Зависимость отношения [NO+] / [O2+] в слое Е ионосферы от солнечной активности

Согласно международной справочной модели IRI [Bilitza, 1997; Данилов , Смирнова , 1995], отношение основных ионных компонентов φ + = [NO+]/[O₂+] на высотах 100–120 км в среднеширотном слое Е весьма чувствительно к вариациям зенитного угла Солнца χ , но практически не зависит от уровня сол нечной активности ( параметра F _10.7). Так , например , для летних и равноденственных дневных условий средних широт разница в значениях φ ⁺ вблизи высоты максимума слоя ( h _mE), определенных для низкого ( F 10.7 =70 с . е . п .) и среднего ( F 10.7 =140 с . е . п .) уровней солнечной активности , отсутствует совершенно . К тому же остается неопределенной ситуация с высокой солнечной активностью – данные на сей счет не при водятся . При этом отношение φ ⁺ меняется с сезоном : оно испытывает полугодовые колебания с максиму мами в периоды солнцестояний и минимумами в пе риоды равноденствий . Однако в работе [ Гивишвили , Лещенко , 2003] было показано , что на самом деле сезонные вариации φ ⁺ должны быть малы либо отсут ствовать вовсе . Вместе с тем в работах [ Данилов А . Д ., Смирнова , 1997a, 1997b], в которых проводился ана лиз многолетних вариаций отношения [NO⁺]/[O₂⁺], утверждается , что за период 1958–1986 гг . отношение φ ⁺ понизилось в 2–4 раза . Заключение это получено путем сравнения данных масс - спектрометрических измерений ионного состава с моделью [ Данилов , Смирнова , 1995], основанной на массиве эксперимен тальных данных , представленных в работе [ Данилов и др ., 1981]. Столь сильный многолетний тренд отно шения φ ⁺ при его практической независимости от уровня солнечной активности вызывает удивле ние . Тем более что в работе [Titheridge, 1997] ут верждается , что концентрация NO на высотах среднеширотного слоя Е в сильной степени зависит от индекса F _10.7 и в значительно меньшей степени – от сезона года . Цель настоящей работы состоит в том , чтобы выяснить связь ионного состава слоя Е с циклом солнечной активности .

Данные измерений

Анализ многолетнего тренда отношения φ+ в работах [Данилов А.Д., Смирнова, 1997a, 1997b] про- водился следующим образом. При каждом ракетном запуске определялась величина φЭ+ (где нижний индекс «Э» означает «экспериментальный») на высоте 120 км. Для соответствующих ему гелиогеофизиче-ских условий проведения эксперимента находилось модельное значение φМ+ из [Данилов, Смирнова, 1995] на той же высоте. Отношение δφ+=φЭ+/φМ+ наносилось на график в зависимости от года проведения запуска. Результаты усреднялись по группам запусков за несколько лет, и вычислялось среднеквадратическое отклонение σ. Они (результаты) представлены (без значений σ) на рис. 1, заимствованном из работы [Данилов А.Д., Смирнова, 1997b]. На этот же график нанесены усредненные по тем же группам значения индекса солнечной активности , соответствующие моментам запусков. Количество запусков, по которым проводилось усреднение (n), и соответствующие им усредненные значения зенитных углов Солнца <χ>, lg<δφ+> и представлены в табл. 1 (усреднение проводилось в пределах нескольких взятых последовательно лет). Нетрудно увидеть, что зависимости

Таблица 1

Многолетние вариации усредненных значений гелиогеофи - зических параметров из [ Данилов А . Д ., Смирнова , 1997b]

годы	n	< F 10.7>	< χ >	lg< δφ +>
1960	6	190	76	0.29
1968	4	132	82	0.16
1972	15	106	57	0
1978	6	76	54	0.031
1985	4	99	58	–0.088

Рис . 1. Изменения ионного состава и солнечной ак тивности за 25- летний период измерений . Средние значе ния lg δφ ⁺ ( черные кружочки ) и F _10.7 ( светлые треугольни ки ), определенные для пяти групп запусков . Сплошная и штриховая прямые – их линейные тренды соответственно .

