Алексей Данилов - Популярная аэрономия

Давайте посмотрим, что же известно сегодня о влиянии всех этих факторов на плотность, температуру и состав верхней атмосферы, опуская детали и спорные вопросы.

Плотность атмосферы на высотах, больших 120 - 150 км, различна днем и ночью. Днем она больше - максимум g в суточном ходе наступает около 14 - 16 часов местного времени. Если бы мы могли посмотреть на Землю из космоса и при этом увидеть верхнюю атмосферу, мы обнаружили бы, что последняя несимметрична: чуть восточнее подсолнечного меридиана (меридиана, где сейчас полдень) вся атмосфера слегка выпучена - наблюдается вздутие. В аэрономии так и говорят: "дневное вздутие атмосферы". Насколько атмосфера вздута (т. е. каково отношение плотности g в максимуме и минимуме суточной кривой) и на какое точно местное время приходится максимальное вздутие - это вопросы сложные и выходящие за рамки нашего изложения. Заметим только, что, по современным представлениям, параметры вздутия сами зависят от нескольких факторов - широты, сезона, солнечной активности.

Глядя на Землю извне, мы обнаружим, что верхняя атмосфера несимметрична и вдоль меридиана. Характер широтного распределения g зависит от сезона и времени суток. Например, в период равноденствия днем плотность от экватора к средним широтам будет спадать, а ночью, наоборот, расти. При этом ночью в широтном ходе g могут наблюдаться один или два минимума - в районе экватора и на широте около 70°.

Зависимость плотности от солнечной активности в целом известна, пожалуй, лучше всего. Упрощенно ее можно сформулировать так: чем выше активность, тем выше плотность, и чем больше высота, тем амплитуда этого изменения больше. (Так, на высоте 150 км среднее значение g меняется от максимума к минимуму солнечного цикла на 10 - 20%, а на высоте 400 км g изменяется уже в несколько раз.) Но, конечно, наличие других вариаций, и прежде всего суточных и сезонных, существенно усложняет нарисованную простую картину.

Больше всего дебатов вызвала изменчивость плотности верхней атмосферы в течение года. Какие вариации преобладают в годовом ходе g - годовые или полугодовые? Когда плотность на заданной высоте больше - зимой или летом?

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.