Помоги проекту - поделись книгой:
На первый вопрос однозначно ответить, видимо, нельзя. Оба типа вариаций накладывают свой отпечаток на кривую изменения g в течение года, причем относительный вклад годовой и полугодовой составляющих меняется с высотой, уровнем активности и т. д. В среднем на этой кривой наблюдаются два максимума в периоды около равноденствий и два минимума, соответствующие дням солнцестояния. Однако значения этих минимумов различны. Зимой - самые низкие за год. Это и есть годовой минимум д. Летние значения соответственно выше, причем разница, видимо, растет с высотой. Это ответ на наш второй вопрос о соотношении g зимой и летом.
Наконец, плотность верхней атмосферы не остается безразличной к возмущениям геомагнитного поля. После сильных магнитных бурь на высотах 300 - 400 км несколько раз наблюдали увеличение g в 1,5-2 раза. Однако это явление отмечается не всегда и не на всех широтах. Точный ответ на вопрос о том, как отзывается плотность верхней атмосферы на различные возмущения, еще предстоит найти.
Сложным образом изменяется в зависимости от условий и температура верхней атмосферы. Обычно вариации температуры рассматривают в области изотермии (выше 150 - 160 км), где она считается постоянной и обозначается T∞. Часто ее называют температурой экзосферы.
Наиболее четко зависит температура экзосферы от солнечной и магнитной активности. Существуют эмпирические формулы, по которым можно найти T∞ для данного момента времени, зная значение потока радиоизлучения Солнца Р10 для этого момента и среднюю величину Р10 за солнечный цикл.
Аналогично установлена достаточно надежная эмпирическая связь между приростом T∞ во время магнитных бурь и величиной планетарного геомагнитного индекса КР.
Суточные вариации T∞ подобны суточным вариациям плотности - максимум днем и минимум ночью. Однако время наступления максимумов на суточных кривых и T∞ не совпадает. Максимум температуры наблюдается на 0,5-1 час позже, чем максимум (вздутие) плотности. Это различие (его иногда называют фазовой аномалией суточного хода) до сих пор не имеет физического объяснения. Найти это объяснение - одна из насущных задач теоретического моделирования верхней атмосферы.
Многие детали вариаций температуры верхней атмосферы еще находятся в стадии изучения. Поскольку измерять температуру гораздо сложнее, чем плотность или нейтральный состав, количество надежных данных о поведении T∞ значительно меньше, чем, скажем, о поведении g. А потому меньше и ясность в вопросах о различных вариациях. Так, очень сложной и запутанной выглядит картина распределения T∞ по земному шару - многоплановая комбинация широтных, сезонных и суточных изменений экзосферной температуры. Надежно можно лишь утверждать, что верхняя; атмосфера в летнем полушарии всегда теплее, чем в зимнем, и что этот контраст составляет 300 - 400 К.
Трудности исследования поведения температуры в верхней атмосфере в последние годы усугубились. Долгое время использовали для определения T высотные профили той или иной нейтральной компоненты (скажем, Аr, N2, О). По профилю находили o высоту однородной атмосферы Н (т. е. скорость уменьшения данной концентрации с высотой), а по H с помощью формулы (2) легко вычисляли Г. При этом автоматически предполагалось, что температуры, найденные по профилям разных компонент, должны совпадать - в этом ведь суть барометрического закона распределения.
Однако оказалось, что это не так. В ряде случаев (особенно сильно эффект проявляется в возмущенных условиях) температуры, соответствующие вертикальному распределению разных газов (например, T∞(N2) и T∞ (О)), бывают различными. Из этого теперь, увы, установленного факта следуют по меньшей мере два огорчительных следствия. Во-первых, ясно, что нельзя определять истинную Tоо таким способом, а следовательно, надо отказаться от многих выводов и о глобальном распределении температуры, полученных, скажем, по поведению высотных профилей [N2]. Во-вторых, различие T∞ (N2) и T∞ (О) означает, что не выполняется барометрический закон и на распределение концентраций атмосферных газов действуют какие-то другие силы, связанные, видимо, с горизонтальной динамикой атмосферы.
Наибольший интерес для аэрономии представляет, несомненно, изучение вариаций нейтрального состава верхней атмосферы, т. е. абсолютных и относительных концентраций основных составляющих атмосферного газа, и в первую очередь О и N2. Как мы не раз увидим далее, именно с этими вариациями связан целый ряд важных ионосферных проблем - изменение эффективного коэффициента рекомбинации, объяснение поведения области F2 и т. д. Как и в случае с вариациями g и T∞, здесь много спорных вопросов и нерешенных проблем.
