электронов с энергией около 200 эВ. Надо отметить,

что понятие поясов условно и зависит от того, какие именно частицы и с какими энергиями берутся в расчёт.

Во время вспышек на Солнце усиливается компонент рентгеновских лучей, которые усиливают ионизацию в ионосфере. В результате она начинает поглощать и пропускать всё более короткие радиоволны (λ < 100 м), отражать волны средней длины и хорошо отражать более длинные. Это приводит к замиранию радиослышимости на коротких волнах и, наоборот, к усилению радиослышимости на длинных.

Корпускулярное излучение Солнца (солнечный ветер) в это время также усиливается и вызывает магнитные бури и полярные сияния. Корпускулярный поток (скорость которого порядка 1000 км/c)

деформирует магнитные силовые линии, тем самым вызывая возмущение магнитного поля Земли, т.

е. магнитные бури, которые наблюдаются примерно через сутки после вспышки на Солнце.

В полярных районах, где условия захвата космических частиц в радиационные пояса хуже, частицы,

двигаясь по спирали вокруг силовых линий, которые перпендикулярны здесь поверхности Земли,

могут даже при малых энергиях проникнуть в атмосферу через каспы и вызвать локальную ионизацию и, следовательно, свечение (полярное сияние). В полярном сиянии выделяются линии кислорода: зелёная (λ = 557,7 нм) и красная (λ = 630 нм). Примерная высота полярных сияний – 400–

1000 км.