Текст книги "Популярная аэрономия"

Автор книги: А. Данилов

сообщить о нарушении

Текущая страница: 6 (всего у книги 10 страниц)

Роль этого механизма в создании изрезанностей на распределении электронной концентрации прекрасно и наглядно подтверждается при сопоставлении одновременных измерений электронной концентрации и скорости горизонтального ветра. Одно из таких сопоставлений (взятое из оригинальной работы) приведено на рисунке: точки сходимости и расходимости на профиле вертикального дрейфа, вызванного горизонтальным ветром, действительно соответствуют максимумам и минимумам на профиле электронной концентрации.

Группа японских ученых, много сделавших для развития гипотезы рассеянного излучения, провела серию одновременных измерений [е] и структуры ветра на высотах 100 – 170 км. Авторы получили, во-первых, что профиль электронной концентрации в течение ночи сильно изменяется. Происходит смещение максимумов и минимумов, понижение "долины" и т. д. И во-вторых, все это изменение полностью следует за изменением в течение ночи структуры горизонтальных ветров.

Итак, гипотеза рассеянного излучения, привлекая ветер, дала очень красивое решение задачи о ночном источнике ионизации на высотах 100 – 170 км. Значит ли это, что проблема решена полностью и можно к ней не возвращаться? Увы, нет. Все, что мы говорили о согласии теории и эксперимента, относилось к невозмущенным условиям, когда ночные электронные концентрации достаточно низки (скажем, на высоте 120 км порядка (2 ÷3) 103 см-3). Но общее количество электронов в ночной области высот 100 – 170 км сильно меняется. И обеспечить нужную скорость ионизации в случае достаточно высоких [е] (на высоте 120 км это будет соответствовать примерно 104 см-3) рассеянное излучение не может. Не может оно объяснить и того факта, что случаи более высокой ионизации демонстрируют явную связь с моментами повышенной геомагнитной активности.

Значит, мы снова возвращаемся к корпускулярной гипотезе. Но теперь с несколько других позиций. Корпускулы нужны нам, чтобы объяснить повышение ионизации над "фоном" (даваемым рассеянным излучением) при возмущениях магнитного поля Земли. Но нужны-то они нужны, а вот действительно ли они существуют? Ведь что касается измерений самих электронов с E=1÷10 кэВ, то измерять их трудно, и результаты разных авторов расходятся. Одни "видят" их своими приборами и получают достаточные величины потоков для обеспечения g. Другие "не видят" совсем или получают столь малые потоки, что о вкладе в ионизацию E – области и говорить не приходится. Третьи... Третьи не измеряют ни того, ни другого, но задают простой вопрос: откуда на средних широтах могут взяться электроны столь малых энергий? И это очень неприятный вопрос для сторонников корпускулярной гипотезы. Ведь, если бы эти электроны пришли извне, земное магнитное поле должно было бы их отбросить к полюсам, в высокоширотную ионосферу. А если они образовались внутри ионосферы, то где и с помощью какого механизма?

Вот в этом-то и состоит суть современной проблемы ночной ионизации. Мы получаем все больше убедительных аэрономических доказательств роли корпускул в ночной области Е на средних широтах, но еще не имеем ни непреложного экспериментального доказательства существования необходимых корпускулярных потоков, ни теоретического объяснения их природы.

А в остальном, как говорится, все вполне ясно.

Борьба динамики и фотохимии

Мы поговорили подробно об ионосфере на высотах 100 – 200 км. Теперь поднимемся выше, в область F2, где расположен главный максимум распределения электронной концентрации. Существование этого максимума известно давно; именно он лучше всего наблюдается с наземных ионосферных станций. Но вот как и почему он образуется? Для ответа на этот вопрос уже недостаточно всего, что мы знаем о фотохимии (т. е. о скорости ионизации и рекомбинации) заряженных частиц. Необходимо рассматривать их перераспределение в результате динамических процессов. Попробуем понять, почему это необходимо.

На высотах слоя F2 уравнение фотохимического равновесия для электронной концентрации записывается в виде (26):

Равновесие для электронной концентрации

где β – линейный эффективный коэффициент рекомбинации.

