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+.