Прежде всего, говоря о вариациях состава, надо понять, как он изменяется в течение суток. Будет ли отношение [0]/[N2] на данной высоте неизменно днем и ночью и если нет, то когда оно выше? Напрашивается ответ: днем должно быть больше атомов О, так как они образуются в результате воздействия на атмосферу солнечного излучения. Но при аккуратных расчетах получается, что это не так. Время жизни атомов кислорода (см. главу 4) на высотах 100 - 200 км составляет много дней и даже недель. В этом случае концентрация О просто не успевает заметно измениться ото дня к ночи, хотя в ночное время и "выключается" солнечный источник фотодиссоциации.
Зато другой фактор должен приводить к разнице между дневным и ночным составом. Этот фактор - температура. Днем она выше, чем ночью. А чем выше Т, тем больше тяжелых молекул N2 по сравнению с легкими атомами О (см. простую формулу в начале главы). Значит, по теории диффузионного разделения днем отношение [O]/[N2] должно быть меньше, чем ночью. На этом принципе построены все теоретические модели атмосферы.
Однако когда попробовали сравнить измеренные на ракетах величины [O]/[N2] в разное время суток, пришли к прямо противоположному выводу: дневные значения [O]/[N2] выше ночных. В чем же дело?
Этот вопрос не решен и по сей день. Измерение атомов кислорода в верхней атмосфере с помощью масс-спектрометров связано с большими трудностями. Атомы О могут рекомбинировать на стенках прибора и регистрироваться уже как молекулы O2. В таком случае мы будем измерять меньше О и больше O2, чем есть на самом деле. Чтобы уменьшить этот эффект, в последние годы стали прибегать ко всяческим ухищрениям - делать стенки прибора из специальных материалов (например, титана), на которых атомы О рекомбинируют "неохотно", устраивать искусственное охлаждение анализатора, чтобы максимально уменьшить "подвижность" атомов, и т. д. Однако сомнения по части аккуратности ракетных измерений атомного кислорода, особенно в отношении первых экспериментов, проводившихся в 60-х годах, все еще остаются. А потому остается открытым вопрос о суточных вариациях отношения [О]/[N2].
Очень важную роль играет отношение концентраций атомов и молекул (все то же [0]/[N2]) в области F2, где расположен основной ионосферный максимум. Законы фотохимии приводят к тому (мы расскажем об этом в главе 4), что в области ионосферного максимума (250 - 300 км) равновесная концентрация электронов прямо пропорциональна этому отношению. Значит, оно непосредственно определяет состояние ионосферы.
Именно поэтому все вариации концентрации электронов в максимуме слоя F2, наблюдаемые в виде изменения критических частот этого слоя f0F2 при наземном радиозондировании ионосферы, пытались объяснять в первую очередь вариациями нейтрального состава. О проблемах, связанных с объяснением поведения области F2 изменениями нейтрального состава, мы поговорим подробно в главе 4.
Что же известно сегодня о других вариациях нейтрального состава? На высотах 300 - 400 км абсолютная концентрация атомов кислорода в течение суток меняется слабо; небольшой плоский максимум наблюдается около 14 - 15 часов. Концентрация N2 имеет более выраженные суточные вариации с максимумом около 14 часов. Наложение этих двух суточных кривых и определяет вариации общей плотности g с послеполуденным вздутием.
Хуже обстоит дело с изменением нейтрального состава в течение года. Проблема выглядит несколько по-разному для спутниковых высот (h>250 км) и высот, меньших 200 км, где измерения проводятся в основном на ракетах.
Попробовали сопоставить результаты ракетных измерений, проведенных в различное время года, и получить ход [О]/[N2] на заданной высоте. И получили... Увы, разные группы авторов получили разные результаты. Одна группа пришла к выводу, что в течение года наблюдаются один минимум (весна - лето) и один максимум (зима), т. е. существует годовая вариация отношения [О]/[N2]. Исследователи другой группы пришли к выводу, что в течение года наблюдаются два максимума (около времени весеннего и осеннего равноденствия) и два минимума (летом и зимой), т. е. существуют полугодовые вариации этого отношения.
Если для малых высот преобладающая роль годовой или полугодовой компоненты в вариациях состава до конца не ясна, то относительно спутниковых высот сомнений нет - там доминирует именно полугодовая компонента. Более четко полугодовые вариации выражены на этих высотах у концентрации О, амплитуда изменения которой может составлять 3 - 4. Абсолютные концентрации молекулярного азота таких заметных полугодовых вариаций не обнаруживают. Поскольку выше примерно 200 км [O]>[N2], полугодовые вариации атомного кислорода на спутниковых высотах проявляются и в полугодовых вариациях плотности, о которых мы уже упоминали. Здесь концы с концами сходятся.
Однако неприятности, и очень существенные, имеются и на этих высотах. В то время как ниже 200 км величины [О] и [N2] зимой выше, чем летом, на спутниках обнаружена прямо противоположная картина. Что это означает? Прежде всего, что имеется некая высота, где происходит изменение знака сезонной вариации абсолютных концентраций О и N2. Какова точно эта высота и каков механизм такого изменения, еще предстоит установить.