Он определяется скоростью трансформации атомных ионов О+ и N+, которые образуются в результате ионизации атомов О и молекул N2 – основных нейтральных частиц на этих высотах,– в молекулярные, рекомбинирующие с электронами по реакциям диссоциативной рекомбинации. Трансформация эта происходит при участии нейтральных молекул N2 и О2 в основном по реакциям:

Формула 30

Значит, коэффициент р прямо пропорционален концентрациям молекулярных составляющих атмосферы. А скорость ионизации g? Величина g определяется количеством нейтральных атомов, поскольку они являются основной ионизуемой компонентой на рассматриваемых высотах. Что же получается? Концентрация электронов, согласно формуле (26), прямо пропорциональна концентрации атомов и обратно пропорциональна концентрации молекул, т. е. грубо говоря, [е]∞[A]/[М]. Поскольку основными нейтральными атомами в области F2 являются атомы кислорода, а основными молекулами – молекулы азота, пишут более конкретно: [e]∞[О]/[N2]. Отметим себе, это простое соотношение – сегодня его рассматривают как ключ к решению многих проблем F – области. А сейчас вернемся к основному вопросу, почему фотохимия одна не в силах объяснить существование области F2.

Поскольку молекулы – более тяжелые частицы, чем атомы, их концентрация выше примерно 120 км (уровня диффузионного разделения) уменьшается с высотой быстрее, чем концентрация атомов. Более тяжелые молекулы как бы тонут в атмосфере более легких атомов. Последнее означает, что отношение [0]/[N2] будет все время расти с высотой, а следовательно, должна возрастать и концентрация электронов. Пока мы поднимаемся от 200 к 300 км нас это устраивает. Наша теория объясняет рост [е] ниже максимума слоя F2. Двигаемся выше. И тут – стоп! Выше что-то не то. Мы проходим максимум слоя. А откуда, собственно, слой? По фотохимической теории, должен продолжаться рост концентрации электронов, а в реальной атмосфере начинается уменьшение [е] с высотой. В чем же дело? Видимо, мы пришли к верхней границе применимости фотохимической теории. И действительно, выше максимума слоя F2 уравнение (26) уже неприменимо, так как не учитывается процесс, который на этих высотах начинает играть существенную роль. Этот процесс – амбиполярная диффузия заряженных частиц. Теперь мы должны ввести в уравнение (26) новый член, определяющий изменение концентрации электронов за счет вертикального переноса путем диффузии:

Формула 31

Возникает вопрос, почему мы не рассматривали процесс диффузии раньше, когда говорили об ионосфере ниже 200 км. Ответ на него связан с уже встречавшимся на страницах этой книги понятием "время жизни".

На высоте, скажем, 150 км фотохимическое время жизни электрона довольно мало (днем -10 с), а время жизни относительно диффузии велико (десятки минут). За те секунды, что электрон "живет", диффузия просто не успевает переместить его на какое-нибудь существенное расстояние. В уравнении (31) это будет означать, что член со мал по сравнению с двумя остальными и им можно пренебречь. Так и получается уравнение фотохимического равновесия (26).

Но скорость процессов диффузии очень сильно зависит от плотности нейтральных частиц в атмосфере. Чем выше эта плотность, тем меньше скорость диффузии. Двигаясь от 150 км вверх, мы обнаруживаем, что скорость диффузии быстро растет (так как падает плотность газа) и соответственно диффузионное время жизни электронов падает. Время жизни относительно фотохимии растет с высотой, поэтому наступает момент (т. е. высота), когда эти времена сравниваются. Выше полностью царит амбиполярная диффузия.

К чему же она стремится? К установлению диффузионного распределения заряженных частиц. Согласно такому распределению, концентрация ионов и электронов должна монотонно уменьшаться с высотой, примерно вдвое медленнее, чем концентрация нейтральных частиц в условиях диффузионного равновесия.

Вот вам и конфликт! Фотохимия стремится установить распределение, при котором концентрация, скажем, электронов непрерывно растет с увеличением высоты. У диффузии прямо противоположная цель – привести заряженные частицы к распределению, при котором их концентрация будет с высотой уменьшаться. Происходит борьба двух процессов – фотохимии и диффузии – за право контролировать поведение ионов и электронов. Кто побеждает в этой борьбе, зависит от соотношения сил (скорости процессов), а последнее меняется с высотой. С ростом высоты скорость фотохимических процессов уменьшается, а эффективность процессов диффузии растет. При движении вверх найдется такая высота, где скорость процессов фотохимических и диффузии окажется сравнимой. Выше заряженные частицы будут подчиняться законам диффузии, а ниже – законам фотохимии. В идеальном случае на этой высоте и будет находиться максимум слоя, образованного "соревнованием" между двумя процессами. Именно так и объясняется в настоящее время существование максимума слоя F2 – основного ионосферного максимума – в распределении электронной концентрации.