δφ+(t) и F10.7(t) близки друг другу. В самом деле, связь lg<δφ+> с временем определяется выражением lg<δφ+>=28.473–0.0144 t, (1) где t – время в годах с 1960 по 1985 г.; тогда как для cвязь с временем описывается формулой

< F 10.7 >=7896.8–3.9284 t , (2)

где t – то же , что в выражении (1). В первом случае отношение между максимальными (1960 г .) и мини мальными (1985 г .) значениями составляет 2.2 ( для δφ ⁺) и 2.5 ( для F 10.7 ) при коэффициенте корреляции между ними , достигающем 0.87.

Данное обстоятельство наводит на мысль , что вы явленные вариации δφ ⁺ являются следствием не столь ко многолетнего временного тренда , сколько зависи мостью этого параметра от уровня солнечной актив ности . Поскольку это предположение противоречит модели [ Данилов , Смирнова , 1995], необходимо вер нуться к исходному массиву данных , послужившему ее основой , большая часть которого представлена в работе [ Данилов и др ., 1981].

Трудность нахождения закономерностей зависи мости φ ⁺ от различных гелиогеофизических факто ров и условий связана с крайней малочисленностью измерений этого параметра , обладающего , однако , одним несомненным достоинством – он , как показа но в работе [ Данилов А . Д ., Смирнова , 1997b], не зависит ни от абсолютных величин концентраций ионов , ни от чувствительности прибора . Следова тельно , можно полагать , что большой разброс зна чений φ Э ⁺, регистрируемых в различных экспери ментах , обусловлен не столько погрешностью изме рений , сколько высокой степенью естественной ва риативности этого параметра . Чтобы из имеющихся данных измерений выделить эффекты , связанные с солнечной активностью , необходимо располагать статистически значимым их количеством , уклады вающимся , как минимум , в одном цикле солнечной активности . К сожалению , за весь 28- летний период проведения запусков в средних широтах к анализу могли быть привлечены данные только 35 измере ний . Причем они проводились при сильно разли чающихся зенитных углах Солнца χ и уровнях гео магнитной возмущенности .

Во избежание смешения временных и цикличе ских источников изменчивости φ ⁺ в настоящей ра боте анализ поведения данного параметра прово дился лишь в одном цикле солнечной активности , охватывающем период с 1958 по 1970 г . При этом учитывался тот факт , что сезонные вариации φ ⁺, которые в модели [ Данилов , Смирнова , 1995] при знаны значимыми , на самом деле столь малы , что их можно не принимать во внимание [ Гивишвили , Ле щенко , 2003]. Сведения об условиях , сопутствовав ших проведению запусков , и результаты измерений приведены в табл . 2 ( № 1–9). Там же представлены средние за два дня ( предшествующий запуску и во время него ) значения планетарного А _р - индекса . От носительно запуска № 5, во время которого было зарегистрировано значение φ_Э ⁺ = 0.8, необходимо дать следующее пояснение . В цитируемой работе [Holmes, et al., 1967] нижняя граница высот , на кото рых производились измерения , составляла 130 км .

Здесь и вплоть до высоты 138 км удерживалось значе ние φ_Э ⁺<1. А так как в области Е высотные градиенты концентраций NO⁺ и O 2 ⁺ относительно малы и усло вие [NO⁺]>[O 2 ⁺]( φ Э ⁺>1)

Таблица 2

Данные о гелиогеофизических условиях , пунктах прове дения экспериментов и литературных источниках

№	Дата	Пункт	χ °	F 10.7	h , км	А р	φ Э +	№ ссылки
1	02.08.1958	Сред . шир .	54	250	110	13	3.8	17
2	29.04.1960	Уоллопс	28	167	110	70	9.0/4.0*	9
3	15.06.1960	Сред . шир .	75	166	110	10	3.2	18
4	03.05.1962	Уоллопс	30	94	110	6	2.2	19
5	15.02.1963	Уайт Сэндс	60	76	130	20	0.8	8
6	15.03.1968	Уоллопс	50	140	110	25	2.5	20
7	18.04.1969	Волгоград	70	155	110	14	2.6	21
8	–07.1970	Волгоград	71	150	110	–	3.1	22
9	23.07.1970	Сардиния	38	118	110	16	2.8	23
10	1958–1960		52	194			5.3/3.8 *
11	1962–1963		45	85			1.5
12	1968–1970		57	141			2.8

Примечание : 1) усредненные значения выделены жирным шрифтом ; 2) звездочкой отмечены наиболее вероятные значения φ ⁺ для невозмущенных геомагнитных условий в годы высокой солнечной активности .

