Полярные сияния - [32]

Распад активных форм полярных сияний начинается сначала на экваториальной границе овала полярных сияний в полуночном секторе и быстро распространяется в направлении к востоку и к полюсу. Распад дуг полярных сияний связан с отрицательной бухтой. В утренние часы величина самой бухты меньше, чем в полуночные часы, а начало ее выражено менее четко.

В утреннем секторе вдоль зоны полярных сияний (а не вдоль овала) наблюдается обширное свечение в линиях 3914 и 5577 Å. Напомним, что эта область совпадает с месторасположением области повышенного риометрического поглощения радиоволн в утренние часы. Эти сияния названы сияниями типа мантии. Интенсивность этих сияний зависит от степени планетарной возмущенности геомагнитного поля Земли (от индекса К_Р).

Ионосферная суббуря

Магнитосферная суббуря проявляется в верхней атмосфере высоких широт не только в виде полярных сияний и вариаций геомагнитного поля. Под действием высыпающихся электронов и протонов происходит изменение концентрации свободных электронов в различных областях ионосферы, нарушается ее регулярность и пространственная однородность. Повышенная ионизация в нижней ионосфере вызывает поглощение радиоволн.

Рассмотрим, что собой представляет ионосферная суббуря, как она протекает и как она связана с суббурей в полярных сияниях. Но вначале приведем самые общие сведения об ионосфере высоких широт.

Земная атмосфера характеризуется давлением, температурой, плотностью и химическим составом. Плотность атмосферы и ее давление с высотой уменьшается экспоненциально. Температура до 12—13 км над уровнем моря уменьшается до 200 К. Эта область нижней атмосферы называется тропосферой. Высота тропопаузы меняется от экватора к полюсу, как это показано на рис. 36. Выше тропосферы располагается стратосфера (до 50 км), в которой температура с высотой увеличивается до того значения, которое наблюдается на поверхности Земли. Выше этого уровня температура снова уменьшается с высотой. Эта область называется мезосферой, которая на 85 км заканчивается мезопаузой с температурой 150 К. На этой высоте температура земной атмосферы самая низкая. Выше мезопаузы температура с высотой снова увеличивается в интервале высот 30—40 км — от 150 К до 500 К. Выше этого уровня днем и ночью температура изменяется с высотой по-разному: днем она достигает 1500—2000 К, а ночью 700—1000 К. Выше 200—250 км как днем, так и ночью температура с высотой не меняется.

Состав атмосферы зависит от тех движений, которые в ней происходят. От поверхности Земли до уровня 105—110 км атмосфера хорошо перемешана благодаря достаточной вязкости атмосферного газа, который в этой области движется как единое целое. Поэтому состав с высотой на этих уровнях не меняется. Его поддерживает постоянным турбулентное перемешивание или турбулентная диффузия. На этих уровнях изменяются только относительные концентрации химически активных малых компонент, таких, как окись азота, озон и т. д. Область постоянного химического состава называется гомосферой.

Рис. 36. Высотный профиль температуры земной атмосферы

Рис. 37. Высотное распределение концентрации атмосферных газов N₂, O₂, Ar, O, He

Выше 105—110 км турбулентная диффузия уменьшается и различные атмосферные газы начинают вести себя каждый по-своему: более легкие частицы устремляются вверх, более тяжелые движутся медленнее. Чем выше, тем больше легких частиц (водород, гелий) и меньше тяжелых (кислород, азот).

Вся гетеросфера (до 105—110 км) имеет тот же состав, что и воздух у поверхности Земли: 78% молекулярного азота, 21% молекулярного кислорода и около 1% аргона. Остальные частицы (O₃, NO, N, H₂O) составляют менее 0,1% общего количества частиц.

Выше 100 км встречается атомарный кислород, который образуется из молекулярного путем диссоциации молекул O₂ излучением Солнца. Атомы кислорода появляются на высоте 80—90 км; на высоте 120—130 км количество атомарного и молекулярного кислорода уравнивается, а на 160—180 км концентрация O равна концентрации N₂. Выше 600 км обнаружены большие количества гелия и водорода, причем первый является основной компонентой атмосферы до высоты 1500 км, а затем его постепенно сменяет второй (рис. 37).

Распределение с высотой плотности атмосферы, а также температуры в термосфере (выше мезопаузы) зависит от солнечной активности и времени суток (рис. 38).

Теперь рассмотрим, как образуется ионосфера Земли.

На земную атмосферу падает излучение Солнца с длинами волн от долей Ангстрема до излучения в далеком ультрафиолете (рис. 39). Излучение в различных диапазонах длин волн проникает в атмосферу Земли на различные высоты. Это зависит от соотношения между энергией излучения (которая обратно пропорциональна длине волны) и порогами диссоциации, ионизации и других элементарных процессов.

На рис. 40 стрелками показаны длины волн излучений Солнца, наиболее важных для ионосферы (He II, He I, H_α, _β, _γ, L). Указаны также основные атмосферные газы, которые поглощают излучение данной длины волны (N₂, O₂, OH), и основные образующие при этом ионы (O₂⁺, N₂⁺, NO⁺).

Под действием солнечного излучения происходит ионизация атмосферных газов — образуются свободные электроны, оторванные от атомов, и положительные ионы. Если задать интенсивность солнечного излучения и сечения взаимодействия этого излучения с атмосферными газами, то можно рассчитать скорость ионизации при разных условиях. Излучение Солнца, естественно, зависит от его зенитного угла.