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.