устанавливалось лишь на высотах , превышающих 142 км , то это дает основание считать , что найденное соотношение [NO⁺]<[O 2 ⁺] ( φ Э ⁺<1) в этом экспери менте выполнялось и на высоте 110 км . Что касается запуска № 2, то девятикратное превышение [NO⁺] над [O 2 ⁺] в нем трудно объяснить иначе , чем влиянием последействия геомагнитной возмущенности . Эффект скачкообразного роста φ Э ⁺ непосредственно во время геомагнитного возмущения был отмечен теми же ав торами на том же полигоне при запуске 15 ноября 1960 г . [Taylor, Brinton, 1961].

Косвенные соображения в пользу этой гипотезы таковы . Известно [ Брасье , Соломон , 1987], что ос новным источником образования ионов NO⁺ на вы сотах слоя Е являются ионно - молекулярные реакции

[Fehsenfeld F.C., Ferguson, 1972]

O2++NO=NO++O2 с к1=6.3· 10–10,(3)

N2++О=NO++N с к2=1.4· 10–10,(4)

N2++O2=O2++N2 с к3=4.7 ·10–11 (300/Т),(5)

с учетом которых

[NO+]=(JN2+[N2] А+В)/αNO+ne,(6)

где А = к 2 [O]/( к 2 [O]+ к 3 [O 2 ]), В = к 1 [NO][O 2 ⁺], равно весная концентрация электронов n e =[NO⁺]+[O 2 ⁺], J N2+ – скорость образования ионов N 2 ⁺ рентгенов ским излучением , а коэффициент диссоциативной рекомбинации ионов NO⁺ [Mehr, Biondi, 1969]

α NO+ =4.110^–7(300/ Т )^0.5,                           (7)

где Т – температура . Спутниковые измерения кон центрации NO на высоте 105 км , близкой высоте максимума слоя Е ( h m Е≈ 110 км ), показали [Gravens, Stewart, 1978], что она в сильной степени зависит от уровня геомагнитной возмущенности , в частности , от планетарного индекса А _р . В средних широтах ( на дипольной широте 40°) эта зависимость выражается уравнением

[NO]=3.2·10⁷{1+( А р –20)/51}.                 (8)

Видно (8), что при изменении значения А р от 13

(запуск № 1) до 70 (запуск № 2) [NO] должна была измениться от [NO]с=2.5·107 до [NO]в=6.4·107 см–3 (где нижние индексы «с» и «в» означают спокойные и возмущенные условия соответственно), т. е. в 2.8 раза, что сопоставимо с превышением значения φ+, полученного при запуске № 2, над величиной этого параметра, полученной при запусках № 1 и 3.

Для оценки вклада О , О ₂, N₂, NO, O₂⁺, Т и n _e в образование NO⁺ обратимся к моделям MSIS [Hedin, 1991] и IRI. Первая из них описывает характеристи ки атмосферы , начиная с 1961 г ., соответствующего среднему уровню солнечной активности . Для анали за эффективности соответствующих реакций , проте кавших в годы высокой солнечной активности ( с < F 10.7 >=190, табл . 1), за расчетную дату примем ме стный полдень 15 мая 1980 г . для координат 50° N и 40° E при F 10.7 =203. Согласно указанным моделям , на высоте 110 км : [O]=1.8·10¹¹, [O 2 ]=1.9·10¹¹, [N 2 ]=1.3·10¹², [O 2 ⁺]=7.0·10⁴, n e =1.85·10⁵ см ^–3 и Т =273 K. Для среднего уровня солнечной активности ско рость ионизации , обусловленная рентгеновским из лучением , q R = J N2+ [N 2 ]+ J О 2+ [ О 2 ]+ J О + [ О ] ≈ 4·10² см ^–3 с ^–1 [ Иванов - Холодный , Нусинов , 1979]. В работе [ Ну - синов , 2004] показано , что скорость ионообразова - ния этим излучением меняется в цикле солнечной активности в ~5.5 раза . Следовательно , для условий максимума активности можно положить q R ≈ 9·10² см ^–3 с ^–1 ( что превышает значение q R при среднем уровне солнечной активности в ~2.3 раза ). Подстав ляя указанные значения нейтральных и заряженных компонент в выражение (6), получим , что вклад ка нала J _N2+ [N₂] А в образование NO⁺ составляет 6.4·10² см ^–3 с ^–1. В то же время канал В при [NO] в =6.4·10⁷ см ^–3 продуцирует ионы NO⁺ со скоро стью 2.8·10³ см ^–3 с ^–1, т . е . в 4–5 раз эффективнее ка нала с участием О , О 2 и N 2 . Суммарная концентра ция [NO⁺] в в этом ( возмущенном по содержанию NO) случае составляет 4.3·10⁴ см ^–3.