Фотохимия

Такова в общих чертах картина образования области F2. Объясняет ли она данные наблюдений за поведением этой области? Следует подчеркнуть, что данных этих много – гораздо больше, чем, скажем, об области Е или тем более D. Ведь слой F2 – главный ионосферный слой – хорошо наблюдается на ионограммах. А значит, об области F2 мы имеем многочисленные регулярные данные со всей мировой сети станций ионосферного зондирования. Кроме того, на высотах области F2 регулярно летают искусственные спутники. Они тоже дают много информации о том, как меняются параметры этой области в пространстве и во времени.

Посмотрим, каковы основные особенности поведения области F2 и как они объясняются современной теорией. Начнем с ночного слоя F2. Из экспериментов известно, что ночью концентрация электронов в этом слое падает приблизительно на порядок, а высота максимума повышается примерно на 100 км.

Изменение высоты слоя происходит по двум причинам. Ночью, когда источник ионизации практически отсутствует, максимум слоя должен располагаться там, где сравнивается влияние фотохимии (в данном случае – рекомбинации) и диффузии. Днем же за счет того, что максимум скорости ионообразования расположен внизу (ниже 200 км), смещается вниз и максимум [е]. Этот эффект объясняет примерно половину наблюдаемого изменения высот ото дня к ночи. Вторая половина вызвана вертикальным дрейфом заряженных частиц под действием нейтрального ветра. Двигаясь горизонтально, под углом к силовым линиям магнитного поля, заряженные частицы приобретают составляющую движения, направленную вертикально. Вверх или вниз – зависит от того, откуда дует ветер. В период равнодействия, когда суточные вариации проявляются наиболее четко, ветер дует к полюсам днем и к экватору ночью. Соответственно вертикальная составляющая дрейфа оказывается направленной ночью вверх, а днем – вниз.

Объясняемое таким образом увеличение высоты максимума слоя F2 имеет прямое отношение к проблеме поддержания (вернее, сохранения) ночного слоя F2. Поскольку, как мы знаем, коэффициент рекомбинации β пропорционален концентрации молекул, а последняя уменьшается с высотой, подъем слоя примерно на 100 км означает перенос его в область медленной рекомбинации. Настолько медленной, что слой не успевает полностью исчезнуть в течение ночи и может сохраняться как остаток дневной ионизации. Это – качественное объяснение существования слоя F2 ночью. Количественные расчеты показывают, что для согласования с многочисленными наблюдениями необходима небольшая дополнительная "подкачка" ионизации ночью.

Ясен уже и механизм этой подкачки. Ее осуществляют потоки плазмы (ионов и электронов) из более высоких областей.

Оказалось, что ионосфера находится в своеобразных отношениях взаимообмена с расположенной выше плазмосферой. Днем, когда на ионосферных высотах интенсивно идет фотоионизация, ионосфера может себе позволить поделиться частью образующейся плазмы и та устремляется вверх, образуя поток ионов и электронов. Ночью, когда фотоионизации нет, рекомбинация (которая активна в ионосфере, но практически отсутствует в плазмосфере) начинает быстро уничтожать заряженные частицы в области F2. И здесь плазмосфера возвращает свой долг, посылая потоки плазмы вниз в ионосферу, чтобы поддержать истощенный рекомбинацией профиль электронной концентрации. Таким образом, потоки частиц из плазмосферы (их величина составляет 107-108см-2×с-1) вместе с системой нейтральных ветров объясняют обе особенности ночной области F2 – сохранение достаточно высоких концентраций электронов и подъем максимума слоя.