Преобладание зимних концентраций О над летними на высотах 300 - 400 км порождает и другую трудность. Ведь, как мы говорили выше, зимние величины плотности атмосферы всюду на высотах, больших 100 км, ниже летних. Ниже 200 км это вполне согласуется с сезонными вариациями [О] и [N2]. А вот выше... Выше получается вопиющее противоречие. Ведь основная компонента на высотах 300 - 400 км - это атомный кислород. Он-то и обеспечивает "общую" плотность атмосферы. Как же эта плотность может меняться в противофазе с [О]!
Здесь налицо явное противоречие двух групп экспериментальных данных: о q - по торможению спутников и о концентрации N2 и О - по масс-спектрометрическим измерениям. И пока это противоречие не устранено, нельзя, конечно, говорить о законченной картине вариаций параметров верхней атмосферы в течение года.
Очень важной современной проблемой строения верхней атмосферы является проблема граничных условий, или проблема турбопаузы. Мы уже говорили, что до высоты 105 - 120 км (турбопауза) атмосфера перемешана, а выше вступает в силу закон диффузионного разделения. Во многих моделях атмосферы считалось, что условия в турбопаузе неизменны (параметры атмосферы на h≈120 км брались обычно в качестве граничных условий) и не зависят от внешних факторов - сезона, солнечной и магнитной активности и т. п. В таких моделях все изменения состава верхней атмосферы происходили лишь за счет изменения температуры экзосферы и соответствующего перераспределения концентраций атомов и молекул по барометрической формуле.
Однако наблюдения последних лет показали, что характеристики турбопаузы не остаются неизменными - и абсолютные и относительные концентрации газов меняются в зависимости от условий. Не все эти вариации изучены до конца. Но уже ясно, что особенно остро реагирует состав газа на уровне турбопаузы на геомагнитные возмущения. Мы еще вернемся к этому вопросу в главе 4, говоря о поведении области F2 во время магнитных бурь.
Откуда ветер дует?
Исторически развитие аэрономии шло таким образом, что строение и фотохимию атмосферы рассматривали сначала в полном отрыве от атмосферной динамики. Даже область F2, более всего, как выяснилось позже, подверженную влиянию динамических процессов, первоначально считали результатом действия только процессов ионизации и рекомбинации. Лишь в конце пяти- десятых - начале шестидесятых годов стало ясно, какую большую роль играет в формировании слоя F2 амбиполярная диффузия. Еще через десятилетие подошли к пониманию роли другого динамического фактора - потоков плазмы из протоносферы в ионосферу и обратно. И наконец, в самое последнее время стали привлекать для объяснения особенностей поведения области F2 систему нейтральных ветров.
Различные динамические процессы - ветры, дрейфы, волны - привлекаются в последние годы для объяснения многих явлений в верхней атмосфере. Дальше мы увидим, как тесно связано состояние ночной ионосферы на высотах 100 - 200 км с профилем горизонтального ветра. Горизонтальные ветры могут быть причиной полугодовых вариаций нейтрального состава атмосферы и изменения количества окиси азота в нижней ионосфере, гравитационные волны влияют, видимо, на распределение профиля свечения атмосферных эмиссий и т. д.
Сколь-нибудь подробное описание (или даже классификация) динамических процессов в верхней атмосфере выходит за рамки данной книги. Равно как описание методов их исследования и связанных с этим проблем. Ограничимся здесь лишь краткой формулировкой основных положений, которые могут помочь при чтении дальнейших глав.
Когда говорят о ветрах в верхней атмосфере, то имеют в виду, как правило, движение нейтрального газа, глобальное по масштабу и медленно меняющееся во времени. На рассматриваемых здесь высотах нейтральный ветер в основном связан с тепловыми эффектами, т. е. с тем, какие географические области сильнее нагреты.
В области Е зональный ветер (ветер вдоль параллели) направлен с востока на запад зимой и с запада на восток летом. Это связано, видимо, с тем, что зимой полярная область на высотах 80 - 100 км теплее приэкваториальной, а летом - наоборот.
Меридиональная компонента ветра на этих высотах менее регулярна. В среднем зимой ветер дует к экватору на всех широтах, а летом - только на низких. В высоких широтах летом ветер чаще дует к полюсам.
Выше 200 км ветер в среднем направлен к полюсу вблизи полудня и к экватору - ночью. Скорость ветра составляет около 200 - 300 м/с на ночной стороне и 50 - 100 м/с - на дневной. Образно можно себе представить, что атмосферный газ растекается от послеполуденного вздутия к самой холодной (раннее утро) части атмосферы, как через полюс, так и зонально, вдоль параллели (на низких широтах). Ниже, в параграфе про область F, мы увидим, как эта картина нейтральных ветров используется для объяснения изменчивости высоты и формы слоя F2 в течение суток.