Теперь вместо [NO] в , наблюдавшегося 29.04.1960 г ., в выражение (6) подставим значение [NO] с , соответ ствующее спокойным условиям 02.08.1958 г . и 15.06.1960 г . ( табл . 2). Получим , что для невозмущен ных ( по содержанию NO) условий [NO⁺] с =2.4·10⁴ см ^–3, так что [NO⁺] _в / [NO⁺] _с =1.8. К этой разнице между нормальными и возмущенными значениями [NO⁺] приводит изменение [NO] в 2.1 раза . Следовательно , можно предполагать , что для невозмущенных гео магнитных условий при высокой солнечной актив ности для φ Э ⁺ характерно значение , определенное 02.08.1958 и 15.06.1960 г ., т . е . равное примерно 3.8 ( в табл . 2 оно показано звездочкой ).

Что касается зависимости отношения φ+ от уровня солнечной активности, то здесь необходимо учесть следующее. Значения χ0, F10.7 и φЭ+, определенные в табл. 2 как средние для высокой (1958– 1960 гг.), низкой (1962–1963 гг.) и умеренно высокой (1968–1970 гг.) солнечной активности, представлены в ней под № 10–12. Так как углы χ для этих уровней солнечной активности сопоставимы между собой (средние значения χ=45÷57° в табл. 2 выделены жирным шрифтом), согласно модели [Данилов, Смирнова, 1995] значения φМ+ должны были бы различаться не более чем на несколько процентов. На самом деле оказывается, что при примерном равенстве условий освещенности вариации φЭ+ жестко контролируются уровнем солнечной активности (рис. 2). Зависимость φЭ+ от F10.7 определяется выражением (при нескорректированном значении φ+ (запуск № 2))

φ Э ⁺=0.0348 F 10.7 – 1.6654. (9)

Если принять более реалистичное для высокого уровня солнечной активности и невозмущенных геомагнитных условий скорректированное среднее значение φ Э ⁺ = 3.8, то выражение (9) примет вид

φ Э ⁺= 0.0211 F 10.7 – 0.2569 (10) с коэффициентом корреляции R =0.998. Таким обра зом , при изменении F _10.7 от 70 до 200 с . е . п ., φ_Э ⁺ должно возрастать в 3.2 раза .

Обсуждение результатов

Вывод о существенной зависимости φ ⁺ от сол нечной активности качественно согласуется с ана лизом уравнения (6). Для расчетов концентрации [NO⁺] m при низком уровне солнечной активности ( нижний индекс «m») из моделей MSIS и IRI были взяты параметры атмосферы и ионосферы для тех же координат и гелиогеофизических условий , что и вы ше , но для 1964 г ., при < F 10.7 >=72. На высоте 110 км они составили : [O]=1.4·10¹¹, [O₂]=2.2·10¹¹, [N 2 ]=1.3·10¹², [O 2 ⁺]=4.6·10⁴, n e =1.26·10⁵ см ^–3 и Т =264 K. Откуда , в соответствии с (6), [NO⁺]_m=1.35·10⁴ см ^–3. Ранее для высокой солнечной активности и невозму щенных условий было получено [NO⁺] с =2.45·10⁴ см ^–3. Следовательно , [NO⁺] с / [NO⁺] m =1.8, тогда как в со ответствии с (10) φ с ⁺ / φ m ⁺ =3.0 при возрастании F 10.7 с 72 до 190 с . е . п . Учитывая , что эти результаты полу чены из анализа различных ( экспериментальных и модельных ) групп данных , расхождение между ними можно считать несущественным , тем более что на об суждаемых высотах концентрация O₂ обратно про порциональна F _10.7 [Hedin, 1991]. С учетом этого факта отношение {[NO⁺] с /[O 2 ⁺] с }/[NO⁺] m /[O 2 ⁺] m } дос тигнет значения 2.1. Далее в работе [Titheridge, 1997] приводится выражение для концентрации NO вблизи максимума среднеширотного слоя Е ( см ^–3):