Вторая особенность области F2 – так называемая зимняя аномалия (не путать с зимней аномалией поглощения радиоволн в области D). Она состоит в том, что дневная электронная концентрация в максимуме слоя F2 зимой выше, чем летом. На первый взгляд, это явно противоречит здравому смыслу. Ведь летом больше время облучения атмосферы солнечным излучением, вызывающим ионизацию, значит, должна бы быть больше (а уж никак не меньше!) и концентрация заряженных частиц. Такое поведение [е] в области F2 выглядело настолько странным, что его назвали летне-зимней аномалией. Так сказать, явное отклонение от кажущегося здравого смысла. Известно при этом, что высота максимума слоя F2 зимой меньше (на 20 – 30 км), чем летом.

С самого начала исследований зимней аномалии в области F2 ее пытаются связать с изменением отношения атомных и молекулярных компонент [О]/[N2]. Наиболее простое объяснение состоит в том, что зимой (когда освещенность Солнцем меньше) температуры атмосферы ниже и, следовательно, по законам диффузионного разделения, выше отношение [О]/[N2]. А электронная концентрация, как мы уже говорили, пропорциональна этому отношению.

Выяснилось, что есть еще один фактор, который изменяет равновесную концентрацию электронов при изменении температуры в нужную нам сторону. Этот фактор – константа γ ионно-молекулярной реакции O+ + N2, которая в значительной мере определяет величину коэффициента β. При уменьшении Tн от лета к зиме будет уменьшаться величина γ, а значит, и β, что приведет к росту равновесной концентрации электронов зимой по сравнению с летом при тех же величинах g.

Небольшое увеличение высоты максимума hM летом по сравнению с зимой тоже легко объясняется в рамках описанной картины. Ведь летом выше р (как за счет роста количества молекул, так и за счет прямого влияния Tн на константу , а следовательно, нижняя часть слоя активнее уничтожается рекомбинацией и максимум перемещается вверх.

Известно, что сезонная аномалия по-разному проявляется на разных широтах и в годы различной активности Солнца. В высоких широтах и в годы максимума активности наблюдается наибольший рост [е] от лета к зиме. В период солнечного минимума и на низких широтах эффект зимней аномалии, как правило, мал. Эти особенности явления объясняют разным характером вариаций параметров все той же нейтральной атмосферы. Из измерений нейтрального состава известно, что амплитуда сезонных вариаций температуры (а следовательно, и концентраций О и N2) как раз растет с увеличением широты места и солнечной активности. На низких широтах при минимуме активности эти вариации малы и могут перекрываться полугодовыми вариациями состава, о которых мы рассказывали в главе 2.

В самое последнее время благодаря спутниковым измерениям нейтрального состава удалось пролить свет на третью важную особенность поведения области F2. Речь идет о так называемых отрицательных ионосферных возмущениях. Известно, что во время (или чуть позже) магнитной бури уменьшаются критические частоты слоя F2, т. е. уменьшается электронная концентрация. Это обычно выражено тем сильнее, чем сильнее буря и чем на более высоких широтах расположена ионосферная станция (на станциях в приэкваториальной зоне отрицательных возмущений не видят никогда). Иногда, однако, возмущение проявляется на среднеширотных станциях, тогда как в высоких широтах ионосфера остается спокойной.

Перестройка

Причину отрицательных возмущений также связывают все с тем же пресловутым отношением [O]/[N2]. Однако объяснить, почему во время магнитной бури уменьшается это отношение (напомним, в области F2 [e]∞[0]/[N2]) на средних широтах, не так просто. Известно, что во время возмущений магнитного поля Земли энергичные частицы из магнитосферы и околоземного космического пространства проникают в верхнюю атмосферу высоких широт, вызывая там целый ряд явлений, от полярных сияний до полного нарушения коротковолновой радиосвязи. При этом в полярной зоне происходит разогрев верхней атмосферы на высотах, больших 120-150 км.

Указанный разогрев может быть причиной того, что во время магнитного возмущения уменьшается отношение [O]/[N2] и соответственно падают равновесные величины [е] в полярной области. Но как объяснить при этом падение (хотя и в меньшей мере) электронной концентрации на средних широтах?

Нагретый в полярной области атмосферный газ может переноситься на более низкие широты в результате так называемой меридиональной циркуляции (т. е. переноса газа на той же высоте вдоль меридиана от полюсов к экватору). При этом газ будет остывать и отношение [O]/[N2] будет возрастать до своего нормального значения. Такая модель качественно объясняет обычное уменьшение амплитуды отрицательного возмущения с уменьшением широты.