Вертикальные движения нейтрального газа (вертикальные ветры) измерять очень трудно, поэтому информации о них пока мало. Ясно, однако, что, во-первых, вертикальные ветры должны быть много слабее горизонтальных и, во-вторых, скорость вертикальных ветров должна расти с высотой. Современные оценки дают скорости около 1 см/с в области D и 2 - 3 м/с на высоте 300 км. Такие скорости слишком малы, чтобы вертикальные ветры могли влиять на рассматриваемые в этой книге ионизационно-рекомбинационный баланс и равновесные концентрации различных частиц. Однако в других важных проблемах верхней атмосферы (например, в проблеме теплового баланса) вертикальные ветры могут играть существенную роль даже и при небольших скоростях, приведенных выше.
Необходимо отметить здесь одну особенность системы горизонтальных нейтральных ветров на высотах 100 - 200 км. Это появление большой изрезанности профиля ветра, особенно в ночное время. В соседних слоях атмосферы, отстоящих друг от друга на 5 - 7 км, ветер может дуть в разные стороны. Ниже мы поговорим подробно о том, как это влияет на распределение ночной ионизации на этих высотах.
Для характеристики упорядоченного движения заряженных частиц в верхней атмосфере используют термин "дрейф". Дрейф ионизации может вызываться различными причинами. Прежде всего, это нейтральный ветер. На интересующих нас высотах плазма (заряженные частицы) вкраплена в достаточно плотную среду нейтральных частиц и при движении последних, естественно, движется вместе с ними. Однако присутствие в верхней атмосфере магнитных и электрических полей вызывает собственные движения заряженных частиц, поэтому дрейф последних далеко не всегда совпадает с нейтральным ветром.
Так, при движении ионосферной плазмы за счет нейтрального ветра под углом к силовым линиям магнитного поля появляется дополнительная компонента дрейфа вверх (или вниз, смотря куда, направлен нейтральный ветер). Этот вертикальный дрейф играет большую роль в формировании узких слоев в ионосфере (так называемый механизм ветрового сдвига) и в изменениях, происходящих в течение суток в области F2.
Очень активно изучаются в последнее время различные волновые процессы в верхней атмосфере. Чаще упоминаются при этом "внутренние" (низкочастотные аналоги звуковых) волны, распространяющиеся, в отличие от "внешних", не горизонтально, а вертикально. При периоде колебаний таких волн порядка нескольких минут природу волновых движений усложняет гравитация - появляются так называемые гравитационные волны.
Именно эти внутренние гравитационные волны и пытаются в настоящее время привлечь для объяснения многих явлений в верхней атмосфере, от эмиссий ночного неба до нейтрального состава во время магнитной бури. Но количество конкретных достижений в этом направлении пока невелико, поэтому мы почти не будем возвращаться к гравитационным волнам. Однако, вне сомнения, в недалеком будущем в книгах такого рода динамическим процессам и в том числе волнам придется уделять целые главы. Такова тенденция современного развития физики верхней атмосферы, или, иначе говоря, именно оттуда "дует ветер".
2. Сфера заряженных частиц
Ионосферу можно образно представить себе в виде сферы заряженных частиц, окружающей Землю. Более строго под ионосферой понимают фиксированную область высот в верхней атмосфере, что-нибудь от 50 до нескольких тысяч километров.
Кое-что о структуре
На самом деле никаких четких границ ионосферы (сферы, где имеются ионы, т. е. заряженные частицы) не существует. Некоторое количество заряженных частиц (положительных и отрицательных ионов) имеется даже в приземном слое воздуха. Правда, по происхождению они отличаются от заряженных частиц в собственно ионосфере, они - продукт радиоактивности, как естественной, так в последнее время, увы, и искусственной.
Но начиная со стратосферных высот атмосфера содержит заряженные частицы вполне нормального происхождения, они - порождение космических лучей. Их концентрация на высотах 20 - 30 км, согласно ракетным измерениям, может достигать и даже превосходить тысячу ионов на кубический сантиметр, что ничуть не меньше, чем количество заряженных частиц в области D ионосферы. И все же область высот ниже 50 км практически никогда не относят к ионосфере. Почему?
Потому что исторически под ионосферой понимали область атмосферы, влияющую на распространение радиоволн. Именно благодаря этому влиянию ионосфера и была открыта, именно наземные методы распространения радиоволн и служили источником информации об ионосфере в первые десятилетия ее изучения.
Для распространения радиоволн важна не просто концентрация заряженных частиц в единице объема. Важно, какие это частицы. Ни положительные, ни отрицательные ионы на распространение радиоволн практически не влияют (мы не говорим сейчас о специальных случаях вроде некогерентного рассеяния или свистящих атмосфериков). Все влияние на распространение определяется электронами, которые в силу своей малой массы относительно легко взаимодействуют с полем волны. Таким образом, с точки зрения радиофизики ионосфера кончается там, где "исчезает (или становится пренебрежимо мала) концентрация свободных электронов.