[NO]={14.8+0.22( F 10.7 –100)0.0008×

×( F 10.7 100)²+0.1s ψ }·10⁶. (11)

Здесь s=1, 0, –1 соответственно в июне , в равноден ствие и в декабре , ψ – широта в градусах . При том же изменении от 70 до 200 с . е . п . концентрация [NO] на широте ψ =45° должна возрастать в 2.6 раза в среднем за год .

Рис . 2. Зависимость средних φ_Э ⁺, соответствующих χ =45÷57°, от F _10.7 для трех уровней солнечной активности .

Рис . 3. Временная развертка вариаций : среднегодовых значений < F _10.7> ( светлые кружочки ); значений F _10.7, со ответствующих запускам из табл . 2 ( светлые квадраты ); значений F _10.7, сгруппированных в соответствии с табл . 1 [ Данилов , Смирнова , 1997a, 1997b] ( черные треугольники ).

Таким образом , вышеприведенные оценки тремя независимыми способами связи газового и ионного состава нижней термосферы с уровнем солнечной активности показывают , что при переходе от мини мума к максимуму солнечной активности в средних широтах происходит возрастание [NO] в 2.6 раза , [NO⁺] в 1.8 раза , экспериментального значения φ Э ⁺ в 3.0 ( судя по табл . 2) или в 3.2 раза ( в соответствии с выражением (10)). Некоторый разброс величин воз растания нетрудно объяснить различием как сопос тавляемых параметров и условий проведения экспе риментов , так и погрешностью моделей и эмпириче ских данных . Кроме того , очевидно , что оценки эти носят приближенный характер , так как для их уточ нения требуется значительно более представитель ный массив данных измерений . Одно остается несо мненным : отношение φ ⁺ зависит от уровня солнеч ной активности и эта зависимость достаточно на дежно определяется формулой (10).

Возможная причина ошибочного вывода о незави симости φ ⁺ от F 10.7 , а также ложного отождествления с зависимостью φ ⁺ от времени иллюстрируется на рис . 3. Из рисунка видно , что пять групп лет , принятых в ра ботах [ Данилов , Смирнова , 1997a, 1997b] за опорные , случайно совпали с годами последовательного пони жения солнечной активности от максимальной , прихо дящейся на 1959 г ., до минимальной , совпавшей с 1978 и 1985 гг . По - видимому , это произошло главным обра зом вследствие крайней нерегулярности и малочис ленности проведения ракетных экспериментов . Одна ко это же обстоятельство , а также близость временной φ ⁺( t ) и солнечно - обусловленной φ ⁺ ( F 10.7 ) зависимостей ( формулы (9), (10)) ставят под сомнение вывод о суще ствовании сильного многолетнего тренда ионного со става в среднеширотном слое Е , при котором за 25 летний интервал измерений φ ⁺ возрастает в 2–4 раза .

Выводы

Суммируя вышеизложенное , можно прийти к следующему заключению :

• 1.    Ионный состав в области Е ионосферы зависит от уровня солнечной активности .

• 2.    Имеющийся в настоящее время массив данных измерений указывает на то , что оценка временного тренда изменения φ ⁺, полученная в [ Данилов А . Д ., Смирнова , 1997a, 1997b], по - видимому , нереалистич на . Многолетний тренд ионного состава слоя Е если и наличествует , то он не так велик , как это следует из указанных работ .