Другая модель изменения состава предполагает, что нагретая область атмосферы в полярных широтах может являться источником гравитационных волн. Проникая в среднеширотную атмосферу, эти волны могут вызывать изменение состава (и прежде всего отношения [O]/[N2]) на уровне турбопаузы (105 – 110 км), который определяет состав газа в расположенной выше гетеросфере. Эта модель не так наглядна, как первая, и содержит больше неясностей в физике. Однако есть экспериментальные данные, которые указывают на то, что состав на уровне турбопаузы действительно меняется во время магнитной бури.

Отношения [O]/[N2]

Каков механизм изменения отношения [O]/[N2] в средних широтах, окончательно пока неясно. Но совершенно ясно, что отрицательные ионосферные возмущения действительно контролируются вариациями состава. На спутнике "ЭСРО-4" были проведены аккуратные измерения состава на высотах области F2 во время нескольких магнитных бурь. Выяснилось, что во время бури [О]/[N2] в области F2 действительно уменьшается, причем амплитуда этого уменьшения падает с уменьшением широты. Чем сильнее буря, тем сильнее выражен эффект и тем до более низких широт простирается область возмущенной атмосферы (см. рисунок внизу). Эти данные были детально сопоставлены с одновременными наземными наблюдениями изменения f0F2. Связь между [O]/[N2] и f0F2 оказалась поразительной. Ионосферные станции, расположенные в зоне возмущенной атмосферы, регистрируют отрицательное возмущение, причем его эффект тем сильнее, чем меньше [О]/[N2]. Станции, расположенные вне зоны, отрицательных возмущений не регистрируют. При этом иногда зона возмущений может быть не такой, как на рисунке, и иметь минимум [О]/[N2] в средних широтах. Это объясняет, почему во время некоторых бурь отрицательные возмущения видят только на среднеширотных станциях и не видят в высоких широтах. Но, конечно, объяснить такое широтное распределение [О]/[N2] во время возмущения с точки зрения современной теории еще труднее, чем обычное возрастание [О]/[N2] в высоких широтах.

Так выглядят на сегодня проблемы области F2. Как мы уже говорили, это область ионосферы, где одна фотохимия не может нести ответственности за все явления. Чтобы понять особенности поведения заряженных частиц, следует привлечь целый ряд совсем других процессов: ам-биполярную диффузию, потоки из плазмосферы, нейтральные ветры, гравитационные волны. Скорее всего, этот список неполон и нам предстоит подробнее узнать о влиянии на область F2 других факторов, например электрических полей.

5. Загадочная область D

Самая нижняя – самая неясная

Мы поговорим в этой главе о самой нижней части ионосферы – области D, расположенной на высотах 50 – 90 км. Некоторое время назад для этой области использовали также термин "нижняя ионосфера". Но с развитием ракетных и спутниковых исследований выяснилось, что земная ионосфера простирается значительно дальше, чем считалось ранее: достаточно большие концентрации ионосферной плазмы наблюдаются на расстоянии нескольких тысяч километров от поверхности Земли. В связи с этим изменились и "масштабы названий". Под нижней ионосферой теперь чаще всего подразумевают часть ионосферы ниже примерно 200 км, включающую области D, E и F1. Однако и по сей день иногда говорят "нижняя ионосфера", имея в виду только интересующую нас область D.

Ни одна ионосферная область не вызывала за всю историю ионосферных исследований столько споров, как область D. Ни к одной неприменимы в такой полной мере слова "загадки", "проблемы". И это несмотря на то, что область D – нижняя, а значит, и самая близкая к нам часть ионизированной оболочки Земли!

Предметом жгучих дискуссий являлось буквально все. Строение ионосферы на этих высотах, т. е. распределение основного параметра – электронной концентрации. Состав, т. е. распределение с высотой концентраций отдельных ионов. Роль так называемых малых составляющих: окиси азота, паров воды, атомов кислорода и т. д. и последнее, возможно самое главное,– физика процессов, которые создают и поддерживают ионосферу в области D: источники ионизации, законы рекомбинации, пути преобразования одних заряженных частиц в другие. Как это ни парадоксально, но и сегодня описать область D по всем перечисленным пунктам мы можем (если вообще можем) с гораздо меньшей надежностью, чем, скажем, ионосферу на высотах от 400 – 500 километров до нескольких тысяч.

Почему это так трудно

В чем тут дело? Почему изучать физику заряженных частиц на расстоянии 60 км труднее, чем на расстоянии 600 км? Причины этому две. Одна связана с тем, что сама жизнь заряженных частиц в условиях плотной нейтральной атмосферы в области D неизмеримо сложнее, чем на разреженных просторах внешней ионосферы (выше максимума ионизации на 250 – 300 км). Как мы знаем, плотность нейтрального газа в атмосфере резко падает с высотой. Количество нейтральных частиц в единице объема на расстоянии 600 км во много миллионов раз меньше, чем на расстоянии 60 км. Соответственно меньше и частота столкновений заряженных частиц с нейтральными, а значит, меньше хлопот со всякими процессами, которые такие столкновения порождают.

В то же время ионы и электроны в области D вкраплены в весьма плотную (по ионосферным понятиям, разумеется) среду нейтральных частиц и непрерывно с очень большой частотой сталкиваются с последними, порождая обилие химических превращений. Отсюда и разнообразие типов положительных ионов, и появление отрицательных ионов, и весьма сложная связь с такими малыми составляющими, как NO, О, Н2О, концентрации которых сами по себе известны плохо, и т. д. Все это вместе взятое и делает сложным поведение ионосферы на высотах 50 – 90 км и трудным исследование ее физических процессов, которые определяют первую из упомянутых выше причин плохой изученности D-области. О проблемах физики и структуры этой области как раз и пойдет дальше речь.

Область D

Вторая причина, тормозящая прогресс в исследовании D-области, касается экспериментальных трудностей и связана, как и первая, с расположением этой области в достаточно плотных слоях атмосферы.

Сколь-нибудь подробный разбор различных методик ионосферных измерений выходит за рамки этой книги, поэтому ограничимся здесь лишь самым общим описанием проблемы.

Прямые измерения ионосферных параметров (концентраций ионов, электронов, электронной и ионной температур) выполняются различными методами. Скажем, на ракете устанавливается специальный прибор – зонд, который измеряет количество заряженных частиц в окружающем ракету атмосферном газе, анализируя изменение электронной проводимости этого газа между двумя электродами, на которые подано высокое напряжение. Этот метод дал много сведений о распределении ионов и электронов в ионосфере выше 100 км. Пытались применять его и для измерений на меньших высотах. Но вот беда, в условиях высокой плотности нейтрального газа он становится ненадежен. Абсолютные значения измеряемых параметров начинают зависеть от многих факторов: плотности газа, образования пленки на электродах, так называемой подвижности ионов в газе и т. д. И точно учесть эти факторы очень и очень трудно. Когда сравнили зондовые измерения в области D с другими, более надежными результатами, оказалось, что величины, например, общей концентрации положительных ионов [Х+] в зондовых измерениях сильно завышены (в 3 – 5, а то в 10 раз). К чему это привело с точки зрения аэрономических проблем, мы поговорим ниже. Сейчас отметим, что в последнее время практически отказались от абсолютных измерений зондовой методикой в области D и используют ее лишь для относительных измерений, т. е. для того, чтобы судить, как выглядит формавысотного профиля концентрации положительных ионов или электронов.

Очень много полезных сведений о строении ионосферы дает так называемый метод некогерентного рассеяния. Метод этот очень дорогостоящий и требует создания огромных радиолокаторов, посылающих в атмосферу мощные импульсы (несколько мегаватт) радиоволн. Тем не менее в мире сейчас существует и успешно работает около десятка таких установок. Но вновь та же беда. В плотных слоях атмосферы из-за частых столкновений электронов и ионов с нейтралами этот метод неприменим. Нижняя граница, с которой еще можно получить сведения об ионосферных параметрах, лежит сейчас на 100 – 150 км. В решении проблем D-области, таким образом, некогерентное рассеяние помочь не может.

По всему земному шару разбросана сеть ионосферных станций. Эти станции регулярно патрулируют состояние ионосферы – следят за отражением радиоволн различных частот от ионосферных слоев. Каждые 15 минут на каждой станции получают и фотографируют картинку-ионограмму, где видно, на каких высотах отражаются радиоволны каких частот. Богатейший материал накоплен таким образом о поведении главного ионосферного максимума в области F2 (250 – 300 км). Часто появляется на ионограммах слой F1 (180 – 200 км), днем хорошо видна ионизация в области Е (100 – 120 км), в виде яркого следа проявляется узкий спорадический слой Es (≈105 – 110 км). А вот область D вновь оказывается не охваченной этим методом исследования. На ионограммах ей нет места: радиоволны, испущенные ионосферной станцией, не отражаются от области D. Правда, нельзя сказать, что оператор на ионосферной станции совсем не видит этой области. Время от времени она проявляется, но в негативном плане. Некоторые частоты исчезают с ионограммы. Они застряли по дороге от станции к отражающим слоям и обратно – частично или полностью поглотились на высотах до 100 км. Эффект D-области налицо. Но говорит ли это нам что-нибудь о структуре самой D-области? К сожалению, очень мало. При вертикальном ионосферном зондировании (так называется описанный выше метод), как и в других случаях, когда измеряется интегральный (суммарный) эффект прохождения радиоволн через D-область, очень трудно перейти от этого интегрального эффекта к реальному распределению концентраций электронов (а именно они определяют поглощение радиоволн) по высоте и к абсолютным значениям этих концентраций. Ведь нам, во-первых, ничего неизвестно, как распределено само поглощение с высотой, а во-вторых, это поглощение зависит не только от концентрации электронов, но и от того, сколь часто они сталкиваются с нейтральными частицами, т. е. от частоты соударений. А этот параметр порождает в D-области уже свои проблемы, обсуждение которых увело бы нас далеко в сторону. Отметим лишь грустный факт, что и вертикальное зондирование не дает желаемых сведений о строении ионосферы на высотах 50 – 90 км.

Эффект D-области

В предыдущих главах мы уже видели, как важно знать ионный состав ионосферы на разных уровнях и как много дали масс-спектрометрические измерения этого состава в Е– и F-области. Ну а что же в D-области? Та же картина. Различные типы масс-спектрометров, успешно применяемые выше 100 км, ниже работать не могут. Они "захлебываются" в плотной нейтральной среде и либо совсем выходят из строя, либо отказываются измерять нужные параметры.

Чтобы спасти положение, придумали, как "обмануть" масс-спектрометры и заставить их работать на малых высотах. Перед анализатором прибора стали помещать камеру с вакуумным насосом. Насос непрерывно откачивает воздух, поступающий из атмосферы, окружающей ракету, и создает в камере пониженное давление, которое масс-спектрометр способен "пережить". Прибор работает и дает сведения об относительном содержании различных ионов в окружающем газе, но, естественно, не об их абсолютном количестве.

Ясно, что описанная процедура делает масс-спектрометрические эксперименты на малых высотах значительно более сложными и громоздкими, чем на высотах Е– и F-области. Именно поэтому активное исследование ионного состава D-области задержалось по сравнению с более высокими областями почти на 10 лет.

Масс-спектрометрический эксперимент

Но это еще не все. Специфика самого ионного состава области D вносит дополнительные трудности в процесс его измерений. Сложные положительные ионы-связки, играющие, как выяснилось, большую роль в физике D-области, очень неустойчивы. Образно говоря, они могут развалиться от малейшего прикосновения. А ведь прикосновение ракеты, налетающей на неподвижный газ со скоростью 1 км в секунду, трудно назвать "малейшим". Возникла опасность, что те ионы, которые масс-спектрометр измеряет в нижних слоях,– не что иное, как жалкие осколки значительно более сложных (и соответственно более громоздких и неустойчивых) ионов-связок, реально существующих в атмосфере и распадающихся при встрече с прибором под действием различных факторов (ударная волна движущейся раке ты, электрическое поле прибора и т. д.). Значит, одной лишь откачной системы мало – нужны еще специальные ухищрения, чтобы избавиться от разрушения сложных ионов.

А отрицательные ионы. Ведь проблемы их измерения не стояло при исследованиях состава ионосферы выше 100 км. Значит, здесь для масс-спектрометристов вообще "terra incognita". Да плюс те же самые трудности с возможным распадом сложных отрицательных ионов-связок на более простые в самом процессе измерений.