В верхней атмосфере, ниже примерно 80 км, количество свободных электронов быстро падает с уменьшением высоты из-за очень активных процессов прилипания этих электронов к нейтральным частицам. В результате на высоте около 50 км концентрация электронов становится уже настолько мала (скажем, не более 10 электронов на кубический сантиметр), что она практически неощутима методами распространения радиоволн. С точки зрения радиофизики, это и есть нижняя граница ионосферы. Ну а с точки зрения аэрономии? С точки зрения аэрономии - это неправильно. Заряженные частицы на высоте 30 или 40 км ничуть "не хуже" таких же частиц на высотах 60 - 70 км. Почему же последние относятся к ионосферной физике, а первые - нет? И все же бытует исторически более ранняя концепция распространения радиоволн. Ионосфера начинается на высотах 50 - 60 км, где появляются заметные концентрации электронов. Нам остается лишь принимать эту концепцию, а на высотах 20 - 40 км... На этих высотах рассматривать ионы просто как малые составляющие, входящие в компетенцию физикохимии мезосферы и стратосферы.
Итак, начиная с этой принятой нами нижней границы, давайте, двигаясь вверх, посмотрим, как устроена земная ионосфера, из каких частиц, и в каком количестве, она состоит, как ведет себя в пространстве и во времени. Но прежде сделаем еще одно отступление по поводу терминологии "слоев" и "областей".
Когда на первых ионограммах обнаружили, что отражение радиоволн происходит от фиксированных высот, решили, что на этих высотах располагаются слои заряженных частиц, которые и действуют как своего рода электронные зеркала на радиоволны. Слои эти обозначим снизу вверх заглавными буквами латинского алфавита: D, Е и F. Позднее выяснилось, что слой F довольно часто дает два отражения от разных высот, поэтому ввели стратификацию: слой F1 и слой F2.
Первые же ракетные измерения показали, что никаких сколь-нибудь выраженных слоев в ионосфере не существует. Имеется единый монотонный профиль изменения концентрации электронов с высотой, на котором (на высотах 250 - 300 км) виден один основной максимум, который и отождествляется со слоем F2. Остальные отражения, наблюдаемые на ионограммах, происходят не от реальных слоев, а от областей в ионосфере (или точек на высотном профиле [е]), где выполняются определенные условия на величину и градиент электронной концентрации.
Поскольку, однако, к этому времени стало понятно, что разным слоям (или просто разным высотам) соответствует разная физика, отказавшись от буквального понятия "слой", заменили его понятием "область". Стали говорить об области D (60 - 90 км), области Е (90 - 130 км), области F1 (170 - 200 км) и области F2 (200 - 400 км). Несколько раз заходил разговор о существовании области (слоя) С на высотах 50 - 60 км, где некоторые методы измерения [е] дают пик электронной концентрации. Однако широкого распространения концепция слоя С не получила.
Хотя выражение "область" и вытеснило в основном термин "слой", последний иногда используется в литературе (особенно чтобы избежать повторения часто встречающегося слова "область"), но, конечно, лишь как синоним слова "область", а не в своем буквальном значении.
Где сколько электронов
Итак, двигаясь вверх от нашей условной границы 50 км и игнорируя существование проблематического слоя С, мы оказываемся в области D. Это самая тяжелая для исследования часть ионосферы. Почему? Об этом мы поговорим в главе, посвященной области D. Сейчас отметим главное. Область D - единственная область ионосферы, где "уживаются" три типа заряженных частиц: положительные и отрицательные ионы и электроны. Ниже, как мы отмечали, практически нет электронов - они все присоединились к нейтральным частицам и образовали отрицательные ионы. Выше (в области Е) совсем нет отрицательных ионов. Плотность нейтрального газа здесь недостаточна для эффективного прилипания электронов к нейтралам.
Значит, именно в области D происходит "смена власти". Царство отрицательных ионов сменяется царством электронов. Поскольку процесс непрерывный, обязательно где-то есть высота Ар, где концентрации электронов и отрицательных ионов равны. Точное значение hр пока не известно, равно как плохо известны и величины отношения количества отрицательных ионов к количеству электронов ([Х-]/[е] = λ) ниже hр. Считается, что hр≈75 км днем в спокойных условиях. Ночью высота hр должна возрастать, а во время сильных возмущений (вспышка, полярное сияние) - падать. Поскольку в силу так называемой квазинейтральности ионосферной плазмы всегда количества положительно и отрицательно заряженных частиц в единице объема равны:
мы можем полагать выше hр [Х+]≈[е] и ниже hр [X+]≈[X-].
Рисунок дает пример распределения заряженных частиц в области D для нормального спокойного дня и двух крайних случаев - спокойной ночи и возмущенного дня. Иллюстрируя все сказанное об изменении соотношения между [е] и [Х-], рисунок дает в то же время представление о том, как сильно могут изменяться абсолютные концентрации всех заряженных частиц и прежде всего интересующей нас электронной концентрации.
На самом деле изменчивость электронной концентрации в области D очень велика. Несмотря на технические трудности измерения этой концентрации, известно уже несколько типов вариаций [е] в зависимости от разных геофизических параметров. Чтобы не усложнять наш рассказ, мы не будем останавливаться на этих регулярных вариациях, но посвятим несколько фраз аномальным (возмущенным) условиям в области D.
Больше всего нас будут интересовать три типа возмущений: солнечные вспышки, явления поглощения в полярной шапке и так называемая зимняя аномалия.
Первый тип возмущения состоит в резком увеличении концентрации заряженных частиц в области D (иногда в 100 раз и более) непосредственно после вспышки на Солнце. Вызывается такое возмущение, совершенно очевидно, рентгеновским излучением вспышки, которое обычно бывает в сотни и тысячи раз сильнее излучения спокойного Солнца.
Второй тип возмущения также связан с солнечными вспышками, но более косвенным образом. Оно вызывается протонами с энергиями в десятки миллионов электронвольт, вторгающимися в высокоширотную область земной атмосферы (выше примерно 70-й геомагнитной широты - это и есть область полярной шапки) после вспышки на Солнце.
Третий тип возмущения - зимняя аномалия поглощения - состоит, как было установлено относительно недавно, также в довольно сильном увеличении концентрации заряженных частиц на высотах области D. Это увеличение может происходить в 5 - 10 раз, и вызывается оно... Вот, правда, чем оно вызывается, пока достоверно неизвестно. Отмечают лишь, что во время появления зимней аномалии наблюдаются, как правило, различные явления в нижележащих слоях нейтральной атмосферы: стратосферные потепления, смена режимов циркуляции и т. д.
Все три типа возмущений очень характерны для области Z), и их изучение уже дало, как мы увидим в главе 5, много ценного для физики нижней ионосферы. Что касается ионного состава области D, то измерения этого состава еще настолько малочисленны и уникальны, что о них пойдет отдельный подробный разговор. Здесь для общности отметим лишь, что вопрос с химическим отождествлением отрицательных ионов все еще остается открытым, хотя несколько первых измерений их состава и было сделано. С положительными ионами дело обстоит несколько лучше: мы знаем, что в области D наблюдаются в основном положительные ионы-связки (Н3O+, Н5O+, NO+×H2O и т. д.) и обычные ионы NO+ и O2+. Соотношение между этими двумя типами ионов сильно меняется в зависимости от условий, что дает нам ключ к пониманию физики ряда процессов (см. главу 5). Заканчивая рассказ о структуре области D, остается добавить, что в ней всегда, по современным представлениям, температура электронов равна температуре нейтральных частиц.
Переходя теперь к вышележащим областям ионосферы, мы имеем одно несомненное преимущество. Нам больше не 'нужно беспокоиться о распределении разных заряженных частиц (как это было в области D). Все, что нас интересует, это профиль электронной концентрации, ибо он выше 90 км всегда тождествен профилю суммарной концентрации положительных ионов.
На рисунке схематически показаны два таких профиля - для дневных и ночных условий. Если мы будем двигаться вверх от высоты 90 км вдоль дневного профиля, величина [е] будет довольно быстро (иногда на порядок величины) возрастать до высоты примерно ПО км, где темп увеличения [е] с высотой резко замедляется. Эта точка перегиба на профиле электронной концентрации и фиксируется на ионограммах как дневной слой Е. Концентрация электронов здесь обычно составляет (3÷-:10) 104 см-3.
Двигаясь дальше вверх, мы наблюдаем постепенное увеличение [е] вплоть до максимума области F2, где [е] обычно составляет около 106 см-3. Где-то в области высот 180 - 200 км темп изменения электронной концентрации меняется: относительно слабое возрастание [е] между областями Е и F (130 - 180км) сменяется более быстрым ростом в основании области F2 (более 200 км). Если это изменение темпа выражено достаточно хорошо, соответствующая точка перегиба проявляется на монограмме, и мы говорим, что появился слой F1.
Ночью картина несколько отлична. Концентрация в максимуме области Е оказывается в 10 - 100 раз меньше, чем днем. Уменьшение [е] между областями Е и F1 происходит еще сильнее, поэтому ночью иногда максимум области Е может выглядеть как реальный слой с падением [е] выше и ниже максимума. На профиле [е] на высотах 100 - 170 км появляется сильная изрезанность, причем перепады концентрации между соседними максимумами и минимумами могут достигать фактора 3 - 4. Иногда (особенно часто это случается в ночное время) в области Е может появляться узкий (с полушириной порядка нескольких километров) слой электронной концентрации (на нашем рисунке он показан пунктиром) с максимальной величиной [е], в 3 - 5 и даже в 10 раз превышающей концентрацию на соседних высотах. Это так называемый спорадический слой Е, обычно обозначаемый как Еs. Он хорошо виден на монограммах вертикального зондирования ионосферы.
Изрезанность ночного профиля электронной концентрации в области высот 100 - 170 км и появление спорадического слоя Es говорят (как увидим в главе 4) о сильном влиянии динамических процессов на ночную ионосферу.
В области F2, как видно на рисунке, концентрация электронов также сильно уменьшается ночью, при этом повышается и высота максимума [е].
Намереваясь двинуться, в нашем рассказе о профиле [е], дальше вверх, выше максимума области F2, мы неизбежно наталкиваемся на вопрос: а до каких пор дальше? Где верхняя граница ионосферы?
Вопрос этот не имеет общепринятого решения. В качестве верхней границы ионосферы рассматривают иногда высоту, где сравниваются концентрации ионов кислорода и водорода. Это происходит в зависимости от условий на высотах 600 - 1000 км. Область, лежащую выше, называют тогда протоносферой. Иногда границей ионосферы считают область, где столкновения между частицами становятся несущественными и ионы и электроны начинают "жить" по законам бесстолкновительной плазмы. В этом случае ионосфера переходит прямо в плазмосферу. Наконец, иногда, чисто условно, в качестве верхней границы ионосферы берут высоту (≈1000 км), где сравниваются концентрации нейтральных и заряженных частиц. Тот факт, что вопрос о верхней границе ионосферы окончательно не решен, является лучшим доказательством того, что он и не очень важен и носит скорее терминологический характер. Говоря "ионосфера", все обычно имеют в виду ту область верхней атмосферы, которая наиболее важна для практических целей, т. е. оказывает наибольшее влияние на распространение радиоволн. Это высоты от 50 до 400 - 500 км. Именно этим интервалом высот ограничим свое рассмотрение и мы.
Как много разных ионов...
Следующим важным параметром после электронной концентрации является ионный состав. Ведь если все электроны одинаковы, то ионов наблюдается много и разных. И они сильно различаются по массе, химическим свойствам, даже размерам. Вопрос о том, из каких именно ионов состоит ионосфера на данном уровне, имеет, как мы увидим, очень большое значение для аэрономии.
В области Е ионосфера состоит целиком из ионов NO+ и O2+ (см. рисунок). Днем эти ионы представлены на высотах 100-130 км примерно в равных количествах ([NO+]/[0+]≈1). Ночью доля ионов NO+ возрастает и отношение [NO+]/[0+] может достигать 5-8.
Картина изменения ионного состава в области Е была бы очень простой и понятной, если бы время от времени там не появлялись так называемые метеорные ионы. Здесь нам придется сделать небольшое отступление и рассказать об этом интересном явлении в верхней атмосфере.
В ряде масс-спектрометрических экспериментов (впервые это сделал советский ученый В. Г. Истомин в 1961 году) были обнаружены наряду с обычными азотно-кислородными ионами также неожиданные для атмосферы ионы: Na+, Fe+, К+, Ca+, Mg+, A1+, Si+ и т. д. Большинство из них- ионы металлов, поэтому их так и стали называть ионами металлов или металлическими ионами. Но среди них есть и кремний - неметалл, поэтому такое название не совсем точно. Предполагая, что эти ионы появляются в результате испарения в верхней атмосфере микрометеоров, их стали называть метеорными ионами- название также не совсем точное, поскольку метеорная природа этих ионов окончательно не доказана и обсуждаются и другие источники их происхождения. За неимением лучшего мы будем пользоваться этим последним названием, помня, однако, о его некой условности.
Метеорные ионы появляются обычно на профилях распределения ионных концентраций в виде узких слоев с полушириной в несколько километров или даже сотни метров и с очень большим градиентом концентрации от максимума к краям слоя. Как правило, концентрация этих ионов примерно на порядок меньше, чем концентрация основных ионов N0+ и 0+ (такой случай изображен на рисунке внизу). При этом метеорные ионы практически не влияют на профиль электронной концентрации. Однако наблюдаются ситуации, когда концентрация этих ионов в максимуме сравнима с концентрацией ионов 0+ и N0+ в окрестностях слоя или даже превышает ее (см. рисунок на стр. 34). В этом случае метеорные ионы влияют на основные ионосферные характеристики двояко. Во-первых, появляется пик на профиле электронной концентрации, соответствующий пику метеорных ионов. Во-вторых, внутри узкого слоя этих ионов резко уменьшаются (часто ниже границы чувствительности масс-спектрометра) концентрации обычных ионов 0+ и N0+.
Хотя слои метеорных ионов регистрировались примерно в двух десятках масс-спектро-метрических экспериментов, закономерность их появления все еще плохо понятна. Известно лишь, что чаще всего эти слои появляются в двух высотных интервалах: 92 - 93 и 105 - 110 км. Однако регистрировались такие слои и на других высотах, практически во всей области от 80 до 140 км. Другая особенность этих слоев - одновременное появление нескольких различных ионов (скажем, Mg+, Fe+, Na+) внутри одного слоя. При этом относительная концентрация метеорных ионов может быть различна - в одних случаях в слое доминирует Fe+, в других - Mg+, а иногда слой может состоять, скажем, практически из ионов Na+ с небольшой добавкой К+, Са+ или других ионов. В целом, чаще в таких слоях встречаются, ионы магния и железа.
Что касается физикохимии метеорных ионов, то она все еще известна очень плохо. Единственное, что представляется несомненным - это роль механизма ветрового сдвига (см. главу 4, о ночной ионизации выше 100 км) в формировании узких слоев указанных ионов и связь их с появлением спорадического слоя Es.
Но вернемся к описанию "нормального" ионного состава. Двигаясь вверх от области Е, мы обнаружим, что относительное количество (т. е. доля [NO+]/[e] и [0+]/[е] ионов N0+ и 0+ начинает уменьшаться. Их вытесняют ионы атомного кислорода, которые уверенно регистрируются с высот 130 - 140 км. Относительная концентрация ионов 0+ быстро возрастает с высотой и уже на высотах 170 - 190 км днем количество ионов 0+, с одной стороны, и NO+ и О2+ - с другой, оказывается равным. Выше безраздельно доминируют ионы 0+ и ионосфера становится практически чисто атомной. Однако ионы N0+ и О+ прослеживаются масс-спектрометром до больших высот - в максимуме области F2 их концентрация составляет около 1% общей концентрации ионов. И это, как мы увидим, очень важно. Ведь молекулярные ионы очень активные участники процесса рекомбинации. Даже в таких малых относительных количествах они все еще играют первую скрипку в рекомбинаций в слое F2.
Почти одновременно с ионами О+ на масс-спектрах начинают появляться ионы атомного и молекулярного азота (N+ и N2+). Ионы N+ ведут себя как младший партнер ионов атомного кислорода - высотный профиль N+ довольно точно повторяет профиль ионов О+, однако концентрация составляет около 10% от [О+]. Ионы N+ образуют в ионосфере типичный слой с максимумом на высотах 180 - 220 км, причем эти ионы всегда остаются малой ионной компонентой - их относительная концентрация обычно не превосходит 10 - 15 %.
Выше максимума области F2 к безраздельно господствующим там ионам О+ начинают примешиваться ионы гелия, а потом и водорода. Ионы гелия не в силах составить достойной конкуренции ионам 0+ и так и остаются малой ионной компонентой, достигая максимальной относительной концентрации 10-20% на высотах 500 - 600 км. А вот относительная концентрация ионов водорода неуклонно растет с высотой и наступает момент (точнее, высота), где концентрации Н+ и 0+ сравниваются. Выше доминируют ионы Н+. Это и есть протоносфера.
Ночью изменение ионного состава с высотой происходит в принципе так же, с той лишь разницей, что смена режима от молекулярных ионов к 0+ происходит на больших высотах. Ионы N+ и N2+, как правило, ночью не регистрируются.
Все, что мы рассказали здесь об изменении ионного состава с высотой, отображено на двух рисунках на стр. 35 (для дня и ночи соответственно). На этих рисунках показано относительное содержание всех рассмотренных ионов, причем ширина области, занятой данным ионом на данной высоте, равна его относительной концентрации в процентах. Например, на высоте 200 км днем [0+]/[е] = 45 %; [N+]/M = 5% ; [N2+ ]/[е] =10%; [NO+]/[e]=20 % и[О2+]/[е] = 20%.
Какова температура электронов
Мы уже говорили о температуре верхней атмосферы. Говорили об ее изменении и о связанном с ним делении атмосферы на области. Но при этом всюду шла речь о температуре нейтральных частиц Тн.
Возникает вопрос: будут ли заряженные частицы в ионосфере иметь ту же температуру, что и нейтральные атомы и молекулы окружающего газа? Вопрос этот, далеко не простой, вызвал в свое время много дискуссий, а некоторые частные проблемы не решены до конца и по сей день.
На вопрос о том, отличается ли температура ионов Ти от температуры нейтралов Тн, сегодня следует ответить отрицательно. Нет, достаточно тяжелые ионы не успевают получить необходимого избытка энергии, чтобы их температура повысилась заметным образом, поэтому считают (в пределах современных точностей), что Ти=Тн.
Поделиться